|
Arctic and Antarctica
Reference:
Vasil'chuk Y.K., Ginzburg A.P., Agapkin I.A., Budantseva N.A., Vasil'chuk J.Y., Donetskov A.A., Surkov N.V.
Peat and peat-mineral heaving mounds of Tambey River valley, north-east of the Yamal Peninsula
// Arctic and Antarctica.
2021. № 4.
P. 47-74.
DOI: 10.7256/2453-8922.2021.4.37277 URL: https://en.nbpublish.com/library_read_article.php?id=37277
Peat and peat-mineral heaving mounds of Tambey River valley, north-east of the Yamal Peninsula
Vasil'chuk Yurii Kirillovich
ORCID: 0000-0001-5847-5568
Doctor of Geology and Mineralogy
Professor, Lomonosov Moscow State University, Faculty of Geography, Department of Landscape Geochemistry and Soil Geography
119991, Russia, Moscow, Leninskie Gory str., 1, of. 2009
|
vasilch_geo@mail.ru
|
|
 |
Other publications by this author
|
|
Ginzburg Alexander Pavlovich
Engineer, the department of Geochemistry of Landscapes and Geography of Soil, the faculty of Geography, M. V. Lomonosov Moscow State University
Lomonosov Moscow State University, faculty of geography, division of landscape geochemistry and soil science (Leninskie Gory st., 1, office 2007, Moscow, 119991 Russia)
|
|
alexandrginzburg13154@yandex.ru
|
|
 |
Agapkin Ivan Arkad'evich
Junior Scientific Associate, V. I. Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, Laboratory of Geochemistry of the Moon and Planets
Junior Researcher, V.I. Vernadsky Institute of Geochemistry and Analytical Chemistry, laboratory of geochemistry of the moon and planets, 119334, Kosygin st., 19, Russia, Moscow,
|
|
15331533@mail.ru
|
|
 |
Budantseva Nadine Arkad'evna
ORCID: 0000-0003-4292-5709
PhD in Geography
Senior Scientific Associate, the department of Geochemistry of Landscapes and Geography of Soil, the faculty of Geography, M. V. Lomonosov Moscow State University
Lomonosov Moscow State University, faculty of geography, division of landscape geochemistry and soil science (office 2007, Leninskie Gory st., 1, Moscow, 119991 Russia)
|
|
nadin.budanceva@mail.ru
|
|
 |
Vasil'chuk Jessica Yur'evna
ORCID: 0000-0002-4855-8316
Junior Scientific Associate, the department of Geochemistry of Landscapes and Geography of Soil, the faculty of Geography, M. V. Lomonosov Moscow State University
Lomonosov Moscow State University, faculty of geography, division of landscape geochemistry and soil science (office 2007, Leninskie Gory st., 1, Moscow, 119991 Russia)
|
|
vasilch_geo@mail.ru
|
|
 |
Donetskov Alexander Andreevich
Engineer, the faculty of Geography, Laboratory of Snow Avalanches and Debris Flow, M. V. Lomonosov Moscow State University
Lomonosov Moscow State University, Faculty of Geography, Research Laboratory of. Snow Avalanches and Debris Flows
|
|
adon07@yandex.ru
|
|
 |
|
Surkov Nikolai Vital'evich
Leading Specialist, Environmental Engineer, UCL Institute for Environmental Design and Engineering
The Institute of Environmental Design and Research (JSC IEPI), 119234, Russia, Moscow, Leninskie Gory, 75-g
|
|
nick_surkov@list.ru
|
|
 |
|
DOI: 10.7256/2453-8922.2021.4.37277
Received:
10-01-2022
Published:
27-01-2022
Abstract:
The research of peat and peat-mineral frost mounds was carried out in September – October 2021 in the northeast of Yamal Peninsula, 50 km north of the village of Tambey. Morphometric data was acquired om ten frost mounds. The wells with the depth of up to 1 m were drilled in 4 out of 10 mounds using electric drill, which outcropped the upper horizons of permafrost. Descriptions were given to seasonally thawed layer and drilled permafrost. Diameter of the mounds located in various landscape conditions varied from 4.5 to 9.8 m, and their heights ranged from 0.5 to 1.5 m. The thickness of seasonally thawed layer on these mounds varied from 28 to 131 cm, while the maximum depth of seasonal thawing was reached on the slope of the hillock, with rare exceptions when it was observed on the top of the hillock, or 1 meter from it. The steepness of hillocks rarely reached 10°, averaging from 3°to 5°. The seasonally thawed layer consisted mostly of the layers of lignite of varying degree of decomposition, rarely replaced by light gray loam (including peaty). Permafrost rocks were also represented by peat with high content of ice.
Keywords:
permafrost, peat-mineral heaving mounds, tundra, seasonal thawing layer, peat, loam, Late Holocene, Tambey River, Yamal Peninsula, northwest Siberia
Введение
В последние 20 лет интерес к изучению физико-географических особенностей территории северо-восточного Ямала существенно возрос в связи с началом активного освоения нефтегазовых месторождений, которое сильно затрудняется из-за процессов криогенного пучения. В ходе различных экспедиций на территории Тамбейской группы нефтегазоконденсатных месторождений были обнаружены и описаны различные формы рельефа, возникшие в результате пучения: одиночные сезонные бугры пучения и многолетние миграционные бугры пучения[10,21]. Также конструирование инфраструктуры для нефтегазовой добычи затрудняют сложные геокриологические условия территории, на которой широко распространены многоярусные пластовые льды[1, 2] и голоценовые повторно-жильные льды[9].
Целью статьи является исследование малоизученного для севера Ямала явления - многолетних торфяно-минеральных бугров пучения, их морфологии и криогенного строения верхней части разреза.
Район исследования
Район работ расположен на левом берегу северной части Обской губы (рис. 1) и представляет из себя территорию, ограниченную с запада и с юга рекой Сабольяхой, опоясывающей участок.
Рис. 1. Расположение района исследований в пределах Ямальского района ЯНАО. Ключевой участок отмечен звёздочкой
В плане рельефа территория подразделяется на три основных геоморфологических уровня (рис. 2): возвышенная ровная хорошо дренированная поверхность морской террасы (рис. 3), ровная плохо дренированная заболоченная поверхность приморской низменности и широкие корытообразные в профиле долины крупных рек. Помимо Сабольяхи, на ключевом участке также протекают небольшие реки Надояха (рис. 4), Хурехаяха, Меретаяха и Ярседаяха. Широко распространены (особенно в юго-восточной части участка) крупные термокарстовые озёра, среди которых особенно выделяются своими размерами Нгарка-Лабтато, Саболто и Таркаханато.
Рис. 2. Схема геоморфологического строения территории и расположение изученных бугров
Рис. 3. Ровная горизонтальная поверхность возвышенной морской террасы, прорезанная неглубокой заболоченной долиной ручья (фото А. Гинзбурга)
Рис. 4. Русло и долина реки Надояхи (фото И. Агапкина)
Климатические характеристики
Наиболее холодным месяцем года, согласно данным метеорологической станции Тамбей (N 71,48°; E 71,82°; h = 8 м н.у.м.), является февраль, температуры которого в отдельных случаях опускаются до –37,2°С, а в среднем составляют –25,4°С (табл. 1, рис. 5а). Самый тёплый месяц в районе Тамбея – август, во время которого воздух прогревается до 11,0°С, а в среднем августовская температура воздуха составляет 6,7°С (табл. 1, рис. 5б). За последние 70 лет, которые ведутся метеорологические наблюдения на станции Тамбей (с 1951 г.), среднегодовые температуры воздуха ежегодно возрастают, начиная с 1991: средняя температура воздуха в 1991 году равна –10,0°С, а в 2020 повышается до –4,5°С (табл. 1, рис. 5в). В целом, общее ежегодное повышение температуры воздуха характерно как для зимних, так и для летних месяцев (рис. 5а, б, в). Самое большое количество осадков выпадает в тамбейской тундре в январе – 37,1 мм/мес, в остальные месяцы осадков значительно меньше: январь выбивается из общей картины распределения среднемесячных количеств осадков за период наблюдений, в которой самым влажным воздух становится в августе (в среднем 27,0 мм/мес), а наиболее сухое время в течение года – в марте (в среднем 12,7 мм/мес) (рис. 5г)[19].
Рис. 5. Средние температуры воздуха в феврале (а), августе (б) и за год (в) в °С, а также среднемесячное количество осадков в течение года (г) в мм/мес на метеостанции Тамбей (по данным интернет-сайта Pogoda-i-klimat (http://www.pogodaiklimat.ru/history/20864.htm) [19]
Около 40 – 50% осадков на Ямале выпадают в твёрдом виде, в северной части полуострова впервые за год снег выпадает во второй декаде сентября, а стабильный снежный покров устанавливается в первой декаде октября. Число дней со стабильным снежным покровом на севере Ямала достигает 261 (Тамбей). Выпадающий снежный покров в районе Тамбея не достигает большой высоты, поскольку сильные ветры (скорость до 8,5 м) со стороны моря развеивают его. В среднем высота снежного покрова не превышает 0,5 м в течение года[30].
Таблица 1. Среднемесячные и среднегодовые температуры воздуха в °С на метеостанции Тамбей (Интернет-сайт Pogoda-i-klimat (http://www.pogodaiklimat.ru/history/20864.htm)[19]
| |
Янв
|
Фев
|
Мар
|
Апр
|
Май
|
Июн
|
Июл
|
Авг
|
Сен
|
Окт
|
Ноя
|
Дек
|
Год
|
|
1951
|
–25,9
|
–28,0
|
–26,7
|
–10,0
|
–6,6
|
–0,8
|
5,2
|
5,4
|
3,0
|
–1,6
|
–15,4
|
–17,7
|
–9,9
|
|
1952
|
–26,2
|
–19,1
|
–27,1
|
–17,4
|
–8,3
|
0,6
|
6,3
|
5,4
|
4,2
|
–7,9
|
–17,2
|
–25,9
|
–11,1
|
|
1953
|
–27,8
|
–22,9
|
–24,2
|
–9,6
|
–5,8
|
2,3
|
8,6
|
8,1
|
1,8
|
–5,6
|
–15,6
|
–10,2
|
–8,4
|
|
1954
|
–22,1
|
–25,8
|
–22,7
|
–13,7
|
–6,8
|
1,9
|
9,2
|
7,2
|
2,8
|
–4,0
|
–8,6
|
–12,8
|
–8,0
|
|
1955
|
–13,5
|
–31,5
|
–28,8
|
–10,0
|
–9,2
|
1,9
|
7,2
|
6,9
|
3,9
|
–3,7
|
–22,0
|
–28,8
|
–10,6
|
|
1956
|
–23,4
|
–22,7
|
–16,5
|
–20,1
|
–5,9
|
2,1
|
3,7
|
6,5
|
1,3
|
–9,8
|
–15,5
|
–17,3
|
–9,8
|
|
1957
|
–25,2
|
–24,9
|
–31,4
|
–16,0
|
–5,2
|
1,4
|
5,5
|
9,3
|
2,1
|
–7,5
|
–23,7
|
–27,7
|
–11,9
|
|
1958
|
–21,4
|
–29,5
|
–30,9
|
–21,1
|
–10,3
|
–0,5
|
4,3
|
3,3
|
–0,4
|
–8,6
|
–16,8
|
–32,2
|
–13,7
|
|
1959
|
–24,4
|
–24,6
|
–18,2
|
–22,3
|
–6,7
|
1,8
|
6,0
|
8,5
|
4,9
|
–6,0
|
–10,0
|
–17,2
|
–9,0
|
|
1960
|
–28,7
|
–37,2
|
–28,0
|
–16,6
|
–8,3
|
1,7
|
4,8
|
3,9
|
2,1
|
–8,8
|
–19,4
|
–16,5
|
–12,6
|
|
1961
|
–25,3
|
–25,4
|
–13,4
|
–13,7
|
–8,8
|
0,6
|
5,6
|
7,2
|
2,1
|
–4,8
|
–16,0
|
–23,2
|
–9,6
|
|
1962
|
–26,6
|
–22,7
|
–21,8
|
–12,2
|
–6,6
|
–0,2
|
7,2
|
6,5
|
4,7
|
–7,3
|
–12,2
|
–28,0
|
–9,9
|
|
1963
|
–24,4
|
–31,7
|
–30,4
|
–18,2
|
–7,2
|
1,6
|
7,1
|
6,9
|
0,7
|
–2,7
|
–16,8
|
–29,6
|
–12,1
|
|
1964
|
–30,1
|
–20,6
|
–26,5
|
–22,9
|
–10,2
|
–0,2
|
6,5
|
5,2
|
3,9
|
–5,8
|
–25,3
|
–19,1
|
–12,1
|
|
1965
|
–24,6
|
–27,8
|
–22,1
|
–18,4
|
–11,4
|
–0,2
|
5,9
|
7,1
|
2,1
|
–8,2
|
–22,4
|
–23,6
|
–12,0
|
|
1966
|
–25,5
|
–35,9
|
–30,0
|
–20,0
|
–9,2
|
–0,7
|
5,0
|
4,9
|
1,7
|
–12,5
|
–16,7
|
–12,9
|
–12,7
|
|
1967
|
–31,3
|
–25,9
|
–17,4
|
–12,7
|
–9,0
|
1,0
|
6,1
|
6,7
|
1,7
|
–2,8
|
–8,0
|
–16,9
|
–9,0
|
|
1968
|
–26,0
|
–22,3
|
–19,6
|
–17,7
|
–7,2
|
–1,8
|
2,2
|
4,1
|
0,3
|
–8,0
|
–26,8
|
–30,0
|
–12,7
|
|
1969
|
–28,7
|
–30,1
|
–27,2
|
–20,4
|
–10,4
|
–0,7
|
4,8
|
4,6
|
1,3
|
–5,1
|
–8,8
|
–13,8
|
–11,2
|
|
1970
|
–28,8
|
–26,5
|
–19,2
|
–19,1
|
–10,6
|
0,0
|
3,5
|
3,1
|
2,1
|
–10,2
|
–16,5
|
–22,3
|
–12,0
|
|
1971
|
–29,7
|
–29,0
|
–22,0
|
–22,0
|
–6,0
|
–0,4
|
4,2
|
6,1
|
3,0
|
–8,4
|
–15,4
|
–20,6
|
–11,7
|
|
1972
|
–23,9
|
–22,7
|
–23,0
|
–15,4
|
–10,6
|
1,2
|
4,9
|
5,2
|
1,5
|
–5,8
|
–23,8
|
–22,4
|
–11,2
|
|
1973
|
–30,4
|
–19,7
|
–21,5
|
–14,6
|
–7,0
|
1,2
|
3,3
|
7,0
|
1,6
|
–9,2
|
–15,6
|
–26,0
|
–10,9
|
|
1974
|
–27,9
|
–29,9
|
–20,4
|
–17,3
|
–8,8
|
–0,6
|
5,5
|
4,0
|
1,6
|
–10,6
|
–24,3
|
–15,6
|
–12,0
|
|
1975
|
–22,4
|
–28,3
|
–25,7
|
–16,2
|
–7,6
|
0,8
|
4,9
|
6,8
|
4,3
|
–7,3
|
–18,6
|
–16,1
|
–10,5
|
|
1976
|
–26,7
|
–24,4
|
–20,2
|
–11,8
|
–7,3
|
1,4
|
6,1
|
7,7
|
2,8
|
–10,0
|
–14,1
|
–22,4
|
–9,9
|
|
1977
|
–25,8
|
–36,2
|
–29,1
|
–12,9
|
–4,3
|
2,3
|
6,9
|
6,5
|
2,5
|
–12,8
|
–9,4
|
–21,2
|
–11,1
|
|
1978
|
–29,2
|
–30,3
|
–23,9
|
–21,9
|
–7,4
|
–0,6
|
3,9
|
3,9
|
1,2
|
–4,9
|
–14,9
|
–29,3
|
–12,8
|
|
1979
|
–32,6
|
–37,2
|
–32,2
|
–21,1
|
–8,8
|
0,5
|
4,2
|
6,6
|
4,4
|
–7,6
|
–15,0
|
–21,1
|
–13,3
|
|
1980
|
–26,2
|
–20,7
|
–24,0
|
–14,3
|
–6,5
|
0,6
|
3,5
|
4,8
|
1,6
|
–2,2
|
–21,5
|
–21,3
|
–10,5
|
|
1981
|
–16,3
|
–24,3
|
–29,8
|
–17,2
|
–10,3
|
0,6
|
4,7
|
9,7
|
3,8
|
–4,9
|
–8,0
|
–18,7
|
–9,2
|
|
1982
|
–28,2
|
–26,1
|
–25,3
|
–12,8
|
–6,7
|
0,3
|
5,7
|
5,6
|
1,7
|
–11,5
|
–18,3
|
–19,3
|
–11,2
|
|
1983
|
–20,5
|
–25,5
|
–23,1
|
–18,9
|
–9,2
|
0,6
|
5,8
|
7,1
|
4,1
|
–3,2
|
–14,7
|
–21,6
|
–9,9
|
|
1984
|
–16,1
|
–15,6
|
–19,0
|
–23,9
|
–8,7
|
0,2
|
6,8
|
7,6
|
4,3
|
–8,3
|
–23,1
|
–17,1
|
–9,4
|
|
1985
|
–31,1
|
–28,8
|
–19,8
|
–19,1
|
–8,5
|
3,1
|
4,8
|
7,2
|
4,7
|
–3,6
|
–13,2
|
–22,7
|
–10,6
|
|
1986
|
–24,4
|
–27,9
|
–18,0
|
–17,8
|
–7,0
|
0,3
|
4,8
|
4,7
|
0,9
|
–3,9
|
–8,0
|
–29,2
|
–10,5
|
|
1987
|
–31,4
|
–29,6
|
–22,1
|
–19,8
|
–6,0
|
–2,0
|
5,7
|
4,4
|
1,9
|
–3,1
|
–16,2
|
–22,2
|
–11,7
|
|
1988
|
–21,4
|
–26,8
|
–18,2
|
–23,4
|
–4,9
|
1,8
|
6,0
|
7,4
|
2,7
|
–7,6
|
–18,7
|
–19,9
|
–10,3
|
|
1989
|
–30,7
|
–24,7
|
–17,8
|
–18,6
|
–4,1
|
2,1
|
7,1
|
7,1
|
2,9
|
–5,0
|
–17,0
|
–23,2
|
–10,2
|
|
1990
|
–30,0
|
–25,9
|
–20,9
|
–9,5
|
–6,6
|
2,0
|
8,4
|
7,1
|
2,7
|
–8,3
|
–24,1
|
–25,7
|
–11,0
|
|
1991
|
–25,5
|
–28,0
|
–24,0
|
–12,9
|
–5,0
|
2,1
|
5,2
|
6,0
|
5,8
|
–6,1
|
–15,1
|
–22,9
|
–10,0
|
|
1992
|
–26,1
|
–23,1
|
–21,0
|
–22,5
|
–4,5
|
–1,0
|
5,3
|
5,5
|
1,4
|
–13,2
|
–20,0
|
–22,4
|
–11,8
|
|
1993
|
–20,2
|
–23,1
|
–18,5
|
–16,3
|
–7,4
|
1,8
|
6,6
|
7,2
|
3,7
|
–7,6
|
–9,0
|
–20,2
|
–8,6
|
|
1994
|
–27,7
|
–34,5
|
–17,8
|
–16,2
|
–9,5
|
0,5
|
7,2
|
5,5
|
3,5
|
–4,5
|
–17,4
|
–22,2
|
–11,1
|
|
1995
|
–19,5
|
–20,7
|
–18,8
|
–6,2
|
–6,7
|
1,1
|
6,9
|
8,9
|
3,0
|
–4,1
|
–19,0
|
–23,8
|
–8,2
|
|
1996
|
–22,3
|
–19,6
|
–15,3
|
–18,2
|
–8,6
|
0,0
|
6,7
|
5,1
|
2,6
|
–4,2
|
–9,0
|
–25,7
|
–9,0
|
|
1997
|
–28,7
|
–30,4
|
–16,9
|
–11,5
|
–5,2
|
–0,1
|
4,2
|
6,5
|
6,0
|
–2,4
|
–16,3
|
–29,2
|
–10,3
|
|
1998
|
–23,9
|
–33,9
|
–20,6
|
–19,0
|
–7,7
|
0,8
|
4,4
|
6,7
|
–0,3
|
–13,1
|
–25,5
|
–18,0
|
–12,5
|
|
1999
|
–28,3
|
–20,4
|
–24,3
|
–18,4
|
–7,1
|
1,3
|
5,6
|
5,5
|
2,4
|
–4,7
|
–13,7
|
–14,3
|
–9,7
|
|
2000
|
–28,0
|
–21,8
|
–17,1
|
–14,0
|
–3,9
|
1,5
|
6,5
|
9,2
|
2,1
|
–5,3
|
–17,0
|
–27,7
|
–9,6
|
|
2001
|
–30,4
|
–28,2
|
–27,1
|
–19,1
|
–5,3
|
2,0
|
6,3
|
8,7
|
4,3
|
–4,8
|
–12,4
|
–15,4
|
–10,1
|
|
2002
|
–28,7
|
–25,9
|
–21,2
|
–13,6
|
–7,9
|
0,8
|
6,6
|
7,5
|
0,7
|
–4,2
|
–15,6
|
–25,1
|
–10,6
|
|
2003
|
–27,1
|
–26,7
|
–23,7
|
–12,8
|
–3,9
|
2,4
|
5,8
|
10,1
|
3,7
|
–4,6
|
–17,6
|
–19,0
|
–9,5
|
|
2004
|
–23,0
|
–25,8
|
–22,8
|
–19,4
|
–7,9
|
1,4
|
8,4
|
5,9
|
2,4
|
–7,7
|
–14,9
|
–24,3
|
–10,6
|
|
2005
|
–20,3
|
–19,0
|
–24,7
|
–17,9
|
–4,8
|
2,3
|
7,2
|
7,9
|
4,9
|
–3,3
|
–10,6
|
–18,3
|
–8,1
|
|
2006
|
–26,9
|
–20,0
|
–23,4
|
–20,5
|
–5,5
|
2,9
|
8,5
|
6,6
|
1,3
|
–13,9
|
–16,4
|
–18,2
|
–10,5
|
|
2007
|
–16,4
|
–28,5
|
–16,3
|
–11,4
|
–8,1
|
0,2
|
6,2
|
6,5
|
4,3
|
–0,3
|
–12,0
|
–16,6
|
–7,7
|
|
2008
|
–14,0
|
–20,4
|
–22,5
|
–11,5
|
–6,0
|
0,6
|
6,0
|
9,0
|
4,5
|
–3,0
|
–12,3
|
–12,6
|
–6,9
|
|
2009
|
–21,1
|
–27,5
|
–22,3
|
–15,2
|
–7,8
|
0,6
|
6,4
|
8,1
|
5,3
|
–3,8
|
–16,4
|
–27,2
|
–10,1
|
|
2010
|
–21,8
|
–32,6
|
–21,0
|
–14,1
|
–5,4
|
0,3
|
4,2
|
5,8
|
1,7
|
–2,4
|
–14,9
|
–22,8
|
–10,3
|
|
2011
|
–21,9
|
–24,2
|
–13,4
|
–9,2
|
–3,1
|
4,2
|
4,7
|
6,1
|
5,7
|
–1,5
|
–11,1
|
–9,5
|
–6,1
|
|
2012
|
–14,7
|
–11,3
|
–19,7
|
–14,4
|
–5,8
|
5,7
|
9,5
|
7,3
|
5,1
|
–3,4
|
–12,9
|
–16,0
|
–5,9
|
|
2013
|
–25,3
|
–19,7
|
–30,8
|
–13,7
|
–5,2
|
1,9
|
8,1
|
8,1
|
2,7
|
–7,8
|
–13,6
|
–23,7
|
–9,9
|
|
2014
|
–28,2
|
–28,4
|
–14,5
|
–12,1
|
–5,2
|
1,4
|
4,2
|
5,1
|
1,6
|
–8,5
|
–16,2
|
–17,2
|
–9,8
|
|
2015
|
–28,2
|
–24,4
|
–15,5
|
–10,1
|
–1,6
|
5,0
|
8,6
|
7,2
|
3,5
|
–6,2
|
–12,7
|
–15,9
|
–7,5
|
|
2016
|
–19,1
|
–13,4
|
–17,2
|
–8,7
|
–4,9
|
5,3
|
12,2
|
10,2
|
8,4
|
–0,6
|
–17,5
|
–29,4
|
–6,2
|
|
2017
|
–19,8
|
–22,5
|
–10,0
|
–15,6
|
–8,2
|
1,8
|
9,3
|
6,0
|
2,8
|
–2,3
|
–12,9
|
–13,0
|
–7,0
|
|
2018
|
–18,6
|
–19,2
|
–27,1
|
–15,3
|
–7,8
|
1,9
|
8,4
|
7,9
|
4,7
|
–2,0
|
–13,5
|
–15,3
|
–8,0
|
|
2019
|
–23,7
|
–24,1
|
–14,7
|
–13,2
|
–5,0
|
0,5
|
5,0
|
8,4
|
4,2
|
–2,9
|
–15,3
|
–17,1
|
–8,2
|
|
2020
|
–19,8
|
–13,2
|
–15,7
|
–8,0
|
–1,8
|
4,2
|
10,7
|
11,0
|
7,3
|
–3,7
|
–6,9
|
–18,5
|
–4,5
|
|
2021
|
–24,2
|
–
|
–
|
–
|
–
|
–
|
–
|
9,7
|
4,7
|
–3,0
|
–16,6
|
–21,7
|
–
|
Геокриологические условия
Вся территория полуострова Ямал расположена в северной мерзлотной зоне Западно-Сибирской низменности, подзоне полигенетически промёрзших отложений. Полигенетическое происхождение многолетней мерзлоты на территории Ямала объясняется одновременным участием в её формировании многих факторов, обеспечивающих промерзание и создание особого режима теплообмена между поверхностью земли и атмосферой[17]. Северо-восток п-ова Ямал расположен в зоне сплошного распространения многолетнемёрзлых пород (ММП) сливающегося типа. Местами сплошность ММП нарушается подрусловыми и подозёрными таликами (с поверхности), а также линзами криопэгов и охлаждёнными грунтами (по разрезу)[17,24]. Одной из существенных особенностей геокриологического строения территории в районе Тамбея является широкое распространение пластовых льдов в голоценовых отложениях первой лагунно-морской террасы и современной лагунно-морской лайды Обской губы, изученных в устье р. Сабеттаяха. Также пластовые льды встречены и в толще второй террасы[1,2]. Район пос. Сабетта характеризуется сплошным развитием низкотемпературных многолетнемёрзлых пород с высокой льдистостью. Среднегодовая температура ММП варьирует от –1,7 до –6,5° [1]. Мощность ММП вблизи берега Ямала меньше, чем в глубине суши, и не превышает 180 м, тогда как мощность многолетней мерзлоты в континентальных условиях более 200 м. Глубина сезонного протаивания достигает 30 см (в торфяных массивах и при мощности мохового покрова более 10 см) и 140 см на песчаных раздувах. Растительность оказывает существенное влияние на мощность сезонно-талого слоя: в 2008, по сравнению с 1978, наблюдалось увеличение количества видов растений (до 10 новых видов) и возрастание глубины сезонно-талого слоя на 12–20 см [26]. При переходе от континентального типа криолитозоны к субаквальному, в переходной области температура ММП резким скачком меняется от –4,0, –5,0 до –1,0, –1,5°С. Прогноз изменения состояния многолетней мерзлоты в переходной криолитозоне от суши к морю на Ямале предусматривает 2 сценария: для крутых термоабразионных берегов характерно повышение температуры ММП и их деградация вплоть до полного исчезновения (температуры составляют –0,9 – –2,2°С, что на 2–3°С выше, по сравнению с типичными континентальными условиями), а на лайде аккумулятивного берега, наоборот, происходит новообразование многолетней мерзлоты со среднегодовой температурой около –4°С. Современное потепление климата способствует активизации деградации ММП в переходной зоне 1 типа (вблизи абразионных берегов) и замедлению новообразования ММП в переходной зоне 2 типа (лайды)[8, 7]. Часто здесь проявляется полигональный рельеф, характерный для всех без исключения геоморфологических уровней. Чаще всего полигоны имеют от 4 до 7 углов и возвышение центральной части над трещинами между полигонами около 40 см, площадь самих полигонов достигает 25 м2 (рис. 5).
Рис. 6. Ярко выраженная полигональность на возвышенной морской террасе в тамбейской тундре (фото А. Гинзбурга)
Растительный покров территории
На территории Ямала растительные сообщества претерпевают значительную дифференциацию в широтном направлении. Причиной тому являются резкие широтные градиенты различных климатических показателей. С географической широтой местности на полуострове Ямал коррелируют такие синэкологические параметры окружающей среды, как первичная продуктивность, флористическое разнообразие, временная и пространственная динамика сообщества [30]. Большую часть познекайнозойского времени территория суши современного Ямала находилась на глубине около 200 м ниже уровня моря, что затрудняет изучение эволюционных изменений палеоэкологических условий на полуострове, имеются лишь ряды данных палинологического анализа, позволяющие судить о существовавших в прошлом растительных сообществах [9,16]. Спорово-пыльцевые спектры отложений нижнего плиоцена свидетельствуют о развитии на Ямале (по крайней мере, южнее мыса Каменного) лесной подтаёжной растительности, сходной с той, что в настоящее время занимает юг Западной Сибири. Спектры же более молодых среднеплиоценовых отложений указывают на распространение ерниковой тундры, а верхнеплиоценовых – лесотундры [16,30]. Голоценовое время (последние 11 700 лет) является ключевым периодом в формировании современного биогеографического облика Ямала. Период с 9 000 до 5 000 лет назад Ю.К. Васильчук и др.[14] считают наиболее благоприятным для проникновения в состав биоты древесных видов растений – голоценовым климатическим оптимумом, время наступления которого сильно смещено относительно аналогичных климатических оптимумов в других районах Евразии [4,31].
В настоящее время растительный покров Ямала представляет собой травяно-кустарниковую и кустарниковую тундру, сформированную около 3 200 лет назад (Панова, 1990) [27]. Северо-восточная часть полуострова к северу от устья р. Тамбей характеризуется невысоким растительным разнообразием ввиду того, что суровые климатические условия района не благоприятствуют развитию ни одного сплошного яруса растительности, за исключением травяного и кустарничкового. Кустарник ива монетолистная (Salixnummularia) имеет единичных представителей среди арктической тундры Тамбея. Травяной ярус растительности в долине р. Тамбей представлен разнообразными осоковыми (Cyperaceae) и злаковыми (Gramíneae) или мятликовыми (Poáceae) в сочетаниях со сфагновыми (Sphagnum) и гипновыми (Hypnales) мхами и лишайниками (Lichenaceae). Редкими представителями кустарничкового яруса являются морошка обыкновенная (Rubuschamaemorus) и брусника обыкновенная (Vacciniumvitis-idaeaL.). Ботанические описания растительных сообществ были выполнены Н.В. Сурковым в процессе полевых работ.
В основном низменные и возвышенные заболоченные поверхности тундровых равнин представлены мохово-осоковыми растительными ассоциациями. Часто подобные равнины заболочены и следы близкого к поверхности залегания грунтовых вод выражаются в наличии мочажин. Такие биомы довольно широко распространены на исследованном участке. Посреди них на вершинах и склонах бугров пучения развит покров из гипновых мхов с лишайниками и морошкой. Склоны долин ручьёв и малых рек, сложенные хорошо сортированным мелким песком, характеризуются бруснично-лишайниковым покровом (иногда с ивой монетолистной), а в некоторых случаях и вовсе не имеют растительного покрова, поскольку он сдувается с открытой местности мощными ветровыми потоками, оставляя на месте растительной ассоциации микрокотловину выдувания. Поймы ручьёв и малых рек, сложенные слабо сортированными песчаными отложениями, заняты мятликово- и злаково-осоковой луговой растительностью, в состав которой иногда включается пушица влагалищная (Eriphorumvaginatum) (рис. 7).
Рис. 7. Модель геоморфологического профиля арктической тундры Тамбея с указанием элементов рельефа и соответствующих им растительных ассоциаций: 1 – мохово-осоковая; 2 – осоково-моховая; 3 – пушицево-мятликово-осоковая; 4 – ивово-мохово-лишайниковая с осокой; 5 – микрокотловины выдувания в верхних частях склонов; 6 – морошково-мохово-лишайниковая.
Почвы и катенарная структура почвенного покрова территории
Территория северного Ямала весьма молода: радиоуглеродные датировки голоценового биогенного материала, образцы которого были взяты на первой морской террасе о. Белого (глубина 2,5 м) и из разрезов речных террас р. Пухучуяха (глубины 7 и 4,5 м),[14], демонстрируют следующие результаты: торф с западного берега о. Белого – 8 500 ± 120 лет назад, погребённая древесина из разреза террасы р. Пухучуяхи – 8 250 ± 80 лет назад (глубина 7 м) и 6 580 ± 60 лет назад (глубина 4,5 м). Относительно недавяя морская трансгрессия [18] в совокупности с суровыми климатическими условиями территории (низкие среднегодовые температуры, сильные ветры, заболоченность) препятствовали развитию контрастного почвенного покрова с разнообразием состава. Глубина почвообразования также лимитирована близким к поверхности залеганием многолетнемёрзлых пород.
На почвенной карте РСФСР под редакцией В.М. Фридланда[29] главными типами почв, встречающимися на возвышенных участках территории северо-восточного Ямала, являются подбуры тундровые в комплексах с каменными многоугольниками. Более низкие гипсометрические уровни рельефа заняты ареалами тундровых глеевых торфянистых и торфяных (глеезёмов торфянистых и торфяных тундровых). На поймах рек представлены пойменные заболоченные почвы, а на низменных приморских равнинах (лайдах) – торфянистые и торфяно-глеевые болотные (глеезёмы торфянистые и торфяные болотные). Также к северу от устья р. Тамбей на лайдах встречаются арктотундровые перегнойно-глеевые почвы (глеезёмы перегнойно-тундровые). Почвенно-геохимические катены северо-восточного Ямала, иллюстрирующие катенарную структуру почвенного покрова данной территории, представлены в двух основных вариантах: так называемые речные и морские (рис. 8).
Рис. 8. Типичные почвенно-геохимические катены северо-восточного Ямала: речная (a), морская (б); ПБт – подбуры тундровые, Гтт – тундровые глеевые торфянистые и торфяные, Ат – пойменные заболоченные, Гт – торфянистые и торфяно-глеевые болотные, Гтп – арктотундровые перегнойно-глеевые
Комплексный почвенный покров в основном встречается на наиболее низких гипсометрических уровнях рельефа. Так, низкие поверхности речных пойм характеризуются полигонально-трещинными (переходными к валиковым) комплексами тундровых почв – сочетаниями пойменных заболоченных почв с почвами мерзлотных трещин. Лайда представлена полигонально-валиковыми комплексами тундровых почв – сочетаниями торфянисто- и торфяно-глеевых болотных, тундровых глеевых торфянистых и торфяных с почвами мерзлотных трещин. Помимо трещин, такие формы микрорельефа, как бугры мерзлотного пучения, также осложняют рельеф поверхности данной территории, в особенности возвышенных участков (рис. 9).
Рис. 9. Расположение точек отбора на плоскополигональном бугре, Бованенковское НГКМ. Из Дж. Васильчук и др.[11]
Подбуры тундровые имеют песчаный гранулометрический состав. Тундровые глеевые торфянистые и торфяные почвы представлены переслаивающимися торфяными и минеральными песчаными горизонтами[29].
В более крупном масштабе почвенный покров включает такие почвенные разности, как тундровые перегнойно-глеевые мерзлотные, тундровые перегнойно-глеевые мерзлотные иллювиально-гумусовые, тундровые торфянисто-глеевые мерзлотные, тундровые торфянисто-глеевые подзолистые, торфяно-болотные мерзлотные, торфяно-болотные деградированные, аллювиально-болотные иловато-торфяные, мерзлотные аллювиальные[23]. Согласно классификации почв России 2004 года [22], почвенный покров состоит из ареалов таких типов почв, как подбуры, подбуры глеевые, криоземы, криоземы грубогумусные, торфяно-криоземы, глееземы, торфяно-глееземы, аллювиальные слоистые, аллювиальные перегнойно-глеевые, аллювиальные торфяно-глеевые, аллювиальные гумусовые (рис. 10д), торфяные олиготрофные, торфяные олиготрофные глеевые, торфяные эутрофные глеевые (рис. 10в), псаммоземы [22].
Рис. 10. Наиболее часто встречающиеся почвы на участке исследования: а) торфяно-глеезёмы, б) глеезёмы, в) торфяные, г) дерново-подбуры, д) аллювиальные гумусовые
Криозёмы формируются на хорошо дренируемых склонах и примыкающих к ним плакорах, глеезёмы и торфяно-глеезёмы (рис. 10а, б) приурочены к выровненным низменным плохо дренируемым участкам территории. В ложбинах и днищах эрозионных форм нередко встречаются стратозёмы. Альфегумусовые почвы (рис. 10г) формируются на выходах песчаных отложений в условиях субгоризонтальных пологих поверхностей с хорошей водопроницаемостью[3]. Наиболее распространёнными из поверхностных горизонтов являются торфяные (Т), олиготрофно-торфяные (ОТ), перегнойно-торфяные (ТН), срединные горизонты представлены иллювиально-железистыми (BF) и криогенными (CR), реже появляются элювиальные горизонты Е. Почвообразующими породами являются пески или супеси (С), а также органогенные отложения (ТТ), нередко в мёрзлом состоянии (С┴, ТТ┴). Верхняя граница горизонта многолетнемёрзлых пород (ММП) практически всегда является водоупором, в связи с чем в надмерзлотных горизонтах проявляются признаки оглеения (признак g), а нередко и глеегенеза (горизонт G). Мощности сезонно-талых слоёв в торфяных почвах варьируют от 38 до 50 см, в почвах автономных ландшафтов возвышенных морских террас, сложенных песками, могут превышать 1 м.
На склона торфяных бугров пучения наблюдаются микропоследовательности почв, объединённых потоками латеральной миграции вещества – торфяные (эутрофные/олиготрофные) почвы на вершинах бугров и торфяно-глеезёмы (в том числе криогенно-ожелезнённые) мерзлотные на окружающих бугры низменных территориях[22]. Мощность торфяного горизонта варьирует в рамках данной почвенной микрокатены от 10–25 см в низинах вокруг бугров до 60 и более см на вершинах. Глубина залегания подстилающих пород на вершинах бугров, хоть и приподнята в связи со вспучиванием, редко находится в талом состоянии, из-за чего не вскрывается в разрезах. В то же время в низинах вокруг бугров горизонты неорганогенных подстилающих пород вскрываются на глубине около 20 см и почти всегда пребывают в сезонно-талом состоянии.
Объекты и методы
На участке исследования торфяные и торфяно-минеральные бугры пучения были распространены практически повсеместно. Изучение их морфометрических параметров производилось при помощи мерной ленты, а промеры мощности сезонно-талого слоя выполнялись металлическим щупом длиной 1,7 м. Радиусы бугров измерялись в четырёх направлениях: на север, юг, запад и восток от центральной точки бугра (вершины). Затем по тем же направлениям производились промеры мощности сезонно-талого слоя, которые включали промеры на вершине бугра, на привершинной поверхности, в середине склона, у подножия и в 1 м в сторону от бугра. Всего была изучена морфометрия и глубина СТС 10 буров пучения (на 2 из них промеры мощности СТС были выполнены только в одном направлении от вершины – северном). В 4 буграх были пробурены скважины диаметром около 8 см на глубины до 131 см. Бурение выполнялось вручную с помощью электродрели (шуруповёрта) Bosch мощностью 36 V, соединённой со стальной коронкой на штанге общей длиной 1,5 м. Бурение производилось непосредственно с глубины подошвы СТС после снятия сезонно-талого слоя торфа лопатой. Плановое аэрофотографирование бугров производилось при помощи четырехмоторного беспилотного летательного аппарата (БПЛА) DJI Mavic Air 1 с высоты около 5 м.
Результаты
Высоты изученных бугров не превышали 1,5 м, чаще всего попадая в интервал от 0,5 до 0,7 м (рис. 11, 12).
Рис. 11. Полевые работы по описанию морфометрических характеристик бугров (фото И. Агапкина и А. Гинзбурга)
Рис. 12. Профили четырёх наиболее подробно изученных бугров пучения тамбейской тундры: 1 (а), 2 (б), 6 (в) и 10 (г), их радиусы, высоты (в м) и крутизны склонов (в °), а также глубины СТС и пробуренных скважин в ММП (в см)
Диаметр бугров варьировал в широких пределах – от 5,4 до 9,8 м. Крутизны склонов изученных бугров в редких случаях достигали 10°, а в большей же части случаев не превышали 7° (см. рис. 12). Чаще всего у бугров наблюдалось асимметричное строение, при котором один из склонов был более крутым, чем другой, что особенно хорошо выражено в профиле с востока на запад у бугра 2 (рис. 12б).
Средние мощности сезонно-талого слоя на поверхностях бугров также варьировали широко – от 39,9 (± 3,2) до 76,8 (± 14,9) см. При этом данные величины не находятся в прямой зависимости друг от друга: наибольшая средняя мощность СТС наблюдается на буграх пучения, которые имеют небольшие высоты (0,5–0,8 м) и различный диаметр (5,4–8,1 м). Мощность слоя сезонного оттаивания ледяных ядер бугров по сторонам света отличается мало. Средняя мощность СТС на северных склонах бугров составляет 48,2 см, на южных – 50,6 см, а на западных (51,8 см) и восточных склонах (51,9 см) различается вообще незначительно. На вершинах бугров, в 1 м от вершин и на их склонах СТС имеет весьма сходную мощность – 50,3 (±14,1), 49,8 (±12,4) и 49,6 (±17,3) см, соответственно. Подножья склонов и пространства в 1 м от них оттаивают сильнее: 47,9 (±11,5) и 54,9 (±17,3) см, соответственно (см. рис. 12, табл. 2).
Таблица 2. Морфометрические характеристики (м) и мощность сезонно-талого слоя (см) бугров пучения в долине р. Тамбей
|
Бугор №
|
Морфометрические характеристики
|
Мощность СТС
|
|
Высота вершины
|
Диаметр средний
|
Наибольшая
|
Наименьшая
|
Средняя
|
± стандартное отклонение
|
|
1
|
1,5
|
8,1
|
60
|
37
|
49,7
|
6,3
|
|
2
|
1,5
|
6,9
|
88
|
42
|
66,6
|
8,9
|
|
3
|
0,7
|
7,2
|
46
|
34
|
39,9
|
3,2
|
|
4
|
1,0
|
9,8
|
54
|
30
|
43,4
|
5,9
|
|
5
|
0,5
|
7,6
|
54
|
32
|
40,2
|
8,2
|
|
6
|
0,7
|
6,3
|
58
|
36
|
44,8
|
5,1
|
|
7
|
0,5
|
5,6
|
131
|
62
|
76,8
|
14,9
|
|
8
|
0,6
|
4,5
|
51
|
31
|
40,2
|
7,6
|
|
9
|
0,8
|
5,4
|
64
|
39
|
47,9
|
5,3
|
|
10
|
0,6
|
8,1
|
60
|
28
|
40,2
|
9,0
|
| |
|
|
|
|
|
|
|
Одним из наиболее удачных способов определения границ бугров пучения, имеющих покатые склоны, является их аэрофотографирование с небольшой высоты. На подобных аэрофотоснимках, получаемых с помощью беспилотных летательных аппаратов (рис. 13), бугры чётко дифференцируются по характеру растительного сообщества, развивающегося непосредственно на них.
Рис. 13. Плановые фотографии изученных бугров с пробуренными скважинами: 1 (а), 2 (б), 6 (в) и 10 (г), сделанные при помощи фотокамеры на БПЛА DJI Mavic Air 1 (фото И. Агапкина)
Главные причины дифференциации растительного покрова на буграх и в стороне от них – улучшение дренированности вследствие возвышения поверхности при криогенном пучении, а также препятствие для роста глубоких корневых систем, в виде неглубоко залегающих горизонтов многолетнемёрзлых пород (см. рис. 12). Так, поверхности бугров пучения обыкновенно представлены мохово-лишайниково-кустарничковыми сообществами растений, тогда как вокруг бугров поверхности представляют собой мохово-осоковую или мохово-злаковую тундру.
Криостратиграфическое строение кернов выбуренных на буграх ММП в большей части случаев характеризуется последовательной сменой слоёв торфа и торфяно-минеральных отложений. Так, например, скважина, пробуренная на бугре 1 (рис. 14а), демонстрирует всего лишь небольшой прослой торфяно-минерального материала на глубине около 60–67 см, отличающийся от залегающих сверху и снизу горизонтов торфа более светло-серым цветом и меньшей льдистостью.
Рис. 14. Криостратиграфическое строение кернов многолетнемёрзлых пород, выбуренных из изученных бугров пучения: 1 (а), 2 (б), 6 (в) и 10 (г) с указанием глубины бурения (в см) от поверхности земли
Скважина на бугре 2 (рис. 14б) вскрывает минеральные отложения с малым количеством включений торфа и невысокой льдистостью: суглинистый материал имеет светло-серый (иногда со светло-бурым отливом) цвет и сменяется прослоем с большим количеством включённого торфа рыже-бурого цвета на глубине около 95 см. В керне, выбуренном из скважины на бугре 3 (рис. 14в) слои минеральных отложений подстилают светло-бурые торфяные высокольдистые отложения на глубине 64 см. На этой глубине резко уменьшается льдистость отложений, а ниже она незначительно увеличивается лишь на глубинах 79–88 см, где проявляется в наличии слоистой криотекстуры. Исключением из наблюдаемой тенденции в криостратиграфии кернов является скважина на бугре 10 (рис. 14г), в керне которой, наоборот, низкольдистый бурый торф на глубине примерно 50 см сменяется сначала высокольдистым минеральным материалом (до глубины 56 см), а ниже – слоями льда, содержащими небольшое количество включений грунта или торфа. Лёд прозрачный, чистый, в районе глубины 70 см в нём наблюдаются мелкие (до 3 мм в диаметре) пузырьки воздуха, а начиная с глубины около 80 см, лёд имеет слоистую криотекстуру.
Дискуссия
Изученные бугры, скорее всего, являются молодыми формами, их возраст не превышает нескольких десятков лет, при этом они, вне сомнения, не относятся к сезонным буграм пучения, поскольку все без исключения имеют выпуклые ледяные ядра под сезонно-талым слоем в конце сезона протаивания - в сентябре-октябре. Вероятно, что в настоящий момент эти бугры находятся на стадии роста. Север Западной Сибири является регионом с нестабильными мерзлотными условиями. А.А. Васильев с соавт. [6] сообщают, что с 1970-х годов до настоящего времени температура воздуха в среднем в Арктике повысилась на 2,8°С (примерно на 0,06°С в год), а температура ММП на их верхней границе (по данным наблюдений на мерзлотных стационарах Западной Сибири) с 1970-х до настоящего момента повышалась следующим образом: от –8,5, –5,5°С до –3, –4°С (стационар Марре-Сале, типичная тундра), от –2,5 – -1,5°С до практически –0,5–0°С (стационар Кумжа, южная тундра), от –1,5°С до 0°С (стационар Надым, северная тайга). Следовательно, для бугров пучения, повсеместно здесь распространённых, в последние 50 лет характерна сложная динамика развития[15]. Рост бугров в долине р. Надым в 70-е годы XX века составлял 7–7,5 см в год[15] в период активного роста. В то же время данные Ю.К. Васильчука с соавт.[12,13], полученные на буграх пучения, значительно более крупных, чем тамбейские (до 8 м в высоту) говорят о том, что изученные авторами бугры достигли критических размеров для существующих ландшафтных условий и теперь находились на стадии стабилизации. Более же мелкие бугры (высотой 3 – 5 м) в том же районе находились на момент конца 1970-х годов в стадии роста, о чём свидетельствовали находящиеся по их периферии «ступеньки», высотой 0,5 – 1 м и шириной до 3 м[12]. В последние 20 лет активная антропогенная деятельность в северных районах Западной Сибири, а также общепланетарное повышение среднегодовых температур воздуха приводит к активному разрушению бугров пучения, которое год от года может сменяться повторным пучением[25,28]. Замеры мощности сезонно-талого слоя на вершинах бугров пучения и в канавках по их перифериям в районе Надымского стационара (северная тайга) показали, что на ненарушенных буграх пучения мощность СТС наибольшая на вершинах, покрытых плотным растительным покровом из багульника с морошкой и осоками (до 180 см), а в низменностях по краям бугров (канавках) мощность СТС достигала всего 50 см[20].
На возвышенных равнинах морских террас северо-восточного Ямала в районе Тамбея и Сабетты бугры пучения в основном приурочены к хасыреям, молодые формы имеют круглую форму, высоту до 1 м и диаметр 5–10 м, более старые, сформировавшиеся в результате многолетних циклов просадок и пучения достигают высоты 2–5 м (реже 6–8 м), имеют овальную форму[21] (рис. 15).
Рис. 15. Бугор пучения в пойме р.Сабеттаяхи – А. Из М.В. Касымской [21]
В поперечнике их размеры изменяются от 15 до 100 м. Бугры сложены сильнольдистыми торфом, суглинками, глинами, реже супесями. В разрезе бугров отмечается ледяное ядро, залегающее на глубине от 1,5 – 2,0 м до 5 м (рис. 15). Такие бугры встречаются на низких геоморфологических уровнях, первой лагунно-морской террасе и поймах рек[21].
Рис. 16. Разрез бугра пучения в пойме р. Сабеттаяхи – А; положение бугра пучения на космоснимке – Б. Из М.В. Касымской [21]
Бугры пучения (предположительно сегрегационные) в парагенезе с повторно-жильными льдами изучались В.Ф. Болиховским[5] в верховьях бассейна р. Сабъяха на северо-восточном склоне возвышенности Хой (Манорский участок).
По данным ближайшей метеостанции в Мысе Каменном, среднегодовая температура воздуха составляет -9,4оС, среднегодовая температура января –24,4оС, июля – +8,1оС. Обнаженный бугор пучения высотой 5 м располагается в термокарстовой котловине – хасырее, на перемычке между двумя остаточными озерами. Среднегодовая температура отложений бугра пучения на глубине 8–9 м равна –5,2оС[5].
Грунты, слагающие бугор пучения, рассечены повторно-жильными льдами (рис. 17). Корни ледяных жил достигают уровня озерных вод или проникают несколько ниже его. Расстояние между жилами колеблется от 1,5 до 5 м. Различна также ширина жил. Наиболее широкие жилы (до 0,6 м) отмечены у поверхности центральной части бугра пучения и на его периферии, в промежутке между ними ширина повторно-жильных льдов в 2-3 раза меньше (см. рис. 17).
Рис. 17. Разрез предположительно сегрегационного бугра пучения в верховьях р. Сабъяха, Центральный Ямал (по В.Ф. Болиховскому[5]): 1 – суглинки и глины; 2 – оторфованный суглинок; 3 – линзы и прослои торфа; 4 – повторно-жильный лед; 5 – лед ядра бугра; 6 – граница многолетнемёрзлых пород; 7 – скважина
Сходство химического и изотопного составов льда бугра пучения и вод окружающего его озера указывают на то, что источниками воды для льда бугра и для жил являются атмосферные осадки и воды озера и болота.
Второй бугор пучения находится в заболоченной термокарстовой котловине. Его относительная высота 7–8 м, форма в плане эллипсовидная. Наблюдаются как плавные, так и весьма крутые сопряжения торфяного покрова бугра пучения и заторфованного днища хасырея.
Бурение показало, что тело бугра пучения состоит из ледяных и торфяных прослоев, которые чередуются следующим образом: 0,0 – 0,5 м – торф (сезонноталый слой): 0,5–3,4 м – лед; 3,4–3,8 м – торф; 3,8–4,8 м – лед; 4,8–5 м – торф; 5–7,5 м – лед; 7,5–8 м – торф. В интервале глубин 8-9 м – суглинок серый с небольшими прослоями песка и растительного детрита, находящийся в многолетнемерзлом состоянии. Торф среднеразложившийся, высокольдистый со слоисто-сетчатой (реже линзовидной и атакситовой) криотекстурами.
Лед в промежутке между торфяными прослоями прозрачный, содержит небольшое количество газовых пузырьков. Общая мощность торфяных прослоев в данном бугре пучения 1,6 м, а чисто ледяных – 6,4 м. Учитывая, что ниже сезонноталого слоя торфяные прослои находятся в многолетнемерзлом состоянии и распучены льдом, суммарная мощность этого торфа в талом виде должна быть меньше 1,6 м[5].
Расслоенность торфом ледяной линзы второго бугра пучения и малая прочность полуметрового слоя торфа над первым сверху пластом льда не позволяют, по мнению В.Ф.Болиховского, предполагать инъекционный механизм льдообразования для объяснения происхождения данного бугра пучения, его скорее следует относить к миграционным торфяным буграм[5].
Если воспользоваться классификацией бугров пучения, предложенной А.С. Репиным[22], то изученные в пределах Тамбейской площади бугры следует отнести к многолетним буграм, молодой и эмбриональной стадий развития, правильной овальной формы, сегрегационным (или возможно инъекционно-сегрегационным - это можно будет уточнить при более детальном и глубоком бурении ядра бугров).
Рис. 18. Классификация бугров пучения. По А.С. Репину[22]
Заключение
В сентябре и первой половине октября авторами было выполнено морфометрическое исследование и неглубокое бурение многолетнемёрзлых отложений 10 торфяных и торфяно-минеральных бугров пучения, располагавшихся на территории левобережья долины р. Тамбей в 50 км от пос. Тамбей – ближайшего населённого пункта. Морфометрические измерения показали, что высоты бугров не превышают 1,5 м, а чаще всего вырастают до 3–5 м в высоту. Их диаметры достигают 9,8 м, но в большей части случаев редко превышают 7 м. Многие бугры имеют асимметричное строение склонов, при котором один из них круче другого. Наиболее ярко выражена, например, асимметрия склонов у бугра 2 по трансекту с запада на восток. Склоны изученных нами бугров были весьма пологими, особенно ближе к подножью. Особенно удачным способом определения границ бугров стало их плановое аэрофотографирование при помощи БПЛА, которое также наглядно продемонстрировало нам, что бугры резко контрастируют с окружающим ландшафтом по ботаническому составу растительной ассоциации. В составе растительного сообщества бугров преобладали гипновые мхи, лишайники и морошка обыкновенная.
По результатам бурения на глубину до 131 см, выполненного на 4 из 10 буграх, было установлено, что мёрзлые ядра бугров сложены торфяными, торфяно-минеральными и минеральными отложениями, а также в редких случаях слоистыми льдами с небольшим количеством включений грунта или торфа. Для 3 из 4 наиболее подробно изученных бугров характерен переход от высокольдистых бурых торфяных отложений к светло-серым и серым низкольдистым торфяно-минеральным и минеральным отложениям на глубине около 60 см от поверхности земли. В то же время керн из скважины бугра 10 представлен сначала резким переходом от низкольдистого торфа к торфяно-минеральному грунту, а затем мощными прослоями чистого льда, практически не загрязнённого частицами грунта или торфа.
Проведенное исследование – одна из немногих работ по изучению бугров пучения, встреченных на севере Ямала. Тем не менее, учитывая опыт предшественников, можно утверждать, что торфяно-минеральные льдосодержащие бугры на севере Ямала встречаются не столь уж редко. Практическое значение выполненных исследований состоит в том, что при освоении территорий северного Ямала расширяются возможности принятия оптимальных предпроектных решений по размещению площадных объектов нефтегазового комплекса и коридоров линейных коммуникаций с учетом распространения в зоне их влияния сильнольдистых грунтов.
References
1. Vasil’chuk Yu.K., Budantseva N.A., Vasil’chuk A.C., Podborny Ye.Ye., Sullina A.N., Chizhova Ju.N. 2015. Multistage Holocene massive ice near the Sabettayaha River mouth Yamal Peninsula. Earth’s Cryosphere. Vol. 19. №4. P. 36–47.
2. Vasil'chuk Yu., Budantseva N., Vasil'chuk A., Chizhova Ju., Podborny Ye., Vasil'chuk J. 2016. Holocene multistage massive ice, Sabettayakha river mouth, Yamal Peninsula, northernwest Siberia. GeoResJ. 2016. Vol. 9. P. 54–66. doi.org/10.1016/j.grj.2016.09.002.
3. Abakumov E.V., Polyakov V.I., Orlova K.S. 2015. Features of soil formation in the Russian Arctic (on the example of the Lena River Delta and the Yamal Peninsula) // Scientific Bulletin of the Yamalo-Nenets Autonomous Okrug, No. 1, pp. 14–22.
4. Aleksandrovsky A.L., Annenkov V.V., Glushko E.V. and others. 1991. Sources and methods of historical reconstructions of environmental changes. M.: VINITI, 163 p. (Results of science and technology. Ser. Paleogeography. Vol. 8).
5. Bolikhovsky V.F. 1987. Paragenetic complexes of underground ice in heaving mounds of the Central Yamal. In Cryogenic physical-geological processes and methods of studying their development. M. VSEGINGEO. pp. 135–141.
6. Vasiliev A.A., Gravis A.G., Gubarkov A.A., Drozdov D.S., Korostelev Yu.V., Malkova G.V., Oblogov G.E., Ponomareva O.E. , Sadurtdinov M.R., Streletskaya I.D., Streletsky D.A., Ustinova E.V., Shirokov R.S. 2020. Permafrost degradation: results of long-term geocryological monitoring in the western sector of Russian Arctic. Earth’s Cryosphere. Vol. XXIV, No. 2. pp. 14–26. doi: 10.21782/EC2541-9994-2020-2(14-26).
7. Vasiliev A.A., Oblogov G.E., Streletskaya I.D., Fedin V.A., Shirokov R.S., Zadorozhnaya N.A. 2017.T ermal regime of the upper part of permafrost in the transition zone from land to sea, western Yamal Peninsula // Earth’s Cryosphere. Vol. XXI, No. 4. pp. 28–35. 10.21782/EC2541-9994-2017-4(28-35).
8. Vasiliev A.A., Streletskaya I.D., Shirokov R.S., Oblogov G.E. 2011. Evolution of the cryolithozone of the coastal-marine region of western Yamal Peninsula under climate change. Earth’s Cryosphere. Vol. XV, No. 2. pp. 56–64.
9. Vasil'chuk A.C. 2017. Pollen spectra of Holocene ice wedges structures of Belyy Island and the Tambey River Valley on the Yamal Peninsula. Arctic and Antarctic. No. 2. P. 1–24. doi: 10.7256/2453-8922.2017.2.22777.
10. Vasil'chuk A.C. & Vasil'chuk Yu.K. 2015. Engineering-geological and geochemical conditions of polygonal landscapes in the area of the Tambey River mouth (Yamal Peninsula, northern Siberia). Engineering Geology. N4. P. 36-54.
11. Vasilchuk J.Yu., Budantseva N.A., Garankina E.V., Shorkunov I.G., Vasilchuk Yu.K. 2017. Isotope-geochemical properties of peat soils of the Bovanenkovo gasfield, central Yamal Peninsula. Arctic and Antarctic. No. 1. P. 110–126. doi: 10.7256/2453-8922.2017.1.22331).
12. Vasilchuk Yu.K. 1978. Some features of the structure and conditions of formation of palsa in the north of Western Siberia // Proceedings of the VI scientific conference of graduate students and young scientists. Permafrost. Geological Faculty of Moscow State University, Moscow. Deposited in VINITI. No. 3901-79. 1979, pp. 103–117.
13. Vasil'chuk Yu.K. 1983. About formation specific of palsas in the north-west Siberia during Holocene. In A.I.Popov and V.T.Trofimov (Eds.). Natural conditions of Western Siberia. Moscow. Moscow University publ. pp. 88–103.
14. Vasil'chuk, Yu. K., Petrova, E. A. and Vasil'chuk, A. C. 1983. Some Holocene palaeogeography aspects of Yamal Peninsula. In Commission of the Study of the Quaternary by the USSR Academy of Sciences, Bulletin. Moscow, Nauka. pp. 73-89.
15. Veisman L.I. Studies of cryogenic processes by the method of landscape indicators and questions of their interpretation (on the example of the north of Western Siberia). Abstract of the dissertation for the degree of candidate of geological and mineralogical sciences. Zelyony. 1977. 24 p.
16. Volkova V.S. 1990. Stratigraphy of the Quaternary deposits of the Yamal Peninsula. In Quaternary period: research methods, stratigraphy and ecology. VII All-Union meeting Tallinn, V.1, p. 126-128.
17. Geocryological conditions of the West Siberian lowland / Baulin V.V., Belopukhova E.B., Dubikov G.I., Shmelev L.M. 1967. Moscow: Nauka, 214 p.
18. Guskov S.A. 2009. Middle-Late Pleistocene marine transgressions in the north of Western Siberia. In Bulletin of the commission for the study of the Quaternary period, No. 69. pp. 40–47.
19. Website Pogoda-i-klimat http://www.pogodaiklimat.ru/history/20864.htm)
20. Kazantseva L.A. 2007. Spatial variability of landscape and geocryological conditions of natural and disturbed ecosystems of the northern taiga of Western Siberia. Earth’s Cryosphere. Vol. XI, no. 2. pp. 14–18.
21. Kasymskaya M.V. Seasonal and perennial heaving mounds of the north-east of the Yamal Peninsula. Research publications. 2014. No. 15 (19). C. 13–18.
22. Classification and diagnostics of Russian soils / Compiled by: Shishov L.L., Tonkonogov V.D., Lebedeva I.I., Gerasimova M.I. 2004. Smolensk: Oikumena, 342 p.
23. Classification and diagnostics of soils in the USSR / Compiled by: Egorov V.V., Fridland V.M., Ivanova E.V., Rozov N.N., Nosin V.A., Friev T.A. 1977. Moscow. Kolos, 221 p.
24. Matyukhin A.G. 2016. New data on engineering and geocryological conditions of the northeastern part of the Yamal Peninsula. In Proceedings of the fifth conference of geocryologists of Russia (Moscow, June 14–17, 2016), Moscow University Press, pp. 122–125.
25. Moskalenko N., Ponomareva O., Ustinova E. 2007. Monitoring of exogenous geological processes on the route of the Nadym-Punga gas pipeline. Engineering surveys, No. 1. pp. 34–36.
26. Moskalenko N.G., Jorgenson T., Kanevsky M.Z., Nossov D., Shur Yu.L. 2014. Relationship between vegetation and seasonal thawing of permafrost in the Arctic tundras of Yamal and Alaska. Proceedings of the Russian Geographical Society, Vol. 146, no. 3. S. 64–79.
27. Panova N.K. 1990. New data on paleoecology and vegetation history of the Southern Yamal in the Holocene. In Quaternary period: research methods, stratigraphy and ecology. VII All-Union. meeting Tallinn, Vol. 1, pp. 45–46.
28. Ponomareva O.E. 2005. Monitoring of surface dynamics of heaving mounds along the route of the Nadym-Punga gas pipeline (northern taiga of Western Siberia). In Proceedings of the third conference of Russian geocryologists. Moscow State University M.V. Lomonosov, June 1–3, 2005. Vol. 2. Part 3. Dynamic geocryology. Moscow University Press, pp. 141–146.
29. Soil map of the Russian Federation 1988. (scale 1: 2,500,000) / Ch. ed. V.M. Fridland / Gosagroprom RSFSR, All-Union Academy of Agricultural Sciences named after V.I. Lenin, Soil Institute named after V.V. Dokuchaeva // GUGK USSR, 16 p.
30. Nature of Yamal Peninsula 1995. Yekaterinburg: Nauka.
31. Khotinsky N.A. Holocene of Northern Eurasia. M.: Nauka, 1977. 198 p.
32. Repin A.S. Development of methods of geodesic support for monitoring of heaving mounds of permafrost / Dissertation for the degree of candidate of technical sciences. Novosibirsk. 130 s.
|
© 1998 – 2024 Nota Bene. Publishing Technologies. NB-Media Ltd.
