Курсовая работа. Вечная мерзлота. Эволюция мерзлотных ландшафтов Якутии

• Название: Эволюция мерзлотных ландшафтов Якутии
• Анкор: Курсовая работа
• Дата: 08.05.2023
• Размер: 454.84 Kb.
• Имя файла: Вечная мерзлота.rtf
• Тип: Реферат; #1114434
• страница: 2 из 3

Глава 2. Климатогенный фактор в динамике мерзлотных ландшафтов Якутии

2.1. Климат на современном этапе развития
Территория Якутии занимает около 3,1 млн. кв. км, и представлена большим многообразием ландшафтов - от арктических до степных, от приморских до горных с вечными льдами. В последние годы в литературе много внимания уделяется проблемам возможного потепления климата и реакции ландшафтов на него. Изменение климата является одним из основных факторов динамики и эволюции ландшафтов. Большие площади и многообразие природных условий предопределяют разнообразие в динамике ландшафтов. В этой связи необходимо оценить влияние современных изменений климата на ландшафты, их структуру, динамику и функционирование. Для этого рассмотрим некоторые пространственные закономерности распределения современных климатических изменений на территории Якутии.

В работе В.Т. Балобаева (1997) в приводимых графиках изменения средней годовой температуры воздуха в Якутии за период инструментальных измерений четко отмечается понижение температуры в настоящее время в северных районах (Шалаурова, Среднеколымск и Кюсюр). Это особенно наглядно прослеживается по сравнению с 30-40-ми годами - периодом “потепления Арктики”. В.Т. Балобаев (1997) отмечает, что средняя годовая температура воздуха в Якутии последние годы повышается, но пока не вышла за пределы ее естественных колебаний за последнее столетие.

С.М. Варламов, Е.С. Ким и Е.Х. Хан (1998) сделали пространственный анализ современных изменений температуры в Восточной Сибири и на Дальней Востоке России. На фоне существенных межгодовых колебаний средней годовой температуры воздуха данной территории ее значимый линейный тренд (0,02-0,04оС в год) наблюдается в основном на большей части юга и юго-запада Дальнего Востока, и отчасти Средней и Восточной сибири. В приводимой авторами картосхемах территория Якутии также отличается разными показателями трендов. По сезонам года для территории Якутии наибольшие тренды характерны для зимы и весны.

Нами тоже было проведено районирование изменения климата территории Якутии во второй половине 20 века (Федоров, Свинобоев, 2000). На карте трендов за период с 1951 по 1989 гг. было выделено 5 районов. Максимальный положительный тренд средней годовой температуры (0,03-0,04оС/год) был отмечен в Центральной Якутии и Оймяконо-Верхоянском районе, зона без тренда располагается вдоль полосы тундр и притундровых лесов, отрицательный тренд (минус 0,01-0,02оС/год) был характерен в Анабарской тундре, на Новосибирских островах и на Колымо-Индигирской тундре. В общем, около 75% территории Якутии находится в зоне положительных трендов средней годовой температуры воздуха.

А.В. Павлов и Г.В. Малкова (2010) приводят карту линейных трендов средней годовой температуры грунтов за 1965-2005 гг. на Севере России, где территория Якутии подразделяется на три района с трендами менее 0,03, 0,03-0,05 и более 0,05оС/год. Здесь отчетливо выделяется арктическая и субарктическая части Якутии с наименьшими трендами средней годовой температуры воздуха и Центральная Якутия с наибольшими трендами.

Ю.Б.Скачков (2016) на основании данных по 52 метеорологическим станциям установил, что за 1966-2015 гг. наблюдается повсеместное повышение средней годовой температуры воздуха (рис.4). Однако повышение температуры воздуха пространственно дифференцировано, есть районы с максимальным значением повышения температуры – Якутск, Усть-Мома, Черский, Котельный, Чурапча, Усть-Мая, Оймякон от 2,4 до 3,3оС за 50 лет, но имеются районы, где температуры воздуха за этот период повысились только на 1,1-1,3оС – это Алдан, Усть-Чаркы, Мирный, Чумпурук и Томпо.

В целях изучения климатического фактора в развитии мерзлотных ландшафтов мы придерживаемся районирования, которое нами было принято в наших ранних публикациях (Федоров и др., 2013; Fedorov et al., 2014 б). Согласно этому районированию, выделяются 4 зоны – арктическая (тундровая), субарктическая (лесотундровая и северная тайга), умеренно-бореальная (средняя тайга) и умеренно-бореальная горная (горная тайга).

Арктическая (тундровая) зона

Климатически арктическая зона выделяется особняком, что в первую очередь определяется ее географическим положением и общей циркуляцией атмосферы. С арктическим климатом связано развитие тундровых ландшафтов, характеризующихся безлесием, развитием травянистых, мохово-лишайниковых и кустарниковых тундр часто переувлажненных.

Отличительной чертой климата арктической зоны является наиболее яркое проявление потепления климата в 1930-1940-е годы, когда средние годовые температуры воздуха были выше средних многолетних данных примерно на 0,5-1оС (Fedorov et al., 2014 б). Также отметим, что в периоде 1951-1989 гг. в арктической зоне отмечались отрицательные значения трендов в Анабаро-Оленекской тундре, на Новосибирских островах и Алазее Колымской тундре (Федоров, Свинобоев, 2000). Наиболее значительные отрицательные тренды в период 1951-1989 гг. были отмечены на метеостанциях Саскылах и Шалаурова, соответственно 0,02 и 0,03оС/год.

Западная часть арктической зоны

Для анализа изменчивости климата западной части арктической зоны в качестве модели нами были приняты данные метеостанций Хатанга, Саскылах и Тикси, в которых непрерывные наблюдения имеются с середины 1930-х годов. Данные метеостанции Хатанга привлечены из-за отсутствия долгосрочных наблюдений на других метеостанциях в пределах Якутии с учетом одинаковых ландшафтных условий и расположения в пределах одной Северо-Сибирской низменности с метеостанцией Саскылах. Данные этих станций показывают относительно однородную изменчивость в течении всего периода наблюдений, коэффициент корреляции средних годовых температур воздуха составляет от 0,8 до 0,9 при p 0,05.

Средняя годовая температура воздуха на рассматриваемых метеорологических станциях составляет от -12,7±1,5 (Хатанга) и -12,8±1,4 (Тикси) до -13,9±1,5оС (Саскылах) на период от 1930 до 2019 г. Потепление 1930-1940 гг., или так называемое потепление Арктики, имело большое значение для мерзлотных ландшафтов. Значение среднего отклонения +1оС этого периода было достигнуто только во второй половине 2000-х годов (рис.5). В 1960-1970-х годах среднее отклонение держалось на уровне -1оС, а в 1980-2000 гг. – на уровне 0оС, что создавало стабильно нормальное развитие мерзлотных ландшафтов в этот длительный период времени. Резкий сдвиг температуры воздуха с середины 2000-х годов до начала 2010-х и его флуктуации на уровне +0,7…+1оС до настоящего времени создали условия для изменений в мерзлотных ландшафтах.

2.2 Изменчивость мерзлотно-ландшафтных условий в начальном этапе сукцессии после вырубки лиственничного леса в Центральной Якутии
В научной литературе не так много работ по изучению начальной сукцессии в мерзлотных ландшафтах после нарушений (Москаленко, Шур, 1975; Москаленко, 1999; Iwahana et al., 2005; Лыткина, 2008 и др.). Начальный этап развития сукцессии играет огромную роль в восстановлении устойчивости мерзлотных ландшафтов, так как восстановление растительного покрова создает условия стабилизации температурно-влажностного режима деятельного слоя, который дает возможность приостановить развитие криогенных ландшафтов на нарушенных участках.

Сильнольдистые мерзлотные ландшафты особенно чувствительны к нарушениям растительного покрова (Браун и Граве, 1981). М.Т. Йоргенсон с соавторами (Jorgenson et al., 2010) изучали сукцессии растительности как возможность восстановления многолетнемерзлых пород после нарушения. Н.Г. Москаленко (2012) наблюдала повышение температуры грунтов и глубины сезонного протаивания после удаления лесного покрова, с последующим понижением температуры грунта и уменьшения СТС по мере восстановления лесного и напочвенного покровов.

Леса защищают многолетнемерзлые породы от деградации. Так, например, в Центральной Якутии, температура грунтов под лесами на 1-1,5С ниже, а глубина СТС на 0,8-1 м меньше, чем на безлесных участках. Повторно-жильные льды залегают на глубине 2-2,5 м от поверхности. В условиях нынешнего потепления климата деградация сильнольдистых многолетнемерзлых пород происходит преимущественно на открытых и нарушенных, т.е. безлесных, участках по причине здесь более глубокого сезонного протаивания (Босиков, 1989; Гаврильев и Угаров, 2009; Fedorov et al., 2014 а, б). Это часто приводит к разрушению инфраструктуры, деградации пашен и сокращению пастбищ и т.д.

Нами, начиная с 1998 г. был проведен эксперимент по изучению влияния сплошной вырубки лиственничного леса на стационаре Нелегер близ г. Якутска в рамках совместного российско-японского проекта между Институтом мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН и Университетом Хоккайдо. Основной нашей целью было слежение за изменениями теплового режима грунта, влажности почвы, глубины протаивания, изменений морфологии поверхности земли и растительности на нарушенном участке, подверженной риску деградации, и охарактеризовать условия окружающей среды, связанные с его восстановлением. О результатах первых лет наблюдения сообщалось ранее (Iwahana et al., 2005; Machimura et al., 2005; Takakai et al., 2008; Fedorov et al., 2017).

Место исследований, стационар Нелегера (6219N, 12930E) расположен в 35 км к северо-западу от Якутска, на Лено-Амгинской аласной провинции Средней Сибири (Мерзлотно-ландшафтная карта Якутской АССР, 1991) (рис.48). Для района характерна средняя тайга с преобладанием лиственничных лесов. Коренные горные породы состоят из верхнеюрских песчаников, с прослоями алевролитов и глин. Выше песчаников залегают неогеновые пески. Они перекрыты тонким (от 6 до 10 м) слоем четвертичных отложений с повторно-жильными льдами (рис.49). Аласы представляют собой неглубокие термокарстовые котловины глубиной 2–3 м и обычно в них развиты булгунняхи. Мощность многолетнемерзлых пород в районе Нелегера оценивается в 400-450 м (Harada et al., 2006). Температура грунтов изменяется от -2 до -3С на глубине нулевых годовых амплитуд. Отложения ледяного комплекса имеют объемную льдистость в среднем 50-55%. При оттаивании эти почвы имеют текучие свойства.

Климат района резко континентальный. Ближайшая метеорологическая станция (Якутск) находится в долине реки Лены, на высоте 100 м ниже отметки района исследования. Средняя годовая температура воздуха в Якутске составляет -10,2C, среднемесячная температура -42,6C в январе и 18,7C в июле (Научно-прикладной справочник по климату СССР…, 1989). Среднее количество безморозных дней составляет 76. Годовое количество осадков составляет 234 мм, и в теплое время года – 158 мм.

Экспериментальная площадка на стационаре Нелегер была создана в 1998 году, а с 1999 года на участках C и F проводились детальные исследования (рис. 50). В ноябре-декабре 2000 года участок размером 140 х 70 м был вырублен (участок C), за исключением порослей березы до 1 м. Участок С был ориентирован на северо-запад – юго-восток по направлению господствующих ветров. Контрольный участок F был установлен в девственном лиственничном лесу, в 170 м от ближайшего аласа.

В 1998-2000 гг. температура грунтов, содержание влаги в деятельном слое и глубина сезонного протаивания также были измерены на участке C для характеристики условий, предшествующих нарушению. После сплошной рубки участка С в ноябре-декабре 2000 года наши измерения зафиксировали реакцию вечной мерзлоты на возмущение.

Основные измерения проводились летом. Температура грунта измерялась в скважинах глубиной до 6 м, с засыпанными термоизмерительными комплектами в стволах скважин, чтобы исключить турбулентный воздухообмен (Константинов, 2009). Измерения проводились как вручную термисторами ММТ-1 два раза в месяц в летнее время и раз в месяц в зимнее время, так и автоматически термисторами YSI с записью на регистраторы CR10X (Campbell Scientific, Inc) круглогодично. Точность измерений была ±0,1С. Такие же регулярные измерения температуры проводились в двух скважинах до глубины 20 м в нетронутом лиственничном лесу (F) и нарушенном участке (C), чтобы оценить влияние нарушения на глубине нулевых годовых амплитуд.

Отбор проб на влажность грунтов деятельного слоя брался на разных глубинах через каждые 10 см почвенным буром, с последующим высушиванием образца почвы в сушильном шкафу с температурой +105оС в течение 8 часов в лаборатории. В данной работе мы использовали среднее значение для всего деятельного слоя в конце летнего сезона. Глубина сезонного протаивания измерялась в установленных в грунт пластмассовых трубках, наполненных водой (Константинов, 2009) два раза в месяц в течение летнего сезона. В работе использованы данные максимального протаивания грунтов конце лета.

Температура и влажность грунтов, глубина сезонного протаивания измерялись в отдельных точках, находящихся на микроповышениях.

Просадки грунтов измерялись в конце летнего сезона на специальной трансекте 40 на 15 м, по сетке шагом 5 м относительно трех реперов, заглубленных в многолетнемерзлые породы. Просадки поверхности характеризовалось усреднением 36 точечных значений вдоль расположения сетки. На трансекте измерения были начаты еще до вырубки в 2000 г., которые проводились в конце сезона протаивания, до начала промерзания поверхности. Контрольные измерения в коренном лиственничном лесу лимнасово-брусничном проводились на профилях в 500 м к юго-западу, в южной части аласа Нелегер. Проседание поверхности вдоль этих профилей рассчитывалось путем усреднения значений из 27 точек измерения. В 1999– 2007 гг. потоки CO2 измерялись автоматическими регистраторами данных в течение лета (Machimura et al., 2005).

Изменение растительности. Нетронутый лиственничный лес на контрольном участке (участок F) состоит из зрелого Larix gmelinii старше 130 лет со средней высотой древостоя 17-18 м и сомкнутостью крон 0,6. Кустарниковый подлесок характеризовался ивой (Salix fruticosa), березой (Betula fruticosa) и шиповником (Rosa acicilaris). Травяно-кустарничковый покров состоял из злаков (Limnas stelleri Trin.) и брусники (Vaccinium vitis-idaea) с покрытием от 50 до 70%. Мохово-лишайниковый покров был редким, занимая менее 10% площади. Повышенная влажность почвы в 2005-2008 гг. привела к проникновению в лес осоки.

В первый год после вырубки на участке C лимнасово-брусничный покров был почти сплошным, а напочвенный покров практически не был поврежден. Только менее 10% напочвенного покрова было нарушено. В течение первого лета брусничный покров начал деградировать и начала формироваться пионерная растительность, состоящая из иван-чая (Chamerion angustifolium). На третий-пятый год после нарушения иван-чай был заменен злаковой ассоциацией (Calamagrostis langsdorffii). В последующие годы в травяном покрове преобладали осоковые, а местами – разнотравно-осоковые ассоциации. Через 7-8 лет на этом месте стала осваиваться береза (Betula platyphylla), занимавшая почти все микроповышения поверхности.

2.3 Динамика объема термокарстового расчленения ледового Комплекса
В рамках бюджетного проекта IX.127.2.3 «Комплексные исследования динамики природных и техногенных ландшафтов криолитозоны Восточной Сибири» Институтом мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН в 2016 г. были расширены исследования по термокарсту. В целях изучения степени расчленения ледового комплекса при развитии термокарста были изучены термокарстовые озера на участке Чаран в районе с. Табага и участка Юкэчи близ с. Беке Мегино-Кангаласского района Республики Саха (Якутия) (рис.82).

Участок Чаран находится в 10 км к юго-западу от аласа Абалах, где были проведены одни из первых детальных мерзлотных исследований по изучению подземных льдов (Ефимов, Граве, 1940). Район с. Табага характеризуется распространением типичного ледового комплекса с мощными ПЖЛ. Льды залегают от уровня поверхности в среднем с 2 м, их вертикальная мощность в среднем составляет 15-25 м (Граве, 1944; Иванов, 1984). Средняя объемная льдистость ледового комплекса Абалахской равнины на данном участке оценивается как 60-70% (Иванов, 1984). Температура горных пород в 1940 г. на глубине 20 м составляла -3,4оС на лесном участке с мохово-травяным покровом.

Нашей основной задачей было определение степени расчленения термокарстом участка «Чаран» в юго-западной части аласа Табага, который характеризуется очень плотным развитием термокарстовых озер на небольшой территории. Название участка с якутского переводится как «Березовый», однако в настоящее время береза полностью смещена лиственницей. На аэроснимке 1946 г. данный участок выглядит как восстанавливающаяся территория после лесного пожара с развитием молодых термокарстовых озер (рис.83).

В настоящее время термокарстовые озера интенсивно расширяются, объединяются и дренируют через руч. Хандыга-Юряге в алас Табага. На рассматриваемом участке часть термокарстовых озер стадии тымпы иссушаются и превращаются в алас. Радиоуглеродные датировки образцов древесины лиственницы со дна дренированных термокарстовых озер показали, что их возраст составляет меньше 150 лет. Дендрохронологические исследования также показывают чуть больше 130 лет в зрелых лиственницах между термокарстовыми озерами. Таким образом, можно предположить, что термокарстовые озера имеют возраст около 130 лет. На участке имеются молодые замкнутые аласы, недавно перешедшие со стадии тымпы в настоящий алас (рис.84).

В термокарстовых озерах была проведена батиметрия с помощью эхолотов Garmin GPSMAP 421s и HONDEX PS-7 LCD. Термокарстовое расчленение выше уровня озера было получено путем составления цифровой модели рельефа по съемке с беспилотного летательного аппарата DJI Phantom4, которая была обработана в программах Agisoft Photoscan и ArcGIS 10.1 (рис.85). Корректировка данных по высоте местности была произведена с помощью спутниковой геодезической системы Leica.

Исследования на мониторинговом полигоне Юкэчи показали, что средние темпы просадок в молодых термокарстовых понижениях с озерами, формирование которых произошло в начале 1940-х годов, составляют в среднем 4,3±0,8 см/год, общее термокарстовое расчленение ледового комплекса в этих понижениях – 3,0±0,6 м3 на квадратный метр, а термокарстовые понижения, образовавшиеся в конце 1950-х годов – 6,6±1,3 см/год и 3,7±0,7 м3 соответственно (табл.30). Наиболее высокие темпы развития термокарста отмечаются в озерах, зародившихся в конце 1950-х годов связаны с тем, что они были образованы на заброшенных пашнях, тогда как озера в начале 1940-х годов были сформированы на лесных участках, что затормозило их развитие.