Курс инженерная геология, гидрогеология и геокриология читается на первом курсе магистратуры для магистров по направлению 511100 Экология и природопользование

Введение

  Курс инженерная геология, гидрогеология и геокриология читается на первом курсе магистратуры для магистров по направлению 511100 «Экология и природопользование», проблемное поле направления подготовки 511101 «Геоэкология» в объеме 72 часа (36 часов лекций и 36 часов практических занятий) и включает курсовую работу. Базовой основой курса служат дисциплины: геоэкология, гидрология, география, климатология.

Содержание курса

Введение. Предмет, содержание история становления и задачи, решаемые в инженерной геологии, гидрогеологии и экологической геологии.

   Инженерно-геологическая характеристика массивов горных пород Понятие о массиве горных пород. Факторы, влияющие на поведение массива.

   Инженерно-геологическая классификация грунтов. Инженерно-геологические особенности и формирование свойств различных горных пород: скальных (магматических, метаморфических, осадочных сцементированных); дисперсных (несвязных и связных грунтов, почв и торфов). Искусственные грунты их виды и свойства. Процессы новообразования минералов – индикатор техногенного воздействия. 

   Инженерная геодинамика. Изучение геологических процессов в инженерной геологии. Классификация процессов.

   Инженерно-геологические исследования. Задачи исследований. Виды работ и их особенности. Полевые и лабораторные исследования. Мониторинг в инженерной геологии. Инженерно-геологические карты и разрезы.

   Роль инженерной геологии в геоэкологии.

   Экологическая геология. Предмет, содержание, задачи, связь с другими науками. Экологические функции литосферы. Литотехнические системы. Методы эколого-геологических исследований.

   Роль и место экологической геологии в геоэкологии.

   Криолитозона. Механизм и причины возникновения криолитозон. Криогенные и посткриогенные геологические процессы и явления. Основные характеристики многолетнемерзлых пород.

  Водные свойства горных пород – Водопроницаемость, влагоемкость, водоотдача и др.

   Подземные воды, их классификация. Физические свойства и химический состав подземных вод. Основные процессы формирования подземных вод. Нормы оценки качества воды для питья и технических целей. Гидрогеохимические методы поисков и изучения природных и техногенных аномалий.

   Грунтовые воды и верховодка. Основные типы, зональность грунтовых вод. Режим грунтовых вод. Карты гидроизогипс.

   Артезианские воды, их характеристика. Основные артезианские бассейны России.

   Подземные воды в трещиноватых и закарстованных породах.

   Подземные воды зоны развития многолетнемерзлых пород (криолитозоны).

   Естественные выходы подземных вод.

   Подземные минеральные воды и воды нефтяных и газовых месторождений. Лечебные минеральные воды. Промышленные воды. Термальные воды.

   Основные законы движения подземных вод. Виды передвижения воды в породах. Коэффициент фильтрации и методы его определения. Движение подземных вод к водозаборным сооружениям, взаимодействие водозаборов. Методы моделирования при гидрогеологических расчетах.

   Гидрогеологические исследования, задачи и виды исследований. Гидрогеологическая съемка. Поиски и разведка подземных вод для водоснабжения, подсчет запасов. Гидрогеологические исследования и наблюдения в скважинах и горных выработках. Уменьшение запасов подземных вод и их загрязнение. Гидрогеологический мониторинг и охрана подземных вод. Роль гидрогеологии в геоэкологии.

  Общие положения геокриологии. Мерзлые горные породы как основания инженерных сооружений 

   Теплопередача и температурное поле в горных породах. Промерзание и протаивание мерзлых пород.  Методы решения задач о промерзании и протаивании пород.

   Формирование сезонного промерзания и протаивания пород. Типы сезонного промерзания и протаивания. Влияние природных факторов и условий на формирование температурного режима и глубину сезонного промерзания и протаивания пород. Динамика процессов сезонного промерзания и протаивания горных пород.

Закономерности формирования и развития многолетнемерзлых пород. Термодинамические условия развития мерзлых толщ. Влияние граничных условий на формирование мощности и температурного режима мерзлых толщ. Зависимость мощности и температурного режима многолетнемерзлых пород от геологических факторов и процессов.

   Криогенные процессы и явления. Проявление процессов морозного пучения дисперсных пород. Морозобойное растрескивание, полигональные поверхностные и подземные образования. Термокарст. Склоновые процессы и явления.

   Подземные воды в криолитозоне. Мерзлые толщи как криогенные водоупоры, типизация подземных вод в криолитозоне. Особенности питания, стока и разгрузки подземных вод в криолитозоне. Взаимодействие подземных вод и мерзлых толщ.

Геокриологический прогноз и принципы управления мерзлотным процессом при хозяйственном освоении территории. Цель и задачи прогноза.

 Объем курса 72 часа (36 лекций, 36 – лабораторных работ). Курс заканчивается оценкой по курсовой работе, зачетом по практическим занятиям и экзаменом по теоретической части.

Краткий конспект лекций

  Инженерная геология, гидрогеология, геокриология – общее содержание, цели и задачи научных дисциплин. Соотношение инженерной геологии, гидрогеологии и геокриологии с экологической геологией. Методологический подход при изучении  инженерно-геологических, гидрогеологических и геокриологических условий территорий.

  1. Инженерная геология. Соотношение СНиП 11-02-96 «Инженерно-геологические изыскания для строительства» и СП 11-102-97 «Инженерно-экологические изыскания». Инженерно-геологические условия территорий. 

 Понятие грунт. Состав грунтов. Характер структурных связей. Свойства грунтов. Общая классификация грунтов. 

Характеристика основных типов грунтов. Состав и свойства.

 Скальные грунты - породы с жесткими структурными связями. Интрузивные, эффузивные, метаморфические и осадочные сцементированные разности. Примеры.

 Полускальные грунты - породы с жесткими структурными связями. Осадочные, химические и биохимические породы. Примеры.

Таблица 1. 7

Показатели физико-механических свойств метаморфических пород терригенной формации юры (Кавказ)

 Таблица 1. 8

Основные показатели физико-механических свойств флишевой формации (осадочные сцементированные)

Таблица 1. 9

Показатели физико-механических свойств осадочных химических пород 



 Таблица 1. 10

Общая систематика и инженерно-геологические особенности кремнистых пород



 

   Инженерно-геологическая характеристика пород без жестких связей. 

  Глинистые грунты. Общие закономерности состава и свойств. Элювиальные, делювиальные, аллювиальные глины, моренные образования, ленточные глины, современные озерные накопления, морские отложения.

  Лессы и лессовидные грунты. Условия формирования и генезис просадочности.

  Несвязные грунты. Крупнообломочные и песчаные разности.

  Понятие инженерно- геологической формации. Платформенные, геосинклинальные и орогенные формации. Литогенетические формации и фации и комплексы (таблица 1.11). Примеры.

 Таблица 1. 11

Основные типы литологических формаций и комплексов



   Массивы горных пород. Инженерно-геологический массив. Факторы, определяющие поведение массива. Вещественный состав. Трещиноватость. Обводненность. Напряженное состояние массива. Классификация массивов. Массивы литолого-структурные и массивы дизъюнктивов. Примеры (таблицы 1.12,1.13). 

  Геодинамические и инженерно-геологические процессы. Классификация процессов (таблица 1.14). Характеристика процессов. Эндогенные процессы. Эпейрогенические движения земной коры. Вулканизм. Сейсмические явления. Микросейсмическое районирование (таблицы 1.15, 116). Эндогенные процессы, вызванные деятельностью человека.

  Экзогенные процессы климатического характера: выветривание, криогенные и посткриогенные процессы. Процессы водного характера: растворение, размывание, заболачивание. Гравитационные процессы.

Таблица 1. 16

Приращение сейсмической бальности грунтов

  

  Экзогенные процессы климатического характера: выветривание, криогенные и посткриогенные процессы. Процессы водного характера: растворение, размывание, заболачивание. Гравитационные процессы.

  Инженерно-геологическое районирование территорий – основа инженерно-геологического картографирования. Инженерно-геологические регионы, области, районы, подрайоны, участки. Признаки выделения таксонов. Инженерно-геологический элемент.

   Инженерно-геологические условия. Рельеф, породы, воды и процессы – основные составляющие инженерно-геологических условий Классификация инженерно-геологических условий по степени сложности (таблица 1.17).

   Инженерно-геологические карты и легенды к ним. Примеры.

   Стадийность инженерно-геологических изысканий. Стадия инвестиций. Стадия проекта. Стадия рабочих чертежей. Масштабы и содержание работ на каждой стадии.

 2. Гидрогеология. Происхождение и классификация подземных вод. Инфильтрационные воды – формируются за счет процесса просачивания атмосферных или поверхностных вод через поры и узкие трещины. Конденсационные воды – процесс образования воды связан с изменением упругости водяных паров атмосферного и почвенного воздуха. Седиментационные воды – погребенные воды, образовавшиеся в процессе литогенеза. Ювенильные воды – воды, образующиеся из магмы при остывании за счет взаимодействия водорода и кислорода. Кристаллизационная и гидратационная  вода входит в кристаллическую решетку минералов (таблица 2.1)





Таблица 2.1

Содержание воды в составе некоторых минералов



  Классификация подземных вод (таблица 2.2). Воды зоны аэрации, грунтовые воды, артезианские воды – признак деления: характер напора. По условиям залегания: воды поверхностных поровых отложений, пластовые воды, карстовые воды, воды тектонических трещин и трещин выветривания, воды в мерзлых породах. Классификации по температуре, общей минерализации, величине рН, степени жесткости приведены в разделе «Практические занятия».

 Виды воды в горных породах. Вода в форме пара. Связная вода. Капиллярная вода. Гравитационная вода. Вода в твердом состоянии – лед.

 Водные свойства горных пород. Влагоемкость – способность горных пород вмещать и удерживать в себе то или иное количество воды (влагоемкие породы: торф, глина, суглинок; слабо влагоемкие: глинистый песок, лесс, мергель, глинистый песчаник; невлагоемкие: песок, гравий, изверженные и скальные породы). Полная, капиллярная и максимальная молекулярная влагоемкость.

Таблица 2.3

Высота капиллярного подъема воды



 Недостаток насыщения – тот объем, который может принять порода – разность между полной влагоемкостью и естественной влажностью. Водоотдача – способность воды вытекать из водонасыщенной породы под действием гравитации. Водопроницаемость – способность горных пород пропускать через себя воду. Водопроницаемые: галечник, гравий, песок; Полупроницаемые: глинистый песок, супесь, легкий суглинок; Водонепроницаемые: глина, тяжелый плотный суглинок, хорошо разложившийся торф, скальные и полускальные не трещиноватые породы.

  Формы питания и разгрузки подземных вод. Питание: атмосферные осадки, перетекание из одних водоносных горизонтов в другие, включая «гидрогеологические окна», поверхностные водотоки при изменении их уровня. Разгрузка: природные дрены (речные долины, озера, болота), перетекание в более глубокие водоносные горизонты, источники (восходящие, нисходящие)

  Режим подземных вод – процесс изменения во времени гидродинамических и гидрогеохимических характеристик потока. Определяется 1) экзогенными факторами: климат, гидрологические условия, 2) эндогенными факторами: эпейрогенические движения земной коры, землетрясения, 3) техногенные факторы: орошение, осушение, подъем уровня грунтовых вод на селитебных территориях. Основная природная закономерность: изменчивость режима подземных вод, как правило, снижается вниз по разрезу, от вод зоны аэрации к грунтовым и далее к межпластовым.

  Баланс подземных вод- сопоставление приходных и расходных компонентов подземного стока для определенной гидрогеологической структуры. Qприход.= Qрасход. Qприход. = Qатм. питание + Qперетек. + Qпов.водотоки + Qтехног. Qрасход. = Qиспар. + Qперетек.+ Qпов.водотоки  +Qводоотбор.

   Физические свойства и химический состав подземных вод. Физические свойства. Плотность. Температура: определяется природными условиями (более 100° С - зоны вулканической деятельности, отрицательные температуры – криопеги, нормальная температура 5-12° С). Прозрачность: прозрачные, слегка мутные, мутные, очень мутные, Цвет: обычно бесцветные, жесткие воды – голубоватые, содержащие железо Fe2+, сероводород – серо-голубые, органическое вещество – желтые, минеральные частицы – сероватые. Запах: обычно отсутствует. Для определения запаха воду нагревают до 40 -50 ° С. Вкус: HCO3-, Ca2+, Mg2+, CO2 - приятный вкус, органика – сладковатый вкус, NaCl – солоноватые, MgSO4, CaSO4 – горькие, железо – ржавый вкус. Электропроводность зависит от состава и количества растворенных солей и составляет 10-5 -10-3 Ом-1. Радиоактивность определяется количеством радона (почти все содержат радон). 

  Химический состав подземных вод определяется по шестикомпонентному составу: анионы HCO3-, SO42-, Cl- и катионы Na+, Ca2+, Mg2+. Жесткость воды. Общая жесткость – суммарное содержание ионов кальция и магния. Временная (устранимая) жесткость характеризуется содержанием бикарбонатов кальция. Остаточная жесткость – разница между общей жесткостью и временной жесткостью. Соединения азота – NO2, NO3, NH4 – присутствуют в природных водах в незначительных количествах и при содержании выше ПДК определяют их загрязнение. Железо проявляется в виде бурого осадка в источниках. Сухой остаток: суммарное содержание водорастворимых солей (питьевая вода должна содержать не более 1000 мг/л водорастворимых солей, для целей питьевого водоснабжения могут использоваться воды с содержанием простых солей 2000-3000 мг/л. Углекислота входит в состав воды в свободном состоянии (СО2), связанном (карбонат – ионы), полусвязанном (бикарбонат-ионы). Сероводород встречается в растворенном состоянии. Воды, содержащие сероводород неприятно пахнут и приурочены к минеральным источникам. Органическое вещество содержится повсеместно в болотных водах, частично в поверхностных водах (верховодке) или в подземных водах являются признаком загрязнения (бактериологический состав). Химический состав вод определяет агрессивность по отношению к металлическим и бетонным конструкциям сооружений. Сульфатная, углекислотная и кислотная агрессивности.

  Движение воды в горных породах осуществляется за счет пленочного движения, свободного просачивания и нормальной фильтрации. Нормальная фильтрация – это движение воды сплошной массой на значительных площадях через пористые или трещиноватые среды.

  Основные законы движения подземных вод. Линейный закон фильтрации (закон Дарси) описывает ламинарное движение грунтовых вод, движение без разрыва сплошности. Он описывается уравнением Дарси: Q = k*(h/l)*ω, где Q – расход воды, см3/с – количество воды, просачивающееся в единицу времени, h – разность напоров, l – длина пути фильтрации, ω – площадь сечения потока, k – коэффициент фильтрации – постоянная величина. Скорость фильтрации: V = Q/ ω, (см/с, м/сутки) или V= k*(h/l). Напорный градиент (уклон, гидравлический градиент) I= h/l – падение напора на единицу пути фильтрации. Разность уровней в двух точках, расположенных по направления потока. Если ω = в*Н, где в – ширина потока, а Н – мощность, то Q = k*в*Н*I. Единичный расход грунтового потока – расход на 1 м его ширины: q = Q/в = k*Н* I. Расчет единичного грунтового потока позволяет оценить длину водозаборного или водоотводящего сооружения. Коэффициент фильтрации – количество воды, протекающее в единицу времени, через площадь поперечного сечения, равную единице, при напорном градиенте, равном единице. Численно коэффициент фильтрации равен скорости фильтрации при напорном градиенте 1. Действительная скорость фильтрации (u) – действительная скорость движения воды с учетом пористости. Если площадь фильтрующего сечения ω*n, то u = Q / ω*n, а V = Q/ ω или V = u* n, а u = V/ n. При ламинарном движении (закон Дарси) скорость фильтрации всегда меньше действительного значения.

  Нелинейный закон фильтрации описывает движение турбулентного потока (большие скорости, вихреобразность и перемешивание отдельных струй) и выражается формулой: 

Q = ω* kт√ I.

  Направление и скорость потока определяется при построении либо линий равных уровней (гидроизогипс) либо линий равных напоров (гидроизопьез) и подробно описаны в задании 5 настоящего пособия. Методами полевого определения этих параметров служат измерение удельного электрического сопротивления в скважинах, расположенных по направлению потока при запуске электропроводного вещества (соли) по потоку или красящего вещества.

  Типы водозаборных сооружений. Для отбора воды используются специально оборудованные водозаборы, отдельные скважины и колодцы. Тип водозаборного сооружения определяется объемами потребления воды. Используются совершенные скважины и колодцы (проходят всю мощность водоносного горизонта), несовершенные скважины и колодцы с проницаемыми стенками и дном (проходят водоносный горизонт частично), несовершенные колодцы и скважины с проницаемым дном и непроницаемыми стенками, несовершенные колодцы и скважины с непроницаемым дном и проницаемыми стенками.

 Расчеты притока воды в буровые скважины и колодцы осуществляются откачками. При откачках определяется основные параметры водоносного пласта: расход, скорости потока, коэффициент фильтрации. На основании полученных данных и с учетом геологического строения территории строится гидродинамическая схема и проводится расчет расходов. Пример расчета и основные параметры расчета описаны в задании 6 пособия.

  

  3. Геокриология. Формирование мерзлых толщ космического тела (Земли). В основе формирования любой термодинамической системы лежит теплообмен. Внешние источники воздействия Q внеш.: лучистая энергия солнца; космическое излучение; излучение звезд; превращение гравитационной энергии в тепловую; энергия метеоритов.

Внутренние источники воздействия Q внут.: внутренняя энергия Земли (ядерные реакции); энергия, выделяющаяся при изменении гравитационного поля; энергия, выделяющаяся при изменении скорости вращения Земли; энергия экзотермических превращений при химических реакциях. Q внеш.> Q внут. в 104 раз.

  Альбедо – величина отношения отраженной части энергии к полному количеству энергии, падающей на тело.

 Понятие криосферы, распространение криосферы на Земном шаре. 

 Криосфера – участки земной поверхности, где горные породы имеют среднегодовую отрицательную или нулевую температуру. К криосфере относятся породы, содержащие лед и охлажденные породы, не содержащие льда, но характеризующиеся отрицательной среднегодовой температурой. Виды льда. Наземные льды6 снежный покров, снежники, льды водоемов, водотоков, ледниковые льды, наледи. Подземные: скопления льда мощностью 0,3-).5 м до нескольких десятков метров, ледяные включения. Сезонное промерзание  и оттаивание - изменение температурного режима пород, которое приводит к формированию или оттаиванию льда в зимне-летний сезон. Определяется наклоном земной оси и соответственно углом падения солнечных лучей.

  Особенности теплопередачи. В геокриологии теплопередача обычно рассматривается применительно к дисперсным породам. Формы передачи тепла:

 Лучистая энергия – излучение стенок пор в породах в верхних горизонтах литосферы. При температурах -10°С - +10°С эта теплоэнергия невелика и составляет 3-4%; в глубинных слоях вклад лучистой энергии больше.

 Кондуктивный перенос – соударение молекул, передача тепла от участков с высокой температурой к участкам с низкой температурой – медленный процесс.

 Конвективный перенос – передача тепла теплоносителями (водой) в порах или трещинах. По времени происходит быстрее кондуктивного. Геокриология изучает кондуктивный перенос. Нестационарный кондуктивный перенос описывается моделью сплошной изотропной среды.

 Закон движения тепла – соотношение единичного теплового потока, градиента температур и градиента расстояния : q =λ Δt / Δz, где q – количество тепла в Ккал на м2 в час (Ккал/ м2час), Δt- разница температур в°С (температурный градиент), Δz –расстояние в метрах, на котором происходит изменение температур, λ – коэффициент теплопроводности – величина, определяемая как количество тепла (Ккал) (теплопоток), проводимое материалом в единицу времени (час)  через единицу площади (м2) при температурном градиенте, равном единице (Ккал/м час град). Величина Δz / λ = R –термическое сопротивление. Тогда q = Δt / R. Величина единичного теплового потока прямо пропорциональна температурному градиенту и обратно пропорциональна термическому сопротивлению. 

  Температурное поле – основной параметр, характеризующий тепловое состояние пород. Одномерное температурное поле – изотермы расположены параллельно поверхности, двумерное температурное поле – изменение температурных параметров по одной из пространственных координат, трехмерные поля формируются в случаях неоднородных по площади температурных условиях, при изменении теплофизических свойств пород или при наличии выраженного рельефа. В практике расчетов сложные структурные поля стремятся свести к более простым. Стационарное и нестационарное температурное поле. Стационарное поле – температура в каждой точке поля со временем не изменяется. Нестационарное поле характеризуется изменением температуры во времени. Природные температурные поля. Мерзлые породы – породы длительное время существующие при отрицательных температурах. При учете внутреннего теплопотока на определенной глубине формируется стационарное поле. 

  Уравнение теплопроводности (уравнение Фурье) описывает процесс нестационарной кондуктивной теплопроводности и служит для нахождения распределения температуры во времени и пространстве. Уравнение теплопроводности, описывающее процесс кондуктивной передачи тепла в любой точке тела, получается при подсчете баланса тепла на некотором отрезке Δz за некоторый промежуток времени Δτ. Разность величин единичного теплового потока q1-q2 = Δz*C *(Δt / Δτ), где С- величина объемной теплоемкости. Объемная теплоемкость грунта численно равна количеству тепла, необходимого для изменения температуры единицы объема грунта на 1°С при отсутствии фазовых переходов. Из вышеприведенного уравнения (Δq / Δz)= С *(Δt / Δτ) или 

(λ / С) ∂2t / ∂z2 = ∂t / ∂τ, где величина λ / С=а – коэффициент температуропроводности. Коэффициент температуропроводности численно равен теплопроводности грунта с объемной теплоемкостью, равной единице. Температуропроводность изменяется в небольшом интервале и колеблется от 0,31*10-6 м2/с у гипсов до 40*10-6 м2/г у каменной соли. Для многослойной толщи, которая может быть представлена кусочно-однородной моделью, qгл Ri = ΣΔti.  

  Нестационарное тепловое поле – характеризуется изменением температуры. Однако за счет периодических изменений температуры (суточные, сезонные, годовые и многолетние циклы) можно говорить о периодически установившемся режиме. Распространение температурных волн в грунте без учета фазовых переходов может быть выражено уравнением: t(z,τ) = t0ср + Aе -μ z sin (ωτ - μ z), где ω =2π/Т – частота,  μ = √ π / аТ  , t0ср – средняя температура за период колебаний, А –амплитуда колебаний температуры на поверхности грунта, Т –период. Ряд важных выводов, следующих из приведенного уравнения известны как законы Фурье.

 Первый закон Фурье определяет, что амплитуда колебаний экспоненциально убывает с глубиной: А(z) = Aе -μ z. При периодических колебаниях температуры на поверхности в течение длительного промежутка времени в грунте устанавливаются также колебания температуры с тем же периодом.

  Второй закон Фурье указывает, что температурные колебания в породах происходят со сдвигом фаз, пропорциональным глубине: δ =1/2 z (√ СТ/π λ). В соответствии с этим законом Фурье минимальные зимние температуры на некоторой глубин будут наблюдаться не в момент существования их на поверхности, а с некоторым запаздыванием.  

  Третий закон Фурье связывает глубину проникновения температурных колебаний с периодом и амплитудой колебаний температурной волны на поверхности: Глубина проникновения колебаний температуры поверхности в толщу горных пород  зависит от периода этих колебаний: h = √[(λT)/πC] lnA0/Ah. Чем меньше период колебаний, тем меньше глубина изменения температур. Суточные колебания проникают на глубину 2-2 м, годовые до 15-25 м, трехсотлетние до 150-200 м. Согласно третьему закону Фурье глубины z1 и z2, на которых происходит одинаковое затухание колебаний и соответствующие периоды этих колебаний Т1 и Т2 связаны соотношением: z2 = (√Т2/Т1) z1    Изложенная теория справедлива при распространении тепла в сухом однородном грунте, без учета фазовых переходов.

  Промерзание и протаивание пород. Промерзание влажного грунта является сложным термодинамическим процессом, протекающим в неоднородно-пористой среде, который связан с фазовыми переходами воды. При переходе воды в лед происходят затраты тепла на фазовые переходы при постоянной температуре. Физическая сущность льдообразования в породах сложная и механизм льдообразования в разных породах отличается. Объемная теплота фазового перехода для 1м3 воды составляет 80 000 Ккал, а для нагрева 1м3 воды на 1°С – 500 Ккал. В дисперсных грунтах (глинах, суглинках, тяжелых супесях) вода замерзает при t<0°С, что обусловлено наличием связанной воды. Чем ниже температура, тем меньше толщина водной пленки. При промерзании происходит движение воды к фронту промерзания при наличии подтока влаги. Содержание льда в породе может расти неограниченно и превышать объемную влажность породы. Суммарная льдистость складывается из: 1) льдистости макропучения – лед, образовавшийся сверх влажности породы и 2) льдистости минеральных включений.

  При промерзании формируется фронт промерзания – граница, подразделяющая талые и мерзлые зоны. Поверхность создает нулевую завесу. Все теплообороты происходят только в слое промерзания и протаивания, а нижележащие породы не подвергаются ни охлаждению, ни нагреванию. Для различных климатических зон можно выделить четыре участка, которым соответствуют: мерзлые  грунты; мерзлые грунты, оттаивающие в летний период при положительных температурах   воздуха (сезонно талые); талые грунты, промерзающие в зимний период при отрицательных температурах воздуха  (сезонно мерзлые); талые грунты. Нижняя граница определяет подошву слоя среднегодовых температур. Мощность слоя сезонного промерзания (протаивания) при t=0° С максимальная. В сухих грунтах температурный градиент меньше, чем во влажных. Чем больше градиент, тем больше теплопотоки.

  Формула Стефана для определения глубины сезонного промерзания (протаивания) пород (ориентировочные расчеты). Условия расчета: 1). Рассматривается однородная полуограниченная среда, температура которой в начальный момент времени одинакова по глубине и равна температуре фазовых переходов. 2). В начальный момент времени на поверхности температура поверхности мгновенно задается и в дальнейшем поддерживается; среда в начальный момент времени находится в талом состоянии. 3). Все фазовые переходы происходят при температуре замерзания, т.е имеет место случай промерзания с образованием границы раздела фаз, миграция влаги при промерзании не учитывается. 4). Количество тепла, выделяющееся при фазовых переходах во много раз больше, чем количество тепла за счет теплоемкости пород.  Решением уравнения Стефана является функция: ξ = √ [2λт |tп|τ/Qфаз], если √ 2λтtп/Qфаз =α, то ξ= α√τ, где ξ-глубина промерзания на определенный промежуток времени τ, λт – теплопроводности талого грунта, Qфаз -теплота фазовых переходов  Если произведение tпτ (количество тепла или морозоградусочасов) принять равным Ω, то предыдущее выражение примет вид: 

ξ = √ 2λт Ω /Qфаз.

 Факторы природной среды, определяющие колебания температуры. Климатические – ландшафтные, высота местности – температурный градиент 0,4-0,6 ° на 1 м подъема; экспозиция склонов (наиболее холодные северные и ю-юз); уклон поверхности. Максимальная инсоляция при угле ~ 30°; удаление от океана; снеговой покров. 

 Снеговой покров – уникальный природный покров с высокими теплоизоляционными свойствами, который существует только зимой. При отсутствии снежного покрова, южная граница мерзлоты продвинулась на 600 км к югу.  Отепляющее влияние снега сказывается при относительно небольших его мощностях (до 1,5 м). При большей мощности снег оказывает охлаждающее влияние, так как тепла не хватает для таяния (особенно в высоких широтах - снежники, существующие в течении многих лет на севере Восточной Сибири. Теплопроводность снега определяется в зависимости от его плотности (ρсн): λсн=0,018+ρсн*0,87. При расчете глубины сезонного промерзания с учетом снегового покрова формула Стефана принимает вид: ξ = √[(2λмгtпτ/Qфаз )+ (Rснλм)2] – Rснλм,  где Rсн = hсн / λсн – термическое сопротивление снега, а λм теплопроводность мерзлых пород. Для расчета динамики сезонного промерзания по месяцам пользуются формулой: 

ξi = ξi-1 +√[(2λмгtпτ/Qфаз )+ ((Rснλмг)+ ξi-1 )2] – (Rснλмг)+ ξi-1), где ξi-1 – величина глубины промерзания предыдущего месяца.

  Растительный покров – уменьшает теплообороты за счет теплоемкости, что определяет уменьшение отепляющего влияния снега.

  Водный покров. Поверхностные воды оказывают отепляющее влияние в условиях распространения многолетнемерзлых пород. Даже в суровых климатических условиях реки промерзают только на глубину 1,5-2 м. Причина этого явления в особенностях льда, который, всплывая на поверхность, обнажает фронт протаивания. В самых холодных озерах лед стаивает. В этих условиях промерзание каждый раз идет с 0°С. 

  Заболачивание оказывает охлаждающее влияние.

  Фильтрация дождевых осадков – повышает летнюю и соответственно среднегодовую температуру за счет конвективного переноса тепла.

  Конвекция воздушных потоков – пещерный эффект (мерзлые толщи в пещерах в зоне распространения талых грунтов); изменение глубин промерзания в горах и межгорных впадинах. 

 Техногенные факторы – преимущественно привносят отепляющий эффект.  

  Формирование деятельного слоя (слоя протаивания) в зоне распространения

многолетнемерзлых пород зависит от:

Сезонного повышения температуры воздуха – оттаивание;

Роста среднемесячной температуры – повышение глубины оттаивания;

Температурного потока, который движется вниз, причем, температура воздуха уменьшается, а тепло отводится на нагревание нижележащих пород с отрицательной температурой;

Когда теплопотоки выравниваются (разница поступающего и расходуемого тепла равна 0) происходит стабилизация границы;

5. Далее теплопоток снизу преобладает над теплопотоком сверху; они смыкаются (при среднегодовых нулевых температурах смыкание происходит весной – осенью).

 Фазовая граница – изотермическая. Подошва слоя сезонного промерзания – оттаивания – четкая граница. Центральная часть сезонно-талого слоя иссушенная.

  Процессы, сопровождающие промерзание-протаивание грунтов. В пределах деятельного слоя происходит интенсивное физическое выветривание за счет фазовых переходов льда и изменения его объема. Результатом физического выветривания является изменение дисперсности частиц. Грубообломочные частицы уменьшаются до пыли, а глинистые коагулируют  в агрегаты. Порода превращается в алеврит. 

  Происходит перераспределение влаги – формируются криогенные текстуры – формы выполнения льдом пространства за счет массообмена. Криогенные текстуры: массивная – вода замерзает без перераспределения; шлировая – формируется серия параллельных прослоев, связанных с миграцией влаги при промерзании. Разновидность шлировой текстуры – сетчатая.

 Классификация типов сезонного промерзания и протаивания пород (В.А.Кудрявцев). Основные признаки:

Географические: 

 Среднегодовая температура пород;

 Годовая амплитуда колебания температур на поверхности пород;

Геологические:

  Состав пород;

  Влажность пород.

  По среднегодовым температурам (в качестве границы принята среднегодовая температура перехода пород через 0°):

Переходный тип (периодический переход через 0) – колебания среднегодовых температур от 0° ±1°;

Полупереходный тип (эпизодический переход через 0) - колебания среднегодовых температур от +1° до +2° и от-1° до -2°;

Длительно устойчивый тип (переход из положительных в отрицательные температуры связан с длительными периодами и резкими изменениями теплообмена на поверхности Земли) - колебания среднегодовых температур от +2° до +5° и от-2° до -5°; 

Устойчивый тип (при положительных температурах устанавливается южный, тропический и тропический типы сезонного промерзания, а для низких температур арктический и полярный типы сезонного протаивания)   - колебания среднегодовых температур от +5° до +10° и от-5° до -10°;

 По амплитудам температур выделяются:

Морской –амплитуды температур меньше 7,5;

Умеренно морской - амплитуды температур от 7,5 до11°;

Умеренно континентальный - амплитуды температур от 11 до13,5°;

Континентальный - амплитуды температур от 13,5 до17°;

Повышенно континентальный - амплитуды температур от 17 до21°;

Резко континентальный - амплитуды температур от 21 до 24°;

Особо резко континентальный - амплитуды температур выше 24°;

  По типам пород: монолитные скальные породы, гравийно-галечниковые и щебнистые  тонкозернистый песок, супеси, суглинки, глины, торф.

  По влажности : в зависимости от количества влаги, участвующей в фазовых переходах.

 1.Wест < Wн – отсутствие фазовых переходов при промерзании грунтов;

 2, 3, 4 – фазовые переходы возрастают от 0 до максимальной величины при Wест =  Wп.

 2.  Wн < Wест < Wн + 1/3 (Wп – Wн);

 3. Wн + 1/3 (Wп – Wн) < Wест < Wн + 2/3 (Wп – Wн);

 4. Wест > Wн +2/3 (Wп – Wн), где Wест- естественная влажность грунта на момент промерзания - протаивания, Wн – количество незамерзшей воды, Wп – полная влагоемкость.

   ММП формируются на поверхности при отрицательных среднегодовых температурах, их мощность определяется в зависимости от теплопотока из недр Земли и определяется среднегодовой  температурой и теплопроводностью. q =λм* |tп| / М = qгл. 

Теплопроводность льда – 2,1 Вт/м*°С; воды - 0,63 Вт/м*°С ; воздуха – 0,021 Вт/м*°С;  большинства породообразующих минералов 0,80 – 4,00 Вт/м*°С (1,2 Вт/м*°С ~ 1 Ккал/м*ч*°С).

Основной метод изучения – термометрия (измерение температуры).

  Измерение температуры производится специальными заленивленными термометрами, которые выстаиваются в скважинах. Диаметр скважины минимум 3 дюйма. Для измерения температур на разных глубинах применяются температурные косы.

 Терморезисторы – измерение температуры по величине удельного электрического сопротивления. Сопротивление уменьшается от температуры.

  Термисторы – полупроводниковые термометры ( следует учитывать, что зависимость R-T нелинейная).

 Виды многолетнемерзлых пород. Эпигенетическая мерзлота – промерзанию сверху подвергается уже сформированная толща пород. Характеризуется трещинно-жильными льдами. Сингенетическая мерзлота – мерзлые породы формируются за счет промерзания снизу в процессе осадконакопления, граница мерзлоты поднимается. Пример: пойма северных рек: в мерзлое состояние переходит нижняя часть слоя сезонного оттаивания. Циклов промерзания может быть много (10 000). Для сингенетической мерзлоты характерна: высокая льдистость; пылеватый состав; биогенные включения; мощные ледяные жилы (до 10 м); рыхлые отложения. В долинах рек за счет эрозии и на морских побережьях при абразии эти толщи быстро съедаются при оттаивании (едома).

Подземные воды и талики. Талики- талые породы в области распространении многолетнемерзлых пород, некоторая тепловая аномалия (породы частично или полностью оттаивают). Распространены везде, количество уменьшается с юга на север.

Таблица 3.1

Классификация таликов (Н.Н.Романовский)



Сливающиеся и несливающиеся талики. Несливающиеся – если между оттаявшими породами и талыми находится слой промерзших пород. Сливающиеся – мерзлые породы залегают со сторон талика.

 Радиационные талики формируются за счет энергии солнца. Положительные температуры пород поддерживаются на участках, сложенных водонепроницаемыми породами при кондуктивном переносе тепла без влияния атмосферных осадков. Распространены у южной границы криолитозоны с большим количеством солнечных дней и малым количеством снега (Южная Сибирь, юг Дальнего Востока).

 Тепловые талики формируются благодаря отепляющему влиянию снега на слабопроницаемых или водонасыщенных (болота) породах при условиях морского или умеренно-континентального климата с ветровым распределением снега (север европейской части России, западная Сибирь, горные районы Южной Сибири и Дальнего Востока).

 Гидрогенные талики формируются под отепляющем действием поверхностных вод (таблица 3.1) совместно с грунтово-инфильтрационными потоками. Это области питания и разгрузки подмерзлотных вод.

  Гляциогенные талики образуются за счет тающих ледников, потоки которых через трещины концентрируются у подошвы. Распространены в высокогорных системах (Памир, Тань-Шань, ледники Верхоянья, Чукотки, Корякии).

  Гидрогенные, хемогенные и вулканогенные типы таликов существуют за счет тепловых аномалий, создаваемых благодаря внутренним процессам.

  Талики техногенного типа формируются в процессе деятельности человека. 

  Подземные воды криолитозоны. Надмерзлотные, межмерзлотные, внутримерзлотные, подмерзлотные воды, воды сквозных таликов. Надмерзлотные воды – воды сезонного оттаивания. Подмерзлотные расположены ниже подошвы мерзлоты, напорные. Воды таликов реализуют пути связи поверхностных и подземных вод.

 Криогенные процессы (таблица 3.2). Собственно криогенные процессы. 

 Пучение - процесс, связанный с образованием льда при замерзании содержащейся в породе воды, мигрирующей извне в рассматриваемый объем породы и к фронту промерзания. Процесс распространен неравномерно по площади  и определяется составом пород и гидрогеологическими условиями. Результат пучения: образование каменных полей, выпучивание и последующее обрушение свай, опор линий электропередачи. Образование бугров пучения связано с процессами миграции воды при промерзании и накоплении льда в отдельных участках. Особенно часто бугры пучения возникают под торфом, так как торфяники сильно обводнены. Бугры миграционного пучения достигают высоты 1,5-2 м. При промерзании водоема, находящегося в многолетнемерзлой толще и имеющего относительно неглубокую чашу протаивания, образуются бугры, имеющие размеры 8-12, иногда до 40 м. Они называются «булгунняхами» (Якутия) или «пинго» (Канада, Аляска). При промерзании потока напорных вод формируются гидролакколиты.

 Наледи – формируются в результате многократного излияния воды при промерзании русла реки или подземных источников. Отличаются структурой льда, которая характеризуется слоистостью, кристаллы льда при замерзании ориентируются вертикально, лед при ударе растрескивается на столбики. Достигают размеров от нескольких сот метров до километров. Причина образования наледей на северных реках: режим питания – зимой реки лишены питания, летом наледи перераспределяют речной сток. Наледи подвижные образования (прорыв заградительных сооружений на БАМ). Наледи изменяют микроклимат, вырабатывают в долинах рек наледные поля - расширение долины и «съедание» всех террасовых уровней. 

 Морозобойное растрескивание пород приводит к формированию полигонально-жильных образований. Трещины, образующиеся зимой в поверхностном слое сезонного протаивания, могут проникать на некоторую глубины. Весной вода, попадая в трещины, замерзает, так как температура окружающих пород низкая, происходит цементация трещин и формирование массива льда. Причина трещинообразования: морозная усадка. Вертикальная протяженность жил льда достигает 40 м при поперечной мощности 6-8 м. Это сингенетические льды, которые характеризуются вертикальной ориентацией прослоев. Отличительный признак – образование «плечек» за счет многолетней повторяемости процесса. Результат процесса: полигональные формы «пятнистые тундры», «пятна-медальоны», «каменные венки».

 Термокарст образуется в связи с вытаиванием подземных льдов, сопровождается проседанием поверхности земли и возникновением отрицательных форм рельефа. Вода, образовавшаяся при вытаивании, выходит на поверхность и образует термокарстовые озера. Условия образования: наличие подземных льдов, глубина сезонного оттаивания должна превышать глубину залегания подземных льдов. Причины развития: потепление климата, техногенные причины, затопление водой. Термокарст подразделяется на прогрессирующий (на чистых льдах) и затухающий (вытаивает не чистый лед и порода, накапливающаяся на дне, за счет изменения теплофизических свойств препятствует оттаиванию). Формы вытаивания: хасыреи (Западная Сибирь) – плоские котловины (вытаивают жильные льды), аласы (вытаивают сингенетические повторно-жильные льды, Якутия). Хасыреи и аласы развиваются на древних аккумулятивных равнинах.  Байджарахи (бугры) – останцы пород, вмещающие частично оттаявшие сверху сингенетические ледяные жилы.