冻土热力学
像湖、河、海冰、冻土形式由于低温表面温度,从而诱导冻结从上面。表面张力影响保留一些水含量低的温度(-10°C或更少),特别是细沉积物如粘土和淤泥。然而,0°c等温线在地上一般代表了冻结前:相变开始的深度和冰可以在土壤或岩石矩阵。季节性地面霜普遍存在在情理之中和高纬度地区,渗透深度几个分米。温度足够温暖,这个霜每个春季或夏季消退。地区年平均表面温度低于0°c和季节性冰冻在夏季融化,存在冻结前在地下传播通过热扩散深度。
在地面产生的温度梯度通常是负面的:温度随深度增加,有一个upward-directed导电地面热通量。这个冷却效果的底部冻土反对地热热通量,以及其他潜在热源深度(例如,通过水热平流传输)。向上的热传导超过地热热流在永冻层的底部,将冻土增长,还是沉积在基地。冻土从上面开始融化时,表面温度升高,温度梯度在地上减少(或地面可以成为等温,压力融化点),导电冻土的热通量减少。地热热流然后驱动器融化,或退化:变薄。因为这是一个冗长的过程通过冻土可以数百米厚,冻土与衰亡有很长的时间尺度:几十年成千上万年。这可以
表7.1
典型的热性能常见的近地表地质材料
表7.1
典型的常见的近地表地质材料的热性能
土壤或 |
密度 |
k |
c |
k |
岩石类型 |
(公斤m3) |
(W m - 1°颈- 1) |
(J公斤°颈- 1) |
(106平方米s - 1) |
冰 |
917年 |
2.1 |
2090年 |
1.11 |
200年 |
0.08 |
1880年 |
0.22 |
|
解决了雪 |
300年 |
0.21 |
1880年 |
0.37 |
水 |
1000年 |
0.54 |
4184年 |
0.13 |
空气 |
1.2 |
0.025 |
1010年 |
20.63 |
石英 |
2660年 |
8.8 |
800年 |
4.14 |
粘土矿物 |
2650年 |
2.92 |
900年 |
1.22 |
淤泥 |
1600年 |
2.51 |
1297年 |
1.21 |
有机材料 |
1300年 |
0.25 |
1920年 |
0.10 |
粘土土壤,q = 0.2 |
1800年 |
1.18 |
1250年 |
0.52 |
沙质土壤,q = 0.2 |
1800年 |
1.8 |
1180年 |
0.85 |
泥炭土壤,q = 0.4 |
700年 |
0.29 |
3300年 |
0.13 |
冰冷的泥炭 |
900年 |
2.09 |
1670年 |
1.39 |
砾石 |
2000年 |
1.26 |
750年 |
0.83 |
花岗岩 |
2700年 |
2.51 |
795年 |
1.17 |
注意:k、c和k的热导率、比热容、和热扩散率分别和q是水含量。
注意:k、c和k的热导率、比热容、热扩散系数,分别和q是水含量。
通过一维(1 d)很好描述热扩散在许多设置。
等其他影响能量平衡热量平流水运和气候变暖的影响水体(湖泊、海洋环境)可以在本地重要导致冻土厚度横向变化。解冻地面附近河流或湖泊称为融区。冻土的液压渗透率低,所以运动的水通常发生在旁边地面解冻和永冻层以下或骨折,可由热收缩或干燥的地面。
增长的冻土发生通过间隙水的冻结冻结前。毛细管和蒸汽压力低会导致迁移的水和水蒸气的冻结,这促进了增长巨大的冰块:冰镜头毫米厚8分米。这些生产冻胀和异常地面冰含量高,所以在融化会导致大规模的地面沉降。
地质材料的过程中扮演着重要的角色在永冻层的响应时间和深度,主要通过控制水含量。表7.1列出了一些常见的土壤和岩石的热性能在冻土地带。多孔、饱和含水量高的材料有一个高效的热容,由于潜在的能量与冷冻方面的前进或后退。结晶岩石在光谱的另一端,高导热系数和少量的游离水裂缝和骨折。
在冻土热扩散模型,通常把地面土壤饱和矩阵,岩石,用冰或水和沉积物孔隙空间,是相关的。孔隙度9和矩阵密度公关被冰块覆盖的毛孔,容重是pb =(1 - 9)公关+ 9π。这个框架也可以应用在大量的冰,不占据孔隙空间适当,9表示冰的质量分数含量底物。其他大部分热力学性质
(导电性、热容)可以计算出相应的,尽管它是普遍的,身体更好的合理计算主要通过谐波加权平均热导率。管理一维热扩散方程在地上然后相同的形式(3.5),但使用散装热属性,上表面温度作为边界条件规定。第二个方程是需要冻结前的运动模型。类似的增长海洋或湖冰,这是被冻结或解冻的速度方面,m,之后,秦和Qout代表热流进入和离开冻结前(W m - 2),通过热传导模型下面的地面解冻,冻土上面(下标u和f,分别)。冻结前的垂直位置定义是z = f -和加号表示温度梯度(因此,热通量)上方和下方。m是积极的,在前面和冻土融化变薄。其中m是负的,永冻层沉积。秦可从当地估计geother-mal热流或热流解冻地面的永久冻土也可以显式地建模,根据(7.1)。如果合适,平流项会计从水热传输也可以被添加到(7.1)和(7.2)。
数值解(7.1)和(7.2)很简单。移动网格建议遵循冻结的迁移方面,使用的湖的例子冰增长在第四章。一个常见的假设是假定的热稳定状态(7.1),相当于一个线性冻土温度曲线;考虑到上表面温度、地热热流的导热系数冰冻的地面,以及较低的永久冻土边界将压力熔点,冻土的温度梯度是独特的定义,和冻土深度可以计算。这是合理的永久冻土层厚度的一阶近似,但它不能占瞬变期间气候影响冻土与衰亡。raybet雷竞技最新
另一个建模策略,一些相似建模sea-i ce与衰亡,利用有效的热容,包括潜热(7.1)。这是保证冻结前不明确时,发生在clay-rich沉积物,有显著的解冻含水量在零度以下的温度。解冻含水量9 w,代表质量分数,这是建模
这里,左边第二项代表了潜在的能量需要融化或冻结自由水在土壤温度变化。当9 w = 0(即。充分,在寒冷的气温中,或低于0°C对一些地质材料,支持大幅相变),这个表达式(7.1)崩溃。(7.3)的优点是,不需要跟踪明确冻结前通过(7.2);这是隐含在0 w (z),和一个可以定义条件的永久冻土层厚度纯粹T < 0°C的温度剖面建模。然而,(7.3)需要的知识与温度、土壤含水量和其行为难以衡量和模拟。
建模方法地下温度和相前进化都相当完善,但它可以预测表面温度是意外的挑战迫使冻土。年平均表面温度是不一样的年平均近地表的空气温度,这是通常在气象站测量。植被和积雪深度是影响最大的。都有保温的作用,使年平均表面温度(地面)几摄氏度以上年平均气温在大多数情况下。可以有例外。例如,极薄雪覆盖了(例如,不到10厘米)不提供有效的绝缘。积雪持续到夏天也会导致冷却地面相对于年平均空气温度,由于snow-albedo效果和高的热发射率的雪。
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