Геоэкологический мониторинг территории лицензионного участка бованенковского НГКМ

Размещено на http://www.allbest.ru/

САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

среда природный ямал нефтепродукт

ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЙ МОНИТОРИНГ ТЕРРИТОРИИ ЛИЦЕНЗИОННОГО УЧАСТКА БОВАНЕНКОВСКОГО НГКМ

Основная образовательная программа магистратуры

«Геоэкологический мониторинг и рациональное природопользование»

ГАВРИЛЕНКО Александр Сергеевич

Выпускная квалификационная работа

Научный руководитель: д. г-м. н.,

Профессор ОПЕКУНОВ Анатолий Юрьевич

Санкт-Петербург-2018

Аббревиатуры

ГН - гигиенические нормативы

ГОСТ - государственный стандарт

ИЗВ - индекс загрязнения воды

ИТЦ - инженерно-технический центр

ЛУ - лицензионный участок

ЛЭМ - локальный экологический мониторинг

ММП - многолетнемерзлые породы

НГКМ - нефтегазоконденсатное месторождение

НУВ - нефтяные углеводороды

ПДК - предельно-допустимая концентрация

ПТК - природно-территориальный комплекс

ПЭК - производственный экологический контроль

СанПиН - санитарные правила и нормы

СТО - стандарт отрасли



Оглавление

• Введение
• Глава 1. Физико-географическая характеристика полуострова Ямал
• 1.1 Геолого-географическое строение
• 1.2 Климатические особенности
• 1.3 Гидрографическая сеть
• 1.4 Почвы и растительность
• 1.5 Общие сведения о Бованенковском НГКМ
• Глава 2. Влияние нефте- и газодобывающей отрасли на состояние природной среды полуострова Ямал
• 2.1 Геомеханическое воздействие на почвы и растительность
• 2.2 Химическое загрязнение природной среды
• 2.2.1 Содержание нефтепродуктов в почвах и поверхностных водах
• 2.2.2 Загрязнение тяжелыми металлами
• Глава 3. Методика исследований
• 3.1 Производственный экологический контроль и экологический мониторинг в системе природоохранных мероприятий
• 3.2 Программа ЛЭМ окружающей среды Бованенковского лицензионного участка
• 3.3 Методика проведения производственного экологического мониторинга
• 3.4 Методы лабораторных исследований
• Глава 4. Результаты исследования и обсуждение
• 4.1 Результаты ЛЭМ за 2014-2016 гг
• 4.2 Результаты ЛЭМ за 2017 год
• 4.3 Содержание валовых и подвижных форм тяжелых металлов в почвах и
• донных осадках
• Заключение

Список литературы

Введение

Добыча нефти и газа в Западной Сибири на протяжении многих лет является ведущей отраслью промышленности Российской Федерации. Благодаря развитию промышленной и транспортной инфраструктуры усиливается техногенное воздействие на тундровые геосистемы. Одним из самых перспективных регионов для нефтяной и газовой отрасли является полуостров Ямал - предварительно оцененные запасы газа превышают 16,7 трлн куб. м., нефти - 292 млн тонн. На сегодняшний день продолжается активное освоение природных ресурсов полуострова. Прогнозируемые запасы полезных ископаемых, совершенствование методов их добычи и освоение ранее недоступных территорий говорит о том, что ещё долгое время нефтегазовый комплекс будет являться залогом стабильной экономической ситуации в нашей стране, поскольку природный газ и нефть служат основными источниками энергоснабжения нашей страны и других государств.

В современных условиях эксплуатации северных территорий важно контролировать влияние нефте- и газодобывающей отрасли на состояние природной среды. Промышленное освоение региона требует учитывать его геоэкологические особенности: они определяют возрастающую нагрузку на природно-территориальные комплексы (ПТК) севера и характеризуют сложность этого освоения. В то же время, увеличение присутствия антропогенного воздействия является причиной снижения устойчивости среды к техногенезу. Специфику взаимоотношений человека и окружающей среды определяют природные зоны, в которых расположена территория полуострова, а также распространение многолетнемерзлых пород. Воздействуя на один из компонентов экосистемы, возможно нарушение взаимодействия между другими её функционирующими элементами, что может привести к деградации земельных ресурсов, загрязнению поверхностных и подземных вод, сокращению биоразнообразия экосистем, внесению в окружающую среду искусственно созданных человеком химических соединений.

Для обеспечения добычи на Ямальском полуострове формируется сеть комплексов -месторождений с необходимой для существования промышленной и жизнеобеспечивающей структурами. Одним из самых крупных месторождений является Бованенковское нефтегазоконденсатное месторождение (НГКМ) - его начальные запасы природного газа составляют 4,9 трлн куб. м. Хорошо развитая инфраструктура, объемы работ по добыче полезных ископаемых, количество эксплуатируемых дожимных компрессорных станций, пробуренных скважин и других стратегически и экономически важных объектов месторождения говорит о масштабах оказываемого воздействия на ПТК, в котором расположено Бованенковское НГКМ. На сегодняшний день сформировалась тенденция к повышению температуры на месторождении в летний период, что приводит к ограничению добычных возможностей и риску изменения геокриологических условий.

Необходимо учитывать особенности экосистемы северных территорий: низкий биопродукционный потенциал, малая скорость обменных процессов, низкий показатель устойчивости к вредоносным воздействиям, значительная заболоченность территории - это требует наличия системы наблюдений за состоянием эксплуатируемой территории, оценки и прогноза изменения её состояния под воздействием не только антропогенных, но и природных факторов. Данная система функционирует на территории объектов добычи полезных ископаемых и осуществляется в виде локального экологического мониторинга (ЛЭМ). Она позволяет получить необходимые сведения о состоянии компонентов природной среды, оценить степень техногенного воздействия и прогнозировать дальнейшие изменения в экосистеме. Таким образом, актуальность исследования заключается в необходимости наличия эффективной системы охраны окружающей среды территорий крайнего севера, уязвимых к техногенному воздействию.

Объектом исследования являются компоненты природной среды территории лицензионного участка (далее - ЛУ) Бованенковского месторождения

Предмет исследования - содержание валовых и подвижных форм тяжёлых металлов в воде, почвах и донных осадках, определяющие степень антропогенного воздействия на эксплуатируемую территорию.

В связи с возрастающей техногенной нагрузкой на территории месторождения осуществление ЛЭМ позволит проанализировать интегральные показатели состояния и изменения компонентов окружающей среды для предотвращения её загрязнения. Оценка состояния природной среды Бованенковского НГКМ явилась целью данной работы.

Для достижения цели были определены и выполнены следующие задачи:

1. Проработать источники литературы по данной проблеме.

2. Изучить программу локального экологического мониторинга окружающей среды Бованенковского лицензионного участка.

3. Проанализировать результаты ЛЭМ окружающей среды Бованенковского НГКМ за 2014-2017 гг.

4. Отобрать пробы почв и донных отложений для проведения химического анализа на содержание подвижных форм тяжелых металлов.

5. Провести химический анализ отобранных проб на содержание подвижных форм тяжелых металлов.

6. Сопоставить результаты ЛЭМ за 2017 год с результатами исследования.

7. Сформулировать выводы.

Научная новизна работы. Впервые в пределах Бованенковского НГКМ выполняется анализ на содержание подвижных форм тяжелых металлов в донных осадках и почвах. Кроме того, работа выполнена в рамках ЛЭМ окружающей среды Бованенковского НГКМ за 2017 год с целью сравнения результатов.

Глава 1. Физико-географическая характеристика полуострова Ямал

1.1 Геолого-географическое строение

Ямальский полуостров входит в состав Ямало-Ненецкого автономного округа, расположенного на Западно - Сибирской равнине, в основе которой лежит одноимённая эпигерцинская плита. Две части полуострова расположены в неоднородных геологических условиях: южная часть относится к внешнему поясу Западно - Сибирской плиты, образующему её борт, где происходит погружение фундамента, северная - к внутренней области Западно - Сибирской плиты. Особенности расположения Ямала определяют единообразие в расчлененности его геологического разреза на три структурных этажа: фундамент, промежуточный структурный этаж и платформенный чехол (Подрушин, 2011).

Главной чертой рельефа полуострова Ямал является его ступенчатость, террасированность. Современный рельеф сформирован в основном под воздействием процессов морской абразии и аккумуляции в позднеплейстоценовое - голоценовое время.

На полуострове выделяется несколько геоморфологических уровней. Первая морская терраса с абсолютными отметками 7-12 м, поверхность ровная, слаборасчлененная овражной сетью, сильно заозеренная. Встречается фрагментарно, в виде отдельных останцев.

Вторая морская (каргинская) терраса, с абсолютными отметками 14-20 м, сформирована в каргинско-сартанское время. Слабо расчленена овражной сетью. Хорошо развита сеть криогенных полигонов, солифлюкционные террасы. Поверхность заболоченная, на участках расчленения речной и овражно-балочной сетью - слабоволнистая. Глубина расчленения здесь не более 7-10 м. На поверхности террасы сравнительно много термокарстовых котловин, размеры которых обычно не превышают 1 км, много более мелких "хасыреев" и озер (Мокеев и др., 2005).

Характерной особенностью террасы являются обычно заболоченные плоские, а иногда и слабо наклонные поверхности. От дренированных участков они обычно отделяются хорошо выраженным уступом высотой до 1.0-2.0 м.

Долины рек и ручьев, прорезающих каргинскую террасу, делятся на два типа.

- Первый тип - неглубокие, широкие и пологосклонные, маловетвящиеся.

- Второй тип - сравнительно узкие, крутосклонные, ветвистые.

Различия в морфологии, очевидно, связаны с типом отложений, в которых закладывались долины - первый тип приурочен преимущественно к суглинкам, второй к песчано-супесчаным отложениям. Для обоих типов характерны плоские, заболоченные днища; современное русло имеется только у самых крупных речек и ручьев.

Третья морская терраса занимает обширные пространства с абсолютными отметками 25-35 м. Сформирована в зырянско-каргинское время, в период регрессии морского бассейна. Поверхность ее слабоволнистая, разработана эрозионными и экзогенными процессами. Хорошо развиты криогенные формы рельефа, особенно термокарст. Многочисленные мелкие долины имеют плоские и плоско-вогнутые днища, освоенные современной речной сетью только в низовьях и сильно заболоченные в верховьях.

В геологическом строении верхней части земной коры Ямала принимают участие породы от складчатого до мезозойского фундамента и осадочного чехла, сложенного мезозойскими и кайнозойскими отложениями.

Территория полуострова сложена чехлом рыхлых четвертичных отложений, мощность которых достигает 200 и более метров. Отложения этого возраста представлены в основном песками, алевролитами и глинами с включениями обугленных растительных остатков и обломков макрофауны (Мокеев и др., 2005).

Формирование рельефа и строение толщи четвертичных отложений обязаны своим развитием крупному морскому бассейну, который простирался до Сибирских Увалов, при этом континентальные ледниковые отложения в разрезе четвертичных отложений отсутствуют. Трансгрессии морского бассейна в Казанцевскую и Зырянскую эпохи сгладили почти все неровности древнего рельефа; регрессии, в связи с понижением базиса эрозии, привели к эрозионному врезу с формированием морских и аллювиальных террас. Другая точка зрения утверждает, что в четвертичный период на описываемой территории морские трансгрессии сменялись покровными континентальными оледенениями с соответствующим формированием толщи ледниковых отложений. Главной причиной формирования холмистых гряд и плоских равнин Ямала является движение покровных ледников с шельфа Ледовитого океана (Московченко, 2010).

С поверхности на полуострове широко развиты аллювиальные (или озерно-аллювиальные), аллювиально-морские, озерные, солифлюкционно-делювиальные и биогенные отложения, сформировавшиеся в позднем плейстоцене и голоцене.

Разделение нижне- и среднеплейтоценовых отложений затруднительно, поэтому обычно их рассматривают как единую Ямальскую серию. Эти отложения залегают с резким угловым стратиграфическим несогласием на всех подстилающих породах.

Нижнеплейстоценовые морские отложения (mQI) представлены толщей тяжелых и средних плотных суглинков с прослоями песков (Мокеев и др., 2005).

Среднеплейстоценовые морские, гляциально-морские отложения (m,gmQII) характеризуются двумя разновидностями типов разрезов:

- зеленовато-серые глины и суглинки с ленточно-подобной слоистостью, с раковинами морских двустворок;

- мореноподобные слоистые суглинки и супеси с включениями гравийно-галечного материала.

Верхнеплейстоценовые морские отложения III террасы (mQ_2-3III) повсеместно залегают с поверхности в пределах водоразделов. Их мощность составляет от 20 до 40 м. Формирование нижних горизонтов относится к каргинскому времени, а окончание седиментации приходится на начало сартанского времени. В разрезе отложений отчетливо прослеживаются две пачки:

- нижняя - преимущественно песчаная;

- верхняя - глинистая.

Нижняя пачка отложений представлена мелкими и пылеватыми серыми песками с линзами, и прослоями растительных остатков. Пески характеризуются тонкой горизонтальной, пологоволнистой и косой слоистостью. Присутствуют пропластки аллохтонного торфа и угольной крошки, отмечены скопления неразложившихся остатков мохово-кустарничковой растительности, окатыши глины и пятна ожелезнения.

Глинистая пачка отложений имеет нечеткую горизонтальную слоистость, в ней содержатся неразложившиеся растительные остатки, оторфованные горизонты, а также прослои намывного торфа. Мощность глинистой пачки достигает 10-15 м (Мокеев и др., 2005).

Озерные отложения представлены тяжелыми заиленными суглинками, с тонкой горизонтальной слоистостью. Характерно большое количество включений плохо разложившихся растительных остатков, отмечаются прослои погребенного осоково-мохового торфа. В озерных суглинках встречаются тонкие прослои супесей и песков, ожелезнение в виде пятен, слоев и отдельных горизонтов. Повышенное ожелезнение в верхней части разреза озерных отложений косвенно свидетельствует о формировании чаши протаивания под акваториями былых озер и ее последующем промерзании. Мощность озерных отложений составляет от 1 до 5 м, редко более.

Верхнеплейстоцен-голоценовые делювиально-солифлюкционные отложения (dsQIII-IV) со сплошным чехлом покрывают склоны террас. По генезису они относятся к отложениям склонового ряда и формируются в процессе плоскостного смыва и солифлюкционной переработки рельефообразующих пород. Отложения представлены тонкодисперсными пылеватыми разностями (суглинками, реже супесями), характеризуются отсутствием заметной слоистости, обилием включений плохо разложившейся органики, в том числе линз, карманов, прослоев плохо разложившегося торфа. По всему разрезу отмечается ожелезнение, а также небольшие линзы плохо сортированного песка. Делювиально-солифлюкционным отложениям присущи деформации слоев в виде затеков и подворотов, напоминающих криотурбации в сезонноталом слое. Мощность отложений в привершинных частях склонов редко превышает 0,5-1,0 м, у их подножия увеличивается до 4-8 м.

Голоценовые аллювиальные отложения (a QIV) имеют в пределах площади широкое распространение. Они слагают пойменный уровень практически всех рек.

Их можно разделить на собственно аллювиальные (русловые, пойменные) и полигенетические аллювиально-морские. Последние распространены только в низовьях наиболее крупных транзитных рек, впадающих в Карское море (Мокеев и др., 2005).

Собственно аллювиальные отложения представлены различными по составу породами - от песков до суглинков и глин. Наиболее часто они переслаиваются в разрезе, хотя иногда встречаются и монотонные пачки отложений различного литологического состава.

Аллювиальные пески (русловая фация) в большинстве случаев мелкие, реже средние и пылеватые, с включениями намывного детрита и аллохтонного торфа. В приповерхностных горизонтах отмечены прослои погребенного зольного торфа толщиной до 0,5 м. Для песков характерна типичная аллювиальная слоистость, включения гравийно-галечного материала. В целом пески характеризуются большим содержанием пылеватых частиц (до 50-80%).

Супеси, суглинки и глины относятся к пойменной и старичной фациям аллювия. Тонкодисперсный тип разреза голоценового аллювия чаще всего представлен переслаиванием оторфованных суглинков и супесей. В большом количестве присутствуют включения плохо разложившихся растительных остатков, прослои и линзы намывного торфа и оторфованных песков.

В тыловых частях пойм некоторых рек встречаются горизонты погребенного минерализованного торфа толщиной до 20 см. С глубиной наблюдается постепенное опесчанивание разреза аллювия крупных рек, и с глубины 7-8 м преобладают тонкие пылеватые пески с прослоями супесей. Мощность аллювиальных отложений колеблется от 2 до 12 м, закономерно увеличиваясь вниз по течению.

Голоценовые биогенные отложения (b Q1V), представленные торфом различной

степени разложения, локально распространены на всех геоморфологических уровнях. Наибольшее развитие торфяники имеют в тыловых частях пойм крупных рек и на плоских участках водоразделов. Как правило, они сосредоточены в депрессиях рельефа; их мощность невелика - до 0,5-1,0 м, редко более (Мокеев и др., 2005).

Преобладает осоково-моховой и моховой плохо разложившийся торф, в нижней части разреза иногда переходящий в среднеразложившийся и хорошо разложившийся. На низких геоморфологических уровнях в торфе местами содержатся тонкие минеральные прослои. Характерны включения остатков болотной и кустарничковой растительности хорошей сохранности.

Согласно проведенным исследованиям (Московченко,2010), при анализе микроэлементного состава почвообразующих пород полуострова Ямал были выявлены следующие основные закономерности:

- Наиболее богатый микроэлементный состав отмечен в породах морского происхождения Бованенковского месторождения (западная часть полуострова), где выявлены повышенные, относительно кларка литосферы, концентрации большой группы микроэлементов - Mn, V, Ti, Cr, Ni, Co, Сu, Nb, Pb

- Весьма беден микроэлементный состав песчаных отложений прибрежных участков (Харасавэйское месторождение, район мыса Каменный и пос. Новый порт) что объясняется абсолютным преобладанием в минеральной части кварца и полевых шпатов (содержание их достигает 90-95%).

Более подробное содержание ТМ представлено в таблице 1.

Таблица 1. Содержание ТМ (мг/кг) в основных типах четвертичных пород (Опекунов и др, 2012)

	Верхненеоплейстоценовые	Голоценовые
Металлы	Аллювиально-морские	Озерно-аллювиальные	Аллювиальные
	Глины и суглинки	Глины и суглинки	Супеси
				супеси	пески
Ba	479	543	317	464	313
Mn	597	228	89	194	74
Zn	76,8	39,8	10,0	15,3	5,91
Cu	20,1	9,54	3,18	3,67	1,67
Ni	30,6	15,0	3,74	6,17	1,98
Co	17,5	6,89	2,04	3,29	1,15
Pb	14,1	9,91	6,68	8,98	4,37
Cd	0,16	0,17	0,022	0,043	0,014
Cr	83,6	40,1	13,2	18,7	6,36
Hg	0,026	0,021	-	0,008	-
Fe	23030	7420	5390	8260	3080
V	141	60,5	18,7	28,0	9,36
Sc	10,4	3,50	2,06	3,50	1,06
Sr	186	125	52,7	104	45,8

Для четвертичных отложений легкого механического состава полуострова Ямал характерно абсолютное доминирование кварцевого песка, и присутствие в незначительном количестве пироксена, эпидота и лимонита; в составе пород тяжелого механического состава глинистая фракция имеет полиминеральный состав, включающий гидрослюды, хлорит, монтмориллонит, каолинит, гидроокислы железа (Московченко Д.В.,2010)

На территории Ямальского полуострова достаточно хорошо развиты криогенные и экзогенные процессы осыпи, обвалы, русловая эрозия, аккумуляция аллювиальных, озерных и морских отложений. Среди криогенных процессов наиболее распространенными являются:

- процессы, связанные с оттаиванием пород и сопровождаемые оттаиванием - термокарст, солифлюкция, термоэрозия, термоабразия, эоловая дефляция;

- процессы, связанные с промерзанием пород, в том числе вызываемые промерзанием - новообразование многолетнемерзлых пород, криогенное пучение, криогенное растрескивание, рост полигонально-жильных льдов, наледеобразование.

Ниже приводится описание условий развития и характер распространения перечисленных ведущих криогенных процессов (Мокеев и др., 2005).

Термокарст. Процессы термокарста и связанные с ними формы рельефа развиты очень широко, что обусловлено высокой льдистостью отложений, слагающих верхнюю 10-20 м толщу. Территория характеризуется распространением современных и позднеголоценовых термокарстовых образований преимущественно в минеральных грунтах. Наиболее типичны следующие морфогенетические разновидности термокарстовых форм: озера, хасыреи, плоскозападинные и провально-котловинные формы.

Современный термокарст проявляется очень ограниченно. В основном это термокарст гидротермического типа и термоабразионное разрушение берегов озерных котловин. Преимущественное распространение на этих территориях имеют позднеголоценовые термокарстовые образования, что связано с суровостью современного климата.

Солифлюкция. Факторами, определяющими развитие процесса солифлюкции, являются: 1) широкое распространение супесчано-суглинистых пылеватых отложений; 2) высокая влажность отложений, приближающаяся к пределу текучести или превышающая его; 3) наличие высоко льдистых отложений непосредственно под слоем сезонного оттаивания; 4) наличие уклонов, обеспечивающих течение увлажненных пород (обычно от 3 до 15-20). По скорости протекания процесса выделяют медленную и быструю солифлюкции.

Наибольшее площадное распространение на рассматриваемых территориях имеют формы рельефа, образованные медленным течением грунтов по наклонным поверхностям. На участках с отложениями сезонноталого слоя преимущественно супесчано-суглинистого состава, действие процесса солифлюкции наблюдается даже на плоских участках морских террас и равнин, имеющих слабые локальные уклоны поверхности (2-3°).

Быстрая солифлюкция развивается обычно локально на участках достаточно крутых склонов (не менее 15-20), сложенных пылеватыми супесями и суглинками. Быстрые солифлюкционные сплывы обычно носят катастрофический характер, а скорость движения грунтов по склону может достигать нескольких десятков метров в сутки (Мокеев и др., 2005).

Действие этого процесса наблюдается на некоторых участках, на крутых берегах крупных рек и озерных котловин. Эти участки характеризуются близким залеганием к поверхности залежей подземного льда или развитием в верхних горизонтах сильнольдистых дисперсных пород. На таких участках очень часто образуются термоденудационные цирки или уступы. Действие процесса быстрой солифлюкции также наблюдается на участках развития термоэрозии по повторно-жильным льдам.

Термоэрозия. Большая часть современной эрозионной сети территории была сформирована в верхнеплейстоцен-голоценовое время, когда происходило формирование поверхности полуострова Ямал. На этот период приходится максимум тектонических движений и формирование комплекса морских и аллювиально-морских террас. При постоянном понижении базиса эрозии происходило интенсивное формирование речных долин и оврагов.

В настоящее время термоэрозионная деятельность поверхностных вод в значительной степени снизилась, но полностью не прекратилась. Наиболее интенсивно термоэрозионный размыв грунтов происходит в пределах крутых берегов рек, озер и вдоль побережья Карского моря. Наиболее часто молодые растущие овраги наблюдаются на подмываемых участках берегов рек Нгури-Яха, Надуй-Яха, Се-Яха.

Активизации процесса термоэрозии па этих участках способствуют такие экзогенные процессы, как боковая эрозия рек и термоабразия берегов озер. На подмываемых участках берега постоянно существуют условия для зарождения и активного развития оврагов. За счет подмыва берега и, следовательно, смещения базиса эрозии в сторону водораздела происходит постоянная активизация процесса эрозии. Стремясь к выработке профиля равновесия, происходит постоянный рост оврага в глубину и в длину. Очень часто на таких участках наблюдаются висячие устья оврагов.

Короткие эрозионные промоины и небольшие овраги наблюдаются в местах прорыва вод из, так называемых, «висячих» озер. Такие озера существуют на рассматриваемой территории в пределах плоских водораздельных поверхностей вблизи верхней бровки склона. Реже они встречаются на склонах долин ручьев и малых рек (Мокеев и др., 2005).

Термоабразия. Термическое разрушение берегов озер и морского побережья очень широко распространено на всей территории. Термоабразионной переработке подвержены берега большинства термокарстовых и пойменных озер полуострова. Процесс особенно активен, если в берегах обнажаются отложения с повторно- жильными или пластовыми льдами. Вследствие теплообмена с водой мерзлые породы быстро оттаивают. Оттаявший слой постепенно оплывает, обнажая мерзлую породу, что делает возможным ее непосредственный контакт с водой и быстрое разрушение. В основании берегов обычно образуется волноприбойная ниша, с нависающими над ней блоками мерзлых пород. Последние отрываются от коренного берега главным образом по ледяным жилам н морозобойным трещинам. Обрушившиеся блоки размываются волнами. В результате поддерживается большая крутизна береговых уступов, что способствует их быстрому разрушению. Со временем продукты разрушения коренных берегов накапливаются вдоль береговой линии, образуя отмель.

Морозобойное растрескивание пород. Это процесс образования и роста трещин в мерзлом грунте вследствие понижения его температуры в зимнее время ниже 0° С. Морозобойное растрескивание грунтов является одним из наиболее широкораспространенных криогенных процессов, действующих на территории полуострова. Проявление этого процесса наблюдается практически на всех горизонтальных и субгоризонтальных поверхностях всех геоморфологических уровней. Исключение составляют крутые и средней крутизны склоны.

С процессом морозобойного растрескивания грунтов связано образование полигонального микрорельефа и формирование повторно-жильных льдов. Последнее обстоятельство значительно увеличивает содержание льда в мерзлых породах и интенсивно влияет на динамику таких криогенных процессов, как термокарст, термоэрозия и термоабразия (Мокеев и др., 2005).

Криогенное пучение. В пределах территории полуострова так же широкое развитие имеет процесс криогенного пучения грунтов. Различают две его формы по времени действия: сезонную и многолетнюю.

Наиболее широкое распространение имеет сезонное пучение грунтов. Действие этого процесса наблюдается практически на всех геоморфологических уровнях. Широкому проявлению этого процесса способствует близкое залегание кровли многолетнемерзлых пород и высокая предзимняя влажность пород слоя сезонного оттаивания, которая очень часто достигает полной влагоемкости.

Процесс пучения начинается уже при промерзании самых верхних (3-5 см) горизонтов и продолжается в течение всего периода промерзания. Чаще всего сезонное пучение грунтов характеризуется образованием площадей пучения высотой 10-30 см (в зависимости от мощности слоя сезонного оттаивания). Реже, при неравномерном промерзании или промерзании замкнутых структур, образуются сезонные бугры пучения высотой до 0,5-1,0 м. Образование сезонных бугров пучения возможно на участках техногенного изменения естественных покровов (Мокеев и др., 2005).

Многолетнее пучение грунтов на рассматриваемых территориях развито более локально. Преобладают формы рельефа, представленные одиночными буграми пучения высотой от 3-5 м до 8-10 м. Образование таких бугров пучения приурочено, в основном, к промерзающим или промерзшим днищам спущенных или заросших озер. Изредка невысокие бугры пучения (3-4 м) встречаются в днищах котловин мигрирующих озер. Многолетнее промерзание несквозных таликов, сформировавшихся в свое время под дном озер, приводит к образованию бугров пучения сегрегационного, инъекционного или смешанного типов. Ядро таких бугров, как правило, представлено льдом или ледогрунтом.

Площадное многолетнее пучение грунтов наблюдается на отдельных обводненных участках высокой поймы таких рек, как Надуй-яха, Морды-яха, Се-яха. Кроме того, площади пучения нередко образуются в днищах хасыреев. Во всех этих случаях формируются невысокие (20-50 см) плоские, реже полого-выпуклые, бугры пучения, объединенные в площади 0,1-0,3 км². Площади пучения, как правило, разбиты сетью морозобойных трещин на полигоны. Понижения по трещинам между отдельными буграми пучения составляют 30-50 см и более. Формирование таких бугров пучения происходит за счет сегрегационного роста ледяных прослоем, происходящее в замкнутой или полузамкнутой системе.

Эоловая дефляция. На территории процессу эоловой дефляции подвержены участки поймы рек, пересекающих данную территорию. Помимо этого, участки проявления эоловой дефляции фиксируются в районах, где в верхней части разреза комплекса морских террас залегает маломощная пачка регрессивных песков (Мокеев и др., 2005).

Аккумуляция. На территории среди современных процессов аккумуляции преобладающими являются речная и озерная формы. Большинство озер мелководны с неглубокими озерными котловинами. В таких озерах процесс осадконакопления проявляется очень слабо из-за небольшого количества поступающего обломочного материала. Наиболее интенсивно накопление современных осадков наблюдается в глубоких озерах провально-котловинного типа, но и в этом случае мощность озерных отложений не превышает 5-7 м.

Современное накопление аллювиальных отложений наблюдается практически на всех реках, протекающих по территории. Среди этих отложений выделяются русловая и пойменная фации. Более интенсивно происходит накопление руслового аллювия. Мощность современных аллювиальных отложений изменяется от 2-3 м до 8-10 м в зависимости от размера реки.

Заболачивание. Равнинность территории, низкая испаряемость при большом количестве осадков, широкое распространение супесчано-суглинистых пород и близкое залегание к поверхности многолетнемерзлых пород - все это делает заболачивание (постоянное переувлажнение) одним из активнейших процессов рассматриваемой территории. Широкому распространению процесса заболачивания способствует также формирование отрицательных форм рельефа за счет действия процесса термокарста.

Наиболее интенсивно заболачивание территории происходит в пределах широких пойм крупных рек, а также на слабовогнутых участках водораздельных пространств, имеющих слабый дренаж. Все болота в пределах рассматриваемой территории мелкие, что объясняется небольшой мощностью слоя сезонного оттаивания на заболоченных участках. Процесс торфонакопления на заболоченных участках протекает очень вяло, что объясняется суровостью климатических условий (Мокеев и др., 2005).

Ямальский полуостров относится к области сплошного распространения многолетнемерзлых пород (ММП). Формирование ММП на севере Западной Сибири началось в среднем плейстоцене и продолжается в настоящее время. Многолетняя мерзлота на территории распространена повсеместно на водоразделах, в долинах малых и средних рек, на морских пляжах и мелководьях. Мощность ММП колеблется в широком диапазоне от 50 - 100 м вдоль побережья Карского моря до 150 - 300 м на морских и надпойменных террасах.

Сплошность мерзлых толщ нарушается с поверхности несквозными таликами, а

по разрезу - линзами криопэгов и охлажденными грунтами. Наибольшее распространение имеют гидрогенные (водно-тепловые) талики; значительно реже встречаются радиационно-тепловые.

Гидрогенные талики формируются и существуют под руслами рек с постоянным

и сезонным стоком и под озерами. Радиационно-тепловые талики приурочены к локальным участкам речных пойм, днищам логов и ложбин стока.

В долинах рек с временным стоком также существуют несквозные талики. В их формировании определяющая роль принадлежит снежному покрову, мощность которого в логах, оврагах, долинах малых водотоков регулируется глубиной их вреза и достигает 1,2 -4,0 м в самом начале зимы.

Мощность таликов здесь варьирует от 2-3 м в верховьях рек, логах, ручьях, полосах стока до 13-14 м в среднем и нижнем течениях рек с сезонным стоком.

Ярусность таликов, имеющая место под крупными транзитными реками, отмечается и под мелкими водотоками (Мокеев и др., 2005).

Подозерные талики достаточно широко распространены на территории. Они существуют под всеми озерами, глубина которых превышает 1,8 - 2,0 м. Границы таликов в плане совпадают с береговой линией озер, лишь на участках

песчаных отмелей возможно существование "козырьков" мерзлых пород. Мощность таликов варьирует от 2 м до нескольких десятков метров в зависимости от

размеров озера и его возраста.

Глубина сезонного протаивания на территории варьирует от 0,3 до 1,5 м. Наиболее типичные мощности сезонноталого слоя - 0,4-0,8 м (торфяники; слабо дренированные, часто оторфованные поверхности водоразделов и пойм с осоково- моховой растительностью) и 0,8-1,2 м (дренированные участки водоразделов и пологих склонов морских и аллювиальных террас с кустарничково-мохово-лишайниковой растительностью).

Развитие криогенных геохимических процессов идет на фоне общей переувлажненности территории. Вода в ее различных формах является главным химическим агентом, участвующим в различных процессах выщелачивания и переноса веществ. В интервале температур, характерном для криолитозоны (от 0 до -11° С), значительная часть воды в мерзлой породе остается в жидкой фазе. Эта вода, располагаясь на поверхности частиц породы в виде тонких пленок, способна мигрировать в мерзлой толще вместе с растворенными в ней химическими элементами при отрицательных температурах. Пленочная вода может находиться в немерзлом состоянии до -70°С, направление ее движения определяется не силой тяжести, а термобарическим градиентом. Это обеспечивает возможность транспортировки элементов снизу-вверх в толще многолетнемерзлых пород (Московченко, 2010).

Следует также отметить важную роль ММП как водоупора. В ходе процессов внутрипочвенного стока движение влаги происходит по верхней границе ММП. Вследствие переувлажнения почвенной толщи очень часто нижние горизонты почв испытывают недостаток кислорода, создается восстановительная обстановка, что приводит к оглеению почв и находит морфологическое выражение в формировании горизонтов сизого, серо-сизого цвета. Вместе с тем в почвах легкого механического состава поверхностные горизонты отличаются доминированием окислительной обстановки. Контрастные окислительно-восстановительные условия - характерное свойство геохимии почв тундры.

Для мерзлотных ландшафтов характерен высокий уровень механической миграции, обусловленный морозной сортировкой материала и криогенным выветриванием. Одним из видов проявлений криогенеза является механическое перемешивание минеральных и органогенных почвенных горизонтов. В ряде случаев отмечается проявление экзогенных процессов, связанные со значительным перемещением твердого и жидкого материала (термоэрозия, солифлюкция, термокарст, морозное пучение, растрескивание, криотурбационные процессы) (Московченко, 2010).

1.2 Климатические особенности

Полуостров Ямал отличается значительной суровостью климата. Он формируется под влиянием расположения континента и циркуляции воздушных масс, а также открытость территории. Близость Северного Ледовитого океана по отношению к исследуемой территории не оказывает смягчающего воздействия на климат. Одним из основных источников холода в летнее время и очагом значительных ветров в зимнее время года является Карское море.

Одна из отличительных особенностей - резкие колебания температуры в любой сезон года как в течение суток, так и от суток к суткам: открытость территории способствует глубокому проникновению воздушных масс в ее пределы. Наибольшая изменчивость наблюдается в январе, когда изменения температуры составляют 23-25 °С за сутки, а максимальная достигает 30 °С.

Активная циклоническая деятельность в зимний период приводит к резким перепадам давления и колебаниям температуры, сопровождающимся метелями и сильными порывами ветра. Термический режим нестабилен. Солнечная жаркая погода может резко смениться пасмурной, с холодным дождем, реже - снегопадом, сопровождающимся понижением температуры до 0 °С и ниже. Можно выделить два периода неустойчивости погодных условий на Ямале: в начале зимы (ноябрь-декабрь) и весной (май).

Циркуляционные процессы восточного типа способствуют адвекции холода по южной и юго-западной периферии арктических антициклонов и понижению температуры воздуха. Ноябрь и декабрь отличаются сильными метелями, что ужесточает и без того суровые климатические условия. Наиболее низкая среднемесячная температура наблюдается в феврале, это связано с близким расположением моря. Для января и февраля характерны морозы с температурой, иногда доходящей до минус 50°С. Снежный покров появляется обычно в середине-конце сентября, его устойчивое образование приходится на середину октября. Вслед за снежным покровом начинаются морозы и устанавливается зимний режим.

Число дней с оттепелями невелико. К типично зимним месяцам относятся март и апрель. Температуры по-прежнему остаются низкими, несмотря на увеличение продолжительности дня. В мае гораздо больше пасмурных дней, чем в апреле, возрастают холода и резкая смена погодных условий. В отдельные дни температура может достигать 10-13 °С (Мокеев и др., 2005).

Температурный режим в июне зависит от процессов прогревания и увлажнения воздушных масс, приходящих с севера и северо-запада. Благоприятные условия для наибольших величин радиационного баланса формируются в июне, в связи с максимальным притоком солнечной радиации. Период с незаходящим солнцем длится около трёх месяцев. Начиная с конца июня, сумма приходящей радиации уменьшается, но температура продолжает возрастать. Это объясняется прогревом подстилающей поверхности и выносом более теплых воздушных масс с юга.

Период вегетации растений продолжается не более двух месяцев. Средняя температура самого тёплого месяца в году, июля, составляет 7,3 °С. Если считать лето периодом с устойчивой среднесуточной температурой воздуха ?0, то можно утверждать, что летний период на исследуемой территории чрезвычайно короткий. Бывает, что летний период практически отсутствует и весна постепенно переходит в осень.

Летние колебания температур определяются вторжением воздушных масс: теплые континентальные массы с юга способны спровоцировать повышение температуры в июле - августе до 30 °С, а холодные арктические массы приводят к резким понижениям температуры до - 5 °С.

Осенью переход к отрицательным температурам происходит быстрее, чем весной к положительным. Этот период отмечается наиболее высокой влажность воздуха, большим количеством выпадающих осадков и туманами. Близко расположенное Карское море влияет на период перехода среднесуточной температуры воздуха через 0 °С

Больше половины от общего количества зимних осадков приходится на первую половину зимы. Годовой минимум приходится на февраль - март. Снежный покров в тундре сохраняется на протяжении примерно 250 дней, его распределение по территории крайне неравномерное. Снег сдувается с возвышенных участков из-за большой повторяемости метелей, откладываясь в понижениях гидрографической сети. Лишь в начале июня происходит разрушение устойчивого снежного покрова.

Близкое расположение Северного Ледовитого океана, открытость территории полуострова, резкие колебания температур и нестабильность термического режима - все эти факторы позволяют утверждать, что полуостров Ямал относится к зоне недостаточной теплообеспеченности и избыточного увлажнения. За короткий теплый период выпадает около 200 мм осадков, но вследствие недостатка тепла их количество оказывается избыточным. Испарение во все месяцы меньше выпадающих осадков, и относительная влажность держится на высоком уровне (Мокеев и др., 2005).

Климат исследуемой территории можно охарактеризовать следующим образом: суровая продолжительная зима (от 6 до 8 месяцев) с длительными заморозками и устойчивым снежным покровом. Лето очень короткое и холодное, короткие переходные периоды и безморозный период. Из-за значительной облачности и частых туманов на территории полуострова, несмотря на долгий световой день, продолжительность солнечного сияния и его интенсивность незначительна.

1.3 Гидрографическая сеть

Поскольку полуостров Ямал относится к зоне избыточного увлажнения, его гидрографическая сеть хорошо и равномерно развита. На это повлияло и распространение многолетнемерзлых пород (ММП) по его территории.

Реки полуострова относятся к типично равнинному типу, сильно меандрируют. Долины рек широкие, днища плоские и заболоченные, борты невысокие (10-40 м). Для рек Бованенковского ГКМ (Морды-Яха, Надуй-Яха, Сеяха) характерны случаи межбассейнового перехвата стока, что объясняется фрагментарным характером водоразделов в низовьях рек. Основными водоразделами бассейнов служат останцы III-ей морской террасы. Поскольку они не имеют сплошного характера, в половодье происходит межбассейновое перемещение масс. В результате русла пойменных проток хорошо развиты, что усложняет определение основной реки при исследованиях.

Рекам Ямала свойственен западносибирский тип водного режима: пологое весенне-летнее половодье и низкая осенне-зимняя межень. Гидрограф половодья имеет обычно один максимум. Чем крупнее река, тем плавне очертания гидрографа стока. При выходе воды на пойму наблюдается заполнение аккумулирующих емкостей. Период высоких уровней рек Ямала незначителен по продолжительности - 2-3 суток, до 5 суток в годы с высокими снегозапасами. Во время летней межени уровень воды в нижнем течении рек определяется скорее уровнем моря, чем величиной расхода воды.

Ледовые явления на реках Ямала начинаются с устойчивым переходом через нуль температуры воздуха примерно в середине октября. Замерзание воды происходит быстро и почти одновременно по всей длине реки. Когда реки Ямала очищаются ото льда (конец июня) прибрежные воды Карского моря еще находятся подо льдом, поэтому воды разливается по поверхности ледяного покрова моря и промывает в нем каналы.

Полуостров Ямал отличается также и обилием озер, 80% которых внутриболотные. Распределение озер по территории неравномерное - относительно крупные озера расположены в центре полуострова. На территории Бованенковского ГКМ в бассейне реки Сеяха расположено 69 внутриболотных и 8 водно-эрозионных озер.

В структурно-гидрогеологическом плане территория относится к Прикарскому

бассейну стока подземных вод. По соотношению с многолетнемерзлыми породами выделяются следующие типы подземных вод:

- надмерзлотные;

- межмерзлотные (внутримерзлотные);

- подмерзлотные.

К надмерзлотным водам относятся воды сезонноталого слом, претерпевающие ежегодные изменения фазового состояния, а также воды несквозных таликов (подрусловых, подозерных и радиационно-тепловых). Надмерзлотные воды сезонноталого слоя залегают на глубине 0,2-1,5 м от дневной поверхности, непосредственно над кровлей мерзлой толщи. Мощность водонасыщенного слоя не превышает 0,1-0,2 м.

Основной источник питания надмерзлотных вод - летние атмосферные осадки и

влага за счет таяния подземных льдов. Воды находятся в безнапорном, часто застойном состоянии. Разгрузка надмерзлотных вод происходит во всех понижениях рельефа, в нижних частях склонов и приводит к значительному обводнению и заболачиванию

понижений рельефа. При зимнем промерзании эти воды приобретают напор,

происходит криогенное распучивание грунтов и формируются сезонные бугры (Мокеев и др., 2005).

Воды этого слоя слабо минерализованные, слабокислые (рН 5 - 6.5). По составу воды

гидрокарбонатные кальциевые и гидрокарбонатно-натриево-кальциевые; реже - хлоридно-гидрокарбонатно-натриево-кальциевые и гидрокарбонатно-натриево-магниевые.

Водовмещающими породами надмерзлотных вод подрусловых таликов в основном являются голоценовые аллювиальные и аллювиально-морские отложения. Мощность водоносного горизонта определяется размерами таликов. Воды обладают слабым, но постоянным гидродинамическим напором.

По химическому составу воды подрусловых таликов гидрокарбонатно-хлоридно-

натриевые с разнообразной концентрацией ионов кальция и магния. Воды слабо

минерализованные. Реакция вод нейтральная (рН 6,4 - 6,6). Химический состав и минерализация вод подозерных таликов практически идентичны аналогичным характеристикам вод подрусловых таликов.

Межмерзлотные воды на территории встречаются крайне редко из-за монолитной в разрезе толщи многолетнемерзлых пород. Межмерзлотные воды относятся к высокоминерализованным водам с отрицательной температурой. Из-за локального распространения, малого дебита и высокой минерализации эти воды не могут служить источником даже для технических нужд.

Сведения о подмерзлотных водах крайне ограничены. Данные воды залегают на значительной глубине, контролируемой положением подошвы многолетнемерзлых пород. Ниже толщи многолегнемерзлых пород находится слой охлажденных засоленных пород, насыщенный прослоями и линзами высокоминерализованных вод хлоридно-натриевого состава. Мощность этого слоя поданным бурения и геофизики достигает 100 - 150 м (Мокеев и др., 2005).

1.4 Почвы и растительность

Территория Ямальского полуострова расположена в зоне арктических и субарктических тундр, лишь южная часть относится к лесотундрам. Высокая объемная льдистость многолетнемерзлых пород, низкие среднегодовые температуры воздуха и низкая продуктивность растительных сообществ определяют слабую дренированность почвы и её заболачивание. На формирование почвенного покрова влияют породы, относящиеся к осадочным четвертичным образованиям.

В основном широкое распространение получили тундровые глеевые и тундровые слабо глеевые иллювиально-малогумусовые мерзлотные почвы. При бедном типовом составе почвенный покров выделяется своей сложной структурой и пестротой. Одной из важных особенностей его структуры является незначительная величина элементарных почвенных ареалов.

По генезису и свойствам почвенный покров можно разделить на две крупные группы: почвы водоразделов или зональные; почвы речных долин или интразональные. Сочетание почв данных групп, в зависимости от соотношения водоразделов и долин, а также их формы, определяет структуру почвенного покрова отдельных районов.

На породах тяжелого гранулометрического состава доминирующими среди почв

являются тундровые мерзлотно-глеевые почвы с различной мощностью торфяного горизонта, гораздо реже встречаются тундровые мерзлотно-глеевые дерновые почвы. Мерзлотные глеевые почвы распространены на выпуклых и плоских вершинах

гряд, а также на склонах. Данные почвы встречаются в комбинации с тундровыми болотно-глеевыми торфяными и болотными торфяными почвами (Мокеев и др., 2005).

Комплексность почвенного покрова и его структура определяются хорошо развитыми формами микрорельефа:

- нанополигональным,

- пятнистым,

- пятнисто-бугорковатым с микрозападинами.

Почвы пятен, или остаточно глеевые почвы развиты под пятнами-медальонами,

в том числе и зарастающими. Обычно они не имеют органогенного горизонта,

либо он представлен небольшим прослоем лишайников толщиной 0,5 - 1 см. На пологих и покатых склонах, под ивняками травяно-моховыми, распространены мерзлотно-глеевые почвы с варьирующей мощностью торфяного горизонта. Они образуют мозаики с болотными почвами микрозападин.

В тундровых дерново-глеевых почвах вместо торфа, мощность которого не превышает 3-5 см, на поверхности отмечается дерновый горизонт. Обычно такие

почвы развиваются на более сухих, хорошо дренируемых участках. В глеево-дерновых почвах, которые обычно формируются на месте глеево-торфянистых и торфяных после их естественного или антропогенного разрушения, запас питательных веществ сосредоточен в слое тонкой дернины. Практически всегда развитие дернового процесса сопровождается снижением активности глееобразования (Мокеев и др., 2005).

Ведущими почвообразовательными процессами, определяющими свойства тундровых мерзлотно-глеевых почв, являются криогенез, глееобразование и умеренное накопление торфа. Слабый темп минерализации и гумификации и быстрое выщелачивание (из- за обилия влаги, кислой реакции среды и легкой растворимости зольных элементов) приводят к тому, что малоразложившиеся растительные остатки оказываются сильно выщелоченными, обедненными основаниями. Большая часть оснований необратимо выносится из почвенной толщи, и лишь незначительная часть остается, создавая относительное накопление в органогенных горизонтах. А.И.Перельман [1975] выделил особый тундровый тип биологического круговорота веществ, свойствами которого являются низкий темп минерализации растительных остатков, и важное участие таких элементов, как алюминий, железо, марганец. Низкая интенсивность биологического круговорота, и связанная с этим низкая самоорганизация определяют малую устойчивость ландшафтов к антропогенному воздействию.

Усиление гидроморфности, свойственное ландшафтным комплексам плоских слаборасчлененных водоразделов, покрытых травяно-моховыми, ивняково-ерниковыми травяно-зеленомошными,кустарничково-травяно-сфагново-зеленомошными фитоценозами, проявляется в формировании болотно-тундровых почв (торфяно-глееземов). Болотно-тундровые криогенно-глеевые почвы формируются в пределах плоских или слабонаклонных поверхностей водораздельных увалов, небольших понижениях рельефа. В минеральных горизонтах интенсивно развивается глеевый процесс. Мощность торфа составляет 10-15 см в микропонижениях, 15-25 см на буграх. Как и в тундровых глеевых, в болотно-тундровых почвах химические показатели верхней органогенной части профиля заметно отличаются от показателей нижележащей минеральной толщи. Органогенные горизонты характеризуются более кислой реакцией, высокой гидролитической кислотностью, меньшей степенью насыщенности основаниями.

Почвы переходного типа от тундровых к болотным - болотно-тундровые мерзлотно-глеевые почвы. Формируются в тех же ландшафтах, что и мерзлотно-глеевые почвы, но в условиях избыточного увлажнения. Образуются в термокарстовых микрозападинах, полигональных трещинах, которые образуются после вытаивания грунтовых льдов. В обводненных микрозападинах (диаметром обычно от 1 до 10 м) тундровые сообщества отмирают и заменяются болотными - пушицево-осоково-гипновыми. На поверхности унаследованного тундрового торфа накапливается болотный - осоково-гипновый торф (Мокеев и др., 2005).

В минеральных горизонтах исходной почвы интенсивно развивается глеевый процесс. Но в отличие от болотных почв сохраняется чередование горизонтов, свойственных тундрово-глеевым почвам.

Практически для всех почв тундр Западной Сибири характерна кислая и слабокислая реакция почвенных растворов в поверхностных органогенных горизонтах. Наиболее кислой реакцией среды характеризуются почвы гидроморфного ряда развития - болотно-тундровые и болотные низинные, что вызвано подкислением при разложении остатков растений. Почвы отрицательных элементов микрорельефа (микропонижений, ложбин), более кислые, чем почвы положительных (бугорков, валиков). В нижней части профиля величина рН увеличивается, реакция среды становится близкой к нейтральной. В почвах, сформировавшихся на морских отложениях различного возраста, спорадически наблюдается сдвиг рН в щелочную сторону. Несвойственна кислая реакция почвы и аллювиальным почвам, на биохимические процессы в которых оказывают влияние состав пойменной растительности с доминированием разнотравья, злаков и малым обилием кустарничков и мхов, пойменный режим с привнесением мелкозема. Необходимо отметить, что механический состав пород слабо влияет на величину рН. Как у песчаных, так и у суглинистых пород кислотность нижележащих минеральных горизонтов примерно одинакова у и близка к нейтральной. Закономерное возрастание рН вниз по профилю почв тундровой зоны неоднократно отмечалось в предшествующих исследованиях [Васильевская и др., 1986]. Вместе с тем необходимо отметить, что пространственное распределение кислотности почв зависит от типа растительности и характера увлажнения. В арктических тундрах со слаборазвитым, зачастую несомкнутым растительным покровом, и хорошим дренажем, что свойственно песчаным субстратам, почвы менее кислые, чем на участках с хорошо развитой растительностью и значительным переувлажнением (Мокеев и др., 2005).