Почвоведение, 2019, № 9, стр. 1029-1038
Почвы криогенных форм рельефа на юге Витимского плоскогорья: распространение и роль в распределении пулов почвенного углерода
Г. Д. Чимитдоржиева 1, *, Э. О. Чимитдоржиева 1, Е. Ю. Мильхеев 1, Ю. Б. Цыбенов 1, А. В. Дмитриев 2, Т. Н. Чимитдоржиев 2, Р. А. Егорова 1, З. А. Солдатова 1, Д. Б. Андреева 1, Ц. Д.-Ц. Корсунова 1, Т. В. Давыдова 1
1 Институт общей и экспериментальной биологии СО РАН
670047 Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6, Россия
2 Институт физического материаловедения СО РАН
670047 Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6, Россия
* E-mail: galdorj@gmail.com
Поступила в редакцию 24.10.2017
После доработки 15.04.2019
Принята к публикации 24.04.2019
Аннотация
Представлены результаты исследований криогенных форм рельефа (бугров пучений и термокарстовых понижений), сформированных в условиях ультраконтинентального климата Бурятии и относительно близко залегающих многолетнемерзлых пород, а также сформированных на них почв. По результатам анализа радиолокационных данных TanDEM-X и наземных геоморфологических обследований выявлено пространственное распределение локальных пучений и понижений территории в Еравнинской котловине юга Витимского плоскогорья. Бугры пучения преимущественно формируются на водоразделе и подгорных шлейфах, почвы в основном представлены черноземами глееватыми криотурбированными (Haplic Chernozems (Stagnic, Turbic)) и темно-гумусовыми глееватыми почвами (Stagnic Phaeozems). Термокарстовые понижения распространены в днищах котловины, а также на широких выровненных суглинистых водоразделах, почвы представлены черноземами квазиглеевыми (Gleyic Chernozems) и гумусово-квазиглеевыми окарбоначенными почвами на слоистых озерных отложениях (Calcaric Gleyic Phaeozems). Для почв бугров и термокарстовых понижений характерно варьирование мощностей и инверсии горизонтов в результате пучения и криотурбаций, они заметно отличаются по морфологии, физическим и химическим свойствам. Пулы углерода в распределении по профилю почв бугров и термокарстовых понижений имеют значительные отличия по сравнению с фоновыми черноземами квазиглеевыми (Gleyic Chernozems).
ВВЕДЕНИЕ
Аккумулированный в районах многолетней мерзлоты углерод является одним из наименее изученных и, вероятно, самым значительным по потенциальному влиянию на климат из-за масштабности его пулов [19, 20]. Наиболее очевидным проявлением климатических изменений в настоящее время является повышение приземной температуры воздуха [10]. В условиях меняющегося климата органическое вещество, законсервированное в многолетнемерзлых породах, может сыграть важную роль в глобальной динамике углерода, так как их деградация при изменении (потеплении) климата может привести к существенному увеличению эмиссии парниковых газов [5, 21]. Региональные и локальные показатели изменения климата отличаются от глобальных [10]. Значительные изменения климата происходят в умеренных широтах, здесь за последние 30–35 лет потепление выражается повышением температуры воздуха на 1.6–2.1°С. Потепление климата в Байкальском регионе происходит в более форсированном режиме, чем на всей территории России и мира, о чем свидетельствуют более резко возрастающие тренды среднегодовой температуры воздуха. Температура воздуха выросла на 3.6°С, а сначала ХХ в. на 2.3°С [8]. В ряде пунктов Забайкалья среднегодовая температура воздуха пересекла нулевой рубеж, став положительной. На изменения радиационно-теплового баланса криолитозона реагирует сокращением ареала, повышением температуры и глубины сезонного протаивания.
Среди основных криогенных форм рельефа широко распространены сезонные и многолетние бугры пучения, небольшие термокарстовые озера, формирующиеся при активном влиянии многолетнемерзлых пород. Криогенные формы рельефа находятся в постоянной динамике как в результате циклического усиления термокарстообразования, так и за счет криогенного пучения грунтов при промерзании влагонасыщенных подозерных таликов.
Интенсивность пучения связана с количеством влаги, мигрировавшей в зону промерзания и скоростью последнего [3]. К сильнопучинным грунтам относятся влагонасыщенные пылеватые пески, супеси и легкие суглинки. Скорость роста бугров пучения, сопряженных с термокарстовыми понижениями, в первые годы может быть значительной. При достижении наивысшей точки вершины бугров растрескиваются, ледяное ядро обнажается, и начинается их деградация. Они располагаются обычно вблизи южных границ распространения многолетнемерзлых пород, примером является исследованная нами территория юга Витимского плоскогорья.
Основным условием для начала развития термокарста является то, что глубина сезонного оттаивания становится больше, чем глубина залегания льдонасыщенного грунта, и в процессе его оттаивания происходит просадка дневной поверхности за счет выдавливаемой вверх воды. Десяткин [4] отмечает, что развитие бугров пучения идет как элемент трансформации термокарстовых форм рельефа. Их образование связано с промерзанием влагонасыщенных талых слоев под исчезающими озерами. Внешними признаками начала развития термокарста являются оседание поверхности почвы и появление мелководных водоемов. Развитие термокарста – процесс длительный, за время существования котловинной формы рельефа озеро постоянно меняется, неоднократно исчезает и вновь появляется. Но с каждым циклом обводнения термокарстовая котловина расширяется по площади и уходит вглубь.
Цель работы – изучить роль криогенных форм рельефа на южной границе распространения многолетнемерзлых пород и почв, сформированных на них, в распределении пулов углерода.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ
Район исследований расположен в Еравнинской котловине юга Витимского плоскогорья, где многолетняя мерзлота достигает максимальной мощности 120–130 м, в среднем составляя 80–85 м [9, 13]. Верхняя граница мерзлоты залегает на глубине 1.5–3.0 м от дневной поверхности, а местами – на глубине менее 1 м.
Объектами исследования послужили почвы бугров пучения и термокарстовых понижений. В ходе исследования выявлено их распространение, выбраны экспериментальные площадки (ЭП) с ярко выраженными криогенными явлениями (рис. 1). Разрезы закладывали на всю мощность сезонно-талого слоя, пробы отобрали с шагом 10 см с термокарстовых понижений до глубины 80 см и бугров пучения до 100 см. Органический углерод почвы определяли микрохромовым методом Тюрина, СО2 карбонатов – методом Голубева [1], у-глерод микробной биомассы – регидратационным методом [2].
Масштабы проявления пучинно-просадочных форм рельефа (бугров пучения и термокарстовых понижений) определяли с помощью спутниковой радарной интерферометрии, которая в последнее время широко используется для количественной оценки деформаций земной поверхности различной природы [18, 19]. Метод основан на анализе разности фаз радиолокационных сигналов, полученных радаром с близко расположенных спутниковых орбит. Разность фаз, информация о которой содержится в интерферограмме, является функцией рельефа местности, смещений земной поверхности, атмосферных эффектов и ошибок измерений:
(1)
$\phi = {{\phi }_{{{\text{top}}}}} + {{\phi }_{{{\text{dis}}}}} + {{\phi }_{{{\text{atm}}}}} + {{\phi }_{{{\text{err}}}}},$При идентичных условиях съемки можно устранить влияние рельефа для определения изменений фазы, вызванных смещением поверхности Земли. Ранее установлено, что расхождение данных радиолокационной интерферометрии с полевыми геодезическими измерениями не превышает 1–1.5 см в зимний период [18].
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Криогенные формы рельефа в Еравнинской котловине
Для изучения масштабов проявления криогенных форм рельефа использовали радарные снимки, сделанные со спутника ALOS PALSAR (L диапазон с длиной волны 23.6 см) за период 01.01.2010 по 16.02.2010 гг. и снимки бистатической системы TanDEM-X (X диапазон, длина волны 3.1 см) за 04.11.2012 г. По интерферометрическим парам изображений ALOS-2 PALSAR-2 рассчитывали значения вертикальных деформаций подстилающей поверхности, а по данным TanDEM-X составлена высокоточная ЦМР.
На рис. 2 показано радиолокационное изображение, спроецированное в географическую систему координат. Изображения в исходном разрешении продублированы на веб-странице: http://omdoki. nextgis.com/resource/168/display?panel=layers [23 ] , где можно также ознакомиться с другими иллюстрациями. Представлены участки с различными значениями обратного радарного рассеяния: яркие тона соответствуют объемным неоднородностям (лес, кустарник и др.), темные тона – ровным участкам (водная поверхность и др.). Пространственное разрешение радарного изображения составляет 10 м.
Рис. 2.
Местоположение тестового полигона на мозаике спутниковых снимков Google и радиолокационное изображение ALOS-2 PALSAR-2.
Распространение криогенных явлений показаны на интерферограмме, построенной по радиолокационным данным TanDEM-X (рис. 3). Базовая линия составляет 269 м, 2π неоднозначность по высоте – 29.7 м, что означает перепад высот рельефа, соответствующий изменению разностной фазы интерферометра на один цикл 2π. Например, между повторяющимися линиями желтого цвета превышение по высоте 29.7 м, аналогично между другими повторяющимися цветами.
Рис. 3.
Фрагмент радарной интерферограммы Еравнинской котловины с ареалом распространения криоморфозов.
На интерферограмме можно увидеть пространственное распределение небольших по диаметру возвышений и озер. При наземных геоморфологических обследованиях предполагаемые ареалы распространения криогенных деформаций идентифицированы как локальные пучения и понижения местности.
Изображение бугров пучения на космических снимках имеет сложную пятнисто-полосчатую структуру. Термокарстовые озера имеют характерную округлую, овально-удлиненную или лопастную форму и четко выделяются на снимках.
В Еравнинской котловине в связи с благоприятными условиями водного режима питания встречается площадное и локальное пучение, которое может возникать вследствие неоднородности условий промерзания, обводненности, состава пород и других факторов. В результате формируются различные по форме и размерам бугры пучения. Заметнее всего в рельефе проявление локального пучения (бугры, полосы пучения). Ширина этих бугров достигает десятков метров, а превышений над окружающей поверхностью до 1.5–2.0 м.
Термокарстовые понижения на дневной поверхности выражены в виде локальных провально-просадочных форм. Вследствие дифференциации льдистости почвогрунтов по элементам рельефа, термокарстовые воронки, нередко заполненные водой, больше формируются в днище котловины, а также на широких выровненных суглинистых водоразделах.
При наземном исследовании деформаций поверхности рельефа выбраны экспериментальные площадки, на которых были заложены почвенные разрезы.
Экспериментальная площадка 1 (ЭП1, рис. 4, А, 4, Б)
Рис. 4.
Экспериментальные площадки: ЭП1: Б1Р3 (А), Т1Р2 (Б); ЭП2: Б4Р2 (В), Т5 (Г); ЭП3: Б5Р2 (Д), Т4 (Е).
Разр. Б1Р3. 52.53853° N, 111.45755° E, высота над ур. м. (H) 950 м. Вершина бугра пучения. Растительный покров представлен полынно-разнотравно-лапчатковой ассоциацией. Доминантные виды: лапчатка скученная (Potentilla acervata Sojak), пырей ползучий (Elytrigia repens L. Nevski), вика мышиная (Vicia cracca L.), хвощ полевой (Equisetum arvense L.), лапчатка гусиная (Potentilla anserina L.), полынь обыкновенная (Artemisia vulgаris L.), эдельвейс степной (Leontopodium campestre). Общее проективное покрытие – 60%, высота травостоя 40–45 см. Вскипает на протяжении всего профиля.
AUca, 0–25 см. Темно-серый, комковатый, суглинок, свежий, рыхлый, обильно пронизан корнями растений.
АUb,ca,@, 25–55 см. Светло-серый, бесструктурный, тяжелый суглинок, сухой, рыхлый, встречаются камни, переход в следующий горизонт неровный, сильнокриотурбированный.
BCA, 55–80 см. Серый, бесструктурный, тяжелый суглинок, сухой, плотный, встречаются единичные корни и мелкие камни.
BCAg, 80–90 см. Светло-серый со светло-охристыми прослойками, тяжелый суглинок, бесструктурный, очень плотный, переход в следующий горизонт неровный.
Cg,@, 90–110 см. Палевый с охристыми полосами, тяжелый суглинок, рыхлый, мелкокаменистый, криотурбированный, наблюдается прослойка ржаво-охристой линзы.
Почва: чернозем глееватый криотурбированный [11], Haplic Chernozem (Loamic, Stagnic).
Разр. Т1Р2. 52.47092° N, 111.62795° E, H 945 м. Понижение. В ассоциациях широкое распространение получила типичная мезофитная и гигромезофитная растительность – осока Редовского (Carex parallela subsp. redowskiana (С.A. Meyer) Egor.), осока остистая (C. Atherodes Sprengel), хвощ полевой (Equisetum arvense L.).
АU@, 0–30 см. Темно-серый комковатый, тяжелый суглинок, рыхлый, свежий, обильно пронизан корнями, граница неровная, криотурбированная.
Qca, 30–80 см. Буровато-палевый с оливковым оттенком, бесструктурный, тяжелый суглинок, плотный, каменистый, умеренно вскипает, встречаются гумусовые пятна, переход постепенный, неровный.
CQca, 80–100 см. Светло-бурый, бесструктурный, тяжелый суглинок, мокрый, плотный, очень слабо вскипает, каменистый, камни более 1 см.
Почва: чернозем квазиглеевый, Calcaric Stagnic Phaeozem (Loamic).
Экспериментальная площадка 2 (ЭП2, рис. 4, В, 4, Г).
Разр. Б4Р2. 52°32′17.9″ N, 111°2′19.3″ E, H 955 м. Вершина бугра. Проективное покрытие 80%, доминанты: злаки – вострец китайский (Leymus chinensis), мятлик оттянутый (Poa attenuata).
АU, 0–30 см. Темно-серый, сухой, рыхлый, опесчаненный средний суглинок, комковатой структуры, густо пронизан корнями, обильными мицелиями, встречаются мелкие ракушки, интенсивно вскипает.
АUb,ca,@, 30–85 см. Неоднородный: от буровато серого до черного, влажный, плотный, комковатой структуры, пронизан корнями, нижняя граница перехода неровная, криотурбирован, вскипает интенсивно.
ВCg,@, 85–110 см. Буровато-палевый c охристо-ржавыми пятнами, влажный, рыхлый, бесструктурный, криотурбированный, с охристыми железистыми включениями, слабощебнистый, вскипает.
Почва: чернозем глееватый криотурбированный.
Разр. Т5. 52°32′19.4″ N, 111°27′18.8″ E, H 951 м. Понижение, пересохшее озеро на месте криогенного прогибания. Поверхность ровная, с небольшим прогибом. Злаково-разнотравное сообщество с проективным покрытием 80%. Доминанты – пырей ползучий (Elytrígia répens), лапчатка сжатая (Potentilla conferta), млечник приморский (Glaux maritime L.). Глубина профиля 80 см, вскипает от HCl по всему профилю.
АU, 0–20 см. Темно-серый, комковатый, средний суглинок, влажный, плотный, пронизан корнями, переход неровный по цвету.
AUb, 20–55 см. Серый со светло-буроватым оттенком, мелкий песок, рыхлый, влажный, со светло-серыми линзами, переход неровный по плотности.
Bg, 55–78 см. Темно-серый с сизоватым оттенком, мелкий песок с примесью глины, плотный, мокрый.
Cg, 78–80+ см, бурый, мелкий песок, мокрый.
Почва: гумусово-квазиглеевая окарбоначенная на слоистых озерных отложениях.
Экспериментальная площадка 3 (ЭП3, рис. 4, Д, 4, Е)
Разр. Б5Р2. 52°43′39.7″ N, 111°49′09.3″ Е, H 956 м. Середина бугра. Растительный покров равномерный, плотный, проективное покрытие 95%. Злаково-разнотравно-полынное сообщество с доминантными видами: полынь замещающая (Artemisia commutata), мятлик оттянутый (Poa attenuata), остролодочник волосистый (Oxýtropis pilósa), лапчатка сжатая (Potentilla conferta). Встречаются эдельвейс степной (Leontopodium campestre), клевер ползучий (Trifolium repens), горошек сибирский (Vicia Sibericus). Не вскипает по всему профилю.
АU1, 0–30 см. Темно-серый, супесчаный, плотный, сухой, пронизан корнями.
АU, 30–40 см. Черный, средний суглинок, свежий, встречаются корни, граница перехода по плотности неровная.
AU + ВC, 40–50 см, чередование черных и бурых пятен, легкий суглинок, свежий.
2BCg, 50–100 см. Бурый со ржавыми включениями, песчаный, свежий, рыхлый, встречаются единичные корни, камни от 0.5–5 см.
Почва: темно-гумусовая глееватая почва.
Разр. Т4. 52°29′33.8″ N, 111°33′54.2″ Е, H 956 м. Понижение, заросшее озеро. Растительный покров не однороден, разрежен. Проективное покрытие 70%. Высота травостоя 30–35 см. Разнотравно-злаковое сообщество, доминантные виды: хвощ полевой (Equisetum arvense L.), мятлик луговой (Poa praténsis). Встречается осока Редовского (Carex parallela subsp. redowskiana), лапчатка сжатая (Potentilla conferta) и редко подорожник прижатый (Plantago depressa Schlecht L.).
АU, 0–10 см. Темно-серый, средний суглинок, комковатой структуры, включения мелких камней и крупного песка, рыхлый, влажный, обильно пронизан корнями, граница горизонта по плотности волнистая, вскипает.
AUq, 10–30 см. Темно-серый, средний суглинок, более плотный, чем гор. А1, мелкокомковатой структуры, включения гальки и камней диаметром до 1 см, влажный, обильно пронизан корнями, вскипает, граница неровная по цвету.
Q, 30–80 см. Серо-палевый, средний суглинок, бесструктурный, уплотненный, включения буро-рыжеватого песка, влажный, имеются гумусовые подтеки светло-серого цвета до глубины 80 см, корней мало, не вскипает. На глубине 80 см выступает вода.
Почва: чернозем квазиглеевый.
Исследуемые почвы бугров пучения по морфологическим признакам отличаются от фоновых черноземов квазиглеевых данного района. Реакция среды почв из термокарстовых понижений близка к нейтральной, бугров пучения – к щелочной. По гранулометрическому составу исследуемые почвы бугров пучения относятся к пылеватым тяжелосуглинистым, термокарстовых понижений – среднесуглинистым крупнопылевато-песчаным.
Для фоновых черноземов квазиглеевых характерна небольшая мощность гумусового горизонта (15–25 см). Содержание гумуса в верхнем горизонте – 7.2–7.5%. Сумма поглощенных оснований в гумусовом горизонте составляет 35.4–36.8 смоль(экв)/кг почвы с явным преобладанием кальция. Реакция почвенного раствора в верхней части профиля нейтральная рН 6.8–6.9, а с переходом в нижние горизонты сменяется на слабощелочную и щелочную рН 7.3–8.3 [14, 16, 17].
Гидротермический режим почвенного профиля является главным предиктором концентрации и запаса углекислого газа в почве, поскольку эти факторы равно действуют на его продукцию живыми организмами и на условия его транспорта [5]. Если температура нижней части профиля почвы (290–300 см) в течение всего вегетационного периода 1967 г. составляла, по данным Мельничука [9], 0.1…–0.2°С, то по нашим – в самое теплое время – 14.07.2016 г. на глубине 160–240 см и 24.08.2016 г. на глубине 320 см – температура грунта составляла 0°С, что уже свидетельствует о том, что граница мерзлоты опускается.
Содержание органического углерода
Содержание органического углерода (Сорг) в слое 0–10 см бугра пучения составило 8.8 ± 4.3% (при n = 3, коэффициент вариации V = 68.1%), на глубине 10–20 см – 6.5 ± 3.3 (V = 70.3%), в слое 20–30 см – 4.7 ± 3.1 (V = 92.3%), причем половина его содержания представлена углеродом негидролизуемого остатка (соответственно по глубинам: 49.9, 41.3, 53.1% от Собщ).
Почвы термокарстовых понижений отличаются высоким содержанием Сорг в слое 0–10 см – 13.6 ± 5.1% (при n = 3, V = 53.5%), на глубине 10–20 см – 10.8 ± 6.2% (V = 81.2%) и в слое 20–30 см – 3.6 ± 2.5% (V = 97.4%), где также высока доля негидролизуемого остатка – 45.1–47.3% от Собщ. По данным Козловой с соавт. [6, 7], аналогичные показатели по содержанию гумина (55–65%) встречаются в почвах бугристо-западинных ландшафтов Южного Предбайкалья.
Запасы углерода Сорг зависят от ряда взаимосвязанных факторов почвообразования, влияющих на характер и скорость гумусообразования. Продолжительный период пониженной активности микроорганизмов обусловливает замедление процессов минерализации органического вещества. Кратковременные периоды с оптимальными гидротермическими условиями благоприятны лишь для гумификации растительных остатков, но этого недостаточно для более полного разложения органических веществ, что приводит к их консервации. Запасы углерода в слое 0–20 см в почвах термокарстовых понижений составляют 36 кг С/м2, что вдвое выше таковых бугров пучения и фоновых почв, где этот показатель еще меньше – 12.7 кг С/м2. Например, запасы углерода в гумусовых криогенных карманах фоновых почв составляют в слое 20–70 см всего 5.1 кг/м2 [15].
Запасы Сорг в почвах бугров пучения слое 0–100 см составляют в среднем 51.1 ± 19.7 кг С/м2 и варьируют в широких пределах (V = 86%), тогда как в почвах термокарстовых понижений показатель равен 65.7 ± 0.4 кг С/м2 (V = 0.6%) (рис. 5, А). В последних запасы углерода больше, по-видимому, за счет того, что при полициклическом почвообразовании в термокарстовых понижениях происходит обогащение почв органическим углеродом в результате накопления донных отложений при полноводном режиме озер и торфонакопления при их постепенном высыхании.
Углерод микробной массы
Микробная масса играет исключительно важную роль в круговороте углерода в наземных экосистемах, хотя запасы его в почвах обычно не превышают 1–4% от общего содержания. Почвенные микроорганизмы являются двигателем, осуществляющим процессы разложения поступивших в почвы высокомолекулярных полимеров в виде растительного опада.
Максимальное содержание углерода микробной массы (Смб) в буграх пучения составляет – 185 мг/100 г на глубине 10–20 см, тогда как в верхнем горизонте его почти в 2 раза меньше, что объясняется иссушением верхнего слоя почвы. Вниз по профилю характерно неравномерное распределение Смб, что связано с перемещением воздушной, водной масс, почвенного раствора с разной реакцией среды, где и создаются микро- и макрозоны с соответственно адаптированной микробиотой в буграх при пучении.
В почвах термокарстовых понижений в верхнем (0–10 см) слое содержание Смб составляет 145.8 мг/100 г, что объясняется обилием ризосферной микрофлоры. В фоновых мерзлотных почвах в аналогичном слое этот показатель составляет 168.8 мг/100 г с уменьшением вниз по профилю.
Таким образом, накопление Смб в почвах бугров пучения и термокарстовых понижений незначительно варьируют по сравнению с фоновыми почвами.
Распределение запасов Смб в почвах бугров пучения вниз по профилю неравномерное – бимодальное и волнообразное. Общей закономерностью является резкое его уменьшение на глубине 20–30 см и постепенное увеличение на глубине 50–60 см. В почвах термокарстовых понижений кривая распределения запасов Смб убывающая, с максимумом в гумусово-аккумулятивном горизонте. Для черноземов квазиглеевых характерно равномерное до глубины 40–50 см распределение запасов Смб по профилю.
Максимальные запасы Смб в слое 0–80 см обнаружены в фоновых черноземах квазиглеевых – 1.16 кг С/м2, в почвах бугров пучения показатель варьирует в пределах 0.18 ± 0.80 (V = 29.47–60.52%, при n = 3), в почвах термокарстовых понижений 0.43 ± 0.36 (V = 82.90%, при n = 3) (рис. 5, Б). Более активное накопление запасов Смб в фоновых почвах, видимо, связано с тем, что в естественных условиях в них наблюдается эволюционно адаптированная живая масса.
Соотношение содержания С биомассы к общему органическому углероду почвы составляет для почв бугров пучения 0.05–3.2% (V = 59.2%), термокарстовых понижений – 0.05–3.2% (V = = 71.3%), для фоновых черноземов квазиглеевых 2.5–3.2% (V = 12.9%), то есть эту разницу (уменьшение биомассы в повышениях и понижениях) можно принять как ответный отклик живой среды на изменение условий среды их обитания.
Углерод карбонатов
В почвах присутствуют значительные запасы неорганического углерода, превышающие годичную продукцию углекислоты почвой в несколько десятков раз, что свидетельствует об огромной буферной емкости этих почв. Эти резервуары регулируют газообмен почвы с атмосферой, причем масштабы и динамичность этого регулирования весьма различны [12]. В планетарных расчетах потоков и резервуаров углерода часто недоучитываются его неорганические компоненты.
В почвах изучаемых объектов содержание Скарб значительно, однако его распределение неравномерно по профилю, что связано с криогенными явлениями инволюции, инверсии, инъекции горизонтов в результате выпучивания и просадки почв. Динамика содержания педогенных карбонатов обусловлена изменчивостью факторов почвообразования, как во временном, так и в пространственном аспекте, в связи с этим в разные периоды может происходить выщелачивание СаСО3 из почвенной толщи или аккумуляция атмосферной углекислоты в виде карбонатных образований.
В почвах бугров пучения содержание карбонатов достигает максимальных значений в слоях: 20–30 см – 2.8, 50–60 см – 2.7 и 70–80 – 3.1 кг С/м2, а глубже 80 см уменьшается втрое – 1.0. В почвах термокарстовых понижений содержание Скарб достигает максимума в слое 20–30 см, а затем вниз по профилю резко убывает до 0.6 и 0.25 кг С/м2. Такое распределение карбонатов в почвах бугров пучения и термокарстовых понижений объясняется особенностями их водного и термического режимов, динамики СО2 в почвенном воздухе и почвенном растворе. В фоновых почвах несколько иная картина: содержание карбонатов в верхних слоях минимальное – 0.1–0.2 и повышается с глубины 70 см.
Запасы Скарб в слое 0–100 см в почвах бугров пучения составляют 20.4 кг С/м2, что объясняется относительно высоким содержанием карбонатов профиле почв (рис. 5, В). Бугор пучения представляет собой положительную форму рельефа, и карбонаты концентрируются в относительно замкнутом цилиндрическом объеме.
Запасы углерода карбонатов в слое 0–100 см почв термокарстовых понижений в 2.5 раза меньше, чем в почвах бугров пучения и составляют в среднем 8.2 кг С/м2. Запасы Скарб 0–100 см в фоновых черноземах квазиглеевых составляют 3.4 кг С/м2. Таким образом, содержание Скарб убывает в ряду: почвы бугров пучения – почвы термокарстовых понижений – фоновые черноземы квазиглеевые. На основе расчета количества углерода, запасенного в карбонатах бугров и понижений, можно судить о том, что он является важным пулом, который может оказать значительное влияние на масштабы эмиссионного потока.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Спутниковые радарные интерферометрические измерения вертикальных деформаций земной поверхности выявили реакцию почвенного покрова юга Витимского плоскогорья на потепление климата.
В первую очередь в почвах заметны изменения температуры, которые приводят к значительному увеличению сезонно-талого слоя, вследствие чего происходят деградации многолетних бугров пучения и высыхание карстовых озер.
В почвах бугров пучения и термокарстовых понижений выявлены более высокие показатели содержания органического углерода и углерода в карбонатной форме по сравнению с фоновыми почвами, что связано с особенностями криогенного почвообразования и микрорельефа. Расположенные в одном и том же ландшафте почвы отрицательных и положительных элементов рельефа существенно отличаются водно-воздушным режимом, значением pH, содержанием подвижных форм химических элементов, особенностями большого и малого круговорота веществ, поскольку рельеф выступает как распределитель тепла и влаги.
Возрастает абсолютное содержание углерода микробной массы, однако относительно общего углерода оно незаметно. Возможно, микробная масса, адаптированная к мерзлотным почвам, находится в стрессовой ситуации, хотя источник питательного субстрата в виде углерода увеличивается. Так выражается отклик живой среды на изменение климатических условий.
Таким образом, с потеплением климата происходит таяние глубинного льда, приводящее не только к значительным морфологическим изменениям дневной поверхности почвенного покрова, но и заметным изменениям в пулах углерода.
БЛАГОДАРНОСТЬ
Авторы признательны Японскому агентству аэрокосмических исследований JAXA за данные ALOS PALSAR и ALOS-2 PALSAR-2, предоставленные по проекту RA6 (PI 3402), и немецкому аэрокосмическому центру DLR за данные TanDEM-X, предоставленные по проекту XTI_HYDR0485.
ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ
Экспедиционные исследования выполнены за счет средств бюджета по теме НИР № АААА-А 17-117011810038-7; аналитические работы при финансовой поддержке в рамках гранта РФФИ № 16-04-01297. Исследования А.В. Дмитриева и Т.Н. Чимитдоржиева выполнены в рамках темы госзадания № 0336-2019-0005 “Микроволновая интерферометрия и поляриметрия в дистанционном зондировании земной поверхности”.
Список литературы
Агрохимические методы исследования почв. М.: Наука, 1975. 656 с.
Благодатский С.А., Благодатский Е.В., Горбенко А.Ю., Паников Н.С. Регидратационный метод определения микробной биомассы в почве // Почвоведение. 1987. № 4. С. 64–71.
Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н., Станиловская Ю.В. Миграционные бугры пучения в криолитозоне Восточной Сибири и Дальнего Востока // Инженерная геология. 2014. № 1. С. 40–46. https://doi.org/10.25296/1993-5056-2014-1-40-64
Десяткин Р.В. Почвообразование в термокарстовых котловинах-аласах криолитозоны. Новосибирск: Наука, 2008. 324 с.
Карелин Д.В., Замолодчиков Д.Г. Углеродный обмен в криогенных экосистемах. М.: Наука, 2008. 344 с.
Козлова А.А., Кузьмин В.А., Напрасникова Е.В. Функционирование почв в бугристо-западинных экосистемах Верхнего Приангарья // Сибирский экологический журн. 2010. № 3. С. 407–417.
Козлова А.А., Кузьмин В.А., Зазовская Э.П. Почвы палеокриогенных бугристо-западинных ландшафтов Южного Предбайкалья // Почвоведение. 2013. № 10. С. 1181–1192.
Куликов А.И., Убугунов Л.Л., Мангатаев А.Ц. О глобальном изменении климата и его экосистемных следствиях // Аридные экосистемы. 2014. Т. 20. № 3(60). С. 5–13.
Мельничук Н.Л. Геокриологические условия южной части Витимского плоскогорья // Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. М.: Наука, 1967. С. 71–79.
Паромов В.В., Земцов В.А., Копысов С.Г. Климат Западной Сибири в фазу замедления потепления (1986–2015 гг.) и прогнозирование гидроклиматических ресурсов на 2021–2030 гг. // Известия Томского политехнического ун-та. Инжиниринг георесурсов. 2017. Т. 328. № 1. С. 62–74.
Полевой определитель почв. М.: Почв. ин-т им. В.В. Докучаева, 2008. 182 с.
Рысков Я.Г., Мергель С.В., Арлашина Е.А., Хохлова О.С., Моргун Е.Г. Эмиссия и сток СО2 в почвах, содержащих карбонаты // Дыхание почвы. НЦБИ РАН. Пущино, 1993. С. 107–124.
Цыбенов Ю.Б., Чимитдоржиева Г.Д., Чимитдоржиева Э.О., Егорова Р.А., Мильхеев Е.Ю., Давыдова Т.В., Корсунова Ц.Д.-Ц. Морфологические и физические свойства почвенной массы из криогенных трещин мерзлотных лугово-черноземных почв Забайкалья // Почвоведение. 2016. № 8. С. 975–981. https://doi.org/10.7868/S0032180X16080153
Чимитдоржиева Г.Д. Органическое вещество холодных почв. Улан-Удэ, 2016. 386 с.
Чимитдоржиева Э.О., Цыбенов Ю.Б., Чимитдоржиева Г.Д. Углерод гумуснесущих криогенных “морфонов” гидрометаморфизированных черноземов Забайкалья // Агрохимия. 2015. № 9. С. 14–19.
Чимитдоржиева Г.Д., Чимитдоржиева Э.О., Цыбенов Ю.Б., Егорова Р.А., Мильхеев Е.Ю., Мухаче-ва А.Н., Яблокова И.А. Характеристика почв термокарстовых понижений и бугров пучения территории юга Витимского плоскогорья // Агрохимия. 2017. № 11. С. 52–57. https://doi.org/10.7868/S0002188117110060
Andreeva D.B., Leiber K., GlaserB., Hambach U., Erbajeva M., Chimitdorgieva G.D., Tashak V., Zech W. Genesis and properties of black soils in Buryatia, southeastern Siberia, Russia // Quarter. Int. 2011. V. 243. P. 313–326.https://doi.org/10.1016/j.quaint.2010.12.017
Chimitdorzhiev T.N., Dagurov P.N., Bykov M.E., Dmitriev A.V., Kirbizhekova I.I. Comparison of Alos Palsar interferometry and field geodetic leveling for marshy soil thaw/freeze monitoring, case study from the Baikal lake region, Russia // J. Appl. Remote Sensing. 2016. V. 10. № 1. Р. 016006.
Zakharov A.I., Epov M.I., Mironov V.L., Chymitdorzhiev T.N., Bykov M.E., Seleznev V.S., Emanov A.F., Cherepenin V.A. Earth surface subsidence in the Kuznetsk coal basin caused by manmade and natural seismic activity according to Alos Palsar interferometry // IEEE J. Selected Topics in Applied Earth Observations and Remote Sensing. 2013. V. 6. № 3. Р. 1578–1583.
Schuur E.A.G., Bockheim J., Canadell J.G., Euskirchen E., Field C.B., Goryachkin S.V., Hagemann S., Kuhry P., Lafleur P.M., Lee H., Mazhitova G., Nel-son F.E., Rince A., Romanovsky V.E. et al. Vulnerability of Permafrost Carbon to Climate Change: Implications for the Global Carbon Cycle // BioScience. 2008. V. 58. P. 701–714. https://doi.org/10.1641/B580807
Tarnocai C., Canadell J.G., Schuur E.A.G., Kuhry P., Mazhitova G., Zimov S. Soil organic carbon pools in the northern circumpolar permafrost region // Global Biogeochem. Cycles. 2009. V. 23. Iss. 2. GB2023. https://doi.org/10.1029/2008GB00332722
Schaefer K., Lantuit H., Romanovsky V.E., Schuur E.A.G., Witt R. The impact of the permafrost carbon feedback on global climate // Environ. Res. Lett. 2014. № 9. 085003. P. 9. https://doi.org/10.1088/1748-9326/9/8/085003
Дополнительные материалы отсутствуют.
Инструменты
Почвоведение
Пн.-пт.: 10.00-19.00