季节性冻融的政权和深度

的分类类型的季节性冻融阐述了由Kudryavtsev考虑主要geological-geographical因素的影响,个人和组合,在冻融过程以及季节性冰冻和季节融化层的厚度。每个人都应该牢记环境的所有元素的相互关系。因此,例如,厚度变化或植被物种的变化将导致A0也fmean参数和土壤湿度的变化,也许,组成,从长远来看,将体现在改变的季节冻结深度(融化)。因此,为了评估一个或另一个自然因素的影响深度£它是必要的,以确定对每个分类的影响参数,例如A0,无忧,A, C, < 2 ph值。应该特别强调,因为参数无忧和A0用于分类分别指的底部和顶部层< !;,他们的决心,需要定量数据的影响表面覆盖(雪、植被、水、冰等),即每个人都应该正确对待年平均温度和空气温度波动的振幅来获得知识的fmean地面和A0覆盖下的土壤表面。让我们考虑一些最重要的影响因素,geological-geographical环境fmean和< !,。

地形的影响,方面和陡峭的斜坡

站点的位置的地形在很大程度上定义了温度制度季节性的地面和深度冻结(融化)。因此,正如空气温度随海拔约0.4 - -0.6°C / 100米,因此,地面的年平均温度也降低。这将导致减少的季节融化层厚度和季节性的厚度增加冻层。土壤的组成(首先粒度)随高度和土壤湿度,积雪厚度、持久性和物种的植被,等;如有变化的所有分类指数季节冻结(融化)的土壤。

实质性影响fmean和行使£方面(斜坡对基本方位取向)和斜坡陡度(入射角太阳光坡地不同陡度的)。通过大量流入为主,这些都是有效的太阳能吸收的表面。无忧的值和A0降低(与其他条件不变的情况下)从南部和西南斜坡转向东北和北部的。fmean和A0斜坡南部和北部的方面主要是由夏季空气温度的差异决定的,因为在冬天小太阳能南部和流入北部斜坡几乎是同样冷(只要有相同的雪和植被)。在夏天南方山坡上得到更多的太阳能。因为这个解冻的深度£“哈方面远低于北部斜坡上的斜坡南部的方面,即总是害怕;”ha < ^哈»除了(极性)高纬度的地区,f”哈«^哈,因为没有冬天的太阳辐射,并在夏天太阳加热的山坡上所有方面或多或少的统一。

在季节性冰冻季节冻层的厚度主要形成的热循环在冬季期间,当斜坡不同方面被冷却几乎以同样的方式,如前所述。因此,季节性的冻结深度的区别在斜坡南部和北部两方面将会微不足道(£fr ~£fr)

斜坡陡度的影响的温度制度和深度季节性融化(冻结)遵循不同的入射角的太阳光线和阴影,即不同数量的辐射吸收斜坡的表面。夏季高温地面是典型的斜坡上垂直于太阳光线(约30°),促进更大的季节融化深度,而季节性的冻结深度仍类似轻轻倾斜的山坡上,有小差异冬季冷却。应该记住,斜坡陡度的影响(方面)对温度的政权可能会被其他的因素复杂,例如,积雪的分布不均,植被的差异,等等,这使得它很难区分考虑的因素。

站点的地理位置,首先,它的位置对海洋表示通过大气的对流换热岩石圈,形成经向部门气候大陆性。最高月平均温度较高和最低低距离海岸到大陆,即年度月度温度幅度增加。因此,相同的年平均地表温度在大陆地区季节性冻融是更深层次的,是一年一度的渗透温度波动。然而,作为一个规则,更多的大陆性气候包括更严重的永久冻土条件下,空中和地面raybet雷竞技最新的年平均气温较低。因此,冻土-的轮廓温度区域反映区域和扇形酷热——土壤和大气之间的水交替的变化。冻土的南部边界,因此季节性融化,科拉半岛仅限于苔原地带,在俄罗斯的欧洲部分东北北部针叶林带的分区,在西伯利亚针叶林南部,西部和Zabaykal高和蒙古冻土岛屿,季节性融化在草原遇到甚至半沙漠。

积雪的影响

积雪造成实质性改变地面和大气之间的热交换。首先,反照率的雪远高于裸表面或植被。这将导致减少太阳能的吸收和降低积雪表面温度相对于空气温度。据气象数据意味着冬天雪的表面温度可能比平均低0.5 2°C的冬季温度的空气。

同时,积雪有较低的热导率(从0.12到0.46不等Wm“1 K”1和矿产地面低于5 - 10倍),减少了热量的损失在冬天地面。因此,土壤表面在积雪之下,可以有一个更高的温度比空气。平均积雪厚度增加5 - 15 cm导致1°C的年平均温度增加。因此,有足够的积雪厚度的年平均温度土壤表面可以积极的年平均气温较低(- 6 - 8°C)的空气。

如果雪仍在土壤表面后,气温变得积极,防止加热地面流入的太阳能的相当大的部分,首先,反映,其次,是消费雪融化。融化的雪保持温度的零地面尽管积极的空气温度。这导致一定冷却的地上,其年平均温度的降低。

积雪的影响在地面的温度制度是电大。的价值效应及其矢量(加热或冷却)依赖的积雪厚度。因此,其冷却效果在忠利小厚度的雪高反照率。还有雪的变暖效应作为隔热材料。积雪厚度增加(某一临界值)由于慢导致冷却效果增加融化的雪在夏天。大部分的季节性冰冻及冻土地区积雪的厚度,如有对底层地面变暖的影响。积雪不仅会导致增加的年平均地面温度,但也会导致减少振幅相比土壤表面温度与空气温度和在某些情况下可能会导致土壤湿度的变化。

雪密度是一个重要因素与雪的变暖效应有关。因此,积雪密度p等于75公斤m ~ 3热diffusiv-ity K将0.36 x 10 ~ 3平方米h_1;kgm ~ 3 p = 150, 10 K = 0.72“3平方米h”1;p = 225 kgm-3 K = 1.08 x三平方米h”1;p = 300 kgm " 3 K = 1.44 x 10 ~ 3平方米h_1;p = 380 kgm“3 K = 1.8 x 10 ~ 3平方米h”1。松散的雪更大的变暖影响地面的温度制度相比,由于其低密度雪热扩散率和热导率。

退役军人Kudryavtsev发现热周期的积雪和值之间的关系,大量的热量通过土壤表面half-periods加热和冷却。更大的土壤的热循环(与其他条件不变的情况下)上积雪的影响更强烈年平均温度和表面温度幅度。考虑热循环变化的模式由geological-geographical因素,可以得出结论,积雪的最大效应发生在年平均地面温度接近0°C(即南部边界附近的永久冻土)与最大限度大陆性气候和季节性非常潮湿土壤解冻和季节性冻结层。raybet雷竞技最新

定性,效果上的积雪深度的季节性融化和冻结的帮助下可以分析图表绘制在图11.7。如雪是一个隔热层,去除后表面温度波动振幅A0的增加,年平均温度通常减少(例外的情况下当雪冷却效果)。更高的A0总是导致季节融化深度增加£和季节性冻结£fr。tmean的效果完全不同:在该地区常年冻土的降低会导致较低的tha£在该地区没有永久冻土(解冻或解冻地面)的降低会导致更大的£fr。A0的因此,在第一种情况下,变异后,无忧删除雪(减少厚度)补偿的不同方向和有一个微不足道的影响深度的£那(见图11.7),而在第二种情况下,添加剂和影响深度£fr变化显著(见图11.7 b)。

植被的影响

这个问题有几个方面影响政权的地面温度和深度的季节性冻融。植被造成的改变反射能力与潜在的表面相比,

图11.7。图的季节性融化的积雪深度的影响(a)和冻结(b)根据S.Yu地面。Parmuzin): fmeani A0i ^,分别,年平均地面温度、年在土壤表面温度波动的振幅,季节融化深度或冻结,年温度波动的深度渗透,积雪;fmean2, A02, m2, h2 -清除积雪后相同特征;一个tha££fr季节性融化和冻结深度的变化。

图11.7。图的季节性融化的积雪深度的影响(a)和冻结(b)根据S.Yu地面。Parmuzin): fmeani A0i ^,分别,年平均地面温度、年在土壤表面温度波动的振幅,季节融化深度或冻结,年温度波动的深度渗透,积雪;fmean2, A02, m2, h2 -清除积雪后相同特征;一个tha££fr季节性融化和冻结深度的变化。

吸收太阳能,使蒸发的水分从其整体体积,使气流湍流生物质开发或以上级别的,相反,导致停滞的空气。条件的雪雪的积累和属性层在很大程度上取决于植被也有一个对含水率的影响和土壤的热物性能。

与雪的影响相比,这是更难以定性评价植被的影响(温度作为热绝缘体)政权和深度的季节性冻结解冻或季节性的地面。这是解释这一事实植被使土壤都从冬天冷却(雪)和加热整个夏季。这两种影响的双重效果依赖于夏季和冬季期间,大陆性气候,积雪深度,底层土壤含水率、等,即在许多因素和条件,确定植被的作用在土壤表面和大气之间的热交换,一方面,和土壤表面和底层土壤和岩石之间。raybet雷竞技最新

作为第一近似就可以得出结论,在永久冻土的影响植被的季节融化深度大于的深度冻结解冻的面积或解冻地面(图11.8)。在这两种情况下的植被导致更高的年度温度波动振幅降低imin和更高的imax(不像雪只影响imin)。无忧的变化依赖于imin和imax的新值。如果Aimax >爱民| |很明显,我是增加。季节性融化的地区(见图11.8)更高的A0和无忧促进ctha值(即是附加的影响)。季节性冰冻地区(见图11.8 b)大A0会带来更多的肾小球滤过率(gfr)而增加我将补偿这种影响。增加肾小球滤过率(gfr)因此,无关紧要的,是在图11.8。然而,众所周知,在冻土地带的北部地区,积雪的厚度不是很大(0.20.3米)植被有温室效应,即它会导致更高的年平均地面温度与地区没有植被。但这并不导致更深的融化温度波动的振幅下植被时总是小于缺席。

森林和灌木植被减少太阳能的流入到表面由于阴影的影响,导致更少的变暖的表面在夏天比裸露的网站和缓慢融化的雪。根据热平衡的观察获得的A.V.镇附近的巴甫洛夫雅库茨克,卡和Syrdakh的村庄,森林的反照率的冻土小于裸露的网站;森林的有效辐射平衡和unforested地区不逐年显著不同,年度和辐射平衡的森林超过unforested网站。

的影响森林植被在地面的温度制度紧密相连的地面植物区。phytomass越大表面森林根据身高、密度和亲密的层,太阳射线穿透土壤表面越少。因此,更接近冠从北方向南方森林的作用形成的年平均地面温度大幅度变化。开放林地的森林苔原地区和北方针叶林的光森林和灌木区,减少流入的辐射

b

图11.8。图显示了植被对季节融化深度的影响(a)和地面冻结(b)(根据S.Yu。Parmuzin):无忧,A0i hl -分别,年平均温度、年表面温度波动的振幅,季节融化深度或冻结,年温度波动的深度渗透,植被;t一个电位,lu -植被后删除相同的特征

封面;tha££fr,季节性融化和冻结深度的变化。

图11.8。图显示了植被对季节融化深度的影响(a)和地面冻结(b)(根据S.Yu。Parmuzin):无忧,A0i hl -分别,年平均温度、年表面温度波动的振幅,季节融化深度或冻结,年温度波动的深度渗透,植被;t一个电位,lu -植被后删除相同的特征

封面;tha££fr,季节性融化和冻结深度的变化。

土壤表面被减少湍流换热,补偿和强风条件下更宽松和厚厚的积雪积累相比无森林的地区。因此,地面的年平均温度在北部森林超过无森林的网站。

与近冠入射辐射减少,减少湍流交换不能弥补它。风较弱的典型森林区域(特别是在密集,暗针叶林)积雪的深度远小于在荒芜的网站。因此,在中部和南部针叶林地带和南部的地面解冻的面积,森林作为一个冷却因素。这是证实了常规观测领域的Zagorsk镇的年平均温度在针叶林土壤表面低于2°C的网站。雅库特中部森林地面的年平均温度在不同于那些裸露的网站上1 - 2°C。在西伯利亚西部的南部边界附近的冻土地带,岛屿的冻土仅限于混合和暗针叶林与皇冠0.7 - -0.8的亲密。

草覆盖在较小程度上导致换热的变化和土壤表面和大气温度政权。草地植被的总热效应无忧的地面可以变暖或冷,但不超过一定程度的分数。月平均气温的振幅也减少了无关紧要的。重要的土壤覆盖的影响(布满苔藓,苔藓、地衣mossy-peaty)热绝缘体,防止加热土壤在夏天冬天从表面,减少产热量。

潮湿的一个独特的特性,自然土壤覆盖是一个相当大的变化的热导率,通过解冻进入冻结状态。根据野外观察的数据导热苔藓覆盖的解冻状态是0.1 - -0.7 W k - 1,三分之一的一半,在冷冻状态。因此,苔藓覆盖的能力延缓进入夏季热量的能力大于限制热量的收益率在冬天同样的顺序。因此,苔藓层2 - 3厘米厚减少夏季气温三分之二的总和。冬天的影响苔藓覆盖在地面的温度制度要少得多,因为热导率的急剧增加。平均,在冬天,温度下苔藓只是略有不同,从它的表面。厚和更少的被水浸透的苔藓覆盖对fmean地面有更大的影响。根据不同导热系数的苔藓覆盖在融化和冻结状态,夏季和冬季期间,雪,厚度等,苔藓覆盖可以变暖或冷却效果。每个人都应该记住,增加意味着冬季(最低)和降低意味着夏季温度(最大)产生的土壤表面的隔热效果苔藓覆盖在一年导致温度的急剧下降幅度。苔藓覆盖15 - 20厘米厚导致温度的降低幅度由5 - 6°C和导致浅深度,一半,四分之一的季节性融化在裸露的表面。

泥炭的影响覆盖在地面的温度制度应该单独处理。调查显示,年平均温度的泥炭土壤是低于矿物。的南部边界附近的冻土地带,泥炭覆盖0.1米厚的原因减少无忧的0.5 - 1°C。因此,即使有一个积极的年平均温度在泥炭表面底层地面可以在冷冻状态。在西西伯利亚和欧洲北部平原最南端的岛屿冻土,通常局限于泥炭。冻结地层厚度在冻土地带的南部是泥炭土壤大于矿物。泥炭的导热系数在解冻状态变化的范围内0.23 - 0.93 W m“1 K”1和在冷冻状态之间的0.93和1.28 W m - 1 K”1。泥炭,含水率较高的热导率的差异的冷冻和解冻泥炭的增加,能够防止底层地面加热在夏天变得比冬天能够防止产生的热量,冷却效果的提高。

有很多计算方案和初步定量估计的方程的热影响土壤覆盖(苔藓、泥炭、sod、雪和其他自然和人工),作为额外的隔热层表面上的地面。例如,有一个支持的决心年平均气温Afmeana变化。r和减少每年的空气温度波动AAail由于存在不同类型的覆盖在温暖的ts或全年冷tw时期或t .假设在封面不发生相变。在方程计算,年度正弦(或减少到正弦)封面表面温度的变化(周期T,年平均温度fmean和振幅A0)分为两个条件谐波附近的温度发生波动,0°C 2期2 ts和tw,夏季和冬季的温度波动的振幅等于分别曾和曾(图11.9)。使用傅里叶方程可以确定/ ls和振幅的降低温度波动的AAW这两个传统的正弦波,由于土壤覆盖层,分别的温暖和寒冷的时期:

z是盖的厚度;K和K (r是土壤的热导率考虑,分别在融化和冻结状态;ts和tw积极(温暖或夏季)的持续时间和负(冷或冬季时期)温度的空气。而计算Aair和曾fmean的符号价值。是承担。

有知识的^年代和AAw它简单的决定是正确的

图11.9。表面温度变化的地面覆盖图分解为两个简单的谐波的波动时期等于双冷时间(2 tw)和温暖(2 rs)时期的一年。

减少年度振幅AAair和减少的价值和年平均气温Aimean变异。引起的土壤覆盖区域的使用价值,以及”。

^的关系提出了计算空气和Aimeanajr表明,土壤覆盖总是导致降低温度波动的振幅,而Amean年平均温度的变化。可以正面(冷却效果)和负面(温室效应)根据效应盛行:夏天冷却(^ sxs)或在冬天变暖(AAwtw)。今年如果封面只存在部分(温暖或寒冷时期),例如,积雪时期,方程(11.4)和(11.5)简化为术语AAsxs就等于0。

通过使用关系(11.4)和(11.5)可以从年平均气温无忧。和温度波动Aair振幅

(测量在气象站海拔2米)tmean的值和现有地面。与这一目标视图应该确定月平均温度(或每周)的差异在2 m的高度和地表在最热的月的夏季和寒冷的冬天,即实验发现的值和AAw,替换的值x和xw方程(11.4)和(11.5),可以计算值一个^空气和Atmean。在离地面2米间隔的表面。账户应采取相同的方式的影响坡方面表面的温度制度和陡度。

沼泽和地表水的影响

洪涝灾害的影响地面的温度制度在很大程度上取决于气候环境和发展阶段的沼泽。只要沼泽部分的表面覆盖着水,这传送短波辐射和保留长波辐射,年平均温度高于相邻的网站。

沼泽的进化过程中,当有苔藓和过度生长起伏冰冷的地面,个人网站不再是覆盖着水和sedge-carex物种被苔藓和灌木所取代。雪在这些网站上的温室效应是减少由于积雪的厚度减少和降低含水率的泥炭存款。年平均气温的升高的地面站点相比降低低洼地点。进一步排水沼泽由于表面隆起,导致逐渐死亡地衣的泥炭藓和替换。年平均气温的地面在这些网站,作为一个规则,远低于周围的地形。的南部边界附近的冻土地带多小山的泥炭表明永久冻土的发生。

因此,根据发展阶段的沼泽会变暖或冷却效果永久冻土和解冻。

温度政权non-draining淡水的身体依赖于它们的深度。如果湖Hw的深度大于最大冰厚度H{,,在最严重的情况下,不超过2 - 2.5米,然后底存款解冻。根据湖的大小和地面的年平均温度在相邻的网站一个通过,开放融区(如果湖的宽度超过双冻层的厚度)或水体下形成一个封闭的融区。

图11.10。图分布的最小、最大和平均每年在水体温度。

水体有更小的深度比冰的厚度可能在给定地区冻结存款底部和底部可以有积极或消极的年平均温度。有深度的水体(图11.10)的年平均温度底部存款就等于0°C。这个深度叫做Kudryavtsev临界值Hcr。水体的深度小于临界(iiw < HCI)和底部沉积物的年平均温度低于0°C,永久冻土和只有在夏天做存款解冻到一定的深度,即季节性融化的存款是观察到的底部。水体的深度从关键HCI等于最大厚度的冰高压例如HCI < < Hb年平均温度下的表面存款将是积极的,但在冬天期间他们会冻结在一定深度。在这种情况下,季节性的底部将观察到的存款被冻结。水体的临界深度主要取决于气候特点(空气温度和积雪厚度)。因此,气候区域的特点确定水体的临界深度。因此,根据获得的数据在西伯利亚西部Hcr 0.2 - -0.3米的南部边界附近的冻土。向北Hcr稳步增长达到1.6 Guydan和亚马尔半岛。

如果水体的深度被认为是与冰的最大厚度H{可比,底部的温度制度存款可以由使用Kudryavtsev的计划(见图11.10)。这图imin和我是在指定的分布分别最低温度(冬季)在冰盖和年平均温度、最高温度是和imax的水体在夏天,它暂时假定是统一北部浅湖(由于对流混合)。源于这个图的年平均温度的表面下存款(在水体的深度(i / w))是imea l / 2 (fm„„= +(1 -金联盟。^ J (11.6)

底部沉积物的温度制度盐水湖不同的盐水,是重,向下的动作,没有冻结在负温度下冷却。即使在夏天温度高盐水湖的底部可以是负的。结果,长期冷冻或cryotic底部沉积物下观察到这种盐水湖泊以及浅海域北部近海的地方,而在液态盐水,负温度,覆盖这些存款。

水和空气的对流流动的影响

地面的温度可以改变不仅通过传导热量的传递,还通过对流传输或渗漏的水空气流。温暖或冷的空气或水的流入流在地上不仅可以导致变暖或冷却由于平衡对流流动之间的热含量和土壤或岩石,还通过释放热量在相变的水分(冷冻-解冻,蒸发-冷凝,升华ablimation)。

在自然条件下热量的传递到地面地表水的渗透和发生,主要的降水。过程的强度取决于渗透降雨的数量,以及温度、厚度、渗透和层的热物性能季节性冻融。试探性的方程是由Kudryavtsev定量估计的年平均地面温度的增加Atmean底部的季节性冻结(融化)层的渗透夏季降水(17):

在Fis的夏季降水渗入土壤,kgm”2;经颅磁刺激的意思是夏天温度,°C;£是季节性冻结或解冻的深度,m;T是时间(年= 8760 h);基于“增大化现实”技术降低热导率等于值(年)加权平均在冷冻和解冻,kJ (mh°C) _1。

根据计算数据渗透夏季降水可能会导致增加的年平均地面温度为1.5 2°C。这种影响将最大的网站组成的粗粒度的土壤水力导率高。植被的存在大大降低了渗透。通常,渗透的作用形成的年平均地面温度在这些网站是微不足道的,不超过0.1°C。

一个重要的角色的形成多孔松散和破碎基岩的年平均气温是由对流空气的流动。在

,意思意思

这种材料有一个永久的气体交换与大气变化引起的压力和土壤表面附近的空气温度。这个过程发生在以下方式:冷大气取代温暖和更轻的空气腔的材料和冷却后者。这样的冬季通风显然是追踪水井坑和发生在多孔岩石,冷却他们强烈的一个相当的深度。

在地区广泛砾状的存款,变暖的另一个因素是水蒸气的凝结。因此,在冻土地带的南部蒸汽冷凝的影响可以增加无忧高达2°C,在北方更少的一部分,而不是观察到高interfluves和在北极区。

地面的温度制度和季节性冻融变化明显的深度条件下的经济发展。在大城市的具体气候raybet雷竞技最新创建与空气温度变化的政权,风的方向和速度,蒸发,等。在发展的过程中有大量的植被的变化,积雪条件,地形表面的排水或洪涝灾害,创建和人工水体。地面的温度制度是影响热发行从工程结构。北部的发展节奏的加快和远东地区导致深温度制度的变化和季节性冻融的深度。有相应的要求科学证实预测温度制度和季节性冻融深度的变化,有可能需要准备purpose-oriented变更设计的这些特征,即季节性冻融过程的管理。这样的任务只能的基础上全面满足季节性冻融过程的知识。

继续阅读:的类型和形成融区在冻土地带

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