Удивительная мерзлота

Давайте обсудим свойства удивительного прир одного образования - мерзлой породы . Основные компоненты рыхлых отложений - минеральные частички и вода , содержащая растворенные вещества в виде естественных примесей . Ясно , что химический состав компонентов мерзлой породы совпадает с составом исходной та л ой , из которой она образовалась . Первая неожиданность возникает при анализе физического состояния воды в мерзлой породе . Оказывается , такой грунт не вполне мерзлый : помимо льда в нем (вплоть до очень низких температур ” – 70°С ) всегда содержится определенн о е количество незамерзшей воды . Она находится в термодинамическом равновесии с внутригрунтовым льдом и способна течь , как обычная жидкость . Этот факт обнаружен в конце прошлого века шведским ученым П.Холмквистом и имеет фундаментальное значение для пониман и я очень многих природных явлений , происходящих в мерзлой толще . На первый взгляд , объяснить его можно наличием растворенных солей в поровой жидкости , понижающих температуру ее замерзания . Однако многочисленными исследованиями доказано , что присутствие сол е й имеет второстепенное значение . Даже в хорошо отмытых и заполненных дистиллированной водой грунтах значительная часть ее остается незамерзшей . Главная причина ее существования - действие особых сил взаимодействия молекул воды с минеральной поверхностью , п ричем не малую роль играет и кривизна последней [ 1 ]. Чем боле е дисперсна порода , тем более развита ее внутренняя поверхность и тем большее количество незамерзшей воды остается в породе при данной отрицательной температуре . Так , количество воды растет в ряду от песков к глинам . Эти же силы приводят к тому , что грунт остается в талом состоянии при температурах несколько ниже 0°С . Ледяное древо Что же может происходить с мерзлой породой , если в ней содержится незамерзшая вода ? На рис . 1 приведена фотография ледяного тела - сплошного монокристалла , растущего на поверхн ости керамического тонкопористого фильтра . Фильтр помещен в стеклянную , заполненную водой U-образную трубку и виден на рисунке , как облачко , под основанием ледяного столбика . (Облачко наверху столбика - снежный комок , использованный как затравка на началь н ой стадии роста льда .) Верхняя часть фильтра вместе со льдом находятся при отрицательной температуре , а нижняя , соприкасающаяся с водой в трубке , - при положительной . Рис . 1. Ледяной столбик , выращенный на поверхности керамического фильтра. Лед , подобно растению , высасывает воду из резервуара , поднимаясь все выше со скоростью несколько миллим етров в сутки . Можно попробовать воспрепятствовать росту льда , положив сверху гирьку , однако остановить движение не так просто . Оказывается , требуемая нагрузка при понижении температуры увеличивается с коэффициентом 13 атм /град . Для прекращения роста стол б ика льда с площадью основания 1 см 2 при температуре – 2°С надо положить 26-килограммовую гирю . Проводились эксперименты , в которых рост льда продолжался при нагрузке , соответствующей давлению 100 атм . Это огромная цифра . Она показывает , что при определенных условиях лед способен , как перышко , поднять любое мыслимое сооружение , нагрузка от которого обычно не превышает нескольких атмосфер . Не надо объяснять , сколь катастрофичными могут быть (и бывают !) последствия . Нагрузка , при которой прекращается рост , наз ы вается равновесной , поскольку лед находится в равновесии с водой в резервуаре . Превышение ее вызывает плавление льда и отток жидкости в колено трубки . Очень интересно , что величина нагрузки оказывается примерно в 10 раз ниже той , что необходима для равнов е сия объемных фаз воды и льда при данной температуре (что отвечает известному коэффициенту 130 атм /град ). Это прямое проявление упомянутых поверхностных сил , действующих на контакте льда с минеральной поверхностью . Вернемся , однако , к фотографии . Чтобы тел о льда было прозрачным и не имело внутренних полостей , необходимо поступление воды из резервуара непосредственно к нижней поверхности столбика , контактирующей с фильтром . Но ведь верхняя часть фильтра также мерзлая . Как же происходит подача жидкости ? Отве т довольно очевиден : вода поступает по незамерзающим коммуникациям фильтра - жидким пленкам и капиллярам . Однако внимательный читатель обнаружит еще одну загадку : ледяной столбик непрерывно продолжается в порах фильтра , где находится сложная корневая систе м а - внутрипоровый лед . По мере роста столбика его масса перемещается вверх , и легко сообразить , что корневая система также подымается в том же направлении и с той же скоростью . При этом протяженность корневой системы по вертикали не меняется из-за постоян н ого намерзания льда снизу . Как же возможно такое сплошное течение льда в порах , если их стенки имеют многочисленные выступы и неровности ? Здесь мы сталкиваемся еще с одним удивительным явлением , которое продемонстрировал в конце позапрошлого века английск ий ученый Дж.Баттомли . Он медленно перерезал массивный блок льда с помощью обычной проволоки , но блок не распадался на куски , а оставался целым . Почему ? Лед плавился на передней части проволоки , а оттекающая вода замерзала на ее тыльной стороне . Явление , п ри котором лед плавится в местах повышенных напряжений и затем замерзает в местах разгрузки , получило название режеляции [ 2 ]. Так , например , движутся ледники по каменистому , шероховатому ложу . Именно благодаря этому явлению и происходит перемещение внутрипорового льда через фильтр вслед за ледяным телом . Нетрудно п онять , что для перетекания жидкости к тыльной стороне препятствия (например , проволоки ) необходимо существование вокруг него пленки незамерзшей воды . Мы подробно остановились на простом лабораторном эксперименте , чтобы выделить основные элементы и их прич инно-следственные связи в данном процессе . Отметим их еще раз : поверхностные силы существенно изменяют условия термодинамического равновесия льда и воды в грунтах в сравнении с условиями , характерными для их объемных фаз . Это приводит к присутствию незаме р зшей воды в равновесном состоянии при отрицательных температурах , которая способна течь , как обычная жидкость . В свою очередь становятся возможными процессы миграции влаги и перемещения льда внутри пористой матрицы за счет режеляции . Рост ледяных тел как н а поверхности , так и внутри грунта происходит только при наличии этих двух процессов . Насос , вызывающий движение воды в сторону растущего льда , работает исключительно благодаря поверхностным силам , величина которых возрастает в направлении от теплой сторо н ы фильтра к холодной . Все это представляет качественную сторону явлений . Однако , чтобы прогнозировать развитие реальных процессов в природных условиях , необходимо установить строгие количественные связи между содержанием незамерзшей воды , температурой и д авлением в среде , а также величинами соответствующих потоков тепла и массы . Их запись основана на тщательном анализе многочисленных экспериментов и требует привлечения фундаментальных понятий термодинамики , механики деформируемых тел , гидродинамики . В сов о купности образуется целое направление , исследующее физику криогенных процессов , которые могут происходить в холодных регионах Земли и космосе . Вершина этой деятельности - математические модели процессов , позволяющие давать количественную оценку самых разл и чных по масштабам и значению событий прошлого , настоящего и будущего . Роль моделей важна и для обоснованного проектирования инженерных сооружений . Баротермический эффект Вернемся к мерзлому грунту . Хорошо известно , что твердые тела при сжатии нагреваются . Происходит это вследствие перехода энергии деформации в тепло , а также за счет внутреннего трения элементов среды . Однако взгляните на диаграммы температурного хода для образцов мерзлых грунтов под нагрузкой (рис . 2). Рис . 2. Временной ход температур ы мерзлого грунта при его нагружении и разгрузке . Слева - кривая для супеси пылеватой при начальной температуре t e = – 0.5° C, справа - для глины при t e = – 0.75° C. В обоих случаях внешняя нагрузка равна 3 МПа. Они показывают , что в момент нагружения температура грунта скачкообразно понижается и восстанавливается практически до исходного значения при снятии груза . Обратим внимание , что его величина в несколько раз меньше , чем требуется для плавления обычного куска льда при той же отрицательной температуре . Почему ? Ответ легко можно получить , если мы вспомним , что на контакте с пористым телом лед плав и тся при существенно меньших нагрузках . Но для плавления необходимо подвести тепло , которое может быть взято только из внутренних запасов грунта , определяемых его теплоемкостью . Происходит охлаждение всей системы . Этот эффект назван баротермическим , поскол ь ку связывает изменения давления и температуры в мерзлом грунте в процессе его сжатия [ 3 ]. Кроме того , важно , что выделяющаяся влага дренирует в специальную обойму из плотной промокательной бумаги , в которой расположен образец грунта . Бумага обладает очень тонкопористой структурой , и вода в ней не замерзает . Если ж е взять обойму из более грубого материала , то отжимаемая вода в ней замерзнет , а тепловой эффект от фазовых превращений исчезнет . В этом случае на первый план выйдут силы трения между частицами грунта , и температура образца несколько повысится . Это и прои с ходит , например , в талых , а также мерзлых , но маловлажных грунтах . В последнем случае внутри грунта имеются многочисленные воздушные полости , в которые собирается отжатая вода и там вновь замерзает . Природные грунты , как правило , водонасыщены , и баротерми ч еский эффект проявляется в естественных условиях неожиданным образом . Посмотрим внимательно на рис . 3, где ромбиками показаны фактические данные измерения температуры мерзлых пород в специально оборудованной термометрической скважине на севере Тюменской о бласти . Эксперимент готовился очень тщательно , что обеспечило точность измерения в 0.01°С , так что сомнения в достоверности данных отпадают . Слой мерзлого грунта , залегающий в интервале глубин h = 140-240 м , перекрывается талым водонасыщенным прослоем тол щ иной около 50 м . Выше , до самой поверхности массива , лежит еще один слой мерзлой породы , который не показан на рисунке . Нижний слой мерзлоты образовался во время прошлых похолоданий климата , а последующие потепления вызвали оттаивание только верхней части массива . Грунт , оставшийся при этом в мерзлом состоянии , называется реликтовым . Рис . 3. Фа ктическое распределение температуры мерзлых пород (черные ромбики ) по скважине , оборудованной на севере Тюменской обл ., и его динамика с момента вытаивания льда в объеме реликтового слоя (по результатам модельных расчетов ). 1 - начальное равновесное распр е деление , 2 - через 100 лет после начала процесса , 3 - через 500 лет , 4 - через 1000 лет. Последующее похолодание привело к образованию верхнего слоя мерзлых пород , который , однако , не достиг кровли нижнего слоя мерзлоты . Климатические трансформации продол жались несколько тысячелетий . За столь значительное время температура внутри реликтового слоя должна была установиться в соответствии с условиями термодинамического равновесия в толще . Равновесная кривая (1) на рис . 3 имеет наклон из-за влияния гидростати ч еского давления на точку фазового равновесия воды в мерзлом грунте . Значительное отклонение фактических данных от кривой равновесия представляется совершенно неожиданным . Реликтовый слой оказывается охлажденным ниже равновесной температуры , несмотря на то, что расположен между двумя талыми образованиями , имеющими положительную температуру . В этом можно было бы усмотреть даже нарушение второго начала термодинамики . Какое-либо традиционное объяснение такого распределения температуры практически невозможно . Н а пример , можно предположить какое-либо специфическое распределение концентрации растворенных солей в поровом растворе , которые смещали бы точку равновесия фаз в пласте . Однако авторы наблюдений подчеркивают , что минерализация грунтовой воды чрезвычайно мал а и не влияет на кривую равновесия . Не проходят и иные доводы , в частности основанные на колебаниях температуры поверхности массива в силу существования мощного талика над реликтовым слоем . Ответ на вопрос содержится в диаграммах рис . 2 и анализе образован ия реликтового слоя . В период потепления , когда верхний слой грунта оттаивал , нижний мерзлый - нагревался . В какой-то момент нагрузка от вышележащей толщи стала превышать равновесное значение для внутригрунтового льда , который при более низких температура х находился в термодинамическом равновесии с окружающей породой . (Повышение нагрузки от верхнего слоя есть результат ослабления сдерживающего влияния мерзлого грунта , силы сцепления частичек которого ослабевают с повышением температуры .) С этого момента ле д начал таять , что и привело к охлаждению массива . Плавление льда во всем объеме реликтового слоя протекает очень медленно , и наблюдаемое распределение температуры может сохраняться многие сотни и тысячи лет . Строгие уравнения , которые переводят наши рассу ждения в плоскость количественных расчетов , подтверждают этот вывод . Кривые 2-4 на рис . 3, полученные расчетным путем , показывают , сколь длительным может быть этот процесс . Важно здесь и то , что вытаивающая жидкость движется по незамерзающим коммуникациям мерзлого грунта в талые образования по обе стороны реликтового слоя . Интересно , как чутко реагирует мерзлый массив на изменение внешних условий в соответствии с общим принципом Ле Шателье . Потепление климата вызывает охлаждение массива ! Слоистость - памят ь о прошлом Рассмотрим еще одно интереснейшее явление , сопутствующее процессу промерзания грунта . На рис . 4 показана колонка грунта после промерзания в лабораторных условиях . Нижнее основание колонки во время опыта находилось в контакте с источником воды. Талый грунт сохранился в нижней части колонки и остался совершенно однородным . Промерзшая же часть сильно изменилась : образовалась четко выраженная слоистость . Слои мерзлого грунта перемежаются линзами чистого льда , толщина которых изменяется с глубиной в полне определенным образом . Рис . 4. Криогенная текстура грунта , полученная в лаборатории. Картина слоистости - текстура мерзлого грунта - оказывается связанной со свойствами грунта и условиями его промерзания . Например , при некоторых условиях для грунта данного типа толщина ледяных линз может превысить высоту начальной талой колонки . Вообще же по текстуре мерзлого грунта можно в принципе восстановить температурные условия его промерзания . Подобную слоистость мы видим и в природных толщах мерзлой породы . Она прослеживается до весьма значительных глубин - 100-150 м . Максимальная же толщина ледян ы х линз наблюдается в верхних 10-40 м . Ниже их толщина монотонно снижается , а расстояние между линзами увеличивается . Довольно часто в верхних слоях мерзлого грунта обнаруживаются слои льда толщиной от единиц до нескольких десятков метров . Застывшая картин а слоистости в промерзших рыхлых отложениях напрямую связана с климатом прошлых тысячелетий . Познать же закономерности изменения климата означает обрести ключ к разгадке многих тайн , которые волнуют человечество . Каким же образом возникает слоистость ? Мож н о сразу сказать , что рост отдельных линз вполне аналогичен картине , которую мы описали для ледяного тела на поверхности керамического фильтра . Но чем вызвано их возникновение в данном конкретном месте и почему они прекращают свой рост спустя какое-то врем я ? Ответ на эти вопросы требует анализа внутренних напряжений в промерзающем грунте , а точнее в той зоне , где расположена корневая система растущей линзы . Если при стационарном росте льда на поверхности фильтра протяженность корневой зоны не меняется , то п ри промерзании грунта ее длина все время увеличивается и внутренние напряжения в отдельных компонентах грунта также меняются . По законам механики , в каждом поперечном сечении зоны корневой системы величина внешней нагрузки всегда должна быть равна сумме н а пряжений в отдельных компонентах грунта . Иными словами , нагрузка равна сумме внутрипоровых напряжений (обусловленных внутренним давлением во льду и незамерзшей воде ) и напряжений в скелете минеральных частиц грунта . Этот баланс подразумевает , что при пост о янной общей нагрузке увеличение давления внутри пор сопровождается уменьшением напряжений в скелете . В некоторый момент в определенном сечении зоны корневой системы поровое давление , монотонно нарастая , достигает значения внешней нагрузки . В скелете грунт а начинают возникать растягивающие напряжения . Однако рыхлые отложения не обладают прочностью на разрыв , и минеральные частички начинают расходиться в пространстве , которое немедленно заполняется льдом . Так образуется новая линза льда , перекрывающая все п о перечное сечение образца и лишающая питания водой предыдущую линзу . Последняя сразу же прекращает свой рост . Далее процесс повторяется , что и приводит к образованию слоистой текстуры . Количественно ее параметры (размеры ледяных линз и расстояния между ним и ) определяются математической моделью текстурообразования , учитывающей в уравнениях весь комплекс факторов , оказывающих влияние на этот процесс . На рис . 5 приведены результаты вычислений основных параметров текстуры для промерзающего в естественных услови ях грунта . Левая часть рисунка подтверждает общую закономерность немонотонного распределения толщины ледяных линз с глубиной . Правая - демонстрирует возможность образования мощного слоя льда в верхней части разреза . Однако главное достоинство данной матем а тической модели заключается в том , что она указывает ясные причины и конкретные условия , при которых формируются те или иные картины распределения льда в массиве . Так , уменьшение толщины льдинок , начиная с некоторой глубины , обусловлено весом вышележащей т олщи , гасящей процесс выделения льда . Образование же массивного ледяного тела обусловлено достаточно мягкими условиями промерзания и высокой проницаемостью исходной талой породы . Рис . 5. Расчетные зависимости параметров слоистой криогенной текстуры от глубины при коэффициенте гидропроводности 10 – 11 (слева ) и 10 – 10 м 3 ·с·кг – 1 . Кривые (1) показывают немонотонное изменение толщины ледяных линз ; при повышенной водопроницаемости грунта (справа ) расчет предсказывает образование массивного ледяного тела в верхней части пласта . Кривые (2) отвечают монотонному увеличению с глубиной расстояний между льдинкам и. Насколько полезным инструментом исследования может оказаться рассматриваемая модель , показывает следующий пример . Замечено , что расположение ледяных линз по разрезу иногда не вполне регулярно . Они то сближаются , то вновь разбегаются , напоминая неравномер но растянутую гармошку . Это наблюдается и в сравнительно однородных по составу и свойствам отложениях . До недавнего времени такие аномалии не поддавались даже качественному объяснению . В частности , сезонные колебания температуры на поверхности массива хот я и имеют значительную амплитуду , но не проникают в глубь Земли больше чем на 10-15 м . Следовательно , они не могут изменить картину распределения ниже этого уровня . Длиннопериодные же колебания (в пределах десятков лет ), обусловленные изменением климата , и м еют очень малую амплитуду и также не оказывают существенного влияния на этот процесс . Какие же еще возмущения способны нарушить плавные изменения параметров криотекстуры ? Вспомним , что природные массивы грунта , как правило , имеют гидравлическую связь с от крытыми водоемами , колебание уровня которых так же естественно , как и колебание температуры на поверхности . Однако в отличие от температуры изменение давления в грунтовой воде , вызванное колебанием уровня , распространяется по гидросистеме на большие расст о яния практически без затухания . Насколько серьезно такое влияние на процесс образования криотекстуры ? Результаты расчета конкретного примера показаны на рис . 6, на котором для сравнения приведены аналогичные данные при неизменном уровне водоема [ 4 ]. Распределение льдистости разительно изменилось . Зависимость промеж утков между ледяными линзами приобрела вид упомянутой “гармошки” , а зависимость их толщины от глубины стала носить колебательный , затухающий характер . Интересно , что периодичность расположения льда не вполне соответствует периодичности накладываемых возму щ ений . Здесь идет сложный процесс интерференции колебаний давления и изменения поровых напряжений , который приводит к образованию структур , схожих с застывшей картиной биений , известной в колебательных процессах . Для подтверждения влияния гидростатики водо е ма на параметры криотекстуры необходимо сравнение с конкретным геологическим материалом . Однако уже на основании выполненных расчетов можно высказать предположение , что криогенные текстуры консервируют ритмику гидрологической обстановки прошлых эпох и мог у т служить ее палеоклиматическим индикатором . Рис . 6. Нарушение плавного изменения параметро в криотекстуры при колебаниях уровня водоема , с которым грунт имеет гидравлическую связь . Толстые линии соответствуют постоянному уровню воды , тонкие - колебаниям уровня с амплитудой 10 м . 1 - кривая распределения по глубине толщины льдинок , 2 - расстояни й между ними. Математическая модель текстурообразования дает объяснение и другим интересным фактам , которые подмечены в натурных и лабораторных исследованиях . Например , известно , что если в тонкодисперсной толще находился песчаный слой , то после промерзани я зона в 1.5-2 м над ним практически не содержит ледяных линз . Объясняется это касанием корневой системы очередной растущей линзы песчаного пласта и быстрым замерзанием последнего . Все дело в протяженности зоны корневой системы , которая на глубинах более ч ем 15-20 м имеет длину около метра . Другой пример взят из лабораторной практики . На рис . 7 показано изменение скорости роста льда в зависимости от температуры охлаждения . Были проведены два похожих опыта , но непонятным образом в одном случае скорость возр астала с понижением температуры , а в другом - падала . Объяснить это удается , только с помощью точных уравнений . Оказывается , при одних и тех же внешних условиях возможно существование двух устойчивых режимов роста , отличающихся протяженностью корневой сис т емы и по-разному реагирующих на изменение температуры . Рис . 7. Экспериментальные определения скорости роста льда в двух опытах с близкими внешними условиями . В одном случае (слева ) массоперенос увеличивается с понижением температуры , в другом - падает . Ключевую роль здесь играет протяженность корневой системы , которая может принимать два устойчивых значения при одинаковых внешних параметрах . Эти режимы роста отличаются направлением реакции системы на изменение температуры охлаждения . На правом рисунке цветной кривою показан размер промерзающей зоны. Загадка жидких включений Конечно , не всякий содержащийся в грунте лед образуется так , как описано выше . Он может быть просто погребен п од наносами ила либо образоваться из воды , внедрившейся под напором в уже мерзлые слои . Всегда важно точно установить условия его формирования , поскольку именно они и воссоздают конкретную обстановку прошлого . Существенную помощь оказывают результаты иссл е дований многочисленных включений , содержащихся в природных льдах , - газообразных , твердых или жидких . Пузырьки газа могут многое рассказать о составе атмосферы в прошлые времена , твердые частички характеризуют свойства вмещающих пород , а жидкие включения - происхождение и состав замерзшей воды . Капелька концентрирует внутри себя большую часть примесей и потому остается незамерзшей в ледяном теле . При наложении на лед градиентного поля температуры все микроскопические образования начинают медленно перемещат ься в более теплую сторону льда . В этих условиях с течением времени происходит его самоочистка . Например , так происходит опреснение морского льда , который в момент формирования содержит многочисленные капельки рассола . Для оценки возраста самого льда важн о знать закономерности перемещения включений . В лабораториях создаются специальные криоскопические установки (рис . 8), где наблюдаемые в микроскоп процессы выводятся на экран телевизора или компьютера , а запоминающие устройства позволяют воспроизвести все д етали явлений . Рис . 8. Общий вид установки для исследования микропроцессов в промерзающих о бразцах. Одна загадка долгое время лишала сна исследователей , наблюдавших движение капли во льду . (Такое движение происходит вследствие оттаивания льда с теплой стороны капли и ее замерзания с противоположной , т.е . благодаря известному нам процессу режеля ции .) Дело в том , что при движении в сторону повышенных температур капелька еще и увеличивается в размерах . Это понятно , поскольку происходит частичное оттаивание льда так , что концентрация раствора в ней понижается в соответствии с условиями фазового рав н овесия . Но вследствие разности плотностей воды и льда при фактическом увеличении размеров капли внутри нее должны возникать очень большие растягивающие напряжения , которые приводят к внутренним разрывам и газовыделению . Однако ни один микроскоп в мире не з афиксировал это явление ! Разгадка заключается в необычных свойствах льда . Этот твердый минерал при длительно действующих нагрузках может течь , как очень вязкая жидкость [5]. Именно текучесть льда и разгружает каплю от высоких растягивающих напряжений . Тео р ия , построенная с учетом данного свойства льда , демонстрирует это обстоятельство в числах . Два графика на рис . 9 показывают , что вследствие текучести льда напряжения в капле снижаются по абсолютной величине более чем на три порядка от значений , отвечающих его недеформируемой идеализации . Правильно построенная теория позволяет решить целый ряд других важных вопросов . Например , из теории движения капель следует , что их скорость не должна зависеть от начального радиуса - это действительно наблюдается в опыте. Другой вывод теории , который не подвергался экспериментальной проверке , состоит в том , что аналогичные жидкие включения перемещаются и в мерзлом грунте , причем со скоростью в несколько раз выше , чем во льду . Причина - существенно меньшие затраты в этом с л учае на фазовый переход , так как часть жидкости замещается минеральными частицами . Получает объяснение и еще один загадочный факт - блуждание больших скоплений рассола , так называемых криопэгов , внутри мерзлой толщи . (Вспомним , что скорость перемещения вк л ючений не зависит от их радиуса .) Это явление отмечено в Якутии и на западном побережье Ямала . Вероятнее всего , блуждание криопэгов обязано естественным температурным градиентам , которые всегда присутствуют в природной среде . Рис . 9. Растягивающее напр яжение внутри жидкого включения во льду при разных температурах . Вследствие текучести льда напряжения в капле снижаются по абсолютной величине более чем на три порядка (кривая 1) по сравнению со значениями , отвечающими его недеформируемой идеализации (кри в ая 2). Благодаря этому движущаяся во льду капля не содержит пузырьков пара. Еще одно неожидан ное приложение теоретических результатов - получение пресной воды из айсбергов (рис . 10). В ледяном гиганте бурят скважину глубиной в несколько сотен метров . Специальным нагревателем на забое проплавляется полость , в которой отсасывающим насосом создается максимально возможное разряжение . Под действием перепада давления между водой в океане и в полости лед начинает течь внутрь полости . При включенном нагревателе он непрерывно тает на ее границах , а образующаяся вода откачивается на судно . Расчеты показываю т , что для получения 30 т воды в сутки диаметр полости должен составлять примерно 6 м . При этом скорость течения льда на ее границах весьма мала - несколько микрон в секунду . Рис . 10. Схема добычи пресной воды из ледяных массивов . 1 - айсберг , 2 - ствол скважины , 3 - нагреватель , 4 - насос , 5 - шланг , 6 - танкер , 7 - проплавленная полость , 8 - п атрубок. * * * В кратком очерке невозможно охватить все многообразие явлений в мерзлых грунтах , имеющих физическую природу . Мы даже не коснулись замечательных фактов существования льда внутри пород при положительных температурах , необычной формы включений во льду , низкой температуры плавления малых ледяных тел , и многого другого , что будоражит фантазию исследователя . Но все же сказанного достаточно , чтобы считать мерзлый грунт удивительным образованием природы . Литература 1. Дерягин Б.В ., Чураев Н.В . Смачивающие пленки . М ., 1984. 2. Маэно Н. Наука о льде . М ., 1988. 3. Горелик Я.Б ., Колунин В.С ., Решетников А.К . // Криосфера Земли . 1999. Т .3. № 1. С .69-77. 4. Горелик Я.Б ., Колунин В.С . // Криосфера Земли . 2000. Т .4. № 2. С .41-51. 5. Войтковский К.Ф . Механические свойства льда . М ., 1960.