Лёд и Снег • 2012 • № 3 (119)
Подземные льды и наледи
УДК 551.326.1
Влияние дождевых осадков на деформации берегового склона русел рек в условиях многолетнемёрзлых пород
© 2012 г. И.И. Грицук1, Е.И. Дебольская1, В.К. Дебольский1, О.Я. Масликова1, Н.К. Пономарёв2
1Институт водных проблем РАН, Москва; 2Российский университет дружбы народов, Москва
vdebolsky@mail.ru
Статья принята к печати 28 февраля 2012 г.
Береговые деформации, дождь, криолитозона, лабораторный эксперимент, льдистость грунтов, оттаивание грунтов, русла рек.
Coastal deformation, ground thawing, ice content of soils, laboratory experiment, permafrost, rain, riverbeds.
Впервые в лабораторных условиях исследовалось взаимодействие речного стока с мёрзлыми грунтами при изменении термических (потепление) и механических (влияние дождя) внешних воздействий. Определялись время оттаивания грунта, инфильтрация в грунте, перенос наносов в русле под воздействием склоновых потоков, вызванных как естественным оттаиванием мёрзлых грунтов, так и дождевыми потоками. Предложена математическая модель прогнозирования динамики русла рек в многолетнемёрзлых породах под влиянием внешних воздействий.
Восприимчивость грунтов к потокам воды
Русла рек, которые протекают в зоне многолетне-мёрзлых пород (ММП), имеют ряд особенностей. Переход температуры через 0 °С (температура замерзания и плавления влаги, содержащейся в почве) обычно происходит в верхних горизонтах земной коры, что вызывает замерзание и оттаивание почвы. Мощность этого сезон-ноталого слоя изменяется от 20—30 см до 2—3 м, ниже обычно залегают мёрзлые толщи. Ещё ниже, часто ближе ко дну потока, находится слой талика. Таким образом, в условиях криолитозоны русло реки можно моделировать как трехслойную породу, которая характеризуется различными физическими свойствами не только грунта, но и входящего в его состав льда.
Количество воды, просачивающейся в почву и стекающей с её поверхности, определяется, главным образом, проницаемостью почвы для воды [4]. Например, через слой глины, содержащей на 1 объём твёрдого вещества 1,67 объёма воды (такая смесь содержит по массе около 60% твёрдых веществ и около 40% воды), в единицу времени воды просачивается в 2600 раз меньше, чем за то же время через слой песка аналогичной толщины с зёрнами размером 0,1 мм. Если глина содержит меньшее количество воды, то её частицы более сближены и в этих условиях она пропускает воду в ещё меньшем количестве. Так, если глина в четырёх объёмах твёрдого вещества содержит один объём воды (т.е. по массе около 90% твёрдого вещества и около 10% воды), то для воды она почти непроницаема. Если
сравнить разные сорта песка, то сквозь равные по толщине слои количество просачивающейся воды пропорционально квадратам размеров их зёрен. Песок, состоящий из мелких зёрен (средний размер 0,01 мм), пропускает за одно и то же время в 100 раз меньше воды, чем такой же слой песка с зёрнами размером 0,1 мм. Смесь крупного и очень мелкого песка пропускает воду столь же медленно, как один мелкий песок.
Смесь глины с песком, если количество глины таково, что заполняет все промежутки между зёрнами песка (для этого необходимо, чтобы в смеси было не менее 30% глины), гораздо менее проницаема для воды, чем чистая глина. Углекислая известь, в зависимости от степени измельчения, приближается в рассматриваемом отношении то к глине, то к песку. Органические вещества, если они аморфны, как в степных почвах, по проницаемости для воды близки к глине. Таким образом, если в одной и той же местности дождь выпадает на разные почвы, то песчаная почва успевает поглотить количество воды в сотни раз большее, чем почва, содержащая много глины, — остальная вода будет стекать поверхностно по наклонам в овраги, ручьи и реки.
Мёрзлые породы в отличие от немёрзлых монолитны, поскольку замёрзшая вода, превратившись в лёд, прочно цементирует грунтовые частицы. Среди мёрзлых и морозных пород наиболее трудны для изучения дисперсные породы, т.е. породы, состоящие из множества разных мелких частиц глины, песка и т.п. Самые крупные частицы в таких породах имеют размеры пес-
чинки, а самые мелкие — не превышают микрометров. Внутри таких пород содержится много мелких пустот или пор. Вода в этих порах обычно находится в трёх состояниях: в виде льда, пара и незамёрзшей воды. При этом лёд и вода в мёрзлых породах присутствуют в постоянном равновесии: при повышении температуры лёд плавится и пополняет запасы незамёрзшей воды; при понижении температуры происходит обратный процесс — часть воды замерзает и превращается в лёд. Кроме того, содержащаяся в мёрзлой породе вода может мигрировать и замерзать, образуя прослойки льда (шлиры) толщиной от сотых долей миллиметра до нескольких сантиметров и более. При любых изменениях температуры в мёрзлом грунте начинается перемещение незамёрзшей влаги. Там, где теплее, лёд чуть-чуть подтаивает и частично превращается в воду. Плёнка незамёрзшей воды в этом месте становится толще, чем в более холодных частях породы. После этого «лишняя» вода снова перемещается туда, где её меньше, и снова замерзает, увеличиваясь в объёме примерно на 9%. Породы, окружающие такой растущий шлир льда, как бы раздвигаются в разные стороны, причём сильнее всего — вверх. В результате поверхность земли вспучивается, однако там, откуда уходит мигрирующая вода, образуется пустота. Под массой вышележащих пород происходит усадка (сжатие) мёрзлой породы, и пустоты исчезают. Следовательно, мёрзлая порода представляет собой весьма подвижную систему, которая реагирует на любые изменения температуры.
Величина коэффициента к* [8]
Криогенная текстура Льдистость за счёт ледяных включений Значение kt
Атакситовая Более 0,5 0,3
Слоисто-сетчатая 0,4-0,03 0,3-0,5
Массивная 0,03 и менее 0,5-0,9 (0,75-1)
*Меньшее значение ^ соответствует большей льдистости за счёт ледяных включений; значения ^ приведены для связных грунтов, в скобках — для пылеватого песка с содержанием пы-леватых частиц от 20 до 70%.
Рис. 1. График зависимости коэффициента уменьшения размывающей скорости потока от льдистости породы для грунтов в состоянии оттаивания
Fig. 1. A plot of reduction factor eroding velocity for ground thawing taking into account the ice content of rocks
Транспортирующая способность потока в условиях ММП
Транспортирующая способность потока 5тр зависит от средней по глубине скорости течения воды, глубины потока и гидравлической крупности частиц [5]:
5тр = 2,4-10-3U3/gh w,
(1)
где и — средняя скорость потока; Н — глубина потока; м? — гидравлическая крупность незамерзшего материала.
Как отмечается в работе [2], существует нижний предел скорости начала подвижности, а именно: при крупности наносов около 0,2 мм и мельче минимальная предельная скорость не уменьшается. Зависимость 5тр от льдистости вещества /, слагающего русло, будем определять по следующей формуле:
5 = K(i)U3/gh w,
(2)
где К(/) — функция льдистости.
При льдистости, равной 1 (частицы грунта сцементированы льдом), размыва грунта не будет и К(1) = 0; при нулевой льдистости (обычные условия, не криоли-тозона) применимо уравнение (1), т.е. Д0) = 2,410-3. В таблице приводится коэффициент уменьшения размывающей скорости потока для грунтов в состоянии оттаивания ^ по сравнению с талыми грунтами в
зависимости от криогенной текстуры грунта в мёрзлом состоянии и льдистости за счёт ледяных включений (т.е. отношения объёма ледяных включений к объёму мёрзлого грунта). На рис. 1 данные таблицы обобщены в виде графика зависимости коэффициента ^ от льди-стости грунта, который хорошо аппроксимируется как ^ = 0,01/ -4/5. Тогда зависимость размывающей скорости от льдистости будет иметь следующий вид:
и = (0,01/ -4/5) Ц), (3)
где и0 — размывающая скорость для незамёрзшего грунта (без ледяных включений).
Подставляя (3) в уравнение (2), получим:
5 = 2,410-9(/-4/5и0)3/^Н м « 2,4-10-9/-2U))3/gН м.
Возможность обобщения этой формулы на случай нулевой льдистости приводит к необходимости введения минимального значения льдистости; в этом случае имеем:
5 = 2,4-10-9и3/[^Н м(/2 + 10-6)], (4)
где / — льдистость за счёт ледяных включений, доли. ед.
Очевидно, что при нулевой льдистости формула (4) принимает вид (1). При увеличении льдистости концентрация влекомого вещества уменьшается,
S
~1-1-1-1-1
0,2 0,4 0,6 0,8 1 /
Рис. 2. Зависимость концентрации влекомого вещества от льдистости
Fig. 2. Dependence of the concentration of substance drawn by ice content
стремясь к минимальному (порядка 10-9) при абсолютной скованности грунта льдом. Зависимость концентрации влекомого вещества S от льдистости можно выразить в виде графика (рис. 2). Экспериментально подтверждено, что поперечный транспорт вещества обратно пропорционален льдистости и прямо пропорционален скорости оттаивания грунта.
Теоретические исследования роли склоновых, талых и инфильтрационных потоков под влиянием внешних воздействий
Общий поперечный транспорт наносов S^ происходит под действием талых вод и дождевых потоков. Интенсивность смыва определяется совокупностью различных факторов: количеством атмосферных осадков и их интенсивностью; плотностью растительного покрова; способностью почв к поглощению и фильтрации воды; механическим составом почв и грунтов; крутизной и длиной склона [9]. Интенсивность дождя — это количество осадков, выпавших в единицу времени. Различают интенсивность по слою I и по объёму q. Первую определяют по записям ленты дождемера, пользуясь формулой I = h/t (h — слой выпавших осадков, мм; t — продолжительность выпадения осадков, мин). Вторую измеряют количеством осадков (л/с), выпавших на единицу площади. Её получают, зная интенсивность по слою I (мм/мин), по формуле q = 166,7 I/1 га территории. Продолжительность дождя измеряют в часах или минутах. Дождевые потоки, попадающие на мёрзлый или оттаявший грунт, делят на фильтрационные (т.е. те, которые грунт, в зависимости от своей структуры, способен пропустить через себя) и склоновые, интенсивность которых пред-
ставляет собой разность между интенсивностью дождя и способностью к фильтрации данного типа грунта:
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.