地面季节性冻融的程度和深度

季节性的分类类型冻结和解冻库德里亚夫采夫所阐述的理论，考虑了主要地质地理因素(单独的和组合的)对冻结和解冻过程以及对季节性冻结和季节性解冻层厚度的影响。人们应该牢记环境中所有要素之间的相互关系。因此，例如，植被覆盖厚度的变化或种类的变化将导致A0和fmean参数的变化，以及土壤湿度的变化，也许还有成分的变化，从长期来看，这些变化将表现为季节性冻结(解冻)深度的变化。因此，为了评价一种或另一种自然因素对深度£的影响，有必要确定其对每个分类参数的影响，即A0, imean, A, C， <2ph。需要特别强调的是，由于分类中使用的参数mean和A0分别是指

地形、坡向和陡度的影响

场地在地形中的位置在很大程度上决定了温度制度季节性冻结(解冻)的地面和深度。因此，随着海拔的增加，气温每100米降低0.4 ~ 0.6℃，相应地，地面的年平均温度也降低了。这导致了季节性融化层厚度的减少和季节性融化层厚度的增加冻层．土壤组成(首先是颗粒大小)随海拔变化，土壤湿度、积雪厚度、持久性和植被种类等也随海拔变化;即土壤季节冻结(解冻)的各项分类指标都存在变化。

对fmean和£有重大影响的因素是坡向(斜坡相对于基点的方向)和斜坡陡度(太阳光线在不同陡度斜坡上的入射角)。主要是通过表面吸收的流入太阳能的量来有效。imean和A0值(在其他条件相同的情况下)从南部和西南部斜坡向东北和北部斜坡递减。南坡和北坡fmean和A0的差异主要是由夏季气温的差异决定的，因为冬季太阳能量流入较少的南坡和北坡北部斜坡几乎同样寒冷(前提是有同样的积雪和植被覆盖)。在夏季，南坡接收到更多的太阳能。正因为如此，北坡的融化深度比南坡的要小得多，也就是说，除了高纬度地区(极地)，在那里，由于冬季没有太阳辐射，而在夏季，太阳对所有方面的山坡都或多或少地加热。

在季节性冻结的情况下，季节性冻结层的厚度主要是由于冬季的热循环，不同方向的斜坡以相同的方式进行实际冷却，如上所述。因此，南坡和北坡季节性冰冻深度的差异将不显著(£fr ~£fr)。

斜坡陡度对温度和深度的影响季节性融化(冻结)是由于太阳射线的入射角度和阴影的不同，即斜坡表面吸收的辐射量不同。垂直于太阳光线的斜坡(约30°)夏季地面温度较高，这促进了更大的季节性解冻深度，而季节性冻结深度与平缓山坡保持相似，因为它们在冬季冷却方面存在微小差异。应注意，斜坡的陡度(及坡向)对温度的影响可能会因其他因素而复杂化，例如积雪分布不均、植被覆盖差异等，因而难以区分所考虑的因素。

该地点的地理位置，首先是它相对于海洋的位置，是通过大气与岩石圈的对流热交换来表示的，形成气候大陆性的经向扇区。从海岸到大陆的距离越远，月平均最高气温越高，月平均最低气温越低，即月平均气温的年振幅越大。因此，在大陆地区地表年平均温度相同的情况下，季节性冻融较深，年温度波动渗透较深。然而，一般来说，大陆性气候越严重，永久冻土条件越严重，空气和地面的年平均温raybet雷竞技最新度越低。因此，永久冻土的轮廓温度区域反映土壤与大气之间热水交换的地带性和扇形变化。永冻土的南部边界，因此，季节性融化，在科拉半岛局限于苔原地带，在俄罗斯欧洲部分的东北部到北部针叶林亚区，在西伯利亚西部到南部针叶林，在Zabaykal'ye和蒙古到永久冻土岛，在草原甚至半沙漠中遇到季节性融化。

积雪的影响

积雪引起地面与大气之间的热交换发生重大变化。首先,雪的反照率比裸露的地表或植被高得多。这导致减少太阳能的吸收和降低雪表面温度相对于空气温度。根据气象资料，积雪表面的冬季平均温度可能比冬季平均空气温度低0.5-2°C。

同时，积雪具有较低的热导率(介于0.12 - 0.46 Wm“1 K”之间，比矿物地面低5-10倍)，可以防止冬季地面的热量损失。因此，积雪之下的土壤表面的温度可能比空气中的温度高得多。平均而言，积雪厚度每增加5 ~ 15 cm，地面年平均温度增加1℃。因此，有足够厚度的积雪，土壤表面的年平均温度可以在较低的年平均温度(- 6到- 8°C)下为正。

如果在气温上升后，雪仍然留在土壤表面，就会阻止地面加热，因为流入的太阳能有相当一部分首先被反射，其次被消耗雪融化．融化的雪保持地面温度为零，尽管此时空气温度为正。这导致了地面一定程度的冷却和年平均温度的降低。

积雪对地面温度状况的影响是多方面的。效应的值和它的矢量(加热或冷却)都取决于积雪的厚度。因此，它的冷却效果在小厚度的雪中普遍存在高反照率．其次是雪作为隔热体的升温效应。积雪厚度的增加(达到某一临界值)导致冷却效果的增加雪的融化在夏天。在季节性冻土区和永久冻土区的大部分地区，积雪的厚度足以对地下地面产生变暖效应。积雪不仅使地表年平均温度升高，而且使土壤表面温度相对于气温的振幅大大减小，在某些情况下还可能引起土壤湿度的变化。

雪密度是与雪的变暖效应相关的重要因素。因此，当积雪密度p = 75 kg m ~3时，热扩散系数K为0.36 × 10~3 m2 h_1;p = 150kgm~3,K =0.72 10"3m2 h"1;p = 225kgm-3, K = 1.08 × 10-3 m2 h"1;p = 300kgm"3, K = 1.44 × 10~3 m2 h_1;用p = 380kgm"3, K = 1.8 × 10~3 m2 h"1。由于松散的积雪较低，因此与密集的积雪相比，松散的雪对地面的温度状况有更大的变暖作用热扩散率还有热导率。

库德里亚夫采夫(V.A. Kudryavtsev)发现了积雪和热循环值之间的关系——热循环是指在加热和冷却的一半时间内通过土壤表面的热量。在其他条件相同的情况下，土壤热循环越大，积雪对年平均气温和地表温度振幅的影响越大。考虑到地质-地理因素决定的热循环变化模式，可以得出这样的结论:积雪的最大影响发生在年平均地温接近0°C(即在常年冻土的南部边界附近)的最大大陆性气候和季节性解冻层和季节性冻结层中非常潮湿的土壤。raybet雷竞技最新

从定性上看，积雪对季节融冻深度的影响可以通过图11.7所示的图表进行分析。由于雪是保温层，除雪后地表温度波动振幅A0增大，年平均温度通常减小(有降温作用的除外)。A0越高，季节解冻深度和季节冻结深度越高。tmean的影响完全不同:在常年冻土地区，tmean的降低导致tmean降低，而在没有永久冻土(未冻结或解冻的土地)的地区，tmean降低导致tmean增加。因此，在第一种情况下，除雪后(厚度减小)A0和imean的变化被它们的不同方向所补偿，在雪的深度处影响不显著(见图11.7a)，而在第二种情况下，影响是相加的，深度fr发生了很大变化(见图11.7b)。

植被覆盖的影响

这种对地面温度状况和季节性冻融深度的影响有几个方面。植被覆盖导致反射能力与下垫面相比发生变化，

图11.7。根据s.u yu，积雪覆盖对地面季节性解冻(a)和冻结(b)深度的影响图。Parmuzin):fmeani、A0i、^、-分别为有积雪时地表年平均温度、土壤表面年温度波动幅度、季节性解冻或冻结深度、年温度波动渗透深度;fmean2、A02、m2、h2-积雪去除后具有相同特征;季节性解冻和冻结深度的变化。

图11.7。根据s.u yu，积雪覆盖对地面季节性解冻(a)和冻结(b)深度的影响图。Parmuzin):fmeani、A0i、^、-分别为有积雪时地表年平均温度、土壤表面年温度波动幅度、季节性解冻或冻结深度、年温度波动渗透深度;fmean2、A02、m2、h2-积雪去除后具有相同特征;季节性解冻和冻结深度的变化。

吸收太阳能，使其整个体积的水分蒸发，使空气在生物质的发展水平之上湍流流动，或相反，使其中的空气停滞不前。积雪的积累条件和雪层的性质在很大程度上取决于植被覆盖，植被覆盖也影响土壤的水分含量和热物理性质。

与雪的影响相比，定性评价植被覆盖(作为隔热体)对地面季节性冻结或季节性解冻的温度状况和深度的影响要困难得多。这可以解释为植被覆盖使土壤在冬季(以雪的形式)免受冷却，在整个夏季免受加热。这两种影响的双重作用取决于夏季和冬季季节的持续时间、气候的大陆性、积雪的深度、下垫土壤的含水量等，即决定植被覆盖在土壤表面与大气之间以及土壤表面与下垫土壤和岩石之间热交换中的作用的若干因素和条件。raybet雷竞技最新

作为第一个近似，可以得出结论，在常年冻土区域，植被覆盖对季节融化深度的影响大于对未冻结或解冻区域的冻结深度的影响(图11.8)。在这两种情况下，植被覆盖的消失导致年温度波动幅度增大，最低气温降低，最高气温升高(不像雪只影响最低气温)。imean的变化取决于imin和imax的新值。如果Aimax > | Aimin |，则imean明显增加。在季节性融化区域(见图11.8a)，更高的A0和imean都促进了更大的ctha值(即影响是相加的)。在季节性冻结区域(见图11.8b)， A0越大，gfr越大，而imean的增加将补偿这种影响。结果，gfr增加不明显，如图11.8所示。然而，已知的是，在积雪厚度不大(0.20.3 m)的永久冻土带北部地区，植被覆盖具有变暖效应，即与没有植被覆盖的地区相比，植被覆盖导致地面年平均温度更高。但这不会导致更深的融化，因为植被覆盖下的温度波动幅度总是小于没有植被覆盖时的温度波动幅度。

由于阴影的影响，森林和灌木植被减少了太阳能到地表的流入，这导致夏季与裸露的地方相比，地表变暖更少，雪融化更慢。根据A.V. Pavlov在雅库茨克镇、伊加尔卡和锡尔达克村附近对热平衡的观察，森林在永久冻土上的反照率低于裸地;森林地区和非森林地区的有效辐射平衡每年差别不大，森林地区的辐射平衡年度总和超过了非森林地区的辐射平衡。

的影响森林植被地表温度状况与地质植物带密切相关。森林的植物体表面越大(取决于其层的高度、密度和紧密程度)，太阳光线穿透土壤表面的次数就越少。因此，随着林冠从北向南方向越紧密，森林在地面年平均温度形成中的作用发生了很大变化。在森林-苔原地区的开阔林地和北部针叶林地带的轻林和灌木中，辐射流入减少

b

图11.8。植被覆盖对地面季节性解冻(a)和冻结(b)深度影响的图表(根据s.u yu。Parmuzin):imean、A0i、hl -分别为年平均气温、地表温度年波动幅度、季节解冻或冻结深度、年温度波动渗透深度，植被覆盖;t, An, iru, lu -去除植被后相同的特征

封面;季节性解冻和冻结深度的变化。

图11.8。植被覆盖对地面季节性解冻(a)和冻结(b)深度影响的图表(根据s.u yu。Parmuzin):imean、A0i、hl -分别为年平均气温、地表温度年波动幅度、季节解冻或冻结深度、年温度波动渗透深度，植被覆盖;t, An, iru, lu -去除植被后相同的特征

封面;季节性解冻和冻结深度的变化。

土壤表面通过减少的湍流热交换得到补偿，在强风条件下，与无森林地区相比，积雪会堆积得更松更厚。因此，北方森林的地面年平均温度超过了无木地区。

随着冠的靠近，进入的辐射大大减少，以至于减少的湍流交换不能补偿它。森林覆盖地区(特别是在茂密、黑暗的针叶林中)典型的弱风，积雪的深度比没有树木的地区要小得多。因此，在中南部的针叶林地带和南部的未冻土区，森林起到了降温的作用。在扎戈尔斯克镇地区的定期观测证实了这一点，针叶林土壤表面的年平均温度比裸地低2°C。在雅库特中部，森林下地面的年平均温度与光秃秃的地面相差1-2°C。在西西伯利亚，在永久冻土带南部边界附近，冻土岛屿仅限于混合和深色针叶林，树冠密闭度为0.7-0.8。

草覆盖在较小程度上引起土壤表面和大气的热交换和温度状况的变化。草地植被对地面平均的总热效应可以是变暖的，也可以是冷却的，但不会超过几度。月平均气温的振幅也有较小的减小。重要的是土壤覆盖物(苔藓、苔藓-地衣、地衣、苔藓-泥炭)的影响，它们是隔热体，在夏季防止土壤加热，在冬季减少来自地表的热量。

潮湿的天然土壤覆盖层的一个显著特征是其热导率在从解冻状态进入冻结状态时发生了相当大的变化。根据现场观测数据，苔藓覆盖物在解冻状态下的导热系数为0.1 ~ 0.7 W K-1，是冻结状态下的三分之一到二分之一。因此，苔藓覆盖物在夏季阻碍热量进入的能力大于其在冬季限制热量产生的能力。因此，2-3厘米厚的苔藓层使夏季温度的总和降低了三分之二以上。在冬季，苔藓覆盖对地面温度的影响较小，因为它的热导率急剧增加。平均来说，在冬天，苔藓下面的温度与它表面的温度只有轻微的差异。苔藓覆盖层越厚，含水越少，对地面平均面积的影响越大。根据苔藓覆盖层在解冻和冻结状态下的导热系数差异、夏冬季节的持续时间、积雪厚度等，苔藓覆盖层可以起到增温或降温的作用。人们应该记住，由于苔藓覆盖层的隔热作用，一年中土壤表面平均冬季(和最低)温度升高，平均夏季(和最高)温度降低，导致温度振幅急剧下降。15-20厘米厚的苔藓会导致温度振幅降低5-6°C，导致深度变浅，只有裸露表面下季节性融化的一半到四分之一。

泥炭覆盖层对地面温度状况的影响应单独处理。研究表明，泥炭土的年平均温度低于矿质土。在永久冻土带南部边界附近，0.1 m厚的泥炭覆盖使平均温度降低0.5-1°C。因此，即使泥炭地表年平均温度为正，地下地面也可能处于冻结状态。在西伯利亚西部和北部欧洲平原最南端的永久冻土层岛屿通常都局限在泥炭中。在多年冻土区南部，泥炭土的冻结层厚度大于矿物地层。泥炭在解冻状态下的导热系数在0.23 ~ 0.93 W m“1 K”1之间，在冻结状态下的导热系数在0.93 ~ 1.28 W m-1 K“1之间。泥炭含水率越高，冻融泥炭的导热系数差越大，夏季防止下垫土受热的能力大于冬季防止产热的能力，降温效果增强。

有若干计算方案和方程可初步定量估计作为地面上额外隔热层的土壤覆盖物(苔藓、泥炭、草皮、雪和其他天然和人工覆盖物)的热影响。例如，有一个使能的确定年平均气温Afmeana变化。r和由于暖t、冷t或全年t存在不同类型的覆盖物而减少的年气温波动AAail。我们假设覆盖物不发生相变。在计算中，将覆盖地表温度的年正弦(或简化为正弦)变化方程(周期T，年平均温度fmean，振幅A0)分解为发生在0℃附近的两个条件谐波波动，周期为2ts和2tw，夏季和冬季温度波动振幅分别为Aail和Aail(图11.9)。利用傅里叶方程，人们可以确定由于土壤覆盖，这两种常规正弦波的温度波动振幅A/ls和AAW分别在一年中的温暖和寒冷时期减少:

式中z为覆盖层厚度;Kth和K[r分别为所考虑的土壤覆盖在解冻和冻结状态下的热导率;Ts和tw是正(温暖或夏季)和负(寒冷或冬季)空气温度的持续时间。在计算Aair和Aail时，求值fmean的符号。是要铭记在心的。

有了A^s和AAw的知识，判断真假就很简单了

图11.9。地表温度变化图，分为两个简单的谐波波动，周期等于一年的冷(2tw)和暖(2rs)的双重持续时间。

年振幅AAair的减小值和年平均气温Aimean的减小和变化。利用面积AS值和AS′值对土壤覆盖造成的影响进行分析。

计算A^air和Aimeanajr的关系表明，土壤覆盖度总是引起温度波动幅度的减小，而年平均温度的变化则是平均的。可以是积极的(冷却效应)和消极的(变暖效应)，取决于哪种效应占上风:夏天的冷却(A^sxs)或冬天的变暖(AAwtw)。如果覆盖只存在一年中部分时间(暖期或冷期)，例如，一年中积雪覆盖期，则式(11.4)和式(11.5)简化为术语AAsxs等于0。

通过使用关系式(11.4)和(11.5)，可以将年平均温度转换为年平均温度。和温度波动幅度

与地面存在的tmean和A值之间的关系。考虑到这一目的，人们应该确定在夏季最温暖的月份和冬季最寒冷的月份，2米高度和地表的月(或周)平均温度的差异，即实验找到和AAw的值，并将xs和xw的值代入式(11.4)和(11.5)，可以计算出A^air和Atmean的值。距地面2米。同样，也应考虑到……的影响坡方面表面温度的陡度。

沼泽和地表水的影响

内涝对地面温度状况的影响在很大程度上取决于一般的气候环境和沼泽的发展阶段。只要沼泽的表面有部分被水覆盖，水可以传播短波辐射并保留长波辐射，那么沼泽的年平均温度就比邻近地区高。

在沼泽进化的过程中，当有苔藓和过度生长起伏在冰冻的地面上，个别地点不再被水覆盖，莎草种被苔藓和灌木所取代。由于积雪厚度的减少和泥炭沉积物含水量的降低，积雪对这些地点的增温作用减弱。高架场址的地面年平均温度较低洼场址低。由于地表隆起，沼泽进一步排水，导致泥炭逐渐死亡，被地衣取代。这些地点的地面年平均温度通常比周围地区低得多。在多年冻土带南部边界附近，丘状泥炭表明常年冻土的存在。

因此，根据发展阶段的不同，沼泽可以对永久冻土和未冻土层产生变暖或变冷的作用。

非排水淡水水体的温度状况取决于它们的深度。如果一个湖的深度Hw大于冰的最大厚度H{，后者在最恶劣的条件下不超过2-2.5米，那么底部沉积物一年四季都不结冰。根据湖泊的大小和相邻地点的地面年平均温度，在水体下面形成一个直通的、开放的塔台(如果湖泊的宽度超过冰冻地层厚度的两倍)或一个封闭的塔台。

图11.10。水体年最低、最高和平均温度分布图。

在特定区域，如果水体的深度小于冰的厚度，那么它就会冻结到底部，底部沉积物的年平均温度可以是正的，也可以是负的。存在一个水体深度(图11.10)，在该深度底部沉积物的年平均温度将等于0°C。库德里亚夫采夫把这个深度称为临界值Hcr。当水体深度小于临界值(iiw < HCI)，海底沉积物年平均温度低于0℃时，存在永久冻土，只有在夏季才会融化到一定深度，即海底沉积物出现季节性融化。由于水体的深度从临界HCI到等于冰的最大厚度Hv，即HCI < < Hb，底部沉积物表面的年平均温度将为正，但在冬季，它们将冻结到一定的深度。在这种情况下，将观察到底部沉积物的季节性冻结。水体的临界深度主要由气候特点(气温和积雪厚度)。因此，气候带的特征决定了水体的临界深度。因此，根据西西伯利亚获得的数据，Hcr在永久冻土南部边界附近为0.2-0.3 m。在亚马尔半岛和古丹半岛，Hcr向北稳步上升，达到1.6米。

如果假定水体深度与冰的最大厚度H{相当，则可以使用Kudryavtsev格式确定底部沉积物的温度状况(见图11.10)。图中imin和imean分别表示冰盖最低(冬季)温度和年平均温度的分布，imax为夏季水体最高温度，初步认为北方浅层湖泊的最低(冬季)温度是均匀的(由于对流混合)。根据该图，海底沉积物表面(在水体深度处(i/w))的年平均温度为imea " = l/2[fm " + (1 - HJH)。^ J (11.6)

矿床底部的温度变化规律盐水湖与盐水不同，盐水较重，向下移动并在负温度下冷却而不结冰。即使在夏天，高盐度湖泊底部的温度也可能是负数。因此，在这些含盐的湖泊下面以及在北部海岸的浅水区，可以观察到常年冻结或冰冻的底部沉积物，而具有负温度的液态盐水覆盖在这些沉积物上。

水和空气对流流动的影响

地面温度的变化不仅可以通过热量的传导传递，还可以通过水的渗流或对流传递空气流．冷暖空气或地面水流的流入，不仅由于对流与土壤或岩石之间热量的平衡，而且由于对流与土壤或岩石之间热量的平衡而导致变暖或变冷释放热量在水分的相变(冻结-解冻，蒸发-凝结，升华-ablimation）.

在自然条件下，热量向地面的传递是通过地表水的渗入，主要是通过降水。这一过程的强度取决于入渗降雨量，以及季节冻融层的温度、厚度、渗流和热物理性质。Kudryavtsev提出了一个暂定方程，用于定量估计夏季降水入渗导致季节冻(融)层底部地面Atmean年平均温度的增加(17):

式中，Fis夏季降水入渗土壤量，kgm”2;tms为夏季平均温度，°C;£为季节性冻融深度，m;T为时间(年= 8760 h);Ar是降低后的热导率，等于冻结和解冻状态下的平均值(年加权值)kJ (mh°C)_1。

根据计算资料，夏季降水入渗可使地面年平均温度升高1.5 ~ 2℃。这种影响将最大的场地组成的粗粒土高水力传导。植被覆盖的存在大大减少了渗透。一般而言，入渗对这些地点地面年平均温度的形成作用不大，不超过0.1°C。

空气对流在多孔疏松和破裂基岩年平均温度的形成中起着重要作用。在

在，卑鄙，卑鄙

由于土壤表面附近的压力和空气温度的变化，这些物质与大气进行了永久的气体交换。这一过程是这样进行的:寒冷的大气空气取代了材料腔内较温暖和较轻的空气，并使后者冷却。这种冬季通风在钻孔和坑中清晰可见，并发生在多孔岩石中，使它们在相当深的地方强烈冷却。

在有大量粗糙沉积物的地区，另一个变暖因素是水蒸气的凝结。因此，在永久冻土带的南部，蒸汽凝结的影响平均可增加2°C，在北部则少得多，而在高原间流区和北极地区则没有观察到这种影响。

在经济发展的条件下，地面的温度状况和季节性冻融的深度有很大的不同。在大城市中气候raybet雷竞技最新是由空气温度、风向和风速、蒸发等变化而产生的。在发展过程中，植被覆盖发生了重大变化，地形表面的积雪、排水或内涝条件发生了重大变化，并形成了人工水体。地面的温度状况在很大程度上受工程结构散发热量的影响。北方和远东地区发展速度的加快导致了温度体制和季节冻融深度的深刻变化。因此，需要科学地预测温度状况和季节性冻融深度的变化，并可能需要为改变这些特征的目的编制设计，即管理季节性冻融过程。只有在全面了解季节性冻结和解冻过程的基础上，才能完成这些任务。

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