1 Режимные наблюдения на ключевых участках
За период выполнения проекта в 2021-2022 гг. в Тенькинском городском округе (ТГО) Магаданской области, в котором расположены ключевые объекты – Анмангындинская наледь и Колымская водно-балансовая станция (КВБС), была оборудована сеть мониторинга за природными процессами горной криолитозоны (Рис. 1). Площадь ТГО составляет более 35 000 км2, по территории ТГО проходит Тенькинская трасса, которая соединяет г. Магадан и золотодобывающие рудники таких крупных компаний, как Павлик и Полюс, а также многочисленные, более мелкие артели. ТГО является ведущим районом Магаданской области по добыче драгоценных металлов.
В рамках второго этапа проекта в 2022 г. на ключевых участках исследования (Колымской водно-балансовой станции и Анмангындинской наледи) расширена сеть наблюдений и продолжен мониторинг метеорологических характеристик, динамики подземных и поверхностных вод, состояния многолетнемерзлых пород, снежного покрова. В 2022 году получены и обрабатываются уникальные гидрометеорологические, гидрогеологические и мерзлотные данные высокого временного разрешения.
1.1 Сеть мониторинга на ключевом участке «Анмангындинская наледь»
Список пунктов наблюдений на ключевом участке «Анмангыдинская наледь» с указанием оборудования, его характеристик, временного разрешения и периодов действия приведен в Ошибка! Источник ссылки не найден.. Схема расположения оборудования показана на Рис. 2.
В бассейне реки Анмангында автоматические портативные метеорологические станции KESTREL 5000 установлены в центральной части наледной поляны с июля 2020 года и возле термометрической скважины «Солонцовый» с 2021 г. (Табл. 2), они работают круглогодично с часовым разрешением (Табл. 1).
В летний период на исследуемой территории устанавливаются автоматические осадкомеры Hobo Onset, RG3-M (максимальная норма осадков 12.7 см/ч) для получения данных о количестве и интенсивности жидких осадков. Они также оборудованы датчиками температуры воздуха. Осадкомеры оборудованы в центральной части наледной поляны (2020, 2021, 2022 г.); на 140-м км Тенькинской трассы (2021, 2022 гг.), в верхней части речного бассейна (2022 г.) и возле термометрической скважины «ГП-2» (2022 г.). Температура воздуха записывается с часовым разрешением. Характеристики осадкомера приведены в Табл. 2.
В 2020 г. для непрерывного получения информации об уровне и температуре воды оборудованы три гидрологических поста (выше и ниже образования наледи, а также на крупном притоке р. Ольчан) датчиками HOBO U20-001-02. В 2022 г. был оборудован дополнительный пост в центральной части наледной поляны, где сама наледь не образуется, а сток реки наблюдается круглогодично. Характеристики логгеров давления приведены в Ошибка! Источник ссылки не найден.. Для наблюдений за атмосферным давлением, необходимым при расчете уровней подземных и поверхностных вод, используются логгеры давления фирмы Hobo.
Для наблюдения за уровнем и температурой подземных вод в гидрогеологических скважинах установлены автоматические логгеры компании HOBO U20L-04 c 4-часовым разрешением.
В 2021 г. в бассейне р. Анмангында было пробурено 4 термометрические скважины в разных ландшафтах глубиной от 5 до 15 м и 3 гидрогеологические скважины глубиной 8 м. Каждая скважина для наблюдения за температурой грунта оборудована косами компании «ИМПЕДАНС» (г. Москва) с 4-х часовым разрешением. Количество датчиков на каждой косе составляет от 17 до 38 штук на расстоянии 10, 25 и 50 см друг от друга в зависимости от глубины залегания. В термометрической скважине «Солонцовый» дополнительно используется логгер компании Onset сomputer сorporation (HOBO Pro series, 4 канальный) с терморезисторными датчиками (точность измерения 0.15℃). Датчики расположены на глубинах 0.5, 1.0, 3.0 и 5.0 м.
В зимний период все термометрические скважины оборудованы снегомерными рейками, фотоловушками с режимом ежедневной фиксации высоты снежного покрова и логгерами температуры воздуха, что позволит оценить влияние природных факторов на термический режим грунтов.
В зимний период также действует снегомерная подушка, она позволяет получать информацию не только о высоте снежного покрова, но и запасе воды в нем. Снегомерная подушка, установленная в 2021 г. в центральной части наледной поляны, в мае 2022 г. вышла из строя из-за нанесенного ущерба дикими зверями. После ремонтных работ была введена в эксплуатацию на том же месте.
В полевой сезон 2022 года в бассейне р. Анмангында разбита площадка CALM. CALM – «The Circumpolar Active Layer Monitoring Network» представляет собой долгосрочную программу наблюдений за реакцией активного слоя на изменение климата. В настоящее время в программе участвует 15 стран, а число мониторинговых площадок составляет 200 шт. (https://www2.gwu.edu/~calm/). В России по состоянию на 2021 г. наблюдения были проведены в 39 пунктах. Также в разное время измерение глубины сезонно-талого слоя проводилось на 29 площадках, продолжительностью от 1 до 18 лет. Станции расположены на ограниченной территории, в основном на территории Республика Саха, Якутия (11 шт.), Ямало-ненецкого автономного округа (7 шт.), Чукотском автономном округе (4 шт.), а также Красноярском крае (2 шт.), Ненецком автономном округе (2 шт.) и Республике Коми (3 шт.). Самый длительный ряд наблюдений (27 лет), начиная с 1995 г., получен на полуострове Ямал у полярной станции Марре-Сале, где средняя глубина сезонно-талого слоя составляет 115 см (1995-2021 гг.).
В Магаданской области такой пункт мониторинга оборудован впервые. Площадка CALM представляет собой площадку размером 100 на 100 м, для закрепления 121 реперной точки с шагом 10 м использовалась арматура, которая была вбита в грунт. Измерения сезонно-талого слоя было проведено дважды за год по сетке у закрепленных на местности реперов через каждые 10 м с 3-кратной повторяемостью щупа.
Площадка расположена на склоне у левого борта р. Анмангында (Рис. 2б) в пределах лиственничного редколесья на мохово-лишайниковой подстилке с подростом карликовой березы и кустарничков (Рис. 3).
1.2 Сеть мониторинга на ключевом участке «КВБС»
На Колымской водно-балансовой станции в 2021 г. была развернута сеть из 4 уровненных гидрологических постов в типичных горных ландшафтах (Рис. 4, Табл. 3).
На трех водосборах также были установлены осадкомеры HOBO для наблюдения за температурой воздуха и осадками. После полевого сезона 2021 г. все датчики, кроме осадкомеров на водосборах «Северный» и «Морозова», были сняты. Осадкомер на водосборе «Морозова» был обнаружен в мае 2022 г. в поврежденном дикими животными состоянии. Данные с логгера считать не удалось.
В 2022 г. летом на территории станции было пробурено и оборудовано 2 термометрические скважины глубиной 15 м, в октябре 2022 г. были установлены снегомерные рейки с фотоловушками для наблюдения за снежным покровом, возле одной скважины установлен осадкомер для получения данных о температуре воздуха и количестве осадков.
В 2022 г. были установлены две автоматические метеорологические станции в поселке Кулу (Рис. 5а) и в непосредственной близости от Анмангындинской наледи (Рис. 5б). Метеорологическая станция на Анмангындинской наледи передает показания по спутниковой связи в режиме реального времени (Рис. 6).
Три новых термометрических скважин было пробурено и оборудовано для наблюдения за температурой грунта на глубинах до 15 м (Рис. 1, Табл. 4). Они расположены в типичных ландшафтах верховьев бассейна р. Колымы в разных высотных зонах. В октябре 2022 г. все скважины оборудованы снегомерными рейками, приборами для измерения температуры воздуха (логгер, метеорологическая станция или осадкомер) и фотоловушками для ежедневной фиксации высоты снежного покрова (Рис. 7). Это позволит оценить влияние природных факторов на термический режим грунтов.
Сеть наблюдений также включает отбор проб осадков на изотопный состав (Рис. 1, Табл. 4), речной воды на изотопный, гидрохимический состав и органику. Результатам анализа изотопного состава природных вод Северо-Востока посвящен отдельных раздел отчета – см. Раздел 3.
1.3 Результаты мониторинга на ключевом участке «Анмангындинская наледь»
1.3.1 Метеорологические наблюдения
Метеорологическая станция Усть-Омчуг находится в 30 км от ключевого участка наблюдений «Анмангындинская наледь». Анализ многолетних данных (1967–2021 гг.) этой станции показал, что средняя годовая температура воздуха составляет 9.8℃, в наиболее холодные месяцы (декабрь–январь) –35, –40°С с абсолютным минимумом –57°С, в теплые (июль) +11.7°С с абсолютным максимумом +33.6°С. Осадки выпадают неравномерно, среднемесячная сумма в мае, июне, июле и августе составляет 23, 49, 60 и 65 мм соответственно, средняя годовая достигает 341.5 мм (Метеорологический…, 2021).
В период выполнения проекта в разных частях бассейна р. Анмангында были установлены метеорологические станции и осадкомеры для оценки изменения количества осадков с высотой и градиента температуры воздуха. Анализ метеорологических условий проводился за два периода сентябрь 2020 г. – август 2021 г. (2020/2021) и сентябрь 2021 г. – август 2022 г. (2021/2022). Средняя многолетняя температура воздуха за этот промежуток времени составляет 9.9℃, а количество осадков – 341.5 мм.
По данным метеорологической станции «База Лагерь», установленной в 2020 г. в средней части наледной поляны максимальная средняя суточная температура наблюдается в июнеиюле месяцах, минимальные в декабре (Рис. 8). Годовая амплитуда температур за 2020/2021 г. составила 48.4℃, а в 2021/2022 г. 50.0℃. Такие условия характерны для резко континентального климата. Переход среднесуточной температуры воздуха через 0℃ в сторону отрицательных значений наблюдался 3 октября 2020 г., а устойчивый переход в сторону положительных – 29 апреля 2021 г., в следующий сезон период отрицательных температур составил 4 октября 2021 г. – 1 мая 2022 г. Таким образом, длительность периода отрицательных температур составляет почти шесть месяцев.
Средняя месячная влажность воздуха в течение всего года превышает 60%, а средняя годовая составляет 69%. Высокая влажность наблюдается в период активного формирования наледи (октябрьфевраль), среднемесячные значения за период 20202022 гг. в эти месяцы варьировались в пределах 7079% (Рис. 9). Также наибольшая влажность отмечается в августе, когда наблюдается непрерывное выпадение осадков.
Среднее за два года давление в пункте «База Лагерь» составляет 925 мб. Максимальное среднее месячное давление наблюдается в сентябре (933.1 мб в 2020 г. и 930.1 мб в 2021 г.), а минимальное в декабре (915.6 мб в 2020 г., 918.8 мб в 2021 г.). Годовая амплитуда среднего месячного атмосферного давления составила 17.5 мб (2020 г.) и 11.3 мб (2021 г.) за период исследования (Рис. 10).
В 2021 г. в нижней части наледной поляны и возле р. Солонцовый были установлены метеорологические станции KESTREL 5000 с часовой записью данных. Результаты наблюдений были осреднены до суточных значений и представлены на Рис. 11.
Средняя годовая температура воздуха 2021/2022 г. по станции «Солонцовый» отрицательная (9.0℃). Пять месяцев в году (майсентябрь) средняя месячная температура положительная (Рис. 11). Самый холодный месяц в году – декабрь, средняя температура декабря составила 33.5℃. Самая низкая суточная температура воздуха наблюдалась в ночные часы с 9 на 10 декабря 2021 г., среднесуточное значение составило 46.6℃. Самый теплый месяц – июль, средняя месячная температура воздуха в 2022 г. составила +17.0℃, максимальная достигла +32.7℃ (днем 7 июля). Годовая амплитуда температур за 2021/2022 г. составила 50.6℃.
Ход температуры на станции «Нижняя наледь» повторяет ход темпрературы волны тепла и холода, наблюдаемые на станциях «База Лагерь» и «Солонцовый» (Рис. 12). Однако средняя годовая температура воздуха в 2021/2022 г. выше на 0.1 и 1℃ соответственно, при значении 8.0℃. Средняя месячная температура самого холодного (декабрь) и самого теплого (июль) месяцев составила 33.3℃ и +18.2℃ соответственно. Годовая амплитуда составляет 51.5℃, это выше, чем на других станциях.
По данным метеорологической станции «База Лагерь» средняя годовая температура воздуха за период сентябрь 2020 – август 2021 г. составила –8.5℃, за период сентябрь 2021 – август 2022 г. –8.1℃. За тот же промежуток времени по м/с Усть-Омчуг средняя годовая температура воздуха была 8.6 и 8.3℃ соответственно. Разность температур 20202021 гг., 20212022 гг. со средней многолетней (19672021 гг.) составила +1.3 и +1.6℃. Таким образом исследования на ключевом участке «Анмангындинская наледь» проводились в годы повышенных температур воздуха.
За период сентябрь 2021 – август 2022 г. средняя температура воздуха в пункте «Нижняя наледь» составила 8.0℃, а в пункте «Солонцовый» 9.0℃. Это самая высокая и низкая температура воздуха соответственно по данным четырех станций (Табл. 5).
Анализ средних месячных температур воздуха (Рис. 13) показал, что в переходные месяцы (сентябрь, октябрь, март, апрель) наибольшие значения отмечаются на станции «Нижняя наледь», в период с ноября по февраль на станции «База Лагерь». Это может быть связано с тем, что возле станций располагаются водные объекты, которые при замерзании выделяют дополнительное тепло в атмосферу. Практически во все месяцы наименьшая средняя месячная температура воздуха наблюдалась на м/с «Солонцовый». В летний период (майавгуст) максимальные средние месячные температуры отмечаются по м/с Усть-Омчуг.
Дополнительно сведения о температуре воздуха были получены с автоматических осадкомеров HOBO, которые были установлены в летний период на разных высотах в пределах бассейна р. Анмангында. Результаты наблюдений представлены на Рис. 13, Рис. 14 и в Табл. 6.
Автоматические осадкомеры предназначены только для измерения жидких осадков, поэтому их установка производится ежегодно в начале теплого периода. В 2021 г. было установлено два датчика, один в пункте «База Лагерь» (734 м), а второй на 140 км Тенькинской трассы (888 м). При транспортировке второй датчик вышел из строя, поэтому данные по нему получить не удалось. В 2022 г. сеть осадкомеров включала три прибора – «База Лагерь» (734 м), «140 км» (888 м) и «Сопка» (1027 м). Дополнительно для анализа режима осадков использовалась информация с метеорологической станции Усть-Омчуг (Рис. 15).
Общее количество жидких осадков за период с момента работы датчика «База Лагерь» (08.05.21 г.) до 06.09.21 г. составило 110.6 мм. В расчет не включена информация о количестве осадков за 2526 июля, так как оборудование было повалено дикими животными и его было необходимо переустановить. По ближайшей метеостанции Усть-Омчуг (24898) за этот период выпало 36.8 мм. Продолжительный обложной дождь, наблюдавшийся 26 июля 2021 г., привел к формированию паводка.
В 2022 г. за наблюденный период наибольшее количество осадков выпало в августе и сентябре (Рис. 16). По данным датчика «140 км» с 10 по 16 августа ежедневно выпадало от 0.8 до 6.4 мм осадков, а с 18 по 25 августа 1.214.6 мм, с 27 по 31 августа также наблюдался непрерывный обложной дождь (0.26.8 мм/сут). Общее количество осадков за август составило 94.4 мм. На станции «Сопка» максимальное количество осадков за сутки достигло 23.6 мм (22 августа), за месяц выпало 111.2 мм. По данным м/с Усть-Омчуг на протяжении 13 суток (1325 августа) наблюдались осадки от 0.1 до 17 мм, общая сумма за этот период составила 50.2 мм. Это больше, чем по результатам наблюдений датчика «База Лагерь». Здесь с 10 по 25 августа (16 суток) ежедневно регистрировались осадки от 0.2 до 9.0 мм, в сумме составив 44.4 мм. Интенсивное выпадение осадков способствовало переувлажнению почвы и формированию паводка, который наблюдался по всем гидрологическим постам бассейна р. Анмангында.
Средняя месячная температура воздуха по м/с Усть-Омчуг (576 м) ниже температуры станции «База Лагерь» (732 м) (Рис. 17а). С высоты 732 м до 1027 м наблюдается естественный ход температур – понижение с высотой, градиент температуры (База Лагерь – Сопка) составил 0.55℃/100 м в июле, 0.45℃/100 м и 0.60℃/100 м в августе и сентябре соответственно.
Осадки по территории выпадают неравномерно (Рис. 17б). Наибольшее количество осадков за период июль-сентябрь 2022 г. наблюдалось на станции «Сопка» (181.8 мм), а наименьше (99.4 мм) в пункте «База Лагерь». Количество осадков по данным м/с Усть-Омчуг составило 129.4 мм, а на 140 км – 159.2 мм. Таким образом, распределение осадков с высотой по станциям База Лагерь – 140 км – Сопка в среднем составляет +3.7 мм; +20.1 мм и +3.8 мм на 100 м с июля по август соответственно.
Автоматический мониторинг метеорологических параметров с помощью станции СоколМ-1 (запущена 05.10.22 г.) показал, что с 5 октября по 17 ноября на территории преобладал юго-восточный ветер (35 случаев или 79.5%), юго-западный наблюдался в 15.9% (7 случаев), а северо-западный – менее 5% (2 случая).
Сведения о количестве осадков в зимнее время не предоставляются. Датчик измерения скорости ветра вышел из строя. Ход температуры и влажности воздуха согласуется с ходом этих параметров по м/с Усть-Омчуг (Рис. 18, Рис. 19).
Рядом с метеорологической станцией СоколМ-1 установлена снегомерная рейка, а также фотоловушка для получения информации о снежном покрове.

1.3.2 Гидрологический мониторинг
В течение зимнего периода производились измерения расходов воды на гидрологическом посту выше наледи (ГП-1), а также в средней ее части (База лагерь) – в тех створах, где сток воды в зимний период не прекращается. На протяжении теплого периода, после окончания ледостава и разрушения наледи, измерения скорости речного потока (с учетом безопасности) проводятся на четырех створах: выше наледи (ГП-1), ниже наледи (ГП-2), в средней ее части (База лагерь) и на притоке р. Ольчан (ГП-3).
Измерения скорости потока производятся двумя типами приборов (Табл. 7). Принцип действия ИСП-1 базируется на вращении лопастного винта гидрометрической вертушки под действием набегающего водного потока. В зимнее время при низких температурах воздуха лопастной винт ИСП-1 обледеневает, поэтому при таких погодных условиях целесообразно использовать измеритель скорости потока Посейдон-1, принцип которого основан на использовании закона электромагнитной индукции Фарадея. В воде, движущейся в электромагнитном поле, индуцируется напряжение, значение которого пропорционально скорости ее движения. Преимущество прибора Посейдон-1 состоит в том, что он не имеет крутящихся деталей (Рис. 20).
Гидрологический пост ГП-1 расположен выше наледи. Это основная протока р. Анмангында, находится в 100 м ниже впадения ручья Солонцового, ширина реки 23 м. На правом берегу произрастают лиственницы, кустарнички, сам берег высокий, в метре от него стрежень. В период половодья берег подмывается, деревья выкорчевывает и сносит в русло реки. Левый берег пологий, растительность представлена лиственничным редколесьем с участками чозениевых лесов, ивняками. Русло и пойма сложены каменистыми отложениями. Расстояние до излучины 20 м вниз по течению.
Для измерения уровня и температуры воды 9 мая 2021 г. был установлен автоматический логгер HOBO у правого берега реки. В июле того же года во время сильного паводка датчик был сорван и потерян. Повторно логгер был установлен 15 августа, но до 6 сентября запись данных не проводилась. Непрерывная информация с часовым разрешением о температуре и уровне воды на ГП-1 получена с 7 сентября 2021 г. по 4 октября 2022 г. Для контроля измерений в середине русла вбита свая.
В различные фазы гидрологического режима ведутся измерения расходов воды при помощи измерителя скорости потока ИСП1-М с регистратором ПСВ-1 (диапазон измерения скорости потока от 0.03 до 5.0 м/с). Результаты наблюдений за 20212022 гг. представлены в Табл. 8.
На основе данных режимных наблюдений о расходе воды в створе и столба воды над логгером были получены кривые Q(H) (Рис. 23), которые использовались для расчета гидрографа стока (Рис. 22). Из-за того, что данные за 2021 г. были утеряны, расчет за период 18.06.2021 г. – 05.09.2021 г. производился по зависимости измеренных расходов воды на ГП-1 и р. Ольчан (ГП-3, Рис. 21).
По результатам режимных наблюдений в створе ГП-1 установление первых ледовых явлений наблюдается в начале ноября, а окончательное разрушение – в конце мая. Это период зимней межени. В 2021 г. наблюденный расход воды с декабря по май месяц был от 0.10 до 0.53 м3/с. По восстановленному гидрографу стока отмечается два пика половодья 22 и 25 июня. В течение месяца с 27 июня по 25 июля режим реки практически не менялся, средний расход за этот период составил 2.67 м3/с. Затяжное выпадение осадков с 22 по 26 июля (сумма 50 мм) сформировало паводок, волна которого наблюдалась с 26 июля по 1 августа 2021 г. Пик был достигнут 27 июля с максимальным расходом 109.4 м3/с. Длительное время был пониженный сток, средний расход воды за период 1 августа – 1 сентября составил 2.54 м3/с (Рис. 22).
За полевой сезон 2021/2022 г. было проведено 22 измерения расхода воды в створе ГП-1 в разные фазы гидрологического режима. В период ледостава проводятся мероприятия по очистке русла. Автоматический логгер HOBO был установлен возле правого берега, непрерывные данные были получены за весь период работ. Кривая Q(H) построена наблюдениям в створе ГП-1 (Рис. 23), что позволило уточнить результаты расчета.
В 2022 г. зимняя межень наблюдалась с начала сентября по конец мая, средний расход за этот период составил 0.62 м3/с. Наименьший измеренный расход 0.16 м3/с был 9 мая 2022 г. Весеннее половодье с пиком 18 июня наблюдалось с начала июня по 5 июля, средний расход воды составил 9.78 м3/с, а максимальный 33.1 м3/с. Дополнительный вклад в сток вносили осадки, за период половодья их выпало 46.5 мм. В июле был жаркий засушливый период, первые осадки (11 мм за сутки) выпали 24 числа, средний расход воды за этот месяц был 3.59 м3/с. С 1 по 20 августа наблюдался спад речного стока, средний расход воды составил 2.63 м3/с. С 10 по 25 августа непрерывно выпадали осадки, общая сумма которых составила 60.9 мм. Они сформировали волну паводка. Пик наблюдался 25 августа 2022 г., максимальный расход достиг значения 97.9 м3/с. Спад волны паводка протекал до 12 сентября (Рис. 24).
Гидрологический пост База лагерь разбит в одном из рукавов р. Анмангында в средней части наледной поляны, где сама наледь не образуется. Русло сложено крупнообломочным галечником, деформируется. Правый берег пологий, в створе сложен галечником с песчаным заполнителем. Выше поста берег крутой, подмывается, на нем произрастает лиственничный лес. После сильных паводков берег обрушается, стволы деревьев создают затор в русле. Левый берег крутой, высотой 30 см, растительность представлена лиственничным редколесьем, молодняком ивы.
В створе поста происходит забор воды местной дорожной компанией. В 2022 г. в 2 м ниже поста техникой была сформирована коса, ниже которой образуется запруда.
На гидрологическом посту База Лагерь режимные наблюдения за стоком ведутся круглогодично (Табл. 9), так как русло не промерзает полностью. В 10 м выше поста образуется проталина. В зимний период проводятся мероприятия по очистке русла от льда.
В 2021 г. пост был временным и автоматический логгер для наблюдения за уровнем и температурой воды не устанавливался. Режимные измерения выполнялись вертушкой ИСП-1. Расчет гидрографа стока за 2021 г. проводился по зависимости расхода воды в створе База Лагерь от расхода воды в створе ГП-1 (Рис. 25а). В 2022 г. в створе поста была забита деревянная свая, на которую 6 июня был закреплен логгер HOBO. Расчет гидрографа стока за период 2 июня – 4 октября 2022 г. проведен по кривой Q(H) створа База Лагерь (Рис. 25б).
Данные за 2021 г. носят оценочный характер, так непрерывные наблюдения в период половодья и паводка отсутствуют. Волна паводка также как и в створе ГП-1 наблюдалась с 26 июля по 1 августа. Максимальный среднесуточный расход воды 27 июля 2021 г. составил 68.1 м3/с. Летняя межень сменилась зимней меженью. С декабря 2021 г. по май 2022 г. средний наблюдённый расход воды составил 0.20 м3/с. Период половодья наблюдался с 30 мая по 6 июля, пик зафиксирован 18 июня, средний суточный расход воды составил 11.6 м3/с. В период летней межени (07.0721.08.2022) средний расход воды составил 1.60 м3/с. В последнюю декаду августа из-за большого количества осадков сформировался паводок. В створе База лагерь пик паводка со средним суточным расходом воды 33.3 м3/с наблюдался 25 августа (Рис. 26).
Гидрологический пост ГП-3 на р. Ольчан – крупный приток р. Анмангында, пост оборудован в 10 м ниже слияния двух проток. Русло реки в створе поста прямолинейное, крупногалечное. Левый берег пологий, прилегающая местность покрыта лиственничным редколесьем. Правый берег – высокая каменистая осыпь, растительность представлена молодыми кустами ивы и голубичником. В русле образуется наледь, сток в зимний период прекращается. Правый берег затопляется, когда вода идет поверх льда. Пост расположен в 35 м от впадения в р. Анмангында. Для того, чтобы провести наблюдения в створе необходимо пересечь наледную поляну. В мае-июне, когда идет активное разрушение наледи, до поста пройти физически невозможно, поэтому наблюдения на нем ограничены.
Пост оборудован автоматическим логгером HOBO для получения информации об уровне и температуре воды с часовым разрешением. В 2021 г. он был установлен в середине русла 18 июня, до 12 октября производилась непрерывная запись данных. В месте установки логгера была вбита свая. Из-за сильной деформации русла после летних паводков сваю заносит и на следующий ее необходимо устанавливать снова. В 2022 г. свая была вбита на 1 м выше по руслу гидрологического поста, на нее же закреплен логгер. Режимные наблюдения за расходом воды проводились прибором ИСП-1, для контроля данных логгера с помощью рейки измерялся уровень воды над логгером и над сваей, которые занесены в Табл. 10.
По данным наблюдений 2021 г. была построена кривая Q(H), которая использовалась для расчета гидрографа стока (Рис. 27).
В октябре в створе поста образуются закраины. С ноября по начало мая в русле лежит наледь, сток отсутствует. В мае из-за активного таяния наледи и вскрытия русла вверху от поста, вода идет поверх льда, затопляя прибрежные участки. В 2021 г. волна паводка, сформировавшаяся из-за большого количества осадков, наблюдалась с 26 по 30 июля. Пик паводка наблюдался 27 июля 2021 г., расход воды достиг значения 208.4 м3/с. Эти результаты носят оценочный характер, по историческим данным максимальный расход р. Ольчан был зафиксирован 30.07.1972 г. и достиг значения 64.2 м3/с. После спада волны паводка был период летней межени (Рис. 28). Свая в створе поста был занесена примерно на 10 см.
В 2022 г. автоматический логгер HOBO был установлен 6 июля в 1 м выше створа. За весь период наблюдений проведено 5 измерений расхода воды, из которых только три приходится на время работы логгера, что недостаточно для построения кривой Q(H), поэтому расчет гидрографа стока был проведен по зависимости расхода воды в створе ГП-3 от расхода воды в створе ГП-2 (Рис. 29).
Период весеннего половодья наблюдался до 27 июня, максимальный расход (10.6 м3/с) зафиксирован 18 июня. Средний расход в период летней межени (27 июня – 21 августа) составил 1.50 м3/с. В створе поста р. Ольчан пик паводка был 25 августа 2022 г., средний суточный расход достиг значения 37.2 м3/с. Спад волны паводка наблюдался до 12 сентября, после чего наступил период зимней межени (Рис. 30).
Для получения достоверной информации о расходе воды в период высоких вод необходимо в створе поста забить несколько уровненных свай и установить фотоловушку с записью два раза в сутки. Оценку стока проводить объемным способом.
Гидрологический пост ГП-2, замыкающий створ расположен ниже наледи. Пост оборудован в 550 м выше устья р. Тарым. Русло прямолинейное, каменистое. Дно неровное, сложено аллювием, деформируется. Берега крутые 0.300.70 м. Правый берег представляет собой крутой обрыв, покрытый лиственничным лесом с зарослями стланика. На левом берегу сухостой, молодые лиственница и кустарники. Зимой река промерзает. Речная наледь, заполняет все дно долины.
Режимные наблюдения за речным стоком проводятся в период майоктябрь. Вначале октября половина русла уже покрыта льдом, в таких случаях с помощью бура делаются лунки для измерения расхода воды с помощью ИСП-1. Результаты наблюдений представлены в Табл. 11.
Результаты режимных наблюдений показали, что до конца мая в русле лежит лед. Сток идет по нескольким протокам поверх льда. В июне в середине русла была забита свая, автоматический логгер HOBO был установлен у левого берега. После волны весеннего половодья свая и логгер были занесены. Повторно логгер был установлен 4 июля на тоже место, новая свая забита в метре ниже по течению от створа 13 июля. Непрерывные данные об уровне воды были получены до 7 сентября 2021 г. Для расчета гидрографа стока за период 04.0607.09.2021 г. использовалась кривая Q(H), построенная на связи уровня воды по логгеру и наблюденному расходу воды (Рис. 31а). Дополнительно была проведена оценка весеннего половодья и периода зимней межени по зависимости расхода воды в створе ГП-2 от расхода воды р. Ольчан (Рис. 31б).
По наблюденным данным в период половодья максимальный расход составил 22.2 м3/с (22.06.2021 г.). Результаты расчета гидрографа стока за период (18 июня – 3 июля 2021 г.) были занижены примерно на 40% от наблюденных значений. Летний паводок, как и на других створах, наблюдался в июле. Максимальный расход воды составил 203.0 м3/с 27 июля (Рис. 32). В исторический период времени в 1 км выше поста ГП-2 был гидрологический пост, на котором 30.07.1972 г. был измерен максимальный расход величиной 234 м3/с.
В 2022 г. логгер был установлен на том же месте (возле левого берега) 6 июня. Непрерывные данные получены до 4 октября. Наблюдения за расходом воды проводились в разные сезоны года, за 2022 г. выполнено 8 измерений. Гидрограф стока в створе ГП-2 проводился по кривой Q(H) (Рис. 33).
По результатам расчета волна половодья 2022 г. закончилась 3 июля. Максимальный расход воды наблюдался 18 июня и составил 23.1 м3/с. С 4 по 19 июля средний расход воды был 3.75 м3/с после увеличился до 5.2 м3/с (20 июля – 20 августа 2022 г.). Паводок в замыкающем створе наблюдался с 21 августа по 12 сентября, пик отмечался 25 августа, средний суточный расход воды на эту дату достиг 76.0 м3/с (Рис. 34).
По данным автоматических логгеров HOBO, установленных в створах постов, были получены также сведения о температуре воды в разные сезоны года (Рис. 35, Табл. 12). Непрерывный ряд наблюдений получен на ГП-1 (пост выше наледи).
На гидрологических постах ГП-3 и ГП-2 наблюдения за температурой воды проводятся с июня по октябрь, так как в зимний период реки промерзают до дна, а в русле образуется наледь. Анализ данных за одинаковый промежуток времени показал, что внутригодовой ход температуры воды на всех постах идентичен, а также согласуется с ходом температуры воздуха (за теплый период). Он характеризуется повышением температуры воды с апреля (июня для ГП-2 и ГП-3) по август и достижением максимальных её значений в июле-августе. В августе наблюдается резкое понижение температуры воды, а после такой же стремительный рост до локального максимума, после чего температура воды постепенно начинает снижаться.
Максимальные температуры воды наблюдаются на крупном притоке р. Анмангынды – р. Ольчан (ГП-3) и в замыкающем створе, расположенном ниже наледи (ГП-2), которые достигают значений 10-12℃. Минимальные температуры, а также небольшая годовая амплитуда (3.7℃) отмечаются на ГП-1. Температурный режим в створе База Лагерь близок к данным створа ГП-1. Можно сделать вывод о том, что в гидростворе, разбитом выше образования наледи, происходит выклинивание грунтовых вод, в значительной степени зависящих от атмосферных осадков.
Во время режимных наблюдений за речным стоком проводится измерение температуры воды с помощью выносного термометра, а также измеряется минерализация с помощью кондуктометра Hanna (Табл. 13, Табл. 14, Табл. 15, Табл. 16). Результаты наблюдений находятся на стадии обработки.

1.3.3 Наблюдения за уровнями и температурой подземных вод
В августе 2021 г. были пробурены и оборудованы три гидрогеологические скважины, две из которых расположены в разных частях наледной поляны гигантской наледи, а третья – в долине р. Солонцового, правого притока р. Анмангында (Рис. 2). Скважины оборудованы фильтрами и греющим кабелем. Для мониторинга уровня и температуры подземных вод используются логгеры HOBO U20L-04, частота записи данных составляет 4 часа. Проведен предварительный анализ данных об уровнях и температуре подземных вод (Табл. 17).
Скважина Верхняя расположена в верхней части наледной поляны. В зимний период 2020-2021 г. в районе скважины толщина наледи не превышала 50 см (апрель 2021 г.), по состоянию на 24 мая 2021 г. лед на этой территории стаял, а в 2021-22 г. толщина наледи составила около 90 см (Рис. 36в), разрушившись полностью примерно 1 июля 2022 г. Уровень подземных вод в среднем составляет 2 м от поверхности. Минимальный уровень составил 0.74 м, максимальный – 3.52 м, амплитуда колебаний достигла 2.78 м (Табл. 17). В период с сентября 2021 г. по начало февраля 2022 г. уровень воды в скважине понижался от 1.5 до 3.5 м. В середине февраля произошел резкий подъем уровня до 1.8 м. С началом периода половодья в мае начался плавный подъем уровня, нарушаемый локальными колебаниями. В июле уровень опять упал, а максимальных значений достиг во время паводка в августе (Рис. 37, Рис. 38).
Для получения информации о залегании подземных вод и их температуры необходимо изъять датчик из скважины. В 2022 г. считывание данных проводилось два раза, первый – 6 июля, второй – 10 октября. Для безопасного изъятия датчика из скважины необходимо подключать греющий кабель для устранения ледяных пробок.
Анализ данных температурного режима подземных вод на скважине Верхняя показал, что длительное время среднесуточная температура воды составляет +0.01℃ (минимальная). В результате растепления скважины 6 июля значения температуры по датчику начали повышаться (Рис. 39). По данным термометрической скважины, расположенной в 20 м от гидрогеологической скважины Верхняя, в слое 5.09 м активное повышение температуры наблюдалось с 12 июля, а в горизонте 5.59 м – 18 июля. Во время паводка 25-26 августа 2022 г. на разных глубинах наблюдался скачок повышения температуры на 0.10.3℃. По данным гидрогеологической скважины в этот период зафиксирован локальный минимум, а резкое кратковременное повышение температуры на 0.4℃ наблюдалось 2829 августа (Рис. 39). Максимальная температура подземных вод наблюдается в конце августа – начале сентября, в 2021 и 2022 г. она составила +2.3℃ и +1.7℃ соответственно, а средняя годовая температура составила +0.37℃ (Табл. 18).
Анализ температурного режима по данным скважины в нижней части наледной поляны показал, что с конца сентября по июнь наблюдается понижение температуры. Минимальное среднесуточное значение составило +0.34℃ (наблюдалось с 8 по 29 июня 2022 г.), а максимальное +4.52℃ (со 2 по 15 сентября 2022 г.). Локальные максимумы и минимумы не наблюдались, средняя годовая температура подземных вод +1.70℃, что на 1.33℃ выше, чем по данным скважины в верхней части наледной поляны.
В 2022 г. наледь в районе скважины «Нижняя» не образовывалась или была небольшой толщины, а высота снега в зимний период достигла порядка 40 см. Вначале мая снежный покров вблизи скважины стаял.
Скважина Нижняя расположена в нижней части наледной поляны. Ход уровня характеризуется невысокой изменчивостью, амплитуда колебаний составляет всего 0.43 м. Средний, минимальный и максимальный уровень составляют 0.75, 0.43 и 0.86 м соответственно (Табл. 17). Повышение уровня происходит с января по март, далее уровень опять падает. Половодье вызывает лишь небольшой локальный подъем уровня, он продолжает снижаться и достигает минимальных значений в начале октября. Высокий паводок в августе вызывает краткосрочный подъем уровня, сравнимый с влиянием весеннего половодья (Рис. 37, Рис. 40). В 2022 г. наледь в районе скважины «Нижняя» не образовывалась или была небольшой толщины, а высота снега в зимний период достигла порядка 40 см. Вначале мая снежный покров вблизи скважины стаял.
Скважина Солонцовый имеет наиболее глубокое залегание подземных вод. В среднем глубина подземных вод составляет 5.39 м, минимальная глубина наблюдается в период весеннего половодья и составляет 2.94 м. Амплитуда колебаний составляет 3.51 м. Наибольшая глубина характерна в периоды зимней межени и летней засухи (Рис. 37, Рис. 41).
Термический режим подземных вод в районе руч. Солонцового отличается от условий на наледной поляне. Средняя годовая температура в 2021/2022 г. составила +1.52℃ (ниже на 0.18℃ по скважине Нижняя). Максимальная среднесуточная температура в 2021 г. составила +1.76℃ на протяжении 17 дней (с 28 октября по 13 ноября), после чего плавно начала понижаться. В период активного снеготаяния температура подземных вод резко опустилась до +0.12℃ (наблюдалась с 5 по 9 июня). Окончание весеннего половодья совпадает с началом роста температуры подземных вод, повышение наблюдалось до 25 июля, после чего был локальный минимум. Во время летнего паводка отмечался резкий скачок температур с +2.18℃ (25.08.22 г.) до +3.24℃ (30.08.22 г.), но максимум (+3.33℃) был достигнут 3 сентября (Рис. 42).
По данным термометрической скважины, расположенной рядом с гидрогеологической скважиной «Солонцовый» на глубине 2.5 м от поверхности земли находится талик. Ход температуры талого слоя с октября по конец мая повторяет динамику температуры воды в гидрогеологической скважине. С 3 по 8 июня наблюдался разнонаправленный ход температур по данным логгера и по данным скважины. Так, температура подземных вод продолжала понижаться на фоне локальных максимумов, а температура по данным термометрической скважины резко возросла. После ход температур снова стал одинаковым. На глубине 5 м с 11 июля по 19 августа 2022 г. наблюдалось понижение температуры, а после ее рост с локальным минимумом 23 августа. Резкие изменения, также как и по данным датчика подземных вод, произошли во время паводка, но максимум был достигнут 6 сентября и составил +3.27℃ (на 0.06℃ ниже, чем на глубине 6.65 м). Изменения температуры грунта на глубине 3.0 м во время паводка имели обратный характер. С 1 по 14 августа наблюдалось ее понижение до +1.38℃, с 15 по 17 число резкий скачок до +2.85℃ (максимальная за год), после чего отмечалось колебательное движение (понижение-повышение-понижение) с трендом на понижение температуры. По состоянию на 25 августа температура грунта была +2.22℃. После волны тепла до +2.57℃ (27.08.22) температура снова пошла на спад, 6 сентября он составила +1.84℃. С 7 сентября температура грунта в среднем составляла +2.64℃ (Рис. 42).

1.3.4 Наблюдения за температурой грунта
К октябрю 2022 г. были получены уникальные данные о температуре грунта и глубине сезонного протаивания в различных ландшафтных условиях района исследования. На полигоне Анмангындинской наледи с сентября 2021 г. функционируют четыре скважины глубиной от 5 до 15 м (Рис. 2). Скважины оборудованы термокосами и логгерами. Запись температуры грунта на различных глубинах производится автоматически каждые 4 часа. Анализу полученных данных посвящен отдельный данного отчета (см. Раздел 2).
В 2022 г. также были пробурены и оборудованы пять новых термометрических скважин для наблюдения за температурой грунта на глубинах до 15 м (Рис. 1). Они расположены в типичных ландшафтах верховьев бассейна р. Колымы и различных высотных зонах. В октябре 2022 г. все скважины оборудованы снегомерными рейками, логгерами температуры воздуха и фотоловушками для ежедневной фиксации высоты снежного покрова (Рис. 7).
1.3.5 Снегомерные съемки
В апреле 2021 г. в различных ландшафтах наледной поляны была проведена снегомерная съемка с помощью весового снегомера ВС-43. Во время маршрутных съемок высота снега фиксировалась через каждые 10 м, а плотность снега – через каждые 50 м. Запас воды в снежном покрове 13.04.2021 г. составило 47.2 мм.
Перед началом полевого сезона 2021/2022 г. была установлена снегомерная подушка для измерения веса снежного покрова на поверхности размером 1 м2. За период 20 января – 9 мая 2022 г. было проведено 13 измерений. В мае 2022 г. во время получения данных со снеговой подушки проводилось также измерение высоты и плотности снежного покрова с помощью рейки или весового снегомера.
Максимальный измеренный вес был зафиксирован 03.05.2022 г., при высоте снега 39 см он составил 95.1 кг, а наименьший 66.7 кг – 20.01.22 г. при высоте снега 45 см. Со 2 по 9 мая плотность снега изменялась от 0.271 до 0.355 г/см3 (Табл. 19). Содержание воды в твердых осадках за первые пять месяцев 2022 г. составило 103.9 мм. По данным м/с Усть-Омчуг снежный покров установился 1 октября 2021 г. и полностью растаял 2 мая 2022 г., максимальная средняя месячная высота снежного покрова (30.4 см) наблюдалась в апреле. За этот период (1 октября 2021 г. – 2 мая 2022 г.) выпало 213 мм осадков.
В октябре 2022 г. снегомерная съемка также проводилась возле термометрических скважин, результаты представлены в Табл. 20. По данным ближайших м/с Усть-Омчуг и Колымская количество выпавших твердых осадков по состоянию на 12 октября 2022 г. составило 31.5 и 57 мм соответственно.
1.3.6 Наблюдения за динамикой морфометрических характеристик гигантских наледей
Одними из характерных объектов, относящихся к арктической зоне, являются наледи. В последнее десятилетие отмечается изменчивость процессов наледеобразования в различных природно-климатических условиях, что позволяет использовать эти объекты, хорошо идентифицируемые на данных ДЗЗ, в качестве индикаторов трансформации процессов водообмена. Важнейшей характеристикой, позволяющей судить о динамике наледных процессов, кроме площади льда является объем наледи. Оценка динамики объема льда наледей наземными методами является трудоемкой задачей, использование беспилотных летательных аппаратов (БПЛА) позволяет упростить ее решение.
В последнее время БПЛА все чаще используют при исследовании различных географических объектов (Черноморец и др., 2018; Colomina and Molina, 2014; Sheremetskaya et al., 2018), в том числе и наледей (Гагарин и др., 2017; Гагарин и Волгушева, 2018; Gagarin et al., 2020). Они получили распространение благодаря относительной доступности, высокой скорости съемки и качеству получаемой информации. С помощью аэрофотосъемки есть возможность получить визуальные характеристики объекта, и, на основе проведенной съемки, рассчитать ортофотоплан и цифровую модель рельефа (ЦМР). Периодичность съемки позволит обеспечить мониторинг изучаемого процесса или явления. БПЛА является отличным дополнением при комплексном исследовании объекта. Мониторинг наледей может осуществляться с помощью ДЗЗ на основе заверки спутниковых данных с помощью БПЛА. Стоит подчеркнуть, что исследование наледей происходит зачастую в арктической зоне или приравненных к ней по климатическим условиям территориях, что накладывает дополнительные ограничения и создает специфические условия работы (Ходак и др., 2021).
К задачам, решаемым с помощью БПЛА, можно отнести определение площади и объема наледи и их пространственно-временную изменчивость. Данные съемки можно использовать для составления ландшафтных карт наледных полян, производя дешифровку с подтверждением полевыми методами, а также для оценки активности русловых процессов в зоне наледеобразования. По ортофотопланам можно идентифицировать места разгрузки наледеобразующих вод, приуроченных к буграм пучения.
Исходя из поставленных задач необходимо назначить параметры съемки. Высота съемки определяет пространственное разрешение получаемых в результате обработки ортофотоплана и цифровой модели рельефа. Для получения точной объемной модели необходимо производить съемку не только в надире (перпендикулярно к поверхности земли), но и под меньшими углами, а также иметь дополнительную перпендикулярную сетку для обеспечения наилучшего результата. Съемка по заранее запланированным маршрутам повышает точность получаемого результата, особенно это важно для ведения мониторинга. Подобный подход исключает ошибки, связанные с неравномерностью покрытия площади съемки кадрами. Большую роль в качестве получаемой информации также играет перекрытие кадров, скорость движения беспилотника, модель камеры, подбор времени суток и погодных условий для съемки.
Среди преимуществ использования БПЛА можно выделить относительную дешевизну, высокую скорость получения данных, низкая трудоемкость и высокое качество получаемой информации. Однако, можно столкнуться со следующими ограничениями: плохие погодные условия (дождь, туман, снег, сильный ветер), сложным законодательством в сфере малых БПЛА, необходимостью наличия источника электроэнергии, наличием бесполетных зон накладывает дополнительные ограничения и создает специфические условия работы (Ходак и др., 2021).
Если рассматривать непосредственно работу с наледями, можно выделить ряд специфических особенностей использования беспилотников. Необходимо регулировать ISO для обеспечения качественного отображения как поверхности наледи, так и наледной поляны из-за сильного контраста между ними. При пренебрежении этим наледная поляна на ортофотоплане может отображаться темными не различимыми оттенками или наледь будет засвечена и не будет находить общих точек поверхности на смежных снимках при обработке. Такая же проблема может быть при выпадении на поверхность наледи снега, который скрывает участки наледи, на которых рост ледяного тела остановился, что делает невозможным надежное дешифрирование получаемого плана. Помимо этого, даже поверхность снега может быть обработана некорректно из-за монотонности поверхности, покрытой снегом.
Для исследуемого объекта необходимо обозначить границы, в пределах которых будет вестись наблюдение за изменением морфометрических характеристик наледи. Зачастую, если речь идет целиком об объекте, это можно сделать с помощью данных ДЗЗ на дату максимальной площади и по геоботаническим и геоморфологическим признакам. Далее составляется в специальном программном обеспечении полетное задание, покрывающее исследуемый объект сеткой маршрута БПЛА с заданным интервалом и другими характеристиками съемки под используемую модель беспилотника и задачи исследования. После получения разрешения на полет, производится непосредственно съемка в поле. При необходимости получения точных данных плановых координат и высотных отметок объекта можно использовать БПЛА с GNSS антенной, которая, работая одновременно с базовой станцией, при обработке дает точность в пределах первых сантиметров при съемке с высоты 150 м и ниже.
Камеральная обработка результатов съемки производится в фотограмметрическом программном обеспечении, например, Agisoft Metashape. Характеристики полученных ЦМР и ортофотопланов будут зависеть от задаваемой точности расчетов, высоты съемки, качества кадров. Далее, средствами ГИС происходит определение площади объекта по дешифровочному признаку по ортофотоплану. Например, для наледи используется классификация пикселей растра на кластеры по цветам. После проверки и внесения исправлений определяется площадь искомого кластера, совпадающего с наледью, методами пространственного анализа. Для объема предусмотрен алгоритм вычитания ЦМР, полученных по результатам двух съемок, друг из друга с целью получения растра значений, отражающих разницу между мощностями льда в разные промежутки времени. При повторении съемки с обусловленной задачами частотой можно вести мониторинг процессов наледеобразования и стаивания.
Объектом исследования, репрезентативным для территории Северо-Востока России, является Анмангындинская наледь, расположенная в Магаданской области. В 60-90 гг. прошлого века на ней проводились исследования и мониторинг наледных процессов, что позволяет восстановить исторический ряд наблюдений и оценить изменения, возникшие под влиянием изменения климата. Площадь наледной поляны составляет 7.2 км2. Максимальная мощность наледи, по историческим сведениям, достигала 6.7 м.
За сезон 2020-2022 гг. проведены регулярные детальные аэрофотосъемки поверхности наледи и наледной поляны в целях фиксации и изучения процессов образования наледи, формирования бугров пучения, миграции источников изливающихся вод, а также для определения площади и объемов наледного тела. За период с мая 2021 по август 2022 произведено 17 съемок для определения площади и объема Анмангындинской наледи, а также 2 съемки наледи в долине реки Нельканджа и 3 съемки наледи, расположенной на р. Анмангында в 8 км ниже основной. Результаты обработки съемок Анмангыдинской наледи за теплый сезон 2021 г. приведены в Табл. 21.
Съемки проводились с помощью квадракоптера DJI Phantom 4.0, оснащенного антенной GNSS, что позволяет с высокой точностью (до 5 см) определять высотные отметки поверхности наледи. При использовании метода с пользованием GNSS оборудования построены объемные модели наледного тела в различные периоды ее формирования и разрушения.
На Рис. 43 и Рис. 44 представлены ортофотопланы, составленные по результатам съемки Анмангындинской наледи 24.05.2021 и 15.08.2021. Максимальный объем наледи был получен при обработке съемки за 24 мая 2021 г. (Рис. 45) и составил 4855 тыс. м3. Площадь наледи составила 3.646 км2. Средняя мощность наледи на конец ее формирования составила 1.3 м, максимальная – 5.3 м. Площадь по результатам съемки 15.08.2021 составила 0.055 км2.
Для оценки точности использовались поперечные профиля через наледь, выполненные с помощью GNSS антенн 24.05 в день съемки. Сравнение поверхностей велось по 151 точке методом наложения профилей GNSS на поверхность, полученную по результатам аэрофотосъемки (АФС). Выявлены отклонения от -1,396 м (отметка по АФС ниже отметки по данным профиля) до +0,87 м. Отброшены грубые ошибки, связанные с резким перегибом рельефа, таким как скальный уступ, бровка берега временного водотока, уступ водопропускной трубы, а также связанных со съемкой реперов, закрепляющих профиля. Эти объекты составляют большую часть отрицательных ошибок. Положительные ошибки приходятся в основном на поверхность наледи и на участки наледной поляны, не покрытые наледью, исполненные кочкообразным рельефом с кочками высотой около 20 – 30 см и покрытыми голубичниками. Часто данный тип местности прорезается сухими и обводненными руслами. Поверхность наледи с точки зрения отметок земной поверхности довольно однородна за исключением крутых берегов временных водотоков, на момент съемки способных достигать 0,5 м. Непосредственно на наледь пришлось 110 точек, средняя ошибка по ним составляет +0,16 м, максимальная равна +0,87 м и приуроченная к середине профиля №1. По Рис. 46 видно, что основные ошибки приурочены к серединам профилей №1 и №3 в местах самой высокой мощности наледи. Причиной таких искажений могла послужить специфическая для съемки поверхность наледи, а также сложность и новизна обработки таких объектов. Для понимания причин подобных отклонений необходимо проводить специальные точечные исследования и дальнейшее совершенствование и развитие методики.
Оценка морфометрии наледей (площадь и объем) имеет более точные результаты и требует меньших затрат на получение данных характеристик, чем методы наземной съемки. Одним из очевидных преимуществ использования данного метода является скорость получения первичных данных. Эти обстоятельства указывают на продуктивность и целесообразность использования БПЛА для мониторинга морфометрических характеристик интересующих объектов.

1.3.7 Картирование ландшафтных условий бассейна р. Анмангында
На ключевом участке бассейна р. Анмангында проведено исследование и картирование мерзлотных ландшафтов.
Согласно районированию по Ландшафтной карте СССР масштаба 1:2 500 000 (1980) территория водосборного бассейна Анмангындинской наледи находится в пределах горно-редколесных и стланиково-редколесных ландшафтов горных сооружений высотой от 800 до 1500 м (низкие, средние и высокие горы) сплошного распространения многолетнемерзлых пород (ММП). Общая площадь картируемой территории водосборного бассейна реки Анмангында составляет около 376 км2.
Последнее опубликование сведений о ландшафте этой территории было более 40 лет назад. Только за последние два года выгорело несколько склонов в результате сильных природных пожаров.
Целью работы было дать современную оценку типов местности и типов растительности. Это позволит проследить связь характеристик мерзлоты с ландшафтными условиями исследуемого региона.
Ландшафтное разнообразие в пределах водораздельного бассейна р. Анмангында определялось по материалам полевых исследований с применением данных космических снимков из интернет-ресурсов с выделением дешифровочных признаков. Полевые обследования ландшафтов рассматриваемой территории проводились пешим маршрутом. Обследование территории сопровождалось фотографированием ландшафтов и криогенных процессов. Описание растительности включало в себя определение состава древостоя, состава подроста, состава кустарникового яруса с определением покрытия, типа травяно-кустарникового яруса с определением состава флоры и мохового, лишайникового покровов и их проективного покрытия, определения микрорельефа поверхности. Определена глубина сезонного протаивания с помощью металлического щупа на разных типах местности. Пройден ряд шурфов для определения литологического состава поверхностных отложений. Маршрутными исследованиями выявлены основные криогенные рельефообразующие процессы.
Картографические работы были начаты с географической привязки материалов рассматриваемой водосборной (водораздельной) территории Анмангындинской наледи в среде программы ArcGIS. Произведено дешифрирование космоснимков. Полученные материалы с применением полевых данных позволили составить ландшафтную карту масштаба 1:10 000.
Ландшафтная карта масштаба 1:10 000 составлена на основе фактических материалов, полученных во время полевой работы и камеральной обработки данных. Также использовались фондовые и литературные источники.
Методика составления геокриологической карты в съемочных масштабах опирается на комплексное изучение двух групп факторов и условий:
1) зональных ландшафтно-климатических;
2) региональных структурно-геологических, гидрогеологических и орографических.
Составление и оформление цифровых карт проводилось с применением программы ArcGIS. В основном были использованы космоснимки рельефа.
Основные характеристики мерзлотных ландшафтов представлены в таблице к ландшафтной карте.
На территории водосборного бассейна Анмангындинской наледи нами выделено и отображено на ландшафтной карте масштаба 1:10 000 всего 5 типов местности: горно-привершинный, плоскогорно-привершинный, горно-склоновый, горно-долинный (днища горных речек), горно-долинный террасовый и гидрография.
Границы типов и подтипов растительности определяются соответствующими типами почв и растительности, обусловленными соотношением тепла и влаги. Содержание этих ландшафтных единиц обусловливается гидроклиматическими показателями – радиационным индексом сухости, гидротермическим коэффициентом Селянинова, суммой активных температур и т.д., а также продуктивностью биоты, ее фитомассой.
При составлении ландшафтной карты нами выделено 20 растительных ассоциаций, которые достаточно сильно влияют на распределение мерзлотных характеристик, которые приведены ниже в Табл. 22.
Таким образом, основная единица ландшафтного картографирования на карте урочище – характеризуется определенным сочетанием типологических комплексов: типов местности и типов (подтипов) растительности, обусловленных геолого-геоморфологическими и биогидроклиматическими особенностями внутри природно-территориальных комплексов (ПТК).
Составленная ландшафтная карта масштаба 1:10 000 (Рис. 47) дает полную информацию по ландшафтным условиям территории бассейна Анмангындинской наледи.





1.4 Ключевой участок – Колымская водно-балансовая станция
В данный момент на территории КВБС действует метеорологическая станция сети Росгидромет и гидрологический пост на ручье Контактовом – Нижний.
1.4.1 Регулярные гидрологические и водно-балансовые наблюдения
В период выполнения проекта проведено два летних полевых сезона (май – сентябрь 2021, 2022 г.). В 2021 г. действовали следующие пункты мониторинга:
• логгеры уровня и температуры воды, а также давления на постах руч. Южный, Северный, Контактовый – Нижний.
• осадкомеры на водосборах руч. Северный, Южный и Морозова (Рис. 48).
Также в 2021 г. сотрудниками УГМС по договоренности для целей проекта проводились измерения расходов воды на указанных постах с периодичностью 2-7 дней. Получены данные об уровне и расходах воды в замыкающем створе руч. Контактовый, руч. Встреча, руч. Северный и Южный, данные о количестве и интенсивности жидких осадков, температуре воздуха в различных частях КВБС на малых водосборах.
В 2022 г. из-за организационных сложностей и пертурбаций, происходивших на КВБС, гидрометеорологические работы были проведены в ограниченном объеме. На КВБС в бассейне руч. Северный действовал один осадкомер Hobo, оборудованный температурным логгером, в период с июня 2021 г. по октябрь 2022 г. Также были проведены эпизодические измерения расходов воды, отобраны пробы на гидрохимический и изотопный анализ.
Успехом проекта можно считать бурение и оборудование двух термометрических скважин глубиной до 15 м. В типичных горных ландшафтах получены уникальные данные о распределении температуры грунта к окончанию теплого сезона 2022 г. Подробное описание результатов см. в Разделе 2.
2021 год.
Данные о температуре воздуха, количестве и интенсивности жидких осадков в различных частях КВБС на малых водосборах руч. Северный (южная экспозиция склона), Южный (северная экспозиция склона) и Морозова (гольцовый ландшафт) представлены в Табл. 23 за период наблюдений 19.06.2021 – 23.09.2021.
Ход среднесуточной температуры воздуха по данным метеостанции и осадкомеров на ручьях Северный и Южный в целом однороден – максимальные отличия не превышают 3℃ (Рис. 49). Средняя температура воздуха за рассматриваемый период на ручье Северном (склон южной экспозиции) на 0.6℃ превышает аналогичную величину, измеренную на метеорологической станции, но не сильно превышает среднюю температуру на ручье Южном (северной экспозиции). Наибольшая средняя суточная температура воздуха за данный период наблюдалась на осадкомере, расположенном на ручье Морозова в гольцовом ландшафте на высоте 1120 м, там же наблюдаются максимальные и минимальные среднесуточные температуры.
Сумма осадков по осадкомерам за рассматриваемый период колеблется от 134 до 158 мм. Наибольшее количество осадков наблюдается на осадкомере ручья Морозова в верховьях водосбора. Аналогичная величина по метеостанции достигает 176.4 мм. Наибольшая разница в количестве осадков наблюдается 25 июля, когда, согласно данным метеостанции, выпало 12 мм, а, согласно данным осадкомеров, 5-6.4 мм. Несоответствие объясняется либо локальностью выпадения осадков, либо ошибками на этапе измерения. Максимальная суточная сумма осадков изменяется от 23 до 25.4 мм/сут (Табл. 23, Рис. 50).
2022 год.
Осадкомер в водосборе руч. Северный в полевой сезон 2021/2022 работал с 1 октября 2021 г. до 04 октября 2022 г. По данным наблюдений Средняя температура самого теплого месяца (июль) составила +17.9℃, самого холодного (декабрь) 33.8℃ (Табл. 24). Средняя годовая температура воздуха за период с октября 2021 г. по сентябрь 2022 г. была 8.0℃. Амплитуда температуры между самым теплым и самым холодным месяцем составила 51.7℃. Переход температуры через 0℃ в сторону отрицательных значений наблюдалось 28 сентября 2021 г., что означает начало зимнего периода. Теплый сезон начался 29 апреля 2022 г., когда средняя суточная температура воздуха устойчиво перешла через 0℃ в сторону положительных значений (Рис. 51), а 22 сентября 2022 г. вновь в сторону отрицательных.
По данным метеорологической станции Колымская температура воздуха самого теплого (июль) и самого холодного месяца (декабрь) была ниже, чем по данным осадкомера Северный на 0.4℃ и 1.1℃, достигнув значений +17.5℃ и 34.9℃ соответственно. Средняя годовая температура воздуха за тот же период составила 9.3℃ (на 1.3℃ ниже). С октября по апрель значения по станции Колымская в среднем ниже на 1.8℃ по сравнению с данными, полученными по осадкомеру Северный, в теплый период (майсентябрь) разница меньше и в среднем составляет 0.6℃. Период положительных средних температур воздуха составил 7 мая – 21 сентября 2022 г. (Рис. 46). Амплитуда среднемесячной температуры между самым теплым и самым холодным месяцем составила 52.4℃.
Количество осадков на водосборе руч. Северный за период июньсентябрь 2022 г. составило 221.2 мм, а по станции Колымская 236.5 мм. За период с октября 2021 г. по май 2022 г. на м/с Колымская было зафиксировано 173.4 мм. Автоматический осадкомер не предназначен для записи количества твердых осадков. Из-за того, что приемная поверхность прибора в зимний период не была изолирована, то в ней накопился снег, который препятствовал измерению жидких осадков до тех пор, пока полностью не растаял. Так за май получена информация о 28.6 мм, в которые включены и жидкие осадки (8.2 мм, были учтены не полностью), и часть твердых осадков (20.4 мм).
Анализ данных со станции Колымская показал, что максимальное количество осадков в зимний период выпало в ноябре (35.0 мм), а в теплый период – в июне (88 мм). По осадкомеру в июне было зафиксирован 71 мм осадков (Рис. 52).

1.4.2 Установка автоматической метеорологической станции в пос. Кулу
В ближайшем от Колымской водно-балансовой станции (16 км) поселке Кулу была установлена метеорологическая станция с автоматической записью данных (Рис. 53а). Она находится на высоте 618 м, это на 232 м ниже, чем м/с Колымская (850 м).
Интерфейс станции позволяет автоматически выводить результаты наблюдений в графическом виде (Рис. 53б, в). С 27 июля по 11 октября получена информация с часовым разрешением, запись количества осадков проводилась только за теплый период.
С 27 июля по 11 октября 2022 г. средняя суточная температура воздуха составила +5.9℃, максимальное измеренное значение +19.9℃ (04.08.22 г.), минимальное -17.4℃ (09.10.22 г.). Влажность воздуха была в пределах 49.799.7%, а в среднем 75.6%. Атмосферное давление низкое, в среднем составляет 934.5 ГПа. Среднесуточная скорость ветра составила 0.7 м/с, а максимальный порыв – 9.6 м/с. Количество осадков составило 114 мм (рис. 54).
По станции Колымская за тот же период средняя температура воздуха составила +4.5℃ (рис. 55) при максимуме +17.1℃ (04.08.22 г.) и минимуме -15.9℃ (09.10.22 г.). Средняя скорость ветра по станции Колымская 1.36 м/с, а порывы до 16 м/с. Атмосферное давление изменялось в пределах 977.81023.9 ГПа, а в среднем составило 1007.2, что на 72.7 ГПа выше, чем на станции Кулу. Сумма осадков составила 146 мм.

1.4.3 Гидрологические измерения
Автоматическое измерение уровня и температуры воды c часовым интервалом производилось с помощью логгеров HOBO за период с мая-июня до октября 2021 года. Также проводились измерения расходов воды на указанных постах с периодичностью 2-7 дней. Таким образом, получены данные об уровне и расходах воды в замыкающих створах руч. Контактовый (Средний, Нижний), руч. Встреча, руч. Северный и Южный.
Всего было проведено 226 измерений расходов воды в различных частях водосбора в различные фазы водности (50 расходов воды в створе ручья Контактовый – Нижний, 41 расход на руч. Встреча, 44 – на ручье Контактовый-Средний, 42 расхода на ручье Северный, 43 расхода на ручье Южный, 6 – на ручье Морозова) (Табл. 25, Рис. 56 – Рис. 57).
Общим для всех ручьев станции является прекращение стока в начале зимнего периода. Возобновляется сток в апреле-мае течением воды поверх льда. В весенний период на ручьях наблюдается внутрисуточный ход стока. В летний период характерны частные дождевые паводки. Русло ручьев галечное, галечно-песчаное, деформируется во время паводков.
2 Создание геокриологической сети мониторинга в горной части бассейна р. Колымы Магаданской области
2.1 Актуальность
Прогнозируемые изменения климата на территории регионов России с распространением многолетнемерзлых грунтов (ММГ) к середине 21 века затронут 54% всех жилых зданий, общей стоимостью 1.2 трлн руб. и более 20% всех коммерческих и промышленных сооружений, с суммарным ущербом от этих изменений и ликвидацией последствий примерно в 5 трлн руб. (Streletskiy et al., 2019).
Одним из стратегически важных регионов в зоне ММГ (98% территории) является Магаданская область (МО), которая по добыче россыпного золота и масштабам прогнозных ресурсов коренного золота занимает первое и второе место в России соответственно (Добыча..., 2022; Справка о состоянии и перспективах использования минерально-сырьевой базы Магаданской области, от 14.01.2021 г. № 049-00016-21-00).
В настоящее время в МО наращиваются объемы добычи драгоценных металлов. Например, для Тенькинского городского округа на основе анализа данных дистанционного зондирования выявлено увеличение площади нарушенных земель за период 2001-2021 гг. более чем в 7 раз, что связано со значительным увеличением объемов золотодобычи (Михайлюкова и др., 2023, принята к печати). Освоение природных ресурсов влечёт за собой масштабное развитие энергетической, транспортной и социальной инфраструктуры.
За последние 50 лет на Северо-Востоке (включая Чукотский п-ов, Магаданскую обл., Восточную Якутию) температура воздуха выросла в среднем на +2.2℃. Температура грунта на глубине 80 см по данным метеорологических станций региона с длительным рядом наблюдений в среднем увеличилась на +1.7℃, причем для м/с Магадан значимые положительные изменения наблюдаются все 12 месяцев в году, а для станции Сусуман – 5 месяцев (Makarieva et al., 2019).
Анализ данных наблюдений за температурой ММГ по данным термометрических скважин, расположенных в прибрежной части МО, показал, что наблюдается тренд повышения температуры грунтов и увеличение мощности деятельного слоя (Рожина и др., 2022). Несмотря на отрывочность данных, в целом можно предполагать, что для МО характерны проблемы, связанные с деградацией ММГ, наблюдаемые и в других, более обеспеченных наблюдениями регионов (Anisimov et al., 2013; Kattsov et al., 2017; Badina et al., 2022).
Согласно одному из климатических сценариев (RCP8.5) прогноза CMIP 5, к 2050 году в Магаданской области в среднем глубина протаивания увеличится на 0.5 м (с максимальными значениями до 0.6 м), несущая способность грунтов уменьшится в среднем на 23% (от 4% до 42%), а их просадка в среднем составит 15 см (от 3 до 24 см). При этом 26% всей инфраструктуры Магаданской области окажется в зоне геокриологических рисков, а общая стоимость ущерба от деградации мерзлоты к 2050 году достигнет около 60 млрд рублей (цены 2016 года) (Streletskiy et al., 2019).
Дорожная инфраструктура играет значительную роль в формировании экономического потенциала Магаданской области и одновременно характеризуется высокой уязвимостью к последствиям изменения климата. В настоящий момент автомобильный транспорт является единственным видом транспорта для перевозки грузов в удаленные районы региона, а также обеспечения горнопромышленного комплекса. Затраты на восстановление и поддержание устойчивого функционирования региональной дорожной инфраструктуры МО в связи с риском протаивания и деградации ММГ по сравнению с 2018 годом удвоятся к 2050 году и составят 1.2-1.8 млрд рублей в год в зависимости от сценарных прогнозов (цены 2018 года) (Порфирьев и др., 2019).
Таким образом, для обеспечения экономически оправданного и экологически безопасного освоения территорий необходимо учитывать возможный ущерб в результате деградации ММГ (Badina, 2022).
Для оценки состояния и динамики ММГ, а также построения прогнозов и оценки геокриологических рисков, главной характеристикой является температура грунта. Наиболее востребованный метод для прогнозирования изменения криолитозоны – установка режимных наблюдений на термометрических скважинах. Тем не менее, для регионов криолитозоны России сеть наблюдений за температурой грунтов очень разряжена (Melnikov et al., 2022), а ряды данных имеют разную продолжительность. Геотехнический мониторинг, выполняющийся на предприятиях, не учитывает фоновые условия состояния ММГ, что не позволяет в полной мере обеспечить надежность прогнозов и рекомендаций по строительству и эксплуатации инженерных сооружений.
Несмотря на значительный опыт отечественной науки в области исследований вечной мерзлоты, в России на сегодняшний день отсутствует государственная сеть наблюдений за состоянием и динамикой ММГ. Кроме того, существующая наблюдательная сеть Росгидромета не соответствует современным требованиям (Веркулич и др., 2021).
В Магаданской области активное изучение закономерностей распространения ММГ и их температуры были начаты с середины сороковых годов прошлого века. Это было связано с необходимостью проектирования и обоснования строительства различных промышленных и гражданский сооружений. В 1936-1939 гг. впервые изучались процессы промерзания и протаивания грунтов на опытных участках дороги Ягодное-Берелех, проложенной на низкотемпературных ММГ. Большую работу по изучению мерзлоты и связанных с ней процессов проделал коллектив мерзлотной станции Главсевморпути, а затем Институт мерзлотоведения (Гидрогеология СССР, 1972).
В 1945 г. была организована Центральная мерзлотная станция Дальстроя, начавшая стационарные наблюдения за температурным режимом сезонномерзлых и многолетнемерзлых пород, а также систематизацию фактического материала. Были исследованы физические свойства крупнообломочных мерзлых пород, их механическая прочность, теплопроводность, теплоемкость и электропроводность. До 1953 г. на Аркагалинской мерзлотной станции велись наблюдения за температурой горных пород, явлениями сезонного морозного пучения. С 1953 г. эта станция также проводила исследования в пос. Мяунджа, где изучался температурный режим горных пород в естественных и нарушенных условиях (Гидрогеология СССР, 1972).
Всего на территории Северо-Востока России к 1972 году насчитывались около 74 пунктов наблюдений за ММГ с глубинами от 0.7 (долина р. Хатырка у устья р. Четкенваам) до 330 м (рудник им. Лазо, шахта 5). В горной части Магаданской области наблюдения велись на 22 скважинах.
На метеорологических станциях Гидрометеорологической Службы СССР также велись наблюдения за температурой грунта до глубины 3.2 м с помощью вытяжных термометров. В 1966 года на территории Магаданской области количество станций, на которых производились наблюдения за температурой почвы на глубинах ниже 80 см было десять, в настоящее время – две, в Магадане и Сусумане.
Колымскому Управлению Гидрометслужбы также принадлежала Колымская водно-балансовая станция (КВБС), основанная в 1948 г. На ней с 1951 гг. начались наблюдения за динамикой промерзания и протаивания в различных ландшафтах с использованием мерзлотомеров конструкции Данилина. Полученные данные были репрезентативны для значительной территории криолитозоны горного Северо-Востока. Самый длительный период наблюдений на станции (1964-1997 гг.) составляет 33 непрерывных года на мерзлотомере № 17.5, который был расположен в лиственничном лесу. Средняя величина деятельного слоя в этом ландшафте за весь период наблюдений составила 130 см. Самые высокие величины СТС наблюдались в скалисто-осыпном ландшафте и достигали более 240 см, а наименьшие значения варьировались от 60 до 70 см в заболоченных долинах (Makarieva et al., 2018).
Одним из важных этапов изучения криолитозоны в МО стало бурение ряда глубоких термометрических скважин в Ольском (5 скважин) и Ягоднинском районах (1 скважина). Главными инициаторами этих исследований были сотрудники Северо-восточной мерзлотной станции ИМЗ СО РАН, в частности, выдающийся мерзлотовед Г.З. Перльштейн. Согласно данным общемировой базы данных о мерзлоте GTN-P с 1973 по 1989 гг. было пробурено 6 скважин, вскрывающих подошву многолетнемерзлых пород в регионе. В 1990 г. на территории Ольского района были пробурены еще две скважины глубиной 201 и 233 м. С 2007 г. на них проводятся регулярные автоматические измерения температуры до глубины 14.5 метров (http://gtnpdatabase.org/boreholes). Данные по этим скважинам в свободном доступе отсутствуют.
После 90-х годов существенно сократилось финансирование научных исследований, из-за чего развитие сети наблюдений за ММГ прекратилось.
В контексте развития экономики Северо-Востока России особенно важен вопрос об устойчивости существующей и проектируемой промышленной инфраструктуры региона. Горнодобывающие предприятия региона расположены в его континентальной части, в зоне распространения сплошной многолетней мерзлоты. После закрытия в 1997 г. Колымской водно-балансовой станции (КВБС) режимные наблюдения за геокриологическими условиями здесь отсутствуют. Фоновой мониторинг температуры грунтов на этой территории (более 460000 км2) ведется на единственной метеорологической станции Сусуман (вытяжные термометры до глубины 3.2 м). В 1966 г. на территории региона таких станций было не менее десяти (Справочник по Климату, 1968).
В рамках развития государственной геокриологической сети мониторинга мерзлоты к 2025 г. в Магаданской области Росгидромет планирует оборудовать всего три термометрические скважины глубиной 30 м в населенных пунктах Сусуман, Усть-Омчуг и Омсукчан. С учетом разнообразия природных условий такое количество скважин является недостаточным. При успешной реализации планов Росгидромет первые данные о температуре ММГ будут получены только в 2026 г.
2.2 Сеть термометрических скважин
За 2021-2022 гг. в течение выполнения проекта было пробурено и оборудовано десять термометрических скважинах глубиной от 5 до 15 м.
Девять из десяти термометрических скважин расположены в пределах Тенькинского городского округа Магаданской области: одна из них в долине р. Бускэчэн (приток р. Бохапча, правый приток р. Колымы), четыре – в бассейне р. Анмангынды (приток р. Детрин, правый приток р. Колымы), четыре – в бассейне р. Кулу. Еще одна скважина пробурена на границе Магаданской области и Республики Саха (Якутия) в районе метеорологической станции Делянкир (бассейн р. Делянкир, правый приток р. Нера, бассейн р. Индигирка). Скважины расположены в диапазоне высот от 618 до 1182 м в различных ландшафтных условиях, включая гольцы, тундры, лиственничное редколесье, наледную поляну гигантской наледи, а также техногенный ландшафт.
Бурение скважин проводилось в два этапа. В конце августа 2021 г. были пробурены пять скважин глубиной от 5 до 15 м (Табл. 26) четыре из них в бассейне р. Анмангында (Тенькинский городской округ МО) и одна скважина на границе Магаданской области и Республики Саха (Якутия) в непосредственной близости от метеорологической станции Делянкир. Бурение проводилось ударным способом на установке УРБ 2А2М без извлечения керна, поэтому геологический разрез в местах установки скважин описан по данным (Государственной геологической карты масштаба 1 : 1 000 000 лист P-55 ФГБУ «ВСЕГЕИ», 2007 г.).
Второй этап бурения еще пяти скважин произведен в июле 2022 года с отбором и описанием керна. Глубина всех скважин, оборудованных на втором этапе, составила 15 м.
Все скважины обсажены пластиковой трубой, с внешней стороны засыпаны грунтом, а сверху изолированы от проникновения атмосферного воздуха и влаги. Интервал измерения температуры составляет 4 часа. Восемь из десяти скважин имеют глубину 15 м.
Для круглогодичного мониторинга температуры грунта используется оборудование производства компании «Импеданс» (г. Москва). Цифровая термометрическая коса «Импеданс» построена на основе контрольного соединительного кабеля для особо тяжелых условий с оболочкой из устойчивого полиуретана. В кабель вмонтированы герметичные термометрические датчики с защитной оболочкой. Преобразователь содержит шестнадцатибитный преобразователь температуры и микропроцессор для управления преобразователем и обмена данными. Рабочий диапазон температур составляет от -55℃ до +125℃. Данные измерений выдаются с дискретностью в 0.01℃. Точность измерений составляет 0.1℃ в диапазоне от -3℃ до +3℃, 0.2℃ в диапазонах от -10℃ до -3℃ и от +3℃ до +10℃; 0.3℃ в диапазонах от -40℃ до -10℃ и от +10℃ до +85℃. Коса подсоединяется к регистратору данных (логгеру). Логгер оснащен автономным морозоустойчивым батарейным питанием, поддерживает ход часов реального времени, в соответствии с программными установками инициирует процесс измерения, организует получение данных измерения и их хранение в энергонезависимой памяти. Получение данных из логгера, а также настройка его режимов работы происходит под управлением персонального компьютера через интерфейс USB. Логгер и коса характеризуются микропотреблением – автономность работы комплекса составляет десятки тысяч измерений в течение 10 лет и более.
Глубина расположения датчиков на 5 и 15-метровых термокосах представляет собой следующую схему: от поверхности до глубины 0.5 м датчики расположены через 0.1 м, далее до глубины 1.5 м через 0.25 м, от 1.5 до 5 (15) м через 0.5 м, дополнительный датчик расположен на глубине 4.75 (14.75) м. Расположение датчиков и устройство скважины «Наледь» глубиной 13 м определяется ее местом положения в пределах наледной поляны Анмангындинской наледи, где толщина льда по историческим данным может достигать 2 м. Поэтому над скважиной установлен оголовок высотой 2.66 м. Используется коса длиной 15 м, описанная выше.
В скважине «Солонцовый» дополнительно используется логгер компании Onset сomputer сorporation (HOBO Pro series, 4 канальный) с терморезисторными датчиками (точность измерения 0.15℃). Датчики расположены на глубинах 0.5, 1.0, 3.0 и 5.0 м.
Скважины расположены в диапазоне высот от 618 до 1182 м в различных ландшафтных условиях, включая гольцы, тундры, лиственничное редколесье, наледную поляну гигантской наледи, а также техногенный ландшафт (Табл. 26).
2.3 Ландшафтные и геологические условия термометрических скважин
Период наблюдения 1.10.2021 по 30.09.2022
Скважина «ГП2» расположена на субгоризонтальной поверхности, сложенной, делювиальным крупнообломочным материалом с песчано-глинистым заполнителем неопределённой мощности, подстилаемым песчано-глинистыми сланцами. Данные породы выходят на поверхность в правом борту р. Анмангынды в районе гидропоста №2, расположенного ниже наледной поляны около устья р. Тарым. Ландшафт представляет собой угнетенное лиственничное редколесье с подростом из карликовой берёзы, кедрового стланика и злаковой растительностью с голубикой (Рис. 58А).
Скважина «Наледь» расположена на наледной поляне, в 500 м от одной из основных проток р. Анмангында. Растительность представлена редкими кустарниками голубики и карликовой ивы. Мощность аллювия голоцена по данным (Карты четвертичных образований ФГБУ «ВСЕГЕИ» 2016 г.) может достигать 15 м и представляет собой гравийно-галечниковые отложения с песчано-суглинистым заполнителем (Рис. 58Б).
Скважина «Солонцовый» расположена в 50 метрах к югу от русла ручья Солонцовый (правый приток р. Анмангында) на субгоризонтальной поверхности. Породы разреза представлены делювиальными накоплениями крупнообломочного материала с песчано-суглинистым заполнителем, их мощность не определена. Ландшафт представляет собой лиственничный лес (высотой до 10 метров) с кедровым стлаником и подростом из голубики и карликовой берёзы (Рис. 58В).
Скважина «Сопка» расположена на повышении рельефа в верховьях бассейна р. Анмангынды. Ландшафт представляет собой ровную гольцовую поверхность, заполненную осыпным щебнистым материалом, с островным распространением мохового покрова, представленного ягелем (Рис. 58Г).
Скважина «Делянкир» расположена в непосредственной близости к метеорологической станции Делянкир (Республика Саха Якутия). Ландшафт представлен лиственничным редколесьем.
Период наблюдения 1-30.09.2022
Скважина «Перевал Кулу» расположена на Кулинском перевале вблизи Тенькинской трассы. Скважина находится на субгоризонтальной поверхности, представляющей собой лиственничное редколесье. Кустарниковый ярус отсутствует, поверхность выполнена лишайниками с практически отсутствующим растительным покровом мощностью до 10 см. В геологическом отношении первые 2 м разреза представлены щебнистым материалом выветрелого глинистого сланца. С 2 м и до забоя на глубине 15 м литологический состав пород не меняется и представлен глинистыми сланцами.
Скважина «Поселок Кулу» пробурена в пределах закрытого поселка Кулу и расположена на надпойменной террасе правого берега реки Кулу на расстоянии 30 метров к северу от остова дома. Скважина практически лишена растительности, а первые 20 см разреза представляют собой техногенный грунт с осколками стекала, кирпичей и строительного мусора. Интервал глубин 0.2-1.5 м представлен мелким песком со следами строительного мусора, за ним следует прослой суглинка 1.5-2.6 м, с глубины 2.6 м и до забоя литологический состав не меняется и представляет собой щебнистый грунт с песчаным заполнителем.
Скважина «Гольцы» расположена в гольцовом поясе на высоте 1187 м в бассейне ручья Правый Итрикан (правый приток р. Кулу). Скважина расположена в 10 метрах от бровки крутого (40-50˚) склона высотой 20-30 метров на наклонной поверхности 7-10° западной ориентации. Тип местности – плоскогорно-привершинный, растительность – тундры горные каменистые кассиопейно-лишайниковые с редкими кедровыми стланиками и угнетёнными лиственницами. Первые 2 м разреза представляют собой крупнообломочный делювиальный материал, сложенный выветрелыми гранодиоритами, в интервале 2-15 м идет массив коренных пород, также представленных гранодиоритами.
Скважина «Верхний» расположена в долине ручья, притока р. Правый Итрикан, в 20 м от бровки правого берега русла. Тип местности – горно-долинный, растительность – лиственничный лес с ерниками и ивняками, подрост багульниково-грушанково-осоковый лишайниково-зеленомошный. Мощность лишайниково-мохового покрова 0.1 м. С 0.1 до 3.8 м разрез представлен щебнистым грунтом с заполнителем из крошки гранодиоритов. С 3.8 м и до забоя породы представлены гранодиоритами.
Скважина «Бускэчен» расположена в пределах надпойменной террасы реки Бускэчэн в 30 метрах к западу от Тенькинской трассы, примерно в 200 метрах от границы поймы реки. Растительность представлена лиственничным редколесьем (высота деревьев – до 10 метров, расстояние между стволами – 5 метров, диаметр ствола – до 20-30 сантиметров) с подлеском из подроста лиственницы, брусники, водяники, ивы нескольких видов, берёзы карликовой, багульника, осоки, иван-чая и мха-ягельника мощностью до 10-20 сантиметров. Разрез до забоя скважины представляет собой аллювиальный материал, состоящий из крупной окатанной гальки с заполнителем в виде неоднородного песка.

2.4 Результаты наблюдений за температурой грунта в скважинах
К настоящему моменту получены первые ряды данных о температуре грунтов за круглый год по 4 из 9 скважин, а также распределение температуры грунта по глубине к окончанию теплого сезона 2022 г. на пяти новых скважинах. Полученные данные позволяют оценить некоторые характеристики ММП данной области, такие как среднегодовая температура пород Tср, амплитуда температур на поверхности пород A0, глубина ξ и скорость сезонного оттаивания/промерзания, глубина нулевых годовых амплитуд H0. Амплитуда температур на поверхности пород A0 определяется с учетом мощности растительного покрова на данном типе местности. Критерием для оценки глубины нулевых годовых амплитуд H0 является неизменность среднемесячной температуры датчика с погрешностью (± 0.1℃). Глубина сезонного оттаивания определяется по максимальной мощности слоя с положительными температурами, который на данной территории достигается в сентябре. Аналогично, глубина сезонного промерзания фиксируется по слою с отрицательными температурами в конце периода промерзания, т. е. в мае. Среднегодовая температура пород Tср представляет собой температуру пород на глубине нулевых годовых амплитуд H0. Данные характеристики представлены в Табл. 27.
Скважина «Наледь» интересна своим расположением в районе наледеобразования (Рис. 59Б). Сложность формирования температурного режима пород наледных полян заключается в неоднородности формирования в них стока. Подземные воды, разгружающиеся в данной области и формирующие саму наледь, имеют температуру близкую к нулю вследствие непосредственной близости многолетнемерзлых пород, которые имеют на территории исследования сплошное распространение. И наоборот, ММП, находящиеся в разрезе наледной поляны, имеют высокую температуру (0…-0.3°С). Полученные данные позволяют говорить, что кровля ММП в данной конкретной точке залегает на глубине 8.5 м. Промерзание начинается в октябре как с поверхности земли, так и с кровли ММП, и заканчивается в ноябре на глубинах 4 и 5 м соответственно. На глубинах 4-5 м предположительно находится растепляющий канал фильтрации подземных вод в аллювии, на кровле которого вплоть до июля существует козырек сезонно-мерзлого слоя ξ (СМС), изолирующий нижележащую толщу от проникновения поверхностных вод. Когда данный фрагмент СМС вытаивает в августе, поверхностные воды обеспечивают конвекцию тепла на глубины 2-4,5 м, из-за чего самая высокая температура пород на данных глубинах достигается не в августе, как следовало предположить, а в сентябре.
В скважине «Солонцовый» глубиной 5 м наблюдается таликовая зона по всей вскрытой мощности (Рис. 59В). Связано это может быть с близостью ручья Солонцовый (150 м) и его впадением в русло р. Анмангында в радиусе 1 км от скважины. Предположительно, в данной области может образовываться таликовая ванна, что распространено в криолитозоне Северо-Востока РФ. Минимальная температура пород на глубине 5 м достигается в мае (0.8°С). Предполагается наличие кровли ММП в ближайших 10 м разреза, не вскрытых скважиной. Фронт промерзания формируется с поверхности земли в октябре, максимальной мощности ξ (2.6 м) СМС достигает в мае. Наблюдение за данной скважиной важно для большего понимания таликовых зон в условиях сплошного распространения ММП. Планируется дальнейшее изучение площадки с бурением более глубокой скважины и использованием геофизических методов.
Скважины «Сопка» и «ГП2» находятся в зоне распространения многолетнемерзлых пород. Различие в высотном расположении (1027 и 712 м соответственно) и типах местности объясняет контраст в характеристиках ММП этих скважин (Рис. 59А,Г). Так, на «Сопке» практически отсутствует растительный покров, тогда как на «ГП2» он более развит и его теплоизоляционные свойства не дают проникать солнечной радиации в теплый период года. Также свою роль играет влажность пород: в скв. «ГП2» больше тепла расходуется на фазовые переходы «вода/лед». По этой причине, а также из-за большей величины A0 (12℃) в «Сопке» порода оттаивает на большую глубину (ξ = 1.3 м) в отличие от скв. «ГП2» (ξ = 0.9 м), хотя оттаивание на «ГП2» начинается на месяц раньше. Ранний период начала оттаивания на «ГП2» может быть связан с тем, что на «Сопке» выпадает гораздо больше снега, который сохраняется и в начале теплого сезона теплый месяц.
2.5 Площадка CALM
В контексте изучения реакции мерзлоты на изменения климата одной из основных задач является анализ пространственно-временных закономерностей формирования деятельного слоя в разных ландшафтных условиях, а также выявление взаимосвязей мощности деятельного слоя с микроклиматическими параметрами и характером растительности. Полученные корректным образом данные могут быть экстраполированы в пространстве, использованы для детальной оценки деятельного слоя на больших территориях, применены при составлении мерзлотного прогноза во времени, а также при валидации глобальных климатических моделей. Для решения этой задачи в 1990 г. была создана программа циркумполярного мониторинга деятельного слоя (Circumpolar Activelayer Monitoring, CALM), которая является составляющей систем GTOS (Global Terrestrial Observing System) и GCOS (Global Climate Observing System). Эти системы работают под эгидой Всемирной метеорологической организации (ВМО).
В настоящее время CALM является основным источником данных о межгодовой изменчивости мощности СТС, на основании которых можно изучать ее отклик на изменения климата. По состоянию на 2010 г., измерения по этой программе проводятся в 168 пунктах наблюдений на территории 15 стран по всему земному шару. На территории России в разное время было организовано 49 площадок, осуществляющих наблюдения по стандартизованной методике. Однако сколько-нибудь продолжительные наблюдения (около 10 лет и дольше) имеются менее чем на 20 из них. Наиболее продолжительные ряды наблюдений в России характерны для пунктов Васькины Дачи на Ямале, Глухое Озеро и м. Чукочий в низовьях р. Колымы, м. Болванский на Гыдане.
В августе 2022 г. на левом склоне долины р. Анмангында в районе формирования гигантской наледи заложена площадка CALM «Наледь» (Рис. 60). Ее размеры приняты стандартными 100 на 100 м с шагом измерений 10 м. Каждый второй пункт измерений помечен железным арматурным штырем длиной до 1 м, вбитым на глубину 60-70 см. Проведена высокоточная геодезическая съемка площадки, в том числе высоты штырей, обозначающих точки наблюдений.
Тип местности относится к горно-склоновому. Растительность представлена лиственничными рединами на лишайниково-сфагновой мари с ерниками морошково-багульниково-осоковыми. Высота деревьев составляет 5-8 метров, расстояние между деревьями 3-5 метра, диаметр ствола до 10 см, произрастает голубика, брусника, морошка, багульник, водяник, берëза карликовая в подлеске и осоковые. Поверхностный покров представлен сфагновым мхом с вкраплениями (10%) ягельника. Рельеф представляет собой поверхность крутизной до 5°, ориентация склона – ССВ, превышение над поверхностью долины около 25 м. Микрорельеф осложнëн кочками и муравейниками. Проведено описание верхней части разреза по двум закопушкам (Табл. 28).
Замеры СТС были проведены по стандартной методике с помощью металлического щупа дважды – 5 августа и 2 октября 2022 г. Построены планы распределения глубины СТС на обе даты. Результаты промеров представлены в Табл. 29. В августе средняя глубина СТС составила 40 см, в октябре – 46 см. Таким образом, средняя скорость протаивания в августе и сентябре 2022 г. составила 3 см/мес. На Рис. 61 представлена схема распределения глубин СТС на 5 августа и 2 октября 2022 г.
Несмотря на короткие ряды анализируемых данных, в связи с практическим отсутствием сведений о состоянии ММГ для рассматриваемой территории, полученные результаты актуальны и необходимы.
3 Типизация генезиса природных вод Северо-Востока на основе анализа их изотопных характеристик
3.1 Материалы и методы исследования
За период 2020 – 2022 гг. всего было отобрано 672 проб природных вод на изотопный состав, из них – 208 проб осадков, 464 – поверхностных, подземных вод и наледного и грунтового льда. Обобщение данных об отобранных изотопных пробах представлено в Табл. 30.
Пробы отбирались в пластиковые пробирки (Corning tubes), запечатывались лабораторной пленкой (Parafilm) и до момента измерений хранились в холодильнике.
Анализ образцов проводился в Лаборатории Изменений Климата и Окружающей Среды (ЛИКОС) института Арктики и Антарктики на лазерном анализаторе Picarro 2130. Была использована методика измерений, разработанная в лаборатории (подробно описана в Екайкин (2016). Погрешность измерений составила менее 0,08‰ для кислорода-18 и 0,9‰ для дейтерия. Содержание тяжелых изотопов выражено в промилле как разница со стандартом VSMOW-2 (Vienna Standard Mean Ocean Water). Эксцесс дейтерия вычислялся по формуле: dxs = δD – 8·δ18O.
3.1.1 Осадки
Пробы осадков на изотопный состав отбирались во время их выпадения или сразу после окончания (чтобы избежать испарения, которое могло бы повлиять на изотопный состав). В большинстве случаев использовались стандартные осадкомерные емкости. Для того чтобы отобрать пробы снега или ледяных игл в случае, когда их количество крайне низкое, использовалась пленка площадью 1 м2, натянутая в 1 м от поверхности земли.
Пробы осадков на изотопный состав отбирались в четырех населенных пунктах, расположенных в Магаданской области в диапазоне от 59° до 62° с.ш. и от 147° до 151° в.д. (Рис. 62а, Табл. 31). Для анализа использовались пробы, полученные в период с октября 2020 года по начало января 2022 года. Данные о температуре воздуха и количестве осадков были получены с портала https://rp5.ru.
Рассматриваемые населенные пункты расположены в непосредственной близости от Охотского моря. Оно во многом определяет погоду в городе Магадан, который находится на побережье. Так, по сравнению с другими пунктами в Магадане более мягкие зимы, и за год выпадает почти в два раза больше осадков.
Поселок Мадаун находится на южном склоне Охотско-Колымского водораздела на высоте 522 м, а поселок Усть-Омчуг и пункт отбора пробы в 14 км от поселка Кулу (далее Кулу) – за водоразделом, на высотах 575 м и 839 м, соответственно. Хотя эти пункты расположены в радиусе 300 км от моря, климат на них гораздо более суровый. В холодный период года под воздействием Азиатского антициклона влияние Охотского моря и Тихого океана значительно ослабевает, и уже в пункте Мадаун зима и переходные сезоны по метеорологическим характеристикам соответствуют континентальному типу (Рис. 62б,в).
Над акваторией Охотского моря активно развита циклоническая деятельность, причем как в холодное, так и в теплое время года. Оно является основным источником осадков для рассматриваемой местности. Однако, в силу муссонной циркуляции, осадки распределены внутри года крайне неравномерно. Так, на континентальных станциях зимой выпадает всего лишь 15%, а в Магадане – 20–25% от годового количества осадков.
В г. Магадане средние температуры воздуха в период наблюдений были близки к климатической норме, тогда как в континентальных пунктах зимние месяцы были примерно на 1.5–2.0℃ теплее. Также в холодное время года в континентальных пунктах осадков выпало почти в 2 раза выше нормы. Эта аномалия обусловлена обильными снегопадами, которые наблюдались в ноябре 2020 и 2021 года. В октябре также наблюдалось относительно высокое количество осадков. Что касается летних месяцев, основная часть жидких осадков пришлась на июль (Рис. 62в).
Температура воздуха во всех четырех пунктах в период наблюдений изменялась параллельно, в то время как ситуация с осадками не так однозначна. Обильные ливни, которые наблюдаются в Магадане летом и осенью, как правило, доходят до континентальных пунктов, но осадки малой интенсивности выпадают в пунктах отбора проб несинхронно.
3.1.2 Пробы воды и льда
Пробы воды на изотопный состав отбирались ежемесячно с июля 2020 г. по август 2022 года в четырех гидрометрических створах на р. Анмангында и ее притоке, р. Ольчан, параллельно с измерением расхода воды и определением электропроводности. За весь период наблюдений было отобрано 152 пробы.
Помимо этого, дважды была выполнена маршрутная съемка, в рамках которой пробы на гидрохимию и изотопный состав отбирались из основного русла р. Анмангында и всех ее притоков вниз по течению от верховьев водосбора до наледной поляны. Первый раз съемка выполнялась на спаде половодья (07.06.2022), а второй – во время летней межени (21.07.2022). В результате было отобрано две серии по 18 проб.
Отбор проб на изотопы был частью работ, проводимых на водных объектах КВБС. В летние сезоны 2021 и 2022 гг. было выполнено 18 серий пробоотбора из ручьев Контактовый, Встреча, Угроза, Северный и Южный. Всего было получено 98 проб.
4 июня 2022 года были послойно отобраны пробы наледного льда (Рис. 63).
Дополнительно отбирались пробы из скважин, источников подземных вод, а также из бугров пучения на наледи с целью формирования общей картины изотопного состава природных вод в исследуемом районе и уточнения дальнейшего плана исследований.
3.2 Результаты анализа изотопного состава осадков
Изотопный состав осадков. Изотопный состав всех отобранных образцов лежит в диапазоне от -4.39‰ до -42.50‰ по δ18O и от -32.40‰ до -337.32‰ по δD. В целом, жидкие осадки легче, чем твердые (средние значения δ18O/δD: -6.1‰/-127.7‰ и -24.9‰/-188.6‰), что соответствует представлениям о «сезонном эффекте» (Dansgaard, 1964). Однако встречаются твердые осадки с достаточно тяжелым изотопным составом (до -6.0‰ для δ18O, Магадан). Жидкие осадки, в свою очередь, могут быть достаточно легкими (до -27.6‰ для δ18O, Мадаун).
В Табл. 32 приведено сравнение изотопного состава осадков в Магаданской области, Иркутске (Kostrova et al., 2019), и Якутске (Папина и др., 2017). Можно отметить, что, хотя средняя температура воздуха в период наблюдений в Магаданской области была ниже, изотопный состав осадков (в общем диапазоне) отличается не столь значительно. В работе (Kurita, 2011) было показано, что для большинства внутриконтинентальных станций на территории России (включая Якутск) основным источником осадков является акватория Атлантического океана (что связано с господством западного переноса воздушных масс). Так, воздушные массы проходят большой путь, истощаются, и приносят влагу с облегченным изотопным составом («континентальный эффект»). Магаданская же область находится в непосредственной близости от основного источника осадков.
Эксцесс дейтерия является индикатором неравновесных процессов испарения и конденсации при формировании осадков (от момента первичного испарения до отбора пробы) (Dansgaard, 1964). В отобранных образцах он изменяется от -15.18‰ до 26.58‰. При этом низкие значения наблюдались, как правило, в теплый период года, а высокие – в холодный. Такая закономерность характерна для высоких и средних широт и объясняется различными условиями испарения с водной поверхности в теплое и холодное время года, а также дополнительным влиянием испарения летом (Quezadas et al. 2020).
Линия метеорных вод. Линия метеорных вод (ЛМВ) отражает соотношение между δ18O и δD. Глобальная линия метеорных вод (Craig, 1961) имеет наклон, равный 8, и свободный член, равный 10.
На Рис. 64а видно, что линия метеорных вод для пункта Магадан (δD = 8.13· δ18O + 15/36) значительно отличается от остальных трех. В целом, она лежит близко к ГЛМВ, поскольку пункт находится на побережье и осадки не успевают трансформироваться в процессе продвижения воздушной массы вглубь материка. Свободный член >10, что соответствует высоким значениям dxs и отражает особенности условий при испарении в источнике влаги (Quezadas et al., 2020).
Локальная ЛМВ, проведенная для осадков, отобранных в пунктах Мадаун, Кулу и Усть-Омчуг, описывается уравнением: δD = 7,66·δ18O–2.90 (Ошибка! Источник ссылки не найден.а). Линия сдвинута вниз относительно ГЛМВ и имеет меньший наклон. Это говорит о том, что в осадках в этих пунктах возможен вклад повторно испарившейся влаги (Ingraham, 1998). Косвенно это может указывать на больший вклад удаленных источников влаги (Атлантический и Северный Ледовитый океан). Интересно также отметить отсутствие высоких значений эксцесса дейтерия (dxs> 20) в этих пунктах. Это может быть следствием участия разных источников влаги, но можно предположить и изменение dxs с высотой по ходу изотопного исчерпывания. Уменьшение dxs с высотой отмечалось, например, в работе (Gébelin et al., 2021), но не получило достаточной интерпретации.
Изотопно-температурная зависимость. На Рис. 64в представлены линии зависимости изотопного состава осадков от приземной температуры воздуха (на момент их выпадения) для всего набора данных и для каждого пункта по отдельности. В нашем случае эти зависимости отражают совокупное влияние сезонного, континентального и высотного эффектов, а также разные вклады различных источников влаги.
На Рис. 64Ошибка! Источник ссылки не найден.в видно, что линии регрессии расположились практически параллельно друг другу со сдвигом по вертикальной оси. Линия δ18O/Т℃ для пункта Магадан (наклон 0.56, свободный член равен -13.9) наиболее близка к зависимости, полученной в работе (Dansgaard, 1964) для 70 станций ВМО (большинство из которых расположено в районах с морским климатом). Регрессии для остальных станций имеют меньший угловой коэффициент (что может, помимо прочего, отражать разницу в соотношении между приземной температурой воздуха и температурой конденсации).
Зависимость между изотопным составом осадков и приземной температурой воздуха для всех данных в совокупности описывается уравнением δ18O = 0.45·Т℃ – 19.3 (R2 = 0.54). Отдельно для твердых и жидких осадков коэффициенты детерминации равны 0,36 и 0.18, соответственно. Более низкий коэффициент в случае жидких осадков говорит о влиянии дополнительных факторов на изотопный состав в теплый период года.
Корреляция с другими метеорологическими параметрами. Осадки слабой интенсивности в большей степени подвержены испарению во время и после выпадения. Действительно, изотопный состав осадков, выпадавших в количестве 5 мм и меньше, на графике δ18O/δD лежит преимущественно ниже линии метеорных вод (Рис. 64б). Эксцесс дейтерия значимо положительно связан с количеством осадков и относительной влажностью воздуха (r = 0.39 и 0.53, соответственно; p> 0.01), тогда как ожидаемой отрицательной корреляции между δ18O и этими параметрами нет. Так, испарение жидких осадков не имеет существенного влияния на изотопный состав, но может частично обуславливать изменчивость dxs в теплый период года.
Стоит также отметить, что значимая положительная корреляция δ18O с количеством осадков характерна как для теплого (r = 0.35 при p> 0,01), так для холодного (r = 0.27 при p> 0.05) сезонов. Эта связь отражает влияние континентального и высотного эффектов — на побережье осадки выпадают более обильно и при более высоких температурах, чем на континентальных станциях.
Роль различных источников влаги. Как сказано выше, различия в изотопном составе осадков в трех рассматриваемых пунктах обусловлены не только их различным географическим и высотным положением, но и разными источниками влаги, формирующей осадки.
Мы использовали модель HYSPLIT (Hybrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory model (Draxler, Rolph, 2015), https://ready.arl.noaa.gov/HYSPLITtraj.php) чтобы восстановить обратные траектории движения воздушных масс и определить источник атмосферной влаги для каждого образца осадков (Рис. 65). Эта модель была успешно использована в ряде аналогичных исследований (Папина и др., 2017; Bailey et al., 2019; Islam et al., 2021). Высота каждой траектории выбиралась на основе данных о высоте нижней границы облачности (источник https://rp5.ru). Расчетное время выбиралось так, чтобы траектория достигла акватории, которую можно было бы считать местом первичного испарения (от 72 до 120 часов).
Полученные в результате траектории были разделены на группы по районам первичного испарения. Для каждой группы были рассчитаны средние значения изотопного состава и температуры воздуха.
С середины декабря по начало мая Охотское море покрыто льдом, но в остальное время это основной источник влаги для осадков, выпадающих в пункте Магадан (53% отобранных проб). Осадки, сформированные над Охотским морем, характеризуются наиболее тяжелым изотопным составом (среднее значение δ18O за весь период составляет -12.30‰). При этом δ18O хорошо коррелирует с приземной температурой воздуха (r = 0.74 при p> 0.01).
Эксцесс дейтерия в осадках с Охотского моря, также как и δ18O, имеет хорошо выраженный сезонный ход. Максимальные значения приходятся на ноябрь – начало декабря. В работе (Kurita et al., 2004) описаны условия образования водяного пара с высоким dxs над Северным Ледовитым океаном: авторы наблюдали прохождение холодного фронта, когда большая разница температур между поверхностью воды и воздухом обуславливала интенсивную теплоотдачу. Возможно, подобные условия складываются и над Охотским морем, поскольку как раз над ним проходит граница раздела арктических и умеренных воздушных масс (Лоция Охотского моря, 1960). Осадки с высоким dxs наблюдались также в Японском и Китайском морях, а также на севере Тайваня (Wang, Peng, 2001).
В работе (Quezadas et al., 2020) отмечается, что на побережьях, в непосредственной близости от источника влаги, зависимости δ18O/δD и δ18O /Т℃ могут быть нарушены. Однако в пункте Магадан такого не наблюдается, что можно объяснить ярко выраженным сезонным ходом температур и других метеорологических условий при испарении и конденсации. Тем не менее, наблюдаемые отклонения от ЛМВ и изотопно-температурной зависимости, вероятно, отражают уникальные условия формирования каждого конкретного объема водяного пара.
В зимний период, когда Охотское море покрыто льдом, на первый план выходят другие источники влаги. Для пункта Магадан это северная акватория Тихого океана, а также район, объединяющий Чукотское море, Берингов пролив и север Берингова моря (условное название «Берингово море»). Изотопный состав осадков из этих источников слабо коррелирует с приземной температурой воздуха, а эксцесс дейтерия варьирует в достаточно больших пределах. Вероятно, это результат большой пространственно-временной неоднородности условий испарения – в зимний период эти области являются крупными центрами циклогенеза на границе раздела воздушных масс.
Помимо прочего, в пункте Магадан наблюдалось три события осадков, источником которых можно считать акваторию Атлантики (западный перенос). По изотопному составу эти осадки значительно облегчены (относительно других осадков в пункте Магадан) и ложатся на линию δ18O/Т℃ для пункта Кулу.
В пункте Кулу осадки с Охотского моря составляют всего 20% от общей суммы отобранных проб. Они наблюдались в июле и отличались от других более тяжелым изотопным составом (δ18O от -12‰ до -17‰). Кроме того, осадки с Охотского моря наблюдались также 5 и 6 декабря (в те же даты, что и в пункте Магадан), из чего можно предположить, что один и тот же фронт прошел вглубь материка. Если это так, то изотопное исчерпывание составило около 19‰ при разнице приземных температур в 25℃.
В холодный период года осадки приходят в пункт Кулу со стороны Атлантики (в начале зимы) и с Северного Ледовитого океана. Это, как правило, осадки, выпадающие из облаков верхнего яруса в очень маленьких количествах при приземной температуре ниже -20℃. Наблюдались также единичные случаи, когда осадки приходили из этих источников летом. В области низких температур корреляция между δ18O и температурой воздуха отсутствует. Так, осадки с Северного Ледовитого океана обладают практически неизменным изотопным составом при температурах от -12˚С до -46˚С. Возможно, это объясняется нарушением корреляции приземной температуры с температурой в верхних слоях атмосферы, где происходит конденсация. Летом осадки из этих двух источников имели отрицательные значения эксцесса дейтерия.
Весной (в апреле и мае) осадки приходили в пункт Кулу с северо-западной акватории Тихого океана. Так же, как и в пункте Магадан, они отличаются большим разбросом значений изотопного состава и эксцесса дейтерия, а также слабой корреляцией с приземной температурой воздуха.
Анализ Рис. 64г позволяет сделать некоторые выводы о том, как участие различных источников влаги влияет на изотопный состав осадков. На Рис. 64г видно, что различие в зависимостях δ18O/Т℃ на двух пунктах отбора проб во многом обусловлено большим вкладом осадков с Атлантического и Северного Ледовитого океанов в пункте Кулу. В силу континентального эффекта, осадки с запада обладают облегченным изотопным составом во все сезоны года. Осадки с севера характеризуются однородным (относительно легким) изотопным составом зимой, и облегченным – летом. В пункте Магадан зимой преобладают относительно более тяжелые осадки из близлежащих источников влаги. Что касается летних осадков, приходящих с Охотского моря, в пункте Кулу они оказались легче, чем в Магадане при близких температурах воздуха. Вероятнее всего, это объясняется разницей в соотношении между приземной температурой воздуха и температурой конденсации в этих пунктах.
В результате работ было выявлено:
1. Изотопный состав осадков в районе исследований изменяется от - 4,39‰ до - 42,50‰ по δ18O и от - 32,40‰ до - 337,32‰ по δD. Этот диапазон несколько уже, а значения тяжелее, чем в районах Восточной Сибири, что обусловлено вкладом осадков с Охотского моря и Тихого океана.
2. Линия метеорных вод для пункта Магадан лежит выше ГЛМВ, а для остальных (внутриконтинентальных) пунктов – ниже ГЛМВ. Это говорит о дополнительном влиянии испарения на влагу, выпадающую в осадках в этих пунктах, и косвенно указывает на больший вклад удаленных источников влаги.
3. Температурная регрессия для всего набора данных описывается уравнением δ18O = 0,45·Т℃ – 19,3 (R2 = 0,54). Линии регрессии для континентальных пунктов сдвинуты по вертикальной оси относительно линии для Магадана. Согласно результатам анализа обратных траекторий воздушных масс, это объясняется, в первую очередь, разным соотношением источников влаги: на континентальных станциях больше вклад Атлантики и Северного Ледовитого океана. Некоторую роль также играет изотопное исчерпывание воздушных масс с Охотского моря.
4. Высокие значения эксцесса дейтерия обусловлены специфическими условиями испарения в холодный период года и характерны, в первую очередь, для Охотского моря, а также для севера Тихого океана и Берингова моря.
5. Наиболее низкие значения эксцесса дейтерия характерны для воздушных масс, приходящих в теплый период года из удаленных источников (Атлантика и Северный Ледовитый океан), что свидетельствует о вкладе повторно испарившейся влаги.
6. Осадки, приходящие со стороны Атлантики, отличаются легким изотопным составом (относительно других при той же температуре), что отражает большую степень изотопного исчерпывания; осадки, приходящие с акватории Тихого океана и Берингова моря, характеризуются большим разбросом значений изотопного состава и эксцесса дейтерия, что говорит о неоднородности условий испарения влаги в этих регионах; осадки с Охотского моря отличаются относительно тяжелым изотопным составом (наиболее тяжелым – в конце летнего периода) и высокими значениями эксцесса дейтерия в начале зимнего периода.
7. Изотопный состав осадков при температурах ниже - 20℃ слабо связан с приземной температурой воздуха. Возможно, это объясняется нарушением корреляции приземной температуры с температурой в верхних слоях атмосферы, где происходит конденсация.
3.3 Результаты анализа изотопного состава речных и подземных вод
Содержание тяжелых изотопов в водах рек Анмангында и Ольчан близко к среднему в атмосферных осадках на станциях Усть-Омчуг и Мадаун (Рис. 66Ошибка! Источник ссылки не найден.). Несколько меньший наклон линии метеорных вод может быть обусловлен пространственно-временной неоднородностью изотопного состава в бассейне и/или влиянием испарения с поверхности водосбора и из русла.
Изменчивость изотопного состава воды р. Анмангында характеризуется крайне сглаженными сезонными колебаниями, на фоне которых выделяются отдельные резкие пики половодья и ливневых паводков (Рис. 67). Изотопный состав становится тяжелее в период с июня по октябрь и легче с ноября по май. Однако разница между максимальным и минимальным содержанием кислорода-18 (без учета паводков 27.07 и 31.07 2021 и половодья 04-07.06.22) составила лишь 0.48‰ и 0.68‰ для ГП-1 и ГП-База, соответственно. Сезонный ход электропроводности также выражен очень слабо, не превышая 60 мкСм даже в зимний период.
Содержание кислорода-18 и электропроводность стока р. Ольчан изменяется внутри года в гораздо бОльших пределах (от -19.83‰ до -23.97‰ и от 52 до 167 мкСм, соответственно). Электропроводность, также как и изотопный состав, имеет хорошо выраженную сезонную динамику – увеличивается от начала к концу летнего сезона.
Разница гидрохимических режимов рек Ольчан и Анмангында, вероятно, обусловлена различиями в гидрогеологическом строении водосборов. Однако для подтверждения этого предположения необходим более широкий комплекс исследований.
Был проведен предварительный анализ проб наледного льда. В стратиграфическом разрезе наледи было выделено 5 слоев (Табл. 33). Слои выделялись на основании кристаллографических и физических свойств льда.
С поверхности наледь перекрыта слоем относительно свежего снега. Поскольку пробоотбор проводился в период активного таяния, поверхностный снег был уже частично перекристаллизован и насыщен водой. Второй от поверхности слой, вероятнее всего, тоже образован из снега, однако в данном случае гораздо сильнее перекристаллизованного. Об этом свидетельствует его структура (ледяные зерна диаметром 4-5 мм) и изотопный состав (d18O = -24.9‰) – самый легкий для всего профиля, близкий к среднему изотопному составу снега в зимние месяцы.
Третий слой (слой С) представляет наибольший интерес. Это слой куполообразной формы максимальной мощностью 35 см, выклинивающийся с двух сторон. Его составляют продолговатые ледяные кристаллы диаметром около 1 см, расположенные вертикально и по длине равные мощности слоя. Этот слой характеризуется самым тяжелым изотопным составом (d18O = -19.55‰), по значению близким к изотопному составу воды р. Ольчан в зимние месяцы. При этом значения dxs в этом слое гораздо ниже, чем dxs речного стока и зимних осадков. Кроме того, изотопный профиль слоя С (Рис. 68) свидетельствует о том, что он формировался в замкнутой или частично замкнутой системе (т.е., будучи перекрытым сверху). Наблюдая стратиграфию наледи в трещинах и обнажениях, можно отметить, что похожие куполообразные слои встречаются достаточно часто. Механизм их формирования предстоит выяснить в дальнейших исследованиях.
Слой D также состоит из продолговатых кристаллов. От вышележащего слоя его отделяет хорошо заметная граница раздела. По изотопному составу он отличается от слоя С всего на 10‰, что говорит об их схожем генезисе.
4 Геофизические исследования
4.1 Методика исследования
Для определения общего объема льда, сформированного наледью, изучения распределения толщины льда по всей площади наледной поляны, а также в целях поиска мест разгрузки источников, питающих наледь, в марте-апреле 2021 г. методом георадиолокационной съёмки были проведены площадные георадиолокационные зондирования по сети из 29 поперечных и одному продольному профилям, расположенным на расстоянии около 200 м друг от друга. Кроме того, на верхней наледи проведены зондирования на 6 профилях, расположенных на расстоянии около 50 м (Рис. 69). По результатам съемки были обнаружены потенциальные места разгрузки источников, а также аномальные участки.
В 2022 г. метод георадиолокационной съёмки был применен повторно на двух ключевых участках, отобранных по данным за предыдущий год. На выявленных аномальных участках проведены профильные зондирования и детальные площадные исследования методами ГРЛ и БИЭП (Рис. 69).
Ключевой участок №1 (размер площадки исследования 70×50 м) выбран на месте формирования ледяного бугра для изучения структуры канала разгрузки воды вокруг него. На участке проведены площадные георадиолокационные зондирования по сети профилей на расстоянии 5 м друг от друга, на бугре – до 2.5 м. На каждом профиле определялась глубина отражающей границы от подошвы слоя сезонного промерзания (Hсмс), по результатам съёмки построена карта изолиний Hсмс (Рис. 71). Через ледяной бугор был проложен профиль электрических зондирований по методике ДОЗ-БИЭП длиной 270 м.
Ключевой участок №2 (размер площадки исследования 50×20 м) расположен над руслом реки. В пределах этой площадки выполнены зондирования ГРЛ и многоразносное профилирование БИЭП с шагом 5 м по 11 профилям, расположенным на расстоянии 2 м друг от друга, для изучения особенности сезонного промерзания аллювия.
Георадиолокация
Георадиолокационное (ГРЛ) зондирование выполнено с помощью георадара ОКО-3 с антенным блоком центральной частоты 250 МГц. Георадар перемещался волоком по льду или в пластиковом коробе, когда на поверхности льда был слой воды. Шаг зондирования по профилям составлял 0.05 м. Протяженность профиля определялась либо с помощью датчика перемещения, прикрепленного к георадару, либо с помощью измерительной рулетки.
Обработка данных выполнена с помощью программы Geoscan32. Граф обработки включал вычитание среднего и регулировку усиления по глубине. Пересчет временного разреза в глубинный осуществлялся для средних значений диэлектрической проницаемости (ДП) среды, равным 3.2, что соответствует пресноводному льду. Такое значение ДП среды было определено инструментами программы Geoscan32 по гиперболам дифракции отражённой волны от локальных объектов.
В 2021 г. высота снежного покрова на залесенных участках наледной поляны максимально составила 30 см, а на самой наледи снег практически отсутствовал. При интерпретации радарограмм эта информация не использовалась, так как высота снежного покрова входила в первую фазу зондирующего сигнала. Для заверки георадиолакационной съемки были пробурены скважины на профилях, с целью определения фактической толщины льда. Погрешность составила менее 5%.
Бесконтактные измерения электрического поля (БИЭП)
Измерения методом БИЭП проведены в модификациях дипольно-осевого зондирования (ДОЗ-БИЭП) и многоразностного электропрофилирования (ЭП-БИЭП).
Измерения выполнены аппаратурой ВЕГА, работающей на частоте 16 кГц. Размеры емкостных линий составляли 5 м при электропрофилировании и 10 м при дипольно-осевом зондировании. Расстояние между центрами генераторной и приёмных линий при многоразносном профилировании составляло 5, 15, 25, 35 м при размерах диполей, равных 5 м. При осевом зондировании применялись диполи АB и МN размером 10 м, расстояние между центрами которых увеличивалось от 5 до 80 м с шагом 5 м. Сила тока в питающей линии составляла 3 или 10 мА. Напряжение в приёмных линиях в зависимости от разноса варьировало от 4 В до 0.12 мВ.
Двумерная автоматическая инверсия данных была выполнена с помощью программы Res2Dinv (Loke, 2014). Для получения трехмерной геоэлектрической модели использовалась программа Res3Dinv.
4.2 Результаты исследования
4.2.1 Распределение толщины льда и объем наледи
По данным площадной съёмки была определена толщина льда вдоль профилей ГРЛ и построена схема распределения толщины льда. На момент исследований (25 марта – 5 апреля 2021 г.) установленная максимальная толщина льда на верхней наледи составила 4.35 м при среднем значении 1.4 м, на нижней – 3.5 м при среднем значении 1.3 м (Рис. 70).
Зафиксировано, что наибольшая толщина льда образуется локально, предположительно в районах разгрузки источников, питающих наледь. Объем наледного льда по результатам георадиолокационной съемки в начале апреля 2021 г. составил 3.56 млн м3, по историческим данным 19631966 гг. в этот период он достигал 8.56 млн м3 (в 2.4 раза больше). Ранее нами было установлено, что формирование наледи заканчивается в конце апреля – середине мая, т.е. максимальный объем льда наблюдается в эти месяцы. Так, по историческим данным он варьировался от 5.3 до 11.7 млн м3. По современным оценкам величина ледозапаса на конец периода наледеобразования меньше на 33% и в среднем составляет 7.1 млн м3 (Землянскова и др., 2023, принята к печати).
4.2.2 Исследование участков разгрузки подземных вод под лёд
Анализ радарограмм по всем профилям 2021 г. показал, что на многих амплитудных разрезах кроме границы лёд-порода и границы сезонного промерзания выделяются крупные гиперболы дифракции с очень интенсивной отраженной волной. При этом, в месте образования гиперболы отмечается резкое сокращение глубины сезонного промерзания (Рис. 71), вплоть до исчезновения отражающей границы от подошвы сезонномёрзлого слоя (СМС). Такие гиперболы наблюдаются над руслами проток реки и предположительно в тех местах, где происходит разгрузка подземных вод в русле. На Рис. 71 на пикетах 742.5 и 770 м на радарограммах отчетливо проявляются вертикальные аномалии, которые возможно связаны с разгрузкой подземных вод из разломов.
В 2022 г. на отрезке, длиной 190 м, профиля №6 (Рис. 72), где по результатам ГРЛ прошлого года выделены интенсивные гиперболы дифракции, зондирующая съёмка была проведена повторно. На радарограмме 2022 г. отмечена серия трещин и ледяной бугор между пикетами 135160 м в виде интенсивных переотражений сигнала (Рис. 72а), которые обычно связывают с наличием воды в породах. Это означает, что внутри ледяного бугра находилась вода в жидком состоянии, а свежие трещины образовались в результате давления воды.
Положение интенсивной отражающей границы, которую мы интерпретируем как подошву слоя сезонного промерзания (Рис. 72в), совпадает с переходом температуры через 0℃ по данным скважинной термометрии. В интервале 165180 м отражающая граница от подошвы слоя СМС пропадает, что мы объясняем сливающимся типом мёрзлой толщи в данном месте.
На этом же отрезке профиля №6 проведены электрические зондирования по методике ДОЗ-БИЭП и в результате 2-D инверсии построен геоэлектрический разрез, на который вынесены отражающие георадарные границы (Рис. 72Ошибка! Источник ссылки не найден.б). Лёд и сезонномерзлый аллювий выделяются слоем очень высокого УЭС, достигающего 800000 Ом·м. По данным ГРЛ толщина льда составила 23 м, а глубина сезонного промерзания аллювия 2.83.8 м. Связь между толщиной льда и глубиной сезонного промерзания отсутствует. На геоэлектрическом разрезе между пикетами 0125 м с глубины 5 м наблюдается уменьшение УЭС пород до 500-1000 Ом·м с локальными областями 350450 Ом·м. Предполагается, что такие локальные области пониженного УЭС соответствуют каналам фильтрации подземных вод в аллювии.
В северо-восточном окончании разреза в интервале пикетов 125180 м УЭС пород преимущественно высокое, более 10000 Ом·м, что соответствует мёрзлому состоянию. На 140155 м под ледяным бугром на глубине 610 м выделяется локальная аномалия пониженного УЭС, интерпретируемая как промерзающий подрусловой талик. Анализ полученных данных показывает, что ледяной бугор сформировался в результате выжимания воды из талика на поверхность.
Между пикетами 80100 м находятся две интенсивные гиперболы дифракции, которые согласно анализу летних спутниковых снимков попадают в русло реки. На этом участке также отмечается прерывание отражающей границы от подошвы слоя сезонного промерзания. Все вышеперечисленные признаки указывают на область разгрузки подземных вод из аллювия под лёд (Рис. 72в). Под предполагаемым каналом разгрузки ПВ на глубине 1218 м выделяется вертикальная область низкого УЭС (Рис. 72б), которая может быть связана с обводнённым разломом в коренных породах. Подобные вертикальные аномалии низкого УЭС выявлены на интервалах профиля 010 м; 2535 м; 8595 м; 115125 м; 140150 м; 165175 м.
Возможно, что наряду с горизонтальным стоком в аллювии существует и восходящая фильтрация по узким зонам тектонической трещиноватости в коренных породах. Однако мы не можем уверенно интерпретировать вертикальные аномалии низкого УЭС на глубине как разломы, поскольку глубинности зондирования недостаточно, чтобы увидеть полную картину на фоне вмещающей среды. Отметим, что аномалия на радарограмме, интерпретируемая как канал разгрузки ПВ, пространственно совпадает с аномалией низкого УЭС в коренных породах (Рис. 72б).
Для верификации аномалии 25.03.2022 на пикете 90 м была пробурена скважина. С глубины 2.4 м были вскрыты напорные воды, а на 3.0 м – кровля аллювиальных отложений. Столб воды высотой около 0.25 м изливался в течение двух суток наблюдений, не снижая напора. С помощью кондуктометра Hanna были определены свойства воды и её температура: электропроводность составила 52 мкСм/см (УЭС – 192 Ом·м), pH – 6.74, общая минерализация – 26 ppm. Температура воды в момент появления была равной 0.07 ℃, но через некоторое время поднялась до +0.2 ℃.
4.2.3 Особенности строения участка разгрузки воды на наледь из ледяного бугра
На ключевом участке №1 (Рис. 73Ошибка! Источник ссылки не найден.) в пределах ледяного бугра по данным ГРЛ в месте разгрузки воды на наледь установлено существенное сокращение глубины сезонного промерзания с 4.5 м до 0 м (Рис. 74). Канал разгрузки подземных вод в аллювии и обводнённые песчано-галечниковые отложения выделяются на радарограмме повышенной интенсивностью отраженного сигнала.
Закономерно возник вопрос – что из себя представляет канал разгрузки? Является ли он вертикальной «трубой» или же это линейная структура вдоль русла.
Сопоставление ортофотоплана и карты глубины сезонного промерзания показал, что источник наледных вод расположен в одном из ветвящихся русел р. Анмангында (Рис. 74). Наблюдается закономерное уменьшение глубины промерзания под руслом в виде линейной аномалии пониженных значений Hсмс, в то же время, в месте формирования бугра отмечается область пониженных значений глубины сезонного промерзания овальной формы размером 5×15 м.
Это означает, что разгрузка ПВ, препятствующая сезонному промерзанию, происходит в ограниченной области и вероятно по вертикальному каналу. Кроме этого, выявлены локальные аномалии глубины сезонного промерзания меньших размеров (показаны белыми стрелками на Рис. 74б). Предполагается, что в этих местах также происходит разгрузка ПВ в виде ключей, представляющих вертикальные восходящие потоки воды в аллювии.
Результаты электротомографии с незаземлёнными линиями по профилю, пересекающему ледяной бугор, показали, что лёд и сезонномерзлый аллювий имеют очень высокое УЭС (Рис. 75). У льда УЭС порядка 300000-600000 Ом·м. На участке разгрузки подземных вод на наледь с глубины 6–7 м УЭС аллювиальных отложений составляет порядка 1000 Ом·м с локальными аномалиями до 500700 Ом·м, что означает талое состояние пород. В интервале профиля 100–130 м под протокой выделяется локальная аномалия низкого УЭС пород, интерпретируемая как промерзающий подрусловой талик.
При промерзании этого талика подземные волы выжимаются на поверхность по трещине во льду, которая проявляется в верхней части разреза УЭС в виде узкой вертикальной зоны пониженного УЭС в интервале профиля 100–105 м.
Под местом выхода подземных вод на лёд (пикет 50 м) на геоэлектрическом разрезе с глубины 12 м отмечается локальная субвертикальная зона низкого УЭС шириной 18 м. Предполагается, что эта аномалия связана с каналом фильтрации подземных вод в аллювии. Ранее нами было установлено, что каналы сосредоточенной фильтрации подземных вод в обводнённых песчаных отложениях выделяются локальными низкоомными аномалиями, а в трёхмерной геоэлектрической модели – в виде «трубы» с низким УЭС (Olenchenko et al., 2017). Проследить связь этой аномалии с разломами в коренных породах не представляется возможным из-за ограниченной глубинности зондирования.
Сопоставление геоэлектрического разреза и радарограммы показало удовлетворительное совпадение отражающих георадарных границ с границами пород разного УЭС (Рис. 76). При этом над обводнёнными таликами, выделенными по УЭС, отмечается увеличение интенсивности отраженного сигнала.
Место образования ледяного бугра (место разгрузки ПВ на наледь) расположено над аномалией низкого УЭС, интерпретируемой как канал фильтрации подземных вод.

4.4.4 Особенности сезонного промерзания вдоль русла и образование линз воды внутри льда
На ключевом участке №2 по данным ГРЛ 2022 г. было установлено, что вдоль протоки реки отмечается сокращение глубины СМС с 4.0 до 2.0 м. Кроме этого, случайно, в толще льда была обнаружена локальная интенсивная аномалия отражённого сигнала (Рис. 77), под которой не просматривалась граница сезонного промерзания.
В результате трёхмерной инверсии данных БИЭП была построена объемная геоэлектрическая модель (Рис. 78). Высокоомным слоем с УЭС более 30000 Ом·м проявляется слой льда и мёрзлый аллювий. Внутри высокоомного слоя (льда) выделяется локальная изометричная аномалия низкого УЭС диаметром около 6 м.
Интенсивное отражение георадарного сигнала и пониженное УЭС в зоне локальной аномалии были проинтерпретированы как линза незамёрзшей воды (Рис. 79). Бурение скважины на пикете 45 м подтвердило наличие линзы воды в интервале глубин 0.51.0 м. Вероятно она образовалась после того, как перестал действовать один из каналов разгрузки наледных вод.
Интерпретация геофизических данных
С помощью комплексирования георадиолокации и бесконтактных измерений электрического поля установлено, что места разгрузки воды на наледь пространственно совпадают с аномалиями низкого электрического сопротивления в аллювии или кровле коренных пород. Выделяется два типа аномалий низкого УЭС: первый – локальные изометричные поперечным размером до 20 м среди высокоомных пород, которые мы объясняем, как промерзающие надмерзлотные талики. Второй тип аномалий низкого УЭС – локальные или протяженные по горизонтали области среди пород пониженного УЭС, которые мы интерпретируем как каналы фильтрации подземных вод в аллювиальных отложениях. В некоторых случаях такие аномалии совпадают с вертикальными зонами пониженного УЭС в коренных породах.
Вероятно, что питание наледи осуществляется за счёт вод аллювиального комплекса, который в свою очередь пополняется трещинно-пластовыми и трещинно-жильными водами коренных пород. Однако недостаточная глубинность зондирования методом БИЭП не позволила проследить вертикальные аномалии низкого УЭС в коренных породах на глубину. Анализ данных позволяет сделать осторожное предположение о возможном питании аллювия подземными водами из коренных пород по узким зонам трещиноватости. В пользу этой гипотезы говорят локальные изометричные или овальные в плане аномалии минимальной глубины СМС, которые, возможно, образуются в местах восходящих потоков в аллювии (ключей) от коренных пород.
Нам неизвестны публикации, описывающие трёхмерные электрические модели льда с включениями неоднородностей, поэтому полученные материалы мы считаем уникальными. Обнаружение линзы незамёрзшей воды внутри льда пример того, что наледь это высокодинамичная система, в которой появляются и затухают источники наледных вод. Прекращение деятельности источника может быть связано с падением давления в коллекторе за счёт изменения гидрогеологических условий, например, промерзания талика или уменьшения запасов воды в аллювии. Следовательно, на тех участках, где аллювиальный коллектор питается за счёт глубинных трещинно-жильных вод, разгрузка воды на лёд будет происходить постоянно. Вероятно, этим и объясняются локальные области максимальной толщины льда, маркирующие глубинные источники подземных вод.
Динамика толщины льда
Сравнение полученных данных о распределении толщины льда в 2021 г. и 1963 г. (Букаев, 1966) показывает, что наибольшая толщина льда сосредоточенна в разных частях наледной поляны. По историческим наблюдениям первый максимум находился в средней (на перешейке), а второй – в верхней части наледи. Георадиолокационная съемка 2021 г. показала отсутствие льда на перешейке (Рис. 70), максимальная толщина льда, расположенная в верхней части наледи, оказалась ниже исторических показателей в 1.3 раза. Данное наблюдение позволяет сделать вывод о том, что происходит смещение источников подземных вод и изменение общей конфигурации наледи.
Генезис Анмангындинской наледи
Споры о генезисе Анмангындинской наледи велись в период ее активного исследования. Одни предположения строились на анализе химического состава воды предполагаемого источника и его дебита, расположенного выше наледи, и речных вод, формирующихся ниже наледи. В.М. Лебедев (1969) сделал вывод о том, что главная роль в питании наледи принадлежит верхним горизонтам грунтовых вод (надмерзлотным водам), которые в весенний и летний период пополняются за счет таяния снега и выпадения дождя. Они не имеют связи с межмерзлотными и подмерзлотными водами, в зимний период расходуются на поддержание подруслового потока.
Другим предположением стало то, что питание наледи на 9092% осуществляется за счет дебита глубинных вод. Оно сделано на основе натурных наблюдений. Н.А. Букаевым (1966) было замечено, что в июне в 1.5 м трещине наледного льда на тополе была зеленая листва, подтверждающая наличие талика под наледью. Он отметил также, что источник, находящийся на линии разлома в месте впадения ручья Солонцового (истор., Слипцового) в р. Анмангынду, образован подмерзлотными водами, на это указывала постоянная положительная температура воды и распространение в районе выхода источника темно-зеленых водорослей, которые бурно развивались в течение всей зимы.
В работе (Романовский, 1983) на основе данных о дебите наледеобразующих источников и измеренном объеме льда с ноября по март, сделаны выводы о том, что под Анмангындинской наледью и ниже находятся грунтово-фильтрационные талики с небольшим поперечным сечением, пропускная способность которых очень мала.
Вероятно, наледеобразующие воды различного генезиса являются частью единой гидродинамической системы, поэтому определение генетической принадлежности гигантских наледей должно осуществляться с учетом динамики и характеристик водовыводящих таликов, каналов разгрузки подземных вод и процессов промерзания наледной поляны.
Результаты геофизических исследований, проведенных в 20212022 гг. показывают, что питание наледи главным образом осуществляется за счет выхода таликовых вод на поверхность льда. Однако не исключается дополнительное питание этих таликов глубинными водами.
Таким образом в результате геофизических исследований установлено следующее.
По данным георадиолокационных зондирований максимальная мощность льда на начало апреля 2021 г. составляла 4.35 м при среднем значении 1.35 м. Объем наледи составил 3.56 млн м3.
На радарограммах интенсивными гиперболами дифракции выделяются участки разгрузки подземных вод из аллювия под лёд. Как правило они расположены в руслах проток. Предполагается, что некоторые каналы связаны с глубинными источниками в коренных породах.
Данные электротомографии показали, что многолетнемёрзлая толща до глубины 20 м имеет сложное строение с крупными и мелкими подрусловыми таликами. Каналы разгрузки подземных вод из промерзающих таликов выделяются аномалиями пониженного УЭС характерной формы.
Впервые по данным электрических зондирований получена объёмная геоэлектрическая модель льда, в которой выделена линза незамёрзшей воды. Такой результат не мог быть получен ранее с помощью контактных методов электроразведки из-за невозможности заземления в лёд или индуктивных методов из-за высокого УЭС льда и воды. Только применение метода БИЭП с заземлением через емкостную связь позволило выявить неоднородное строение льда. Комплексирование БИЭП и георадиолокации открывает большие перспективы для решения подобных гидрологических или гляциологических задач.
Необходимо проведение дополнительных исследований с применением геофизических методов, обладающих большей глубинностью, а также заверка полученных данных с помощью бурения скважин, для уточнения результатов 20212022 гг.
 
5 Картографирование негативного воздействия золотодобывающих предприятий на природную среду криолитозоны по спутниковым данным
Золотодобыча на рудных и россыпных месторождениях сопровождается значительным воздействием на природную среду, в частности загрязнением рек взвешенными веществами (Чупаченко, 2020; Gallo Corredor et al., 2021) и тяжелыми металлами (Радомская, Радомский, 2014; Jarsjö et al., 2017), нарушением земель, в том числе обезлесением и изъятием сельскохозяйственных угодий (Schueler et al., 2011). В регионах с суровым климатом и сплошным распространением многолетней мерзлоты, к числу которых относится Северо-Восток России, восстановление ландшафтов на нарушенных участках занимает продолжительное время, что усугубляет перечисленные проблемы. Это связано с существенным изменением геокриологических условий нарушенных полигонов, антропогенным изменением таликовых зон и процессов водообмена в долинах рек. Экологическое состояние нарушенных ландшафтов определяется характером проявления криогенных процессов – термокарста, солифлюкции, морозного пучения (Иванов, 2013).
Магаданская область занимает первое место в России по добыче россыпного золота (Добыча..., 2022). Объем добычи увеличился с 14,5 т. в 2013 г. до 19,8 т. в 2021 г., что ведет к обострению существующих экологических проблем. По объему добычи рудного золота наблюдался еще более значительный рост (в 4.5 раза за 8 лет). С учетом значительной площади нарушенных земель, возрастает необходимость их регулярного спутникового мониторинга, а также оценки восстановления растительного покрова на ранее отработанных участках месторождений. При этом следует учитывать, что процессы восстановления на отвалах, сформированных в результате дражной золотодобычи, протекают существенно дольше, чем на обычных отвалах, сформированных при разработке карьерным способом. В случае карьерной добычи грунт, который снимается с поверхности, содержит в себе семена растений – представителей местной флоры. Как только процесс разработки останавливается, начинается процесс восстановления растительности. В случае дражной золотодобычи мелкозернистый грунт, который является наиболее благоприятным для восстановления растительности, погребается под гравийной, хорошо промытой смесью, не содержащей никаких семян (Беликович, 2001).
Также при золотодобыче в реки поступают значительные объемы взвешенных веществ, которые распространяются вниз по течению на десятки и сотни км от источников − перерабатываемых драгой участков русел и пойм. Выявление и оценка масштабов загрязнения водотоков в труднодоступных районах также возможна по спутниковым снимкам (Чупаченко, 2020). Данные наземного мониторинга загрязнения вод, связанного с золотодобычей, крайне ограничены ввиду редкости сети гидропостов, на большинстве которых не производятся измерения концентрации взвешенных веществ и мутности воды.
С учетом перечисленных проблем, цель данной работы состоит в выявлении дешифровочных признаков и картографировании нарушения земель и загрязнения водных объектов золотодобывающими предприятиями Магаданской области по многолетним рядам спутниковых снимков Landsat и Sentinel-2.
5.1 Данные и методы
5.1.1 Оценка нарушения земель и восстановления растительного покрова
В качестве области исследования были выбраны долины рек Сусуман, Берелёх и Колыма в пределах Сусуманского, Тенькинского и Ягоднинского районов Магаданской области (Рис. 80). В долине р. Берелёх расположены крупнейшие месторождения россыпного золота (Страницы истории…, 2018), вследствие активной разработки которых обширные участки земель нарушены золотодобычей.
Анализ динамики нарушенности земель выполнен по многолетнему архиву данных со спутников серии Landsat (сенсоров TM, ETM+, OLI), путем расчета нормализованного разностного вегетационного индекса NDVI. Из архива были отобраны безоблачные изображения за 2000, 2001, 2009−2011, 2013−2021 гг. уровня обработки Level2 (с выполненной атмосферной коррекцией). Такой набор наблюдений позволяет в полной мере проследить развитие процессов нарушения земель на изучаемой территории. Сплошное покрытие безоблачными изображениями для каждого года создать не удалось.
Выбор NDVI для анализа нарушения земель обусловлен тем, что он позволяет успешно выделить участки открытого грунта, для которых значения индекса близки к нулю, от участков, покрытых растительностью (Ding et al., 2016). Помимо NDVI, применяются другие критерии для обнаружения нарушенных земель по снимкам оптического диапазона, в частности повышенная температура поверхности нарушенных участков (Краснощеков и др., 2022), или низкие значения нормализованного разностного водного индекса NDWI, указывающие на низкую влажность поверхности нарушенных земель в сравнении с ненарушенными (Корниенко, 2022). В настоящей работе применение этих критериев было нецелесообразным, т.к. тепловые каналы Landsat имеют более низкое пространственное разрешение, чем данные в видимом, ближнем и среднем ИК диапазонах, а также на нарушенных участках широко распространены техногенные водоемы (что не позволяет применять NDWI). Выделение нарушенных земель в настоящей работе производилось на основе пороговых значений NDVI, которые определялись для каждого изображения отдельно. Важно отметить, что помимо земель, нарушенных в результате золотодобычи, низкие значения NDVI имеют другие участки, лишенные растительности, в частности курумы и отмели на реках. Для исключения таких участков, результат автоматизированного выделения редактировался экспертным путем.
Анализ динамики NDVI позволяет выявить новые участки нарушения земель, связанные с золотодобычей и лишенные растительности, а также проследить процесс зарастания для отработанных участков. В работе выполнен расчет разностей значений NDVI между покрытиями за 2001, 2009/2010 и 2021 гг. для ряда ключевых районов. Из значений за 2009/2010 г. вычитались значения 2001 г., а из значений 2021 г – значения 2009/2010 и 2001 гг. Отрицательные значения полученных разностей соответствуют нарушенным в ходе добычи землям. На их основе было проведено маскирование таких участков. В качестве порогового значения при создании маски изменений использовалось значение разности NDVI менее −0.05.
Также были использованы снимки высокого пространственного разрешения с открытых картографических сервисов, по которым выделены дешифровочные признаки участков активной золотодобычи и отработанных участков (Рис. 81). Для действующих участков характерны признаки появления новых отвалов (разный оттенок отвалов породы на синтезированных изображениях); развитая дорожная сеть в пределах участка с признаками активного использования (отсутствие следов зарастания); высокая мутность воды в реках и водоемах-отстойниках. По многолетним архивам снимков обнаруживается быстрое увеличение площади разработки в течение нескольких лет. В свою очередь, отработанные участки отличаются признаками зарастания отвалов и объектов инфраструктуры (грунтовых дорог), уменьшением концентрации взвешенных частиц в речной воде и водоемах-отстойниках, что ведет к снижению ее яркости в красной зоне спектра. При анализе многолетних архивов космических снимков не наблюдается увеличения площади разработок.
5.1.2 Оценка загрязнения воды взвешенными веществами
Важнейшим признаком загрязнения рек при золотодобыче является высокая мутность воды, обусловленная поступлением взвешенных веществ. По мере роста их концентрации яркость водной поверхности в видимых каналах спектра возрастает, что позволяет выявить такое загрязнение по спутниковым снимкам. Первые публикации о возможности изучения распространения взвесей по данным спутниковой съемки появились еще в 1970-х гг. (Ritchie et al., 1976; Лабутина, Сафьянов, 1980). Была обнаружена линейная зависимость между коэффициентами спектральной яркости (КСЯ) водной поверхности в видимом диапазоне и концентрацией взвешенных веществ (Total Suspended Matter, TSM).
Количественные оценки мутности воды и TSM по спутниковым данным основаны на методах различной сложности. В ряде работ предложены простые регрессионные модели, позволяющие рассчитать значение TSM на основе КСЯ водной поверхности по спутниковым снимкам (Ле Хунг Чинь и др., 2020; Tripathi et al., 2020). Их общим недостатком является необходимость калибровки для каждого конкретного водотока. Также применяются физически-обоснованные модели (Nechad et al., 2010) или нейронные сети (Chen et al., 2015). Алгоритмы спутниковой оценки TSM могут существенно различаться для морских акваторий, озер и рек (Liu et al., 2019).
В настоящей работе для расчета TSM использован модуль The Case 2 Regional Coast Color Processor (C2RCC Processor, Brockmann et al., 2016), разработанный для программного пакета ESA SNAP версии 8.0. Алгоритм расчета TSM и других характеристик водной поверхности основан на моделировании переноса излучения. Расчеты выполняются набором нейронных сетей, которые позволяют восстановить количественные характеристики состояния поверхностных вод на основе коэффициентов спектральной яркости водной поверхности, полученных после атмосферной коррекции, и восстановленных коэффициентов поглощения и рассеяния излучения. Процедура атмосферной коррекции методом Sen2Cor также включена в функциональность модуля, т.е. на вход для расчетов подаются данные сенсора MSI уровня обработки L1B. Опыт применения модуля C2RCC Processor для оценки мутности и TSM в пресных водах представлен в работах (Neves et al., 2021; Nazirova et al., 2021) и в ряде других.
При расчете TSM в модуле C2RCC Processor необходимо задать значения ряда параметров. Большинство из них были приняты по умолчанию, за исключением солености (задана равной 0.01 ppm), высоты местности (400 м над уровнем моря, что близко к урезу Колымского водохранилища), атмосферного давления, приведенного к уровню моря (1010 гПа) и температуры воды (задано значение 5˚С). Расчет выполнен с помощью набора нейронных сетей C2RCC-nets. В результате получены значения TSM, а также степень его неопределенности для каждого пиксела водной поверхности с пространственным разрешением 20 м.
Расчеты выполнены по 27 сценам Sentinel-2, которые относятся к двум ячейкам глобальной сетки (T55VEK и T55VEJ) и покрывают исследуемый участок от г. Сусуман до Колымского водохранилища. Получены снимки за весь период действия съемочной системы Sentinel-2 (с 2016 по 2021 гг.). Самой ранней датой съемки стало 18 июня, а самой поздней – 12 сентября. Из-за относительно благоприятных условий по облачности, наблюдавшихся в 2021 г., 12 из 27 проанализированных сцен приходится на этот год.
Для оценки изменчивости мутности воды во времени были выделены 10 тестовых полигонов в пределах русел рек Берелех, Аян-Юрях, Колыма, а также на Колымском водохранилище. Эти участки расположены выше и ниже по течению от источников загрязнения, или от мест впадения загрязненных притоков, а их площадь составляет от 18 до 473 тыс. м2. В пределах этих участков были рассчитаны средние значения TSM по снимкам.
Для оценки изменения мутности вниз по течению от основного источника загрязнения также был построен «профиль» вдоль рек Берелех, Аян-Юрях и Колыма, от г. Сусуман до Колымского водохранилища. Профиль состоит из 22-х точек с шагом 10 км, для каждой из которых также были извлечены значения TSM. Аналогичный подход ранее применялся для визуализации распространения загрязнения от изливов кислых шахтных вод (Pyankov et al., 2021).
5.2 Результаты
5.2.1 Анализ динамики площади нарушенных земель
Анализ динамики значений NDVI в течение 2000−2021 гг. позволил определить период, когда началась активная золотодобыча в пределах исследуемого ключевого района. Так, на Наталкинском золоторудном месторождении в Тенькинском районе в период с 2000 по 2010 гг. не наблюдалось увеличения площади разработок (Рис. 82). Следует отметить, что разность в значениях NDVI между 2001 и 2009 гг. близка к нулю для большей части исследуемой территории. Это свидетельствует о том, что в данный период в рассматриваемом регионе не проводилось расширение участков золотодобычи. С 2014 г. появляются первые признаки увеличения площади золотодобычи, а с 2016 по 2021 гг. – значительный рост темпов разработки. В период с 2010 г. по 2021 г. площадь земель, нарушенных при золотодобыче, увеличилась с 35 км2 до 74 км2. Такая картина характерна для многих районов золотодобычи в пределах выбранного ключевого участка Магаданской области и соответствует опубликованным данным о динамике объемов добычи россыпного золота (Добыча, 2022).
На Рис. 83 приведены фрагменты космических снимков Landsat-7 за 22.09.2001 и Landsat-8 за 12.09.2021 на территорию россыпного месторождения золота к востоку от закрытого поселка Нексикан. Фрагмент выделенной маски нарушенных при золотодобыче земель за период с 2001 по 2021 гг., приведен на Рис. 83в. На основе такой маски и были рассчитаны площади нарушенных земель, а также определены их основные границы.
На территории Тенькинского района площадь нарушенных земель в период с 2001 по 2021 год увеличилась с 70 км2 до 507 км2, в то же время в целом по территории трех районов получить такую оценку не удалось из-за отсутствия полного покрытия безоблачными снимками за 2001 г. По итогам анализа значений NDVI составлена картографическая база данных нарушенных земель для выбранных ключевых участков (Рис. 84). Общая площадь нарушенных земель составила 2 278 км2 (2% от общей площади Сусуманского, Ягоднинского и Тенькинского районов), из которых на 221,8 км2 (почти 10% от площади нарушенных земель) наблюдаются процессы восстановления растительности.

5.2.2 Анализ мутности воды и ее изменчивости со временем
По снимкам Sentinel-2 за 2016-2021 гг. установлено, что основным источником загрязнения рек Сусуманского и Тенькинского районов в настоящее время являются разрабатываемые россыпные месторождения золота в пойме р. Берелёх. Также разработки ведутся в пойме р. Омчак, но ширина водотока здесь недостаточна для того, чтобы оценить мутность по снимкам с пространственным разрешением 20 м, поэтому мутность воды р. Омчак не анализировалась. Крупнейший источник загрязнения находится в 10-15 км выше впадения р. Берелёх в р. Аян-Юрях. При слиянии этих рек отмечается значительное различие в мутности воды (Рис. 85). Далее вода с высокой мутностью распространяется вниз по течению рек Аян-Юрях и Колыма вплоть до Колымского водохранилища, т.е. более чем на 200 км.
В 2021 г. было получено 5 безоблачных снимков на данную территорию за период с конца июня по сентябрь. Рассчитанное по этим снимкам значение TSM в воде р. Аян-Юрях ниже впадения загрязненной р. Берелех в 2-10 раз превышало аналогичное значение, оцененное выше по течению от впадения этого притока. Максимальное значение TSM (115,4 г/м3) отмечалось 29 июня 2021 г. Однако ранее, в 2017-2019 гг., мутность воды р. Аян-Юрях выше и ниже по течению от устья р. Берелёх была сопоставимой (Рис. 85а). Это указывает на повышение значимости р. Берелёх как источника загрязнения именно в последние два года.
При слиянии р. Аян-Юрях и Кулу (дающих начало р. Колыма) также обнаруживается резкое повышение TSM (от 1,7 до 16 раз, в зависимости от даты съемки). Причем эта закономерность не менялась на протяжении последних шести лет (с 2016 г.). В пойме р. Кулу разработка россыпных месторождений не ведется, поэтому мутность воды может рассматриваться как фоновая (Рис. 85б).

Как следует из Рис. 86, значения TSM в загрязненных реках испытывают сильные внутригодовые и межгодовые колебания. Если межгодовая изменчивость может быть связана с увеличением площади разработок в пойме р. Берелёх, то внутригодовая изменчивость, вероятно, обусловлена режимом стока, т.е. мутность растет с увеличением расходов воды. Так, при сравнении расчетных значений TSM с данными об уровнях воды на гидропосту р. Колыма – с. Оротук отмечается максимум TSM в период спада весеннего половодья (29.06.2021). Минимумы приходятся на маловодные периоды в июле, августе и сентябре, а 31 августа отмечается существенный рост мутности, совпадающий с кратковременным подъемом уровня воды в реке из-за дождей (Рис. 87а). При этом растут также и фоновые значения мутности (выше впадения загрязненных притоков).
Изменения мутности воды от г. Сусуман до Колымского водохранилища, оцененные по снимкам Sentinel-2 за 2021 г., имеют в основном согласованный характер (Рис. 87б). Минимальные значения TSM во всех случаях отмечались вблизи г. Сусуман, т.е. выше по течению от источников загрязнения, а максимальные – ниже по течению от него, т.е. вблизи слияния рек Аян-Юрях и Берелех. Этот максимум наиболее хорошо выражен в случае 29.06.2021 г., когда наблюдались самые высокие значения TSM. Далее мутность снижается в связи с разбавлением воды ниже слияния рек Кулу и Аян-Юрях. В случае 12.09.2021 г. распределение мутности было иным – максимум ниже источников загрязнения почти не выражен, а самое высокое расчетное значение TSM (28 г/м3) отмечалось уже вблизи Колымского водохранилища, т.е. на удалении более 100 км от источников загрязнения, что указывает на их незначительный вклад в общую мутность воды.
5.3 Выводы
Основным результатом проведенного исследования является оценка современной площади нарушенных земель в трех районах Магаданской области – Сусуманском, Ягоднинском и Тенькинском. На основе экспертного дешифрирования и анализа значений NDVI установлено, что около 2% площади района исследования нарушены в результате золотодобычи, из них только для 10% наблюдаются процессы восстановления растительности. На территории Тенькинского района выявлено увеличение площади нарушенных земель более чем в 7 раз за период 2001 – 2021 гг., что обусловлено увеличением площади разработок.
Также в результате исследования мутности воды по снимкам Sentinel-2 с применением модуля C2RCC Processor установлено, что основным источником загрязнения рек взвешенными веществами на территории Сусуманского и Тенькинского районов в настоящее время являются разрабатываемые россыпные месторождения золота в пойме р. Берелёх. Повышенные относительно фона концентрации взвешенных веществ в воде сохраняются вплоть до Колымского водохранилища, т.е. почти на 200 км от источника загрязнения. Расчетные значения TSM в воде ниже источника загрязнения повышаются в 2-16 раз, при этом сезонная изменчивость определяется гидрологическими условиями (мутность уменьшается в период межени и растет при высоких уровнях воды). Дальнейшие исследования в данном направлении предполагают проведение полевой верификации полученных оценок TSM, а также выявление значимых источников загрязнения вод в других районах Магаданской области.
6 Оценка изменений процессов водообмена Северо-Востока на основе анализа динамики формирования гигантских наледей подземных вод
6.1 Оценка распространения гигантских наледей Северо-Востока по данным Кадастра (1958) и снимкам Landsat 1973-2021
Северо-Восток России характеризуется широким распространением гигантских наледей подземных вод, площадь которых может достигать десятков км2 (Атлас, 2021). Наиболее крупные наледи встречаются в бассейне р. Индигирки, среди них – Большая Момская наледь, по историческим сведениям, достигающая размеров 82 км2, ранее считавшаяся самой большой в мире (Шепелев, 1972).
Первой и наиболее фундаментальной работой по систематизации данных о гигантских наледях Северо-Востока стали Кадастр и Карта наледей Северо-Востока (Симаков, Шильниковская, 1958), опубликованные в 1958 г. на основе анализа результатов аэрофотосъёмок 40-50-хх гг. (далее Кадастр (1958)). Кадастр (1958) содержит сведения о местоположении и размерах наледей площадью более 0.01 км2. В качестве площади наледей указывалась максимальная площадь наледной поляны, дешифрированная по геоморфологическим признакам.
Материалы Кадастра (1958) были использованы многими учеными для формирования представлений о геокриологических условиях, ресурсах подземных вод криолитозоны Северо-Востока, взаимосвязи подземных и поверхностных вод в регионе (Толстихин, 1966; Соколов, 1975; Корейша, 1986). Обобщались данные о распространении и площади наледей (на самом деле, наледных полян), оценивались объемы наледей, по ним определялись запасы подземных вод и пр. (Гидрогеология СССР, 1970, 1972). Еще в 1966 А.С. Кузнецов в работе о наледях и полыньях (Кузнецов, 1962) писал о том, что сведения из Кадастра (1958) должны быть использованы с осторожностью. По данным аэрофотосъемок в верховьях бассейна р. Колымы за 1956-1959 гг. он не обнаружил большое количество наледей, указанных в Кадастре (1958), а еще были зафиксированы более 2000 наледей, не учтенных в нем.
Обновление данных о гигантских наледях в современный период для бассейна р. Индигирки было выполнено авторами исследования на основе дешифрирования снимков Landsat 2016-2017 гг. (Макарьева и др., 2019). Для выделения наледей использовался нормализованный дифференциальный снежный индекс NDSI, его пороговое значение, по которому происходит выделение снежно-ледовых поверхностей, принято равным 0.4 (Hall et al., 1995).
Результаты обобщения современных и исторических данных о площади наледей в пяти бассейнах крупных рек Северо-Востока (Яна, Индигирка, Колыма, Пенжина, Чукотский п-ов) показали, что современное количество наледей в 1.3-1.5 раза больше, чем выявлено ранее в Кадастре (1958), а общая максимальная площадь наледей уменьшилась в 1.6-2.4 раза в зависимости от бассейна реки (Атлас, 2021).
Однако приведенные в (Атлас, 2021) оценки несут в себе значительную неопределенность из-за несоответствия методов определения площади наледей, принятом в Кадастре (1958) – площадь наледной поляны, и в (Атлас, 2021) – фактическая площадь льда на дату снимка за конкретный год в период с 2016 по 2019 г. Наличие облачности на снимках в период максимального развития наледей в некоторых случаях привело к необходимости использовать более поздние июньские снимки, что могло привести к значительному занижению величин площади.
В (Атлас, 2021) был также проведен детальный анализ динамики площади отдельных, наиболее крупных, наледей за последние 70 лет на основе данных Кадастра (1958) и снимков Landsat за 1973-1975 и 2016-2021 гг. Результаты показали разнонаправленные изменения максимальной площади гигантских наледей, однако со значительной тенденцией к ее уменьшению.
Согласно (Петров, 1930) гигантскими наледями считаются ледяные массивы площадью более 1 км2. На основе анализа данных снимков Landsat 2013-2020 гг. выявлено, что в современном климате на Северо-Востоке России формируется 1146 наледей, имеющих площадь свыше 1 км2 (Макарьева и др., 2022; Атлас, 2021).
Целью данной исследования стал анализ изменения площади наиболее крупных наледей размером не менее 10 км2 (по историческим или современным данным) по сравнению с материалами Кадастра (1958).
6.1.1 Материалы исследований
Для анализа использовались космические снимки Landsat за период с 1973 по 2018 г. и Sentinel-2 за период 2020-2021 гг.
Выделение наледей по снимкам Landsat и Sentinel-2 за 2013-2018 гг. производилось по пороговым значениям нормализованного разностного снежного индекса NDSI, аналогично работе (Макарьева и др., 2019). По снимкам Landsat/MSS за 1973-1975 гг. наледи выделялись на основе их высокой яркости в видимых каналах спектра. Расчет NDSI по этим снимкам невозможен по причине отсутствия среднего инфракрасного канала.
Общий период был разбит на три группы: 1) 1973-1975, 2) 2013-2018, 3) 2020-2021 гг. Для каждой отдельной наледи разница дат между снимками второй и третьей группы составляет не менее трех лет. Выбирались наиболее ранние даты снимков (14 мая – 7 июня в 1973-1975 гг., 18 мая – 19 июня в 2013-2018 гг., 12 мая – 8 июня в 2020-2021 гг.). Использование в анализе данных за три периода позволило значительно уменьшить неопределенность «единственной даты» и вклада в оценочную величину возможной межгодовой изменчивости отдельных наледей.
Всего рассмотрено 74 наледи. Их площадь определялась по двум источникам, таким образом в число рассматриваемых наледей попали те, которые имеют площадь не менее 10 км2 как по данным Кадастра (1958), так и снимкам Landsat. По данным Кадастра (1958) площадь рассматриваемых наледей составляла 1740 км2 (17% от общей площади 10444 км2 и 1% от общего количества 7448 наледей, информация о которых приведена в Кадастре (1958), максимальные и минимальные величины по данным Кадастра (1958) составили 82 и 3.84 км2, соответственно. За первый период (1973-1975 гг.) получены данные только для 42 наледей из 74. В некоторые периоды данные для отдельных наледей отсутствовали (из-за облачности на снимках).
6.1.2 Результаты
На Рис. 88 представлены результаты сравнения данных о площади гигантских наледей по данным Кадастра (1958) и снимкам Landsat 1973-2016-2021 гг. Значительная часть гигантских наледей с площадью более 10 км2 не подтверждаются данными Landsat. При этом оценки площади наледей по снимкам за 1973-1975 гг. практически совпадают с современными материалами.
Площадь Большой Момской наледи (первая наледь на графике Рис. 88) скорее всего никогда не достигала размеров (82 км2), указанных в Кадастре (1958), так как максимальная площадь наледной поляны не превышает 72 км2 (Рис. 89а). Вторая крупнейшая наледь на Рис. 88 – это наледь в бассейне р. Сюрюктях (левый приток р. Индигирки), в настоящее время она является крупнейшей в мире, ее площадь в отличие от размеров Большой Момской наледи остается стабильной – в 2014 г. она достигла величины 78 км2. Отмечается также серия наледей, размеры которых в современных условиях значительно выше, чем указанные в Кадастре (1958). Площадь последней наледи на (Рис. 88) 15 мая 2021 г. достигла размеров 22.5 км2, тогда как ее площадь по Кадастру (1958) указана как 3.8 км2.
В Табл. 34 представлены результаты обобщения площади наледей, величины которых могли быть определены за каждый сравниваемый период. Общая площадь 71 наледи по Кадастру (1958) составила 1624 км2, по снимкам 2013-2018 гг. – 661 км2, а в 2020-2021 гг. – 838 км2. Уменьшение общей площади в сравнении с данными Кадастра составило 1.9-2.5 раз.
2013-2018 гг. условно могут быть отнесены к периоду пониженной наледности, разница в площади наледей по сравнению с 2020-2021 гг. составляет 23.4%. Однако, рост площади наледей в 2020-2021 гг. в сравнении с 2013-2018 гг. может также частично объясняться увеличением повторяемости съемки за счет появления нового источника данных (снимков Sentinel-2). Это позволило более точно фиксировать площадь наледей, близкую к максимальной (т.е. сразу после схода снежного покрова).
Если рассматривать 42 наледи, для которых также получены космические снимки за период 1973-1975 гг., то уменьшение площади в сравнении с данными Кадастра составляет 1.9 раз. При этом величины площади в 1973-75 гг. и в 2020-2021 гг. практически совпадают (Табл. 34).
На Рис. 89 представлены примеры выделения площади наледной поляны и определения максимальной площади ледяного массива по весенним снимкам Sentinel-2. Можно отметить значительное несоответствие как данных Кадастра (1958) и современных данных о площади наледных полян, так и значительно меньшей фактической площади наледей по сравнению с выделенными наледными полянами. Таким образом, оценка площади наледей по данным о площади наледной поляны должна вестись с большой осторожностью.
На Рис. 90 показана схема расположения исследуемых гигантских наледей. Красными треугольниками отмечены наледи, площадь которых по снимкам Landsat (1973-2021 гг.) как минимум в два раза меньше величин, указанных в Кадастре (1958). Фиолетовым цветом маркированы наледи, площадь которых была недооценена по данным Кадастра (1958). Голубые значки идентифицируют наледи, размеры которых изменились не значительно. Из 66 наледей, площадь которых по данным Кадастра (1958) превышает 10 км2, только 30 в современном климате достигают этого порога, 17 имеют площадь от 5 до <10 км2, площадь остальных 16 наледей в среднем составляет 2.6 км2. Еще 8 наледей в современном климате имеют площадь выше, чем указана в Кадастре (1958).
Анализ современных и исторических данных показывает, что по сравнению со всеми крупными бассейнами рек Северо-Востока площадь наледей в настоящее время наиболее значительно уменьшилась на Чукотском полуострове. Максимальная площадь наледей в современном климате составляет всего 45% от величины, указанной в Кадастре (1958). В томе XVI «Северо-Восток СССР» (Гидрогеология, 1972) приведены сведения о размерах наледей в бассейнах отдельных рек Чукотского полуострова: «…в Анадырском районе (69), где насчитывается 34 наледи площадью от 4 до 56 км2. Наиболее крупные наледи этого района расположены на реках Нунямовеем – 56 км2, Танюрер – 53.8 км2, Кэнынын – 25.7 км2, Сутакан – 24 км2, Пыкарваам – 18 км2, Эчкакек – 17.7 км2, Тнэквеем – 15.3 км2, Койвэльвэгыргываам – 13 и 9 км2… В долинах рек Чаун-Чукотского района зарегистрированы очень крупные наледи, 39 из которых имеют площадь от 4 до 47 км2» (с. 86). Большая часть указанных в (Гидрогеология, 1972) гигантских наледей с площадью более 10 км2 не была подтверждена снимками Landsat за период 1973-1975, 2012–2021 гг. (Атлас, 2021).
Многие из указанных наледей представляют собой набор отдельных ледяных полей, суммарная площадь которых значительно ниже площади наледной поляны, указанной в Кадастре (1958). Б.В. Зонов (1944) отнес такие наледи к участкам, характеризующимся угасанием наледных процессов, однако, вопрос о том, происходит ли это угасание в последние 70 лет или началось гораздо раньше, остается открытым.
В качестве примера угасания наледных процессов на Рис. 91 представлены снимки Landsat 1973 и Sentinel-2 2019 гг. наледной поляны реки Люлювеем, впадающей в Чаунскую губу. Здесь образуются отдельные наледные массивы размером до 0.8 км2, общая площадь которых может достигать величины более 11 км2. По данным Кадастра (1958) на этом участке реки площадь наледной поляны составляет 47 км2.
С другой стороны, можно отметить наледи, современные размеры которых практически совпадают с данными Кадастра (1958). На Рис. 92 представлена наледная поляна на р. Малый Пыкарваам (бассейн р. Анадырь) на снимке Sentinel-2 в естественных цветах. Это одна из немногих наледей Чукотского полуострова, размеры которой по двум источникам практически одинаковы. По данным Landsat на 01.06.2019 г. площадь наледи составляет 20 км2, по данным Кадастра (1958) – 21.3 км2, т. е. за 60–70 лет ее размеры не изменились.
В работе (Иванова, Павлова, 2018) приводятся сведения о 40 примерах миграции наледей из около 1000 рассмотренных ледяных объектов в бассейне р. Индигирки. К их числу относятся наледи бассейна р. Кюбюме, которые образуются вдоль Колымской трассы. топографических карт разных лет показал, что в 1956 г. в картографических материалах наледи на этом участке не были указаны, а в 1973 г. уже отображены объекты площадью 2.6 км2 Анализ (Иванова, Павлова, 2018), в Кадастре (1958) суммарные размеры наледных полян были оценены в 2.9 км2. Анализ спутниковых снимков Landsat 2013–2019 гг. для этой территории показывает образование наледей с суммарной площадью более 10 км2 (Атлас…, 2021). Причину начала развития сезонных оледенений на этом участке связывают со строительством Колымской трассы в 30–50-х гг. прошлого века, в ходе которого были нарушены естественные природные условия (Иванова, Павлова, 2018).
В 30 км от пос. Усть-Омчуг (Магаданская область) ежегодно формируется гигантская наледь в долине р. Анмангында, площадью не более 6 км2, размеры наледной поляны оцениваются в 7.6 км2 (Землянскова и др., 2023, принята к печати). В период 1962–1991 гг. на этом объекте проводились режимные наблюдения за динамикой площади, мощности льда и другими параметрами. Результаты были оформлены в виде картосхем, на которых Анмангындинская наледь изображалась сплошным ледяным массивом длиной около 7–8 км с наибольшей мощностью в ее средней части (в марте 1963 г. она достигла 5.2 м) (Букаев, 1969). В настоящее время анализ спутниковых снимков и собственные полевые наблюдения авторов показывают, что наледь на этом участке не только не достигает заявленных размеров, но и вовсе не формируется (Рис. 93). В современный период она представляет собой два обособленных оледенения в верхней и нижней частях наледной поляны, а область с наибольшей толщиной льда сместилась выше по течению реки примерно на 1 км (Рис. 93). В начале мая 1967 г. наибольшая толщина льда достигла 3.95 м, а в 2021 г. – 5.3 м. На участке, где в настоящее время наледь не формируется, произрастает ивняк высотой до 2.5 м, большая его часть покрыта голубичником, встречаются лиственницы и чозения, моховый покров практически отсутствует. Территория, которая продолжает подвергаться воздействию наледи, представлена моховым покровом, кустами голубики, злаковыми травами, иногда встречаются ивняк, карликовая береза и чозения. Таким образом, территория, «освободившаяся» от влияния наледи, постепенно зарастает кустарниками и молодой порослью леса.
Границы максимального размера наледи и наледной поляны во многих случаях не совпадают, это связано с миграцией наледеобразующих источников. По мнению В.Р. Алексеева происходит их смещение вверх по долине, что способствует изменению местоположения «точек» активного образования мощности льда. В долгосрочной перспективе миграция источников за пределы наледной поляны может привести к угасанию процесса наледеобразования вплоть до полного их прекращения. В таком случае остается реликтовая наледная поляна.
Регрессивное развитие наледи (сокращение размеров льда) может составлять десятки, даже сотни лет. Основные причины – это изменение характеристик климата (сокращение периода ледостава, осушение рек, повышение температуры воздуха, колебание глубины сезонно-мерзлого слоя грунтов и др.) и перестройка мерзлотно-гидрогеологических структур, которыми питается наледь (увеличение площади задернованных участков на наледной поляне, сокращение площади действия грунтово-фильтрационного талика и др.).
На основе данных анализа снимков Landsat с 1973 по 2021 гг. проведена оценка современного распространения гигантских наледей подземных вод площадью (S) более 10 км2 на территории Северо-Востока России по сравнению с историческими сведениями Кадастра (1958). Выявлено, что значительная часть гигантских наледей с S ≥ 10 км2 не подтверждаются данными Landsat с 1973 г. Общая площадь наледей с S ≥ 10 км2 уменьшилась в 1.9 раз. Выявлены несколько наледей, площадь которых увеличилась по сравнению с Кадастром (1958). Величины площадей наледей по снимкам 1973-1975 гг. совпадают с современными данными за 2020-2021 гг. и могут быть отнесены к периоду высокой наледности.
Наиболее значительное сокращение наледей произошло на Чукотском полуострове, здесь отмечаются участки, характеризующиеся так называемым угасанием наледных процессов. Он выражается в том, что на значительных по площади наледных полянах из года в год образуются отдельные мигрирующие небольшие ледяные образования, суммарная площадь которых оказывается в разы ниже площади наледных полян. Вопрос о длительности периода затухания этих процессов остается открытым. Оценка ресурсов подземных вод по данным о максимальных площадях наледной поляны должна вестись с большой осторожностью.
Таким образом, данные Кадастра (Симаков, Шильниковская, 1958) не отвечают современным условиям. Выполненные на их основе обобщения о состоянии и запасах подземных вод зоны распространения мерзлоты в современном климате должны быть обновлены. Для труднодоступных районов Северо-Востока гигантские наледи являются индикаторами состояния криолитозоны, выявление причин динамики их характеристик является актуальной научной задачей. Необходимы дальнейшие исследования и анализ.
 
6.2 Оценка многолетней и внутригодовой динамики Анмангындинской наледи
Выводы, полученные на основе данных о гигантских наледях Северо-Востока (см. предыдущий раздел), были подтверждены результатами оценки многолетней и внутригодовой динамики Анмангындинской наледи. На основе материалов исторических наблюдений, анализа данных дистанционного зондирования и собственных полевых исследований коллектива авторов была дана количественная оценка изменения максимальных размеров площади и объема Анмангындинской наледи, изучена внутригодовая динамика характеристик объекта за период с 1962 по 2021 гг.
В работе использованы данные отчетов Колымского УГМС 1962-1991 гг. об изменении характеристик Анмангындинской наледи, включая внутригодовую динамику площади, объема и средней мощности льда. Материалы содержат сведения, полученные во время полевых работ (Научно-технический отчет, 1963, 1964, 1967; Отчет, 1977; Отчет, 1981-1991). По данным космических снимков Landsat и Sentinel определена площадь наледи за период 2000-2021 гг. В работе использовался как ручной метод выделения границ льда, так и автоматический, подробно описанный в (Макарьева и др., 2019). Он основан на нормализованном разностном снежном индексе NDSI (Hall et al., 2015). Для исследования наледей наиболее информативными являются снимки, отобранные за теплый период года, так как они позволяют исключить выделение снежного покрова (Рис. 94).
Объем Анмангындинской наледи за современный период был определен по формуле 1. Она основана на связи объема (W, тыс. м3) и площади (S, тыс. м2) льда, коэффициенты a = 0.36, n = 1.17 отражают региональные условия наледеобразования и получены по результатам анализа исторических материалов W = 0.36S1.17 .
Дополнительно для определения объема льда в 2021 г. с помощью БПЛА, оборудованного GNSS антенной, производилась съемка поверхности наледи с вертикальной точностью ±10 см в дискретных точках.
Данные о мощности льда были получены за период 2020-2021 гг. при помощи нивелирования земной поверхности (сентябрь 2020 – май 2021) и высокоточными GNSS приемниками в режиме RTK съемки (май – июль 2021).
6.2.1 Результаты исследований
Внутригодовая динамика Анмангындинской наледи изменилась. В 2000-2021 гг. период полного разрушения наледи в среднем составляет 110 суток, в 1962-1991 гг. он длился более 150 дней. Из отчетов (Научно-технический отчет, 1963, 1964, 1967; Отчет, 1977; Отчет, 1981-1991) следует, что в сентябре в долине р. Анмангында сохранялась часть льда (до 4% от максимальной площади наледи), которая включалась в новый цикл образования наледи. Так, например 15 сентября 1968 г. в русле сохранилось 0.3 км2 льда. В 21 веке полное стаивание наледи наблюдается в конце августа – начале сентября. Это подтверждено полевыми наблюдениями 2020-2021 гг. (Рис. 95), а также данными спутниковых снимков Landsat и Sentinel (Рис. 94).
Сокращение периода существования наледи связано с уменьшением ее максимальных размеров (Рис. 96). В 1962-1990 гг. площадь наледи составляла от 4.3 до 6.8 км2, со средним значением 5.5 км2, а максимальный объем льда изменялся от 5.3 до 11.7 млн м3, средняя величина – 8.5 млн м3. Средняя мощность наледи варьировалась от 1.29 до 2.28 м, в отдельной точке абсолютная величина могла достигать 8 м (Алексеев и др., 2012). В 2000-2021 гг. максимальная площадь Анмангындинской наледи до начала таяния составляет 3.5-5.4 км2, средняя величина – 4.7 км2. По результатам расчета в период 2000-2021 гг. объем варьируется в пределах 5.0-8.2 млн м3, со средней величиной 7.1 млн м3. Так максимальные размеры Анмангындинской наледи сократились на 25 и 33% по площади и объему соответственно.
Точность расчета объема наледи была определена по данным полевых наблюдений: при обработке съемки БПЛА за 24 мая объем льда составил 4855 тыс. м3 при площади 3.64 км2, средняя мощность наледи – 1.3 м, максимальная – 5.3 м; по формуле (1) данной площади соответствует 5216 тыс. м3. Разница между приведенными величинами объема наледи не превышает 7%, что подтверждает адекватность использования формулы (1).
Ограниченные данные о средней мощности наледи за 1962-1967 гг. позволили описать режим наледеобразования в исторический период. До начала октября лед постепенно тает, а после перехода среднесуточной температуры воздуха через ноль в сторону отрицательных значений начинает нарастать. До декабря отмечается в основном увеличение наледи по площади, поэтому мощность растет постепенно, в среднем к концу ноября составляя 0.5 м. В декабре-феврале, когда сформировано практически 80% площади льда, начинает формироваться его объем. Так, в эти месяцы средняя мощность наледи достигает 0.73, 1.10 и 1.37 м соответственно.
В марте наблюдаются незначительные изменения, а в апреле – активный выход подземных вод на поверхность. В конце апреля, начале мая мощность наледи достигает максимальных значений. В марте, апреле и мае средняя мощность льда составляла 1.50, 1.69 и 1.79 м соответственно.
В ходе полевых работ 2020-2021 гг. определена средняя мощность наледи на трех профилях. Анализ полученных данных показал значительное различие в скорости нарастания/стаивания льда в верхней и нижней частях наледи. В декабре максимально измеренная величина составила 2.04 м, а среднее значение – 0.89 м. В январе средняя и максимальная мощность льда увеличились на 7 и 53 см, достигнув при этом 0.96 и 2.57 м соответственно. С середины января по середину февраля зафиксирован наибольший прирост льда, в основном за счет активного формирования бугров пучения. Средняя толщина составила 1.41 м, а максимальная величина увеличилась более чем на метр (3.76 м). В апреле наблюдается активный выход подземных вод на поверхность льда. До середины мая мощность наледи увеличивалась, а с 25 числа этого месяца зафиксировано ее сокращение, продолжающееся до первой недели сентября. Средняя мощность льда на начало апреля и середину мая составила 1.63 и 1.76 см соответственно, с максимальной величиной в дискретной точке – 4.09 и 4.44 м.
Анализ исторических и полученных по спутниковым снимкам данных о площади Анмангындинской наледи показал значительное сокращение максимальной площади – около 25%. Запасы льда за период 1962-2021 гг. уменьшились на 33%. Результаты исследования получены с помощью расчетных методов и требуют подтверждения полевыми данными. Полнота сведений о современном состоянии может быть дополнена данными, полученных во время выполнения междисциплинарных исследований. Поскольку климатические и ландшафтные условия развития Анмангындинской наледи репрезентативны для горной территории Северо-Востока России, результаты исследования могут быть использованы для формирования представления о развитии наледей в регионе.