Помощничек
Главная | Обратная связь


Археология
Архитектура
Астрономия
Аудит
Биология
Ботаника
Бухгалтерский учёт
Войное дело
Генетика
География
Геология
Дизайн
Искусство
История
Кино
Кулинария
Культура
Литература
Математика
Медицина
Металлургия
Мифология
Музыка
Психология
Религия
Спорт
Строительство
Техника
Транспорт
Туризм
Усадьба
Физика
Фотография
Химия
Экология
Электричество
Электроника
Энергетика

Факторы формирования температурного режима пород бестяхской террасы р. Лены.



 

При изучении температурного режима пород выделяют три основных горизонта: первый – слой годовых колебаний температуры, второй – толща многолетнемерзлых пород, третий – подстилающие талые породы. Эти три горизонта отличаются как по факторам и условиям формирования в них температурного поля, так и по его динамике. Чрезвычайно большой пространственно-временной изменчивостью отличается температурный режим пород в слое годовых колебаний температуры, который формируется под преимущественным влиянием процессов энергообмена на земной поверхности в различных ландшафтно-климатических и геолого-геоморфологических условиях. Структура и особенности температурного поля в этом слое зависят от годовых теплооборотов, проходящих через земную поверхность в подстилающие горные породы. С глубиной возрастает роль тепловых потоков из недр Земли и условий его распределения в различных геологических и морфологических структурах (Основы геокриологии Ч.4, 2001).

Большой объем геотемпературных данных по территории бестяхской террасы р. Лены был получен в конце 70-х – начале 80-х годов при изысканиях под строительство железной дороги АЯМ. В результате этих исследований, проведенных Институтом мерзлотоведения СО РАН, геолого-изыскательскими и проектными организациями, не только был подтвержден факт существования многолетнемерзлых пород с высокой средней годовой температурой в суровых климатических условиях Центральной Якутии, но и обнаружены субаэральные талики в рыхлых отложениях бестяхской террасы (Дорофеев и др., 1990). Один из таких водоносных таликов мощностью более 20 м был оконтурен в юго-восточной части этой террасы. Было доказано участие подземных вод этого талика в питании источника Булуус.

Для изучения температурного режима мерзлых пород и таликов, а также факторов, его определяющих, сотрудниками Институтом мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН проводились сначала периодические, а затем и постоянные режимные наблюдения за температурой пород слоя годовых теплооборотов.

В результате анализа полученных материалов было установлено, что на бестяхской террасе формированию высоких температур пород и таликов способствуют:

1) характер и мощность напочвенного покрова определяющие (сомкнутость крон и состав древостоя, наличие подроста и подлеска, состав кустарникового и травяного покровов), определяющим перераспределение радиационно-теплового баланса и условия зимнего снегонакопления;

2) состав и влажность грунтов слоя сезонного промерзания-протаивания;

3) положение участка в рельефе, характеризующий условия дренированности и глубину залегания надмерзлотных вод СТС;

4) экспозиция и крутизна склона;

5) наличие сухих и водоносных таликов (Дорофеев и др., 1990)

Одной из важных метеорологических характеристик, влияющих на формирование температурного режима пород в холодный период, является снежный покров, который препятствует глубокому промерзанию грунтов. Детальные работы по изучению снежного покрова на исследуемой территории были проведены М.К. Гавриловой в районе источника подземных вод Улахан-Тарын с 1964-1967 гг. (Гаврилова, 1969), затем П.Н. Скрябиным, С.П. Варламовым, Ю.Б. Скачковым, в южной, центральной и северной частях бестяхской террасы р. Лены с 1987-1990 гг (Дорофеев и др., 1990).

Cнежный покров на исследуемой территории устанавливается в середине октября или одновременно, или в течение недели, в зависимости от синоптической обстановки. Средняя высота снежного покрова составляет 30-40 см, а в отдельные годы может местами достигать 47 см. Плотность снежного покрова на открытых участках изменяется в течение зимы от 0,12-0,14 г/см3 в начале зимы, до 0,18-0,20 в конце зимы. Весной плотность снега возрастает до 0,26-0,36 г/см3.

Таяние снежного покрова происходит в конце апреля. Позднее таяние снега происходит, как правило, в течение короткого промежутка времени – 2-3 дня, что приводит к формированию мощной волны талых вод. На сухих песках эти воды проникают вглубь массива, увеличивая его влажность, и создают условия для быстрого и интенсивного прогревания грунтов, усиливающегося в период прохождения интенсивных дождей в начале лета (Бойцов, 2002). Основными факторами, определяющими формирование снежного покрова, являются: залесенность территории, ветровой режим, наличие кустарничкового покрова и характер микрорельефа (Дорофеев и др., 1990).

Мощность снежного покрова изменяется в разные годы. Так по данным снегомерной съемки, проведенной П.Н. Скрябиным, С.П. Варламовым Ю.Б., Скачковым и др. в марте 1988 и 1990 гг. высота снежного покрова была в пределах нормы (32 см), а в сезон 1988-1989 гг. была аномальной – на 45% выше нормы. Кроме того, отмечена довольно значительная пространственная изменчивость высоты (hсн) и плотности (ρсн) снежного покрова. В южной части территории снегонакопление выше, чем в северной на 6 -10 см. Вариации высоты снежного покрова (hсн) (разность между наибольшими и наименьшими значениями) по территории в декабре составляют 11-12 см, в марте – 13-17 см, а вариации его плотности (ρсн) составили 28-32 кг/м3 и – 41-118 кг/м3 соответственно (Дорофеев и др., 1990).

Наибольшие значения hсн встречаются в южной части исследуемой территории (от источника подземных вод Булуус до р. Тамма) на залесенных участках с кустарниковым покровом, представленным голубикой, багульником и ерником. Наименьшие высоты снежного покрова характерны для центральной части крупных озер со своеобразным ветровым режимом.

Отепляющее влияние снега проявляется в течение всего холодного периода. Теплоизолирующее влияние снежного покрова наиболее четко отражается на изменении температуры поверхности под снегом. В декабре по данным скважин температура поверхности на бестяхской террасе р. Лены варьирует в пределах -8,8 до -9,8 ˚С. К марту амплитуда этих значений снижается и составляет 0,5 ˚С. При одинаковом составе и влажности подстилающих грунтов с близкими температурами и глубинами сезонного протаивания, наблюдается зависимость температуры поверхности от мощности снежного покрова (Дорофеев и др., 1990).

Современные работы по изучению влияния снежного покрова на температурный режим слоя годовых теплооборотов были проведены в 2009 г.на двух участках:

Первый участок расположен на водосборной площади озер Чай-Кюель и Куойа. Этот участок в зависимости от ландшафтный условий, был поделен, в свою очередь, еще на два.

Участок 1а расположен на перемычке между озерами Чай-Кюель Большое и Чай-Кюель Малое, образовавшейся вследствие эоловых процессов (Анисимова, 1971) Поверхность его выположенная, покрыта луговой растительностью, по краям участок обрамлен смешанным (сосна и береза) лесом. Общая площадь участка составила 37 500 м2. На участке было разбито три профиля протяженностью 250 м. Измерение характеристик снежного покрова на каждом профиле проводилось в пяти точках, расстояние между точками опробования и профилями составляло около 50 м (приложение 1).

Участок 2а находится к северу от озера Чай-Кюель на межозерной перемычке с оз. Куойа, и расположен в сосновом лесу. Поверхность имеет видимый уклон в сторону озер. Измерения высоты и плотности снега проводилось по одному профилю с расстояниями между точками 50 м, общая длина профиля составила 350 м (семь точек опробования) (приложение 2).

По осредненным данным, в 2009 г. на участке 1а мощность снежного покрова составила 22,7 см, его плотность - 0,17 гр/см3, а средний запас воды в снеге – 38 мм (приложение 1). На втором участке мощность снега была 26,6 см, плотность – 0,16 гр/см3, запас воды в снеге – 43 мм (приложение 2). Таким образом, по сравнению с открытой поверхностью, в залесенной местности отмечается повышенная мощность снега при небольшой его плотности, здесь же сосредоточено больше запасов воды в снеге. Следовательно, существуют условия для сохранения более высокой температуры пород. Это подтверждается данными, полученными Анисимовой Н.П. (1971): в скв. 102, расположенной на склоне водораздельной перемычки озер Куойа и Чай-Кюель на глубине 7 м температура пород в зимнее время составляла -0,3 ˚С в зимнее время.

Второй участок располагается на поверхности бестяхской террасы вблизи цирка Е источника подземных вод Улахан-Тарын. На этой территории для изучения распределения снежного покрова было заложено четыре профиля. На трех профилях измерения проводились в пяти точках, на четвертом - в восьми точках. Два профиля проходили по выровненной поверхности террасы, покрытой редким сосновым лесом: первый – на участке с сомкнутостью крон около 20%, на втором сомкнутость крон составляла 10-15 %. Третий профиль заложен по склону террасы с выходом в долину руч. Улахан-Тарын, четвертый – на участке террасы с суффозионными воронками. Расстояние между точками – 50 м. Общая площадь участка составила порядка 50 000 м2.

В результате обработки данных установлено, что в 2009 г. на поверхности террасы в сосновом лесу средняя высота снега составила 24,3 см, плотность – 0,16 гр/см3. На склоне террасы высота снега снижается до 21,9 см при его плотности 0,16 гр/см3, а в суффозионных воронках высота снежного покрова увеличивается до 27 см, а плотность снега – до 0,17 гр/см3. Запас воды в снеге на исследуемом участке в среднем составил 41 мм (приложение 3).

Таким образом, на данной территории максимальные мощность и плотность снега отмечаются на участках, подверженных суффозионным процессам. Накопление снега в воронках, по-видимому, происходит за счет его ветрового переноса с окружающей более возвышенной территории. Небольшая мощность снега на склонах террасы способствует более сильному боковому охлаждению пород зимой, что и наблюдается, например, в скважине Ерюю, расположенной в двух метрах от бровки террасы. Здесь температура пород на глубине 3 м зимой составляет минус 5-7 ºС, а на глубине 9 м -0,4 ºС, тогда, как в 250 м от скважины годовые изменения температуры пород происходят лишь до 3,5 м, где температура их постоянна - минус 0,2ºС.

Полученные данные о снежном покрове могут быть использованы в дальнейшем при расчете температурного поля пород исследуемой территории.

Другим важным фактором, определяющим формирование температурного режима пород, является растительный покров. Наличие растительного покрова приводит к существенному изменению составляющих водно-теплового баланса. В зависимости от густоты, высоты, сомкнутости, а также вида растительных ассоциаций и характера напочвенных покровов поверхность грунта получает или теряет разное количество тепла. Исследования на Якутском теплобалансовом стационаре выявили, что в холодный период все составляющие теплового баланса на полпорядка-порядок меньше, чем в теплый период (Павлов, 1975). Поэтому влияние растительного покрова на тепловой баланс более отчетливо будет выражено в теплый период. На бестяхской террасе реки Лены увеличение глубины сезонно талого слоя и его температуры наблюдается на участках разряженного соснового леса. В холодный период на температурный режим мерзлых пород существенное воздействие оказывают снежный и напочвенный покровы (Дорофеев и др., 1990).

Значительные контрасты наблюдаются в температуре поверхности почвы (tп). В летний период в ясную погоду в околополуденные часы различие в tп может достигать 16 ˚С, что объясняется, разным затенением участков. В ночные часы и в пасмурную погоду tп различаются не более чем на 2-4 ˚С. В целом, наиболее высокие среднесуточные значения tп характерны в лишайниковом сосняке, а наименьшие – в багульниково-брусничном лиственичнике (Дорофеев и др., 1990).

В теплый период напочвенные покровы оказывают охлаждающее влияние на температурный режим грунтов. Например, напочвенный покров представленный лесной подстилкой и мхом, а также брусникой и багульником мощностью не более 6 см в летний период в целом оказывает охлаждающий характер на подстилающие грунты. В середине лета Δt = tп – tп.п в среднем за сутки составляет 5-6 ˚С, а в конце лета снижается до 0,5-1,5 ˚С. В конце теплого сезона года Δt в суточном ходе может менять знак. В ночные и утренние часы в ясную погоду влияние напочвенного покрова на подстилающие грунты становится отепляющим. При наличии облачности знак Δt сохраняется неизменным в течение суток (Дорофеев и др., 1990).

В холодный период года напочвенные растительные покровы оказывают отепляющее воздействие на грунты, причем сильнее всего оно проявляется в первой половине зимнего сезона. Так, например, в декабре наибольшее отепляющее влияние свойственно голубико-брусничным, мохово-брусничным, багульниково-брусничным покровам с хорошо развитой лесной подстилкой и луговой дерниной, где значения Δt составляют 6-7 ˚С. Наименьшее значение Δt относятся к сухим напочвенным покровам (лишайники, мертвопокровные пятна) и водонасыщенным моховым покровам. Во второй половине холодного периода наблюдается резкое снижение отепляющего воздействия напочвенных покровов. Так, в марте в сухих напочвенных и водонасыщенных моховых покровах Δt составила менее 0,7 ˚С.

Большую часть исследуемой территории занимают залесенные дренированные гряды, для которых характерными являются сосняки, толокнянковые и лишайнико-толокнянковые комплексы, развитые на аллювиальных мелкозернистых песках. Многолетнемерзлые породы имеют массивную криотекстуру. Довольно широко распространены сухие, водоносные надмерзлотные и межмерзлотные талики, определяющие температурный режим пород. Влажность песков в слое сезонного протаивания (Wстс) варьирует в пределах от 3-11 %, составляя в среднем 6%. Влажность подстилаемых многолетнемерзлых пород изменяется в больших пределах (3-23%), а среднее ее значение намного превышает Wстс и составляет 18%. Пространственное изменение глубины протаивания в зависимости от характера напочвенного покрова, влажности песков в сезонноталом слое, уровня надмерзлотных вод этого слоя и водоносного горизонта надмерзлотных таликов, значительное – 1,8-4,0 м. В целом, мощность сезонно-мерзлого слоя не превышает 4 м. На исследуемой территории пески высокотемпературные. Температура их на подошве слоя годовых теплооборотов изменяется от +0,5 до – 0,6 ˚С. Мощность этого слоя варьирует в пределах от 3,5 до 14 м. Следует отметить, что сезоннопротаивающий слой полностью промерзает только во второй половине холодного периода (Дорофеев и др., 1990).

В отличие от южного участка, к северу от р. Тамма многолетнемерзлые породы характеризуются более низкими температурами. В междуречье рр. Тамма и Мыла на дренированной гряде распространены сосново-листвинничники брусничные, лиственнично-сосняки толокнянковые и сосняки разнотравные. Глубина сезонного протаивания грунтов колеблется от 2,0 до 2,8 м. Глубина годовых теплооборотов составляет 14-15 м. Температура пород на подошве годовых теплооборотов варьирует в пределах от 1,2 до -2,2 ˚С. Более увлажненные породы (Wстс = 10%) под брусничным сосново-лиственичником на плоской привершинной поверхности гряды имели более низкую температуру (-2,2 ˚С), чем менее увлажненные породы (Wстс = 6%) под толокнянковым сосняком на пологом приводораздельном склоне с уклоном 4-6˚ юго-западной экспозиции. В данном случае разница температур пород на 1 ˚С объясняется не только степенью увлажненности пород в сезонноталом слое, но и различиями растительного и напочвенного покровов, местоположением в мезорельефе и экспозицией склонов.

Залесенные слабодренированные гряды на этой территории не имеют широкого распространения. На увлажненных плоских участках они представлены моховыми голубико-багульниковыми лиственничниками. Под моховыми голубиково-багульниковым покровом увлажненные пески (Wстс =15%) протаивают на глубину 1,15-1,20 м. Многолетнемерзлые породы имеют сплошное распространение и отличаются повышенной влажностью (23%). Температура пород на подошве слоя годовых теплооборотов равна -2 ˚С, мощность этого слоя достигает 11 м.

Залесенные увлажненные межгрядовые понижения характеризуются близким залеганием от поверхности надмерзлотных вод сезонноталого слоя и повышенным увлажнением пород слоя сезонного протаивания. Температурный режим пород в данном комплексе более детально был изучен для двух типов урочищ (Дорофеев и др., 1990).

Урочища 1 развиты на дренированных участках понижений, сложенных супесями и песчаными отложениями и представлены брусничными, мохово-багульниковыми и багульниково-брусничными лиственничниками. Напочвенные покровы в этих комплексах имеют повышенную влажность (Wн.п. = 19-55%). Под ними породы протаивают до 0,8-1,6 м, влажность в этом случае изменяется от 10 до 20 %. Многолетнемерзлые породы с массивной тонколинзовидной криотекстурой имеют повышенную влажность – 20-21 %. Температура пород на подошве слоя годовых теплооборотов изменяется от -1,6 до -2,4 ˚С, мощность этого слоя достигает 14 м. Слой сезонного протаивания промерзает полностью в середине или в конце декабря.

В урочищах 2 развиты сосняки мохово-багульниковые на увлажненных участках, сосново-лиственничники багульниково-брусничные на слабо увлажненных участках и сосняки толокнянковые на сравнительно сухих местах. Под наиболее мощным (до 15 см) мохово-багульниковым покровом пески обычно протаивают до глубины 1,2 – 1,3 м, влажность этого слоя составляет около 15%. Сезонноталый слой промерзает полностью в декабре. Температура пород на подошве годовых теплооборотов равна -1,4 ˚С. Глубина годовых теплооборотов составляет 14 м. Под багульниково-брусничным покровом в зависимости от степени увлажнения грунтов сезонноталого слоя отмечаются различные значения глубины протаивания и температуры пород на подошве слоя годовых теплооборотов. Так на одном участке менее увлажненные пески (Wстс = 9%) протаивают до глубины 1,94 м, а на другом участке более увлажненные пески (с влажностью пород в сезонноталом слое 15%) – на 1,25 м. Многолетнемерзлые породы на подошве слоя годовых теплооборотов имеют температуру соответственно 0,7 и 1,9 ˚С. Мощность этого слоя составляет 10-14 м. Полное промерзание сезонноталого слоя происходит во второй половине холодного периода.

Луговые увлажненные межгрядовые понижения имеют ограниченное распространение. По режиму увлажнения выделяются следующие типы лугов: влажные злаково-разнотравные, сырые осоково-вейниковые с кочкарниками и осоковые на водонасыщенных почвах. Для первых напочвенные покровы, представленные дерниной, находятся в увлажненном состоянии (Wн.п = 100%). Подстилаемые влажные пески (Wстс = 38%) протаивают до 2 м и этот слой полностью промерзает в декабре. Многолетнемерзлые породы, из-за наличия водоносного над-межмерзлотного талика, имеют повышенное значение температуры пород на подошве слоя годовых теплооборотов -0,5 ˚С. На более низких участках распространены сырые осоково-вейниковые луга с кочкарниками. Породы здесь отличаются от злаково-разнотравных лугов наличием торфяных отложений мощностью до 0,5 м, которые существенным образом влияют на температурный режим многолетнемерзлых пород. Температура на подошве слоя годовых теплооборотов варьирует в пределах от -1,5 до -2,0 ˚С (Дорофеев и др., 1990).

Западины и озерные котловины являются характерной особенностью песчано-грядового типа местности. Температурный режим пород изучался в прибортовой части днища заболоченной западины с мохово-багульниковым ерником. Напочвенный покров представлен маломощным (до 0,2 м) плотным сфагновым мхом. В период наблюдений у ствола скважины глубина протаивания составила 0,7 м. Слой этот промерзает полностью в ноябре. Поэтому подстилающие грунты в холодный период интенсивно охлаждаются и значение температуры пород на подошве слоя годовых теплооборотов составляет -2,8 ˚С. Мощность слоя годовых теплооборотов не превышает 12 м.

Мелкодолинный тип местности, занимающий небольшую площадь, приурочен к днищам долин малых рек: Тамма, Менда, Мыла, Лютенга и др. Эти речки, врезанные в песчаные отложения, имеют неширокие долины со слабо меандрирующими руслами. Для малых рек характерны надпойменные террасы двух уровней и слаборазвитая пойма. Температурный режим пород для данного типа местности более детально изучен на залесенных дренированных надпойменных террасах и заболоченных межгривных и притеррасовых понижениях.

Залесенные дренированные надпойменные террасы занимают основную часть площади мелкодолинного типа местности и представлены: багульниково-, голубиково-брусничными лиственничниками; брусничным сосново-лиственничником и островками разнотравных и зеленомошных елово-лиственничников. В голубиково-брусничном лиственничнике на плоской дренированной поверхности надпойменной террасы с незначительным, хорошо разложившимся приповерхностным оторфованным горизонтом (до 0,3-0,4 м) температурный режим многолетнемерзлых пород, несмотря на одинаковые мощности напочвенных покровов, значений глубин сезонного протаивания, литологического состава и меньшие значения Wстс более суровый, чем в багульниково-брусничном лиственничнике на наклонной поверхности надпойменной террасы. Температура пород на подошве слоя годовых теплооборотов изменяется от -4,2 до -3,4 ˚С, глубина годовых теплооборотов не превышает 12-13 м.

Заболоченные межгривные и притеррасовые понижения являются характерными комплексами для мелкодолинного типа местности. Они отличаются повышенной увлажненностью и более суровыми мерзлотными условиями. На межгривных и притеррасовых понижениях обычно распространены ерники осоково-сфагновые с кочкарником. Здесь аллювиальные песчаные и суглинистые отложения перекрыты органогенными отложениями торфа мощностью 1 м. Грунты под плотными сфагновыми мхами, мощностью 0,15-0,2 м протаивают до 0,7 м. На таких участках встречаются самые низкие значения температуры пород на подошве слоя годовых теплооборотов - -6,4 ˚С. Мощность слоя годовых теплооборотов более 14 м.

Для дренированных участков днищ корытообразных долин типа руч. Улахан-Тарын характерны лиственничные редины с плотными сфагновыми мхами. Они отличаются более высокими температурами пород. Многолетнемерзлые породы на подошве слоя годовых теплооборотов имеют температуру -2,4 ˚С, глубина сезонного протаивания не превышает 0,4-0,5 м.

При проведении инженерно-геокриологических изысканий под строительство железной дороги АЯМ сотрудниками Института мерзлотоведения А.В. Бойцовым, И.В. Дорофеевым и др. (Дорофеев и др., 1990) в южной части исследуемой территории, в районе предполагаемой области питания источника подземных вод Булуус была зафиксирована таликовая зона .

Формирование водоносных таликов происходит на участках, где снежный покров распределен достаточно равномерно, а экспозиция склонов, вследствие малой их крутизны, не играет существенной роли. На первый план выступают водопроницаемость отложений и строение мезо- и микрорельефа, обусловливающие повышенную инфильтрацию атмосферных осадков и сток вод СТС, переносящих тепло с более возвышенных и крутых поверхностей. Наличие развитого почвенно-растительного покрова ведет к снижению величины инфильтрационного питания, повышению затрат тепла на испарение и чаще всего к охлаждению грунтов. В то же время, в сосновых лесах на свежих гарях наблюдается интенсивное расширение таликовой зоны (Дорофеев и др., 1990).

Расчлененный рельеф играет важную роль в формировании стока надмерзлотных вод СТС и снижению их уровня к концу теплого периода, обеспечивает приток относительно теплых вод с возвышенных участков. Эти воды имеют температуру 3-5°С, обладают значительной энергией и движутся с большой скоростью по узким промытым желобам стока. Поэтому мелкие надмерзлотные талики формируются, как правило, в местах "перелома" профиля склона (Бойцов и др., 2001).

На открытых участках, сложенных песками, происходит интенсивная инфильтрация талых вод и дождевых осадков. Как показывают многочисленные расчеты, повышение температуры пород за счет инфильтрации теплых дождевых вод в засушливых районах Центральной Якутии не превышает 1,0, а чаще составляет 0,5-0,7 °С (Бойцов, Лебедева, 1989).

Основная причина существования таликов и высокотемпературных мерзлых толщ на бестяхской террасе заключается в особом режиме влажности песчаных грунтов определенного гранулометрического состава. В среднезернистых песках зимняя влажность пород в пределах зоны аэрации постоянно ниже, чем летом (Шендер, Бойцов, Тетельбаум, 1996). Наблюдения показали, что накопившаяся к началу сезона промерзания в этом слое вода постепенно (в течение 1-2 месяцев) мигрирует вниз к водоносному горизонту. Промерзшие при этом породы имеют влажность, близкую к нижнему пределу наименьшей влагоемкости (наименьшая влагоемкость (по А.В. Лебедеву) – влажность породы, выше которой начинается интенсивное движение воды), соответствующую для песков максимальной молекулярной влагоемкости – около 2,5%. Таким образом, теплопроводность талых грунтов летом вследствие их увлажнения повышается и может быть даже больше, чем мерзлых – зимой. При одинаковых затратах тепла на фазовые переходы протаивание грунтов при прочих равных условиях происходит интенсивнее, чем промерзание (Шендер, Бойцов, Тетельбаум, 1996). При другом грансоставе, например, в крупнозернистых песках, влага не задерживается в зоне аэрации, а в тонкозернистых и пылеватых песках, тем более в суглинках, не успевает ее покинуть к началу промерзания.

В предлагаемую схему не совсем укладываются крупные надмерзлотные талики, имеющие мощность десятки метров и положительную среднегодовую температуру грунтов 0,6÷1,0 °С. Такие талики существуют в пределах тюнгюлюнской террасы, отличающейся от песчаной бестяхской, наличием в разрезе супесчано-суглинистых отложений с большим количеством органики. В этих отложениях накапливается углекислый газ. Из многих скважин, пробуренных на этих участках глубиной 10-20 м наблюдались выбросы газа, продолжавшиеся иногда в течение нескольких суток. В однородных песчаных отложениях бестяхской террасы подобные явления не зафиксированы. Кроме того, в результате проводимых гидрорежимных наблюдений установлено, что в отдельных открытых скважинах подземная вода не замерзает в течение всей зимы при залегании ее уровня на глубине 1,5-2,5 м от поверхности (Дорофеев и др., 1990).

Органосодержащие пачки супесчано-суглинистых отложений находящиеся выше уровня подземных вод, благоприятны для активной жизнедеятельности аэробных микроорганизмов, в результате которой может выделяться большое количество углекислого газа, свидетельствующего о процессах окисления (Зимов и др., 1991). В том случае, когда уровень подземных вод не опускается ниже «органической» толщи, в ней развивается анаэробная биота. Возможно, толчком к активности микробиоты явился голоценовый термический оптимум, а в исторический период – крупные пожары, охватившие Центральную Якутию около 200 лет назад. Такие субаэральные участки в пределах правобережья р. Лены являются самыми теплыми в области сплошного развития многолетнемерзлых толщ.

А.В. Бойцовым и другими (2001) была предпринята попытка оценить количественное содержание СО2 и СН4 по стволу сохранившихся скважин, пробуренных в 1987 и 1988 гг. Отбор проб воздуха проводился с помощью полихлорвиниловой трубки диаметром 3 мм поинтервально, начиная от устья скважины. Проба отбиралась медицинским шприцом объемом 20 или 50 см3 после 3-5 кратной прокачки воздуха из трубки в предварительно вакуумированный стеклянный бюкс. Анализы выполнены на газохромотографе НР.

Результаты определений свидетельствуют о повышенной концентрации СО2 в породе по сравнению с содержанием в атмосфере (в 2-5 раз) и ее изменении как по сезонам года, так и по глубине. Содержание метана здесь же не выходит за пределы его концентрации в воздухе. Резюмируя вышеизложенное, можно отметить:

1) в песчаных отложения Центральной Якутии, на оголенных и слабозалесенных участках расчлененного рельефа в субаэральных условиях формируются надмерзлотные талики;

2) в формировании их температурного режима определенная роль принадлежит микробиоте.

В результате анализ ведущих природных факторов показывает, что наиболее существенное влияние на формирование температурного режима пород в пределах рассматриваемой территории оказывают снежный, растительный, напочвенный покровы, особый режим песчаных грунтов определенного гранулометрического состава, наличие надмерзлотных таликов, местоположение в рельефе.

 




©2015 studenchik.ru Все права принадлежат авторам размещенных материалов.