Тезисы конференции по созданию программы международного полярного десятилетия (стр. 4 )

Данные, полученные по немногочисленным буровым профилям на прибрежном мелководье, показывают значительные вариации в уклонах поверхности и темпах деградации мерзлоты сверху, при довольно «высоких» температурах (-1, -1,5°С) в ее толщах на расстоянии уже в первых километрах от берега. Установлено, что средний уклон (от берега) кровли подводной мерзлоты в прибрежно-шельфовой зоне морей Восточной Сибири – 0,011 (0,62º). Диапазон уклонов – 0,0002-0,1. Установлено также, что скорость деградации верхних горизонтов реликтовых субаквальных многолетнемерзлых пород (СММП) составляет первые десятки сантиметров в верхней части подводного берегового склона, уменьшаясь до первых миллиметров в год в нижней его части. Эта скорость определяется динамическим режимом береговой зоны, составом, строением и мощностью залегающих на кровле мерзлоты осадков, температурой и соленостью придонного слоя воды, а также характером гидро-литодинамических процессов в прибрежной зоне шельфа. Изменений темпов деградации субаквальных многолетнемерзлых пород в прибрежной зоне арктических морей, в связи с климатическими изменениями в Арктике, обнаружить не удалось.

Выявлена сложная структура верхних горизонтов СММП, состояние которых на многих участках нестабильно в силу существования локальных геотермических, гидрогеологических и тектонических аномалий. Наземная (береговая) криогенная система и донная (верхние горизонты СММП на подводном береговом склоне) динамически тесно зависимы друг от друга. Особенности эволюции верхних горизонтов СММП зависят от ряда факторов: темпов отступания или выдвижения берегов, температурного режима и солености придонной воды, уклонов подводного берегового профиля, морфологии береговой зоны и конфигурации береговой линии; степени открытости к морскому влиянию, характера осадков, слагающих берег и подводный береговой склон, льдистости субстрата, особенностей гидро-литодинамикических параметров.

Практическое значение исследований подводной мерзлоты связано с уточнением изменения батиметрии прибрежных фарватеров (просадки дна при деградации СММП), с выявлением инженерной основы для любых видов работ на шельфе, а также с поиском газоконденсатных месторождений на шельфе. В последние годы ряд публикаций обосновывает признаки и возможность существования крупных скоплений такого сырья в мерзлых породах прибрежно-шельфовой зоны морей Восточной Сибири. Следует отметить, что при проходке относительно неглубоких (до 80 м) скважин в море Лаптевых нами зафиксированы метановые факелы, причем, в пластах без сколько-нибудь значительных включений органического вещества (локальных источников метана).

Эволюция криосферы в условиях меняющегося климата

, ,

Институт криосферы Земли СО РАН.

Современная криолитозона занимает 2/3 общей площади Российской Федерации. Формирование вечной мерзлоты связывают с похолоданиями климата и колебаниями уровня Арктического бассейна в четвертичном периоде, а их деградацию – с длительными потеплениями в межледниковья. Чередование различных по длительности и интенсивности периодов похолодания и потепления наблюдалось на протяжении всей истории развития криолитозоны, и мы сейчас живем в период очередного похолодания, последовавшего после климатического «оптимума» голоцена.

Известные нам глобальные похолодания и потепления прошлого протекали на гораздо более длительных отрезках геологического времени по сравнению с современными быстрыми инструментально наблюдаемыми темпами изменения климата и связанных с ними параметров криосферы. Потепление климата на Земле, начавшееся в х годах, наиболее отчетливо было выражено в субарктических и умеренных широтах. Наибольшая скорость потепления климата приходилась на 1980-е годы. В России центрами потепления в ХХ веке являлись Центральная Якутия и Забайкалье, а на Европейской части России и на Дальнем Востоке темпы потепления были низкими. Начиная со второй половины 1990-х годов, тенденция возрастания среднегодовых температур воздуха сохранилась локально лишь в ряде мест (метеостанции Усть-Цильма, Ухта, Болванский, Тобольск, Cеймчан, Бомнак и др.), в других местах потепление замедлилось (метеостанции Салехард, Тикси, Якутск и др.) или явно приостановилось (метеостанции Туруханск, Олекминск, Алдан и др.).

Изменение климата может ускорить ход развития разрушительных процессов, ведущих к деградации мерзлоты. Работы по программам МПГ показали, что в районах летнего повышения температур (например, Западная Сибирь) будет увеличиваться толщина деятельного слоя, активизируются термокарст, термоэрозия, термоабразия и криогенные оползни и т. д. В районах превалирующего зимнего потепления ожидается нестабильное пучение, криогенное растрескивание, образование повторно-жильных льдов.

Геокриологическое картирование северных территорий, подверженных влиянию изменений климата и интенсивному техногенезу, целесообразно осуществлять, используя ландшафтный (геосистемный) подход, который позволяет на разных иерархических уровнях (глобальном, регионарном, локальном) проводить генерализацию данных по геоморфологии, ландшафтам, литологии, свойствам почвы, геокриологическим условиям, батиметрии в увязке с метеорологическими и гидрологическими параметрами.

Карта геосистем отображает современные свойства окружающей среды, а оверлей карты геосистем и климатической карты позволяют произвести пространственный геокриологический прогноз как частный элемент общего прогноза окружающей среды. Очевидно, что связи между геокриологическими, климатическими и иными природными характеристиками, позволяющие делать такие прогнозные оценки, в силу пространственной и временной изменчивости параметров окружающей среды имеют существенную стохастическую составляющую. Верификация выявляемых закономерностей должна базироваться на экологическом мониторинге – т. е. комплексных наблюдениях за изменениями всех компонентов природной обстановки. Развитая сеть метеостанций, обеспечившая многолетние наблюдения, дополняется разреженной сетью геокриологических и геоэкологических стационаров, количество которых должно быть увеличено.

Оптимальный путь – оборудование действующих метеостанций элементами наблюдения за наземными покровами, состоянием и свойствами геологической среды. Это могло бы стать одним из приоритетов Международного Полярного Десятилетия МПД.

Работы выполняются в рамках грантов РФФИ (; к; к), научных Программ ОНЗ РАН (№13) и Сибирского отделения РАН, Международных проектов CALM (циркумполярный мониторинг сезонноталого слоя), TSP (термическое состояние мерзлоты).

Ледовый комплекс на Аляске

Университет Штата Аляска, Фэрбенкс

Отложения ледового комплекса (ЛК), известные также под названием «едома», представляют собой синкриогенную толщу высокольдистых алевритов (лёссовидных супесей и суглинков) мощностью до 40-50 м, сформировавшихся преимущественно в верхнем плейстоцене и вмещающих мощные повторно-жильные льды (ПЖЛ). Вопросам строения, свойств и распространения едомы в Сибири посвящены сотни публикаций; наиболее детально разрезы ЛК изучались в Центральной и Северной Якутии. Сходные отложения достаточно широко развиты в различных частях криолитозоны Аляски, однако их изучению здесь уделялось недостаточное внимание. Так, до недавнего времени криолотологические описания ЛК на Аляске практически отсутствовали.

Мы изучили ряд разрезов ЛК в различных частях Аляски, используя методы, разработанные российскими криолитологами и наш опыт по изучению ЛК в Северной Якутии. Наиболее значительное обнажение едомы было обнаружено на р. Иткиллик (северные предгорья хребта Брукса). Обнажение представляет собой вертикальный обрыв высотой более 30 м и длиной более 500 м, сложенный однородными пылеватыми супесями. В пределах этого разреза выделяются 2 слоя, различающиеся по параметрам ледяных жил. В верхнем слое видимый объём ПЖЛ составляет 40-50%, в нижнем – 70-80%. ЛК в этом обнажении схож с разрезом Дуванного Яра.

Мощность ЛК в северной части полуострова Сьюард достигает 40-50 м. Наиболее хорошо едома сохранилась в предгорьях, тогда как на прибрежной равнине Чукотского моря она в значительной степени переработана эрозионными и термокарстовыми процессами.

В центральных частях Аляски, не подверженных плейстоценовому оледенению, ЛК достаточно широко распространён в речных долинах и на горных склонах междуречья Тананы и Юкона, где он сохранился несмотря на близкие к 0°С температуры ММП. Наиболее известный разрез ЛК на Аляске представлен в туннеле CRREL (район Фэрбенкса). ЛК там хотя и изучается начиная с 1960-х гг, но получил криолитологическое описание лишь в последние годы (Shur et al., 2004; Bray et al., 2006; Kanevskiy et al., 2008). В настоящее время начинаются работы по строительству второго туннеля, в связи с чем в апреле 2010 г. было пробурено несколько скважин с полным отбором керна. Это позволило нам получить новые данные о строении и льдистости ЛК в этом районе. Обширные данные бурения мы получили также в процессе изысканий для реконструкции автодороги в 100 км к северо-западу от Фэрбенкса, где мощность ЛК превышает 26 м, а объем ПЖЛ на различных отрезках трассы варьирует от нескольких процентов до 35-50%.

На арктической приморской низменности едома отсутствует, что может свидетельствовать о существовании плейстоценового оледенения шельфа моря Бофорта и прилегающей низменности.

На основании данных полевых исследований, аэровизуальных наблюдений, анализа космических снимков и литературных источников нами составлена предварительная карта распространения едомы на Аляске.

Оценка геокриологического состояния территории Западного Ямала

Институт криосферы Земли СО РАН

В рамках Международного полярного года был проведен ряд исследований, посвященных изучению состояния и строения криолитозоны западного побережья полуострова Ямал, в том числе Харасавэйского газоконденсатного месторождения.

В результате проведенных работ, на стадии завершения находится единая карта ландшафтов ранга урочище западной части полуострова Ямал. Охваченная территория расположена южнее Бованенковского газоконденсатного месторождения и простирается вдоль побережья Карского моря и Байдарацкой губы. Данная карта, масштаба 1: является основой для исследования геокриологического состояния территории и проведения ряда оценок (используя ландшафтную индикацию геокриологических условий).

На ключевой участок Харасавэйского газоконденсатного месторождения составлена карта ландшафтов ранга урочище масштаба 1:25000 и общей площадью 31 км2, а также проведена количественная оценка типов ландшафтов по степени дренированности. Опираясь на ландшафтную индикацию геокриологических условий и данные полученные в результате полевых исследований, для ключевого участка месторождения была проведена геокриологическая оценка территории и ее районирование для обоснования строительства подземных хранилищ различных видов отходов. Для проведения оценки были выбраны основные эколого-геологические факторы благоприятности с точки зрения их наибольшего влияния на опасность сооружения и эксплуатации инфраструктуры обустройства подземных хранилищ. К таким факторам отнесены: среднегодовая температура многолетнемерзлых пород, их льдистость, главным образом содержание пластовых и полигонально-жильных льдов и экзогенные геологические процессы и явления. Данная оценка проводилась с использованием бальной системы в результате присваивания баллов ландшафтам в зависимости от тех или иных показателей выбранных факторов: 1 балл - наиболее простые и благоприятные геокриологические условия, 5 баллов – наиболее сложные геокриологические условия.

Анализируя полученные результаты, было определено, что наиболее благоприятными геокриологическими условиями для строительства подземных хранилищ характеризуются дренированные плакоры и пологие склоны с пятнистой кустарничково-лишайниково-моховой тундрой, на песчаном и супесчаном субстрате, слабодренированные тундры на плакорах и поля дефляции. В свою очередь, наиболее неблагоприятными условиями характеризуются котловины, занятые плоскополигональными болотами и дренированные пологие склоны с комплексом кустарничково-травяно-моховых полигональных тундр на суглинистом субстрате. Непригодность условий для создания подземных хранилищ в этих типах ландшафтов связана с близко залегающими к поверхности подземными льдами и относительно высокой среднегодовой температурой грунтов.

В результате проведенных исследований подготовлена основа для оценки временной изменчивости геокриологических условий территории Западного Ямала.

Данная научная работа в рамках международного полярного года охватывает значительный, но несколько меньший объем полученных результатов, по сравнению с возможным в случае проведения Международного полярного десятилетия.

Данные работы выполняются в рамках гранта РФФИ , проекта TSP (термическое состояние мерзлоты), Научно-исследовательской программы АНО «Губернская академия», и полученной поддержки от Научного Совета Норвегии.

Картирование распространения пластовых льдов в Карском регионе

, ,

Институт криосферы Земли СО РАН

В течение ряда лет изучались обнажения Югорского п-ва на протяжении 40 км вдоль побережья к востоку от пос. Амдерма. Изученный разрез представлен мерзлыми четвертичными отложениями. В западной части прослеживается цоколь коренных пород. На всех геоморфологических уровнях кроме морской лайды наблюдаются выходы пластовых подземных льдов. Льды залегают на абсолютных высотах от 35 м до отметок ниже уровня моря. На наиболее высоких поверхностях аккумулятивных террас наблюдается два горизонта пластовых льдов мощностью 10-12 м (верхний пласт) и 2-3, возможно более (нижний пласт). На западном участке побережья, на котором четвертичные отложения залегают на вышедшем на поверхность коренном цоколе, нижняя граница пласта льда встречена на высоте не более 2 м над поверхностью коренных пород, контакт с которыми перекрыт склоновыми отложениями.

Верхняя поверхность верхнего пласта льда залегает практически горизонтально или чечевицеобразно на глубине от поверхности 10-20 м. Существование верхнего горизонта пластового льда отражено в рельефе в виде холмистых поверхностей, расчлененных оврагами, термоцирками и термотеррасами или озерами.

Нижний пласт льда наблюдается в основании берегового уступа практически на всем протяжении изученного участка побережья. Его верхняя поверхность залегает на высоте от примерно 10 м на востоке участка, до 2 м на западе. Причем, если в восточной части пласт залегает относительно горизонтально, то в западной резко наклонно в сторону моря, поднимаясь до высот в 30 и более метров в направлении предгорья хребта Пай-Хой и уходя под урез моря в береговой зоне. В рельефе пластовый лед нижнего яруса проявляется в существовании термоцирков и термотеррас, врезанных в горизонтальную поверхность низких геоморфологических уровней и склоны предгорной равнины.

Существуют геоморфологические признаки пластовых льдов, которые выявлены сопоставлением локализации обнажений льда и геоморфологической карты, а также интерпретацией повторяющихся характерных форм рельефа там, где весь лед мог вытаять. В первом случае это террасы различной высоты и термоденудационные формы рельефа. Во втором случае это термокарстовые формы, в том числе, субаквальные, выявленные в морском дне. Так, в устьевых частях рек участка Югорского полуострова наблюдаются глубоковрезанные в окружающий рельеф и четко очерченные, имеющие в плане V-образную форму, низкие лайды, при этом, в обрамляющих уступах вскрыты пластовые льды. Также, в тыловой части высокого берегового уступа протягивается озерная равнина, вероятнее всего, термокарстового происхождения, с останцами низкой террасы.

По результатам изучения обнажений, а также на основе анализа геоморфологической карты-схемы побережья Югорского полуострова, составлена карта-схема распространения термокарстовых и термоденудационных образований по пластовым льдам на побережье Югорского полуострова. Для этого выделены контуры, ограниченные высотами 8, 18, 25 и 45 м над уровнем моря, морские пляжи, включая каменистые отмостки под скалистыми берегами. Отдельно отрисованы низкие морские лайды в устьевых частях рек, озерные котловины и хасыреи. Выделены зоны активной термоденудации и отрисованы выражающиеся в масштабе крупные термоцирки и термотеррасы. На карте показаны выходы пластовых льдов по результатам полевых съемок разных лет.

На п-ове Ямал при отсутствии большого числа обнажений применен косвенный подход к картированию пластовых льдов. Признаками его существования в разрезе служат как относительно небольшие термоцирки, так и древние оползневые цирки, являющиеся по нашему мнению свидетельствами активной термоденудации по пластовому льду в прошлом, а также мелкие термокарстовые формы на пологих оползневых склонах, где по нашему мнению в результате схода оползней началось вытаивание пластовых льдов. В условиях подпора стока оползневыми телами здесь даже на склонах создаются условия для развития термокарста по залегающим близко к поверхности пластовым льдам.

Динамика геосистем таежной и тундровой зон Западной Сибири

Институт криосферы Земли СО РАН

В рамках проектов МПГ (TSP, CALM, LCLUC) проводились исследования геосистем в разных природных зонах севера Западной Сибири. В настоящем сообщении приводятся результаты наблюдений на 2 участках, расположенных в северной тайге и арктической тундре, сопоставленные с данными, полученными в 70-х годах ХХ века.

В северной тайге наиболее длинный ряд наблюдений был проведен в Надымском районе на правобережье реки Хейги-Яха. Ландшафтные и геокриологические исследования, начатые здесь еще в 1967 году, позволили проследить изменения отдельных компонентов геосистем (рельеф, растительность, почвы, геокриологические условия) как в естественных условиях, так и на участках, нарушенных прокладкой магистрального газопровода Надым - Пунга.

Динамика геосистем изучалась дистанционными и наземными методами. Ранее составленные для Надымского стационара с интервалом 3-5 лет ландшафтные карты в 2009 году были уточнены по новым космоснимкам. Полевое дешифрирование снимков сопровождалось описаниями и нивелированием 3 постоянных профилей и 18 площадок, заложенных в естественных и нарушенных условиях.

Собранные материалы по отдельным компонентам геосистем (климат, геокриологические и ландшафтные условия, почвы, растительность) подвергнуты статистической обработке и вводятся в разработанную компьютерную базу данных.

По данным Надымской метеостанции за годы тренд повышения среднегодовой температуры воздуха составил 0.040С в год. С повышением температуры воздуха связано устойчивое увеличение глубины сезонного протаивания во всех природных геосистемах и повышение температуры пород в скважинах.

Повышение температуры воздуха и пород и увеличение глубины сезонного протаивания сопровождались появлением на торфяниках и тундрах единичных экземпляров деревьев (березы извилистой, кедра и сосны), ранее не характерных для этих природных комплексов, и увеличением встречаемости, высоты кустарников (багульника, карликовой березки) и покрытия ими поверхности почвы.

В 1978 году в арктической тундре Ямала в районе Харасавея были заложены 5 стометровых площадок, на которых были проведены детальные описания растительного покрова и измерения глубин сезонного протаивания. В 2008 году геоботанические описания и измерения глубин сезонного протаивания удалось повторить.

Сравнение видового состава растительных сообществ, развитых в разных ландшафтных условиях, за 1978 и 2008 годы показало, что число видов увеличилось в этих сообществах за счет появления новых видов разнотравья и лишайников в результате повышения температуры воздуха. Только на дренированных песчаных тундровых участках, нарушенных пастьбой оленей, этого не наблюдалось. Глубина сезонного протаивания за 30-летний период увеличилась на 20-30%.

Работа выполнена при поддержке проекта TSP (Thermal State of Permafrost, National Science Foundation, NSF (ARC, ARC), проекта CALM (Circumpolar Active Layer Monitoring, грант NSF OPP и 0PP), проекта LCLUC и гранта РФФИ №-а.

Перспективы изучения состава повторно-жильных льдов и деформаций вмещающих отложений Западного Ямала

, ,

Институт криосферы Земли СО РАН

Несмотря на длительную историю изучения криогенных явлений, остается много неясных вопросов, связанных с условиями их формирования. Среди криогенных образований наибольшей информативностью для палеогеографических реконструкций обладают повторно-жильные льды. В результате экспедиционных работ гг. в районе полярной станции Марре-Сале, собран детальный материал о строении, составе повторно-жильных льдов (ПЖЛ), их взаимоотношениях с вмещающими отложениями и залежами подземных льдов.

Береговой разрез Марре-Сале имеет двухярусное строение: нижняя часть сложена верхнеплейстоценовыми казанцевско-ермаковскими дислоцированными морскими глинами с линзами песков, верхняя – каргинскими и сартанскими континентальными песками и супесями, в которые вложены голоценовые озерно-болотные и эоловые отложения (Forman и др., 2002).

В 2,7 км южнее станции изучена сингенетическая жилка в отложениях хасырея под торфом (СОАН-7±60 лет). Жила пересекает озерные пески и выклинивается в льдистых суглинках. Неслоистые пески вдоль жилы проникают в виде карманов в суглинки. Содержание солей и изотопов во льду соответствуют озерной воде, измененной промерзанием.

В 0,2 км севернее станции под песком с линзами аллохтонного торфа (6475±100 лет СОАН-7596) вскрываются клиновидные сингенетические ПЖЛ с каймами режеляционного льда. Слоистость вмещающих песков на контакте с жилами плавно изогнута вверх в разной степени. Химический состав льда в центре жилы указывает на значительную роль дождевых вод в формировании этих ПЖЛ (Фотиев, 2009). Изотопный состав характерен для ПЖЛ, формировавшихся при зимних температурах близких к современным (Васильчук, 2006).

В 0,7 км южнее станции, в береговом уступе под суглинками с линзами торфа изучено две ледяных жилы разных размеров. Крупная сингенетическая жила с каймой режеляционного льда залегает в озерно-аллювиальных глинистых песках с веточками и прослоями аллохтонного торфа (5200±110 лет СОАН-7942), деформирует вмещающие мелкозернистые пески с гнездами и линзами торфа (7910±140 лет СОАН-7941) с образованием крутых складок и выклинивается в слоистых среднезернистых песках. Химический состав в центре жилы близок к составу атмосферных осадков. В кайме повышены минерализация и содержание гидрокарбонатов, что указывает на перекристаллизацию боковых частей ПЖЛ, миграцию по латерали легко растворимых солей из вмещающих отложений. Результаты изотопного анализа указывает на более низкие температуры при формировании льда каймы по сравнению с условиями роста ПЖЛ. Растущая мелкая жилка в автохтонном торфе имеет повышенную минерализацию и тяжелый изотопный состав, соответствующий современным теплым условиям.

В 0,4 км южнее станции Марре-Сале, в береговом уступе, сложенном слоистыми озерными отложениями (10930±105 лет СОАН-7597) изучена сингенетическая ПЖЛ. Вмещающие отложения слабо изогнуты вверх на контакте с ледяной жилой. Химический и изотопный состав льда указывают на связь с озерными водами и на наиболее холодные условия при формировании ПЖЛ на этом участке, аналогичные температуре образования каймы.

Полученные данные свидетельствуют о дифференциации условий при формировании ПЖЛ в конце сартанского и голоценовом времени на Западном Ямале. Часть ПЖЛ формировалась в субаэральной обстановке за счет атмосферных осадков, другие росли в мелководных озерах. По изотопным данным среднезимние температуры в период с 10 до 3 т. л.н. варьировали от -14 до -20°С. Средние температуры января менялись в этот период от -24 до -30°С, т. е. были ниже современных на 3-9°С. Режеляционные каймы ПЖЛ образовались при наиболее низких температурах. С ростом ПЖЛ связаны слабые деформации отложений.

Предлагается на ключевых участках Ямала проводить ежегодный мониторинг криогенных образований с акцентом на изучение их гидрохимии и микробиоты. Результаты повторных многолетних наблюдений позволят решить ряд дискуссионных вопросов генезиса подземных льдов и происхождения деформаций толщ в позднем плейстоцене и голоцене.

Работа выполнена в рамках программ Президиума РАН № 20 «Фундаментальные проблемы мирового океана», ОНЗ РАН 13 «Эволюция криосферы в условиях меняющегося климата».

Влияние снежного и мохового покровов на состояние многолетнемерзлых грунтов

на архепелаге Шпицберген

,

Институт географии РАН

На основе климатических данных за последние годы по метеостанции Баренцбург (Шпицберген), экспериментальных исследований и математического моделирования дана оценка влияния поверхностных покровов на состояние многолетнемерзлых грунтов (ММП) в западных районах Шпицбергена.

За последние 10 лет (2000–2009 гг.) установлено, что средняя положительная температура имеет небольшой отрицательный тренд –0,05°С/год, тогда как средняя отрицательная температура растет с интенсивностью 0,44 °С/год. Максимальная толщина снежного покрова в 2010 г. по данным метеостанции Баренцбург снизилась на 25% по сравнению с 2007–2009 гг.

Измерения и расчеты показали, что в отсутствии мохового покрова протаивание ММП в среднем составляет 1,58 м, а смыкание промерзающего талого слоя с ММП происходит на 166-е сутки на глубине 1,46 м.

Для оценки влияния мохового покрова на состояние ММП проводились измерения и расчеты для двух видов мха. Теплоизоляционные свойства мха летом и зимой отличаются в несколько раз. Это обусловлено промерзанием водной составляющей и большей теплопроводностью льда, по сравнению с водой. При влажности мха 150% коэффициент теплопроводности мхов hylocomium и sanionio составляет в летний период 0,11 и 0,17 Вт/(м град) и 0,29 и 0,45 Вт/(м град) в зимний, соответственно. Коэффициент теплопроводности мхов в летний и зимний период приблизительно соответствует коэффициенту эффективной теплопроводности снега плотностью около 200 и 400 кг/м3, соответственно.

Для мха hylocomium протаивание суглинка составляет 0,88 м и смыкание талого и мерзлого слоев происходит на 46-е сутки на глубине 0,78 м. Для мохового покрова sanionio протаивание ММП составляет 1,08 м, а смыкание талого и мерзлого слоев происходит на 72-сутки на глубине 0,96 м.

Результаты работ показали, что наличие мохового покрова слабо влияет на промерзание грунта, но значительно снижает глубину протаивания грунта и защищает ММП от деградации при возможных климатических изменениях.

Изменение интенсивности многолетнего пучения в северной тайге Западной Сибири в условиях меняющегося климата

, ,

Институт криосферы Земли СО РАН

В Надымском районе Западной Сибири с 1974 г проводились исследования многолетнего пучения и тепловой осадки пород на стационарных профилях, пересекающих бугры пучения и плоско-бугристые торфяники. Величина пучения и осадки определялась оптическим методом – в ходе нивелировки поверхности относительно глубинного репера. Нивелировка выполнялась ежегодно, в конце августа, что позволяло избежать влияния сезонного пучения и садки. Эти исследования позволили установить интенсивность пучения и отметить неравномерность пучения по площади (на буграх пучения) и по времени. Максимальный подъем поверхности был зафиксирован в 1999 г. и был обусловлен аномально холодной зимой. В наступившие затем «теплые годы» положение поверхности стабилизировалось. У некоторых точек было отмечено слабое опускание поверхности.

Наиболее интенсивно пучение происходило на центральных частях бугров пучения, склоны бугров пульсировали.

С 2004 г дополнительно были начаты наблюдения по сетке на площадке CALM, расположенной на плоско-бугристом торфянике. В настоящем сообщении приводятся результаты наблюдений, полученные на площадке CALM в последние 6 лет.

Выявлено, что подъем температур воздуха и температур ММП, в последние годы привели не только к увеличению мощности СТС, но и к уменьшению интенсивности пучения и увеличению тепловой осадки ММП на буграх пучения и плоско-бугристых торфяниках. Установлено, что общая тенденция к слабому опусканию поверхности нарушалась слабым подъемом только однажды - зимой 2005 г. Подъем поверхности вследствие пучения в 2005 г объясняется низкими температурами воздуха и незначительным количеством снега в декабре 2004 г. Из-за пучения отметки поверхности и кровли ММП оказались в 2005 г. выше обычного положения, несмотря на большую глубину протаивания. Высокое положение поверхности и кровли ММП, не соответствующее современным температурным условиям, с нашей точки зрения обусловили развитие тепловой осадки в 2006 – 2007 гг., хотя климатические условия этих 2 лет оставались близкими к норме. Таким образом, произошла компенсация пучения осадкой, а в 2008 и 2009 г. был отмечен небольшой подъем поверхности. В итоге, отметки поверхности в 2009 г. оказались всего на 5 см ниже, их положения в 2004 г. Таким образом, можно считать, что плоско-бугристые торфяники обладают способность к саморегуляции и пока относительно устойчивы.

Работа выполнена при поддержке проекта CALM гранта РФФИ №-а.

Годовой цикл состояний ПТК как индикатор динамики сезонного протаивания и состояния мерзлоты на территории Уренгойского месторождения

,

Институт криосферы Земли СО РАН

С целью создания комплексного Западно-Сибирского зонального трансекта мониторинга сезонно-талого слоя (СТС) экспедиционным отрядом ИКЗ СО РАН в 2008 году были организованы два режимных полигона. Они расположены в центральных континентальных районах Западной Сибири, на левобережье р. Пур, в подзонах южной лесотундры и южной тундры в районе Уренгойского нефтегазоконденсатного месторождения (НГКМ). На обоих полигонах проведены комплексные ландшафтные исследования и ежегодно, в конце теплого сезона года измеряется мощность СТС.

Методика изучения вклада суточных состояний в годовой цикл функционирования ПТК была изначально предложена для Большого Кавказа. В криолитозоне годовой цикл (спектр) суточных состояний ПТК во многом зависит от таких параметров как температура воздуха, температура и режим увлажнения СТС. Гидротермический режим в приземном слое (воздух – почвенно-растительный покров – СТС) определяет интенсивность биологического круговорота, энергетический баланс ПТК и его развитие (смену состояний). А это в свою очередь существенно влияет на характер распространения многолетнемерзлых пород (ММП), их температурный режим и глубину сезонного оттаивания, а также на интенсивность проявления криогенных процессов. Высокая степень внутриландшафтных связей позволяет использовать годовой цикл (спектр) состояний ПТК как индикатор динамики сезонного протаивания и состояния мерзлоты в условиях криолитозоны.

Анализ данных по метеостанциям, расположенным в подзонах южной лесотундры (Новый Уренгой) и южной тундры (Ямбург) показал, что помимо двух главных сезонных состояний ПТК – теплого и холодного сезонов – существуют два переходных периода – весенний и осенний переходы через 0°С. Это периоды многократного перехода среднесуточной температуры воздуха от положительных значений к отрицательным. Их продолжительность на территории Уренгойского месторождения может достигать 1,5 месяца и более. При этом среднедекадные и среднемесячные показатели, по которым обычно рассчитывается продолжительность тёплого и холодного периодов ( и др., 1984), могут оставаться положительными, либо отрицательными, а переход через 0°С сводится к «точке» (рубежу декад или месяцев).

Весенний и осенний периоды перехода через 0° С очень важны для функционирования ПТК, для оценки состояния мерзлоты и темпов протаивания. Обработка данных по среднесуточной температуре воздуха позволяет рассчитать их продолжительность и скорректировать продолжительность тёплого и холодного периодов. Для характеристики каждого периода (состояния) используется ряд показателей: количество осадков, влажность, суммы температур теплого, холодного и переходных периодов, среднесуточные температуры и др.

В дальнейшем предполагается проведение полевых термобалансовых наблюдений на стационарах ИКЗ СО РАН для выявления закономерности внутриландшафтной дифференциации годовых, сезонных и месячных спектров состояний ПТК локального уровня генерализации (фации). Планируется разработать методику, которая позволяла бы на основе годовой и многолетней изменчивости спектров состояний ПТК оценить запасы биомассы и продуктивность ПТК и основные геокриологические показатели (распространение ММП, их температурный режим и мощность СТС). Применение данной методики даст перспективные результаты при картировании и прогнозе крайне изменчивых во времени и в пространстве геокриологических показателей.

Работы выполняются в рамках грантов РФФИ (; к; к), научных Программ Сибирского отделения РАН, Международных проектов CALM (циркумполярный мониторинг СТС), TSP (термическое состояние мерзлоты).

Проблема диагностики повторно-жильных и залежеобразующих льдов сложной формы в позднекайнозойских отложениях Ямала.

, ,

Институт криосферы Земли СО РАН

Вопросы генезиса и истории формирования подземных льдов имеет прямую связь с решением актуальных и дискуссионных проблем палеогеографии полярных регионов. Например, при определении распространения покровных и шельфовых ледников, при анализе долгопериодных климатических изменений и их связей с разными типами криогенных образований, для определения неотектонического или криогенного генезиса деформаций нелитифицированных пород, как в криогенных, так и в палеокриогенных областях на суше и на море и др.

Несмотря на длительную историю изучения подземных льдов, продолжают оставаться актуальными вопросы механизмов образования, генетической классификации, строения разных видов подземного льда, роли криогенных процессов в изменении строения и трансформации вмещающих пород. Весьма интересно определение причин разнообразия инъекционных, инъекционно-сегрегационных и повторно-инъекционных льдов сложной формы.

Проблема изучения ледяных залежей сложных форм в том, что они обнажаются фрагментарно, через определенное время контуры льдов меняются, они утрачивают морфологическое сходство с разрезами, изученными предшественниками. Основой для корреляции разрезов и ледяных залежей сложной, в том числе клиновидной формы, являются морфология, характеристики и соотношения с вмещающими и перекрывающими породами и возраст отложений. Полигонально-жильные структуры связанные с морозобойным растрескиванием дневной поверхности обычно легко диагностируются по их строению и полигональному рельефу, как жильные льды сингенетического или эпигенетического типа. , , и др., многократно выделены и описаны льды инъекционно-сегрегационного и повторно-инъекционного генезиса в виде линейных трещин и протяженных жил, утоньшающихся вверх, связанные с внутригрунтовым растрескиванием над куполообразными гидролакколитами. Жильную форму имеют также трещинные льды скальных пород (унаследованные). Жильные формы льдов, не связанные с морозобойным растрескиванием поверхности выделены . Она определяет генезис льдов жильной формы как вторично-внутригрунтовый и объясняет их формирование процессами криогидротектоники. Существование таких трещинных по генезису и жильных по форме льдов остается предметом дискуссии.