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 (h_сн) и плотности (ρ_сн) снежного покрова. В южной части территории снегонакопление выше, чем в северной на 6 -10 см. Вариации высоты снежного покрова (h_сн) (разность между наибольшими и наименьшими значениями) по территории в декабре составляют 11-12 см, в марте – 13-17 см, а вариации его плотности (ρ_сн) составили 28-32 кг/м³ и – 41-118 кг/м³ соответственно (Дорофеев и др., 1990).

Наибольшие значения h_сн 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 (t_п). В летний период в ясную погоду в околополуденные часы различие в t_п может достигать 16 ˚С, что объясняется, разным затенением участков. В ночные часы и в пасмурную погоду t_п различаются не более чем на 2-4 ˚С. В целом, наиболее высокие среднесуточные значения t_п 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 = t_п – t_п.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 (W_стс) 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 W_стс 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 (W_стс = 10%) под брусничным сосново-лиственичником на плоской привершинной поверхности гряды имели более низкую температуру (-2,2 ˚С), чем менее увлажненные породы (W_стс = 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 (W_стс =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 (W_н.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 (W_стс = 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 (W_н.п = 100%). Подстилаемые влажные пески (W_стс = 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 W_стс 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.

Поиск по сайту: