Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1993 334 с

КУРСОВАЯ РАБОТА

ПОЧВЫ ТУНДРОВОЙ ЗОНЫ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

Истигечев Георгий Игоревич

Руководитель

к.б.н., доцент

___________Л. И. Герасько

подпись

«_____»__________2010 г.

Студент группы № 01093

___________ Г. И. Истигечев

Подпись

Томск 2011

СОДЕРЖАНИЕ

Введение I. Условия почвообразования тундровой зоны 1.1. Геологическое и геоморфологическое строение 1.2. Почвообразующие породы 1.3. Климат 1.4. Растительность 1.5. Особенности биологического круговорота II. Почвообразовательные и ландшафтно-геохимические процессы тундровой зоны 2.1. Почвообразовательные макропроцессы 2.1.1. Криогенез 2.1.2. Глеегенез 2.1.3. Детритогенез III. Почвы тундровой зоны 3.1. Классификация и систематика почв 3.2. Морфологические и аналитические характеристики почв Заключение Литература

Введение

Между лесными биомами и гляциальной зоной на нашей планете распространены открытые безлесные экосистемы со специфическим растительным и почвенным покровом, позволяющим выделять их в отдельную тундровую природную зону. Эта зона занимает обширные территории в высокогорьях всех климатических поясов и на равнинах приполярных и полярных областей. Наибольшую площадь тундры имеют на севере Евразийского континента и только в пределах Российской Федерации занимают 1,8 млн. км². Климат тундровой зоны очень суровый, и здесь выживают только те организмы, которые способны выдержать очень сильные ветра, критически низкие температуры, многолетнюю мерзлоту, получать достаточно питания с неплодородных почв.

Чтобы лучше понимать роль почв в поддержании и устойчивости тундровой зоны, способности их обеспечить выполнение экосистемами экологических функций, целью работы было поставлено изучение специфики почвообразования и почв в тундровой зоне. Для приближения к поставленной цели решались следующие задачи: изучение по литературным источникам и собственным наблюдениям условий почвообразования тундровой зоны, процессов почвообразования, разнообразия и систематики тундровых почв. На основании изученных материалов была написана настоящая курсовая работа.

Из всего тундрового биома северных равнин Евразии порядка 20% приходится на тундры Западно-Сибирской равнины, которая является грандиозной геолого-геоморфологической областью, простирающейся на 2500 километров от Северного Ледовитого океана до возвышенностей Казахского мелкосопочника и на 1900 километров от гор Урала до Енисея. Около 80% площади Западной Сибири расположено в пределах Западно-Сибирской равнины, которая состоит из двух плоских чашеобразных сильно заболоченных впадин, разделенных повышенными до 175-200 м Сибирскими Увалами, и на юго-востоке постепенно повышаясь, сменяется предгорьями Алтая, Салаира, Кузнецкого Алатау и Горной Шории .

Южная граница тундры проходит в Западной Сибири севернее Полярного круга, в южной части Ямала, Тазовского и Гыданского полуостровов, разделенных заливами Карского моря. Общая площадь зоны – более 325 тыс. км².

В тундре крайне неспешно идут процессы почвообразования, территория, для которой характерно общее переувлажнение, что, несмотря на относительно небольшое количество осадков, связано со слабым испарением и существованием многолетней мерзлоты, которая служит водоупорным слоем. Тундровые экосистемы имеют низкую биологическую продуктивность, являются неустойчивыми к антропогенным факторам, медленно восстанавливаются. На данный момент в тундровой зоне активно развивается нефте- и газодобыча, нефтегазоносные земли занимают огромную площадь, местность рассечена на сотни километров линиями электропередач, трубопроводами, дорогами, что пагубно влияет на экосистемы и почвенный покров. Из-за утечек топлива из нефтепроводов происходит загрязнение окружающей территории, нередко встречаются горящие нефтяные озёра и полностью выгоревшие территории, когда-то покрытые растительностью. По тундре перемещаются автопоезда, оставляющие после себя мусор и уничтожающие растительный покров. Повреждённый гусеничным транспортом почвенный слой тундры восстанавливается не один десяток лет. Все это приводит к усугублению экологической обстановки. Поэтому для сохранения этой уникальной природной зоны необходимо разрабатывать стратегии природопользования, важной компонентой успешности которых является учёт эдафического компонента экосистем.

Целью работы является рассмотреть условия почвообразования тундровой зоны, почвообразовательные процессы, как макро, так и элементарные, разнообразие и систематику тундровых почв.

Задачи: изучение литературы, анализ условий и процессов почвообразования, написать курсовую работу.

I. Условия почвообразования тундровой зоны

1.1 Геологическое и геоморфологическое строение

Рассматриваемая территория является частью Западно-Сибирской плиты и имеет трехъярусное строение. Первый ярус сложен древними метаморфизированными допалеозойскими, а также нижне- и среднепалеозойскими породами, В палеозойскую эпоху на месте равнины была горная страна, впоследствии размытая. В средне- и верхнепалеозойское время образовалась глубокая впадина, заполненная отложениями второго яруса (отложения верхнего палеозоя и триаса), при этом глубина залегания первого и второго ярусов составляет от 2 км на краях до 4 км в центре территории низменности. Отложения первого и второго ярусов составляют фундамент послегерцинской Западно-Сибирской платформы (плиты), на котором лежит мощный чехол мезокайнозойских отложений, образующих третий структурный ярус. Толща последнего сложена чередованием морских и континентальных отложений. Формирование этого чехла началось с середины нижней юры и продолжается по настоящее время.

Четвертичные породы развиты повсеместно и представляют собой чередование хорошо отсортированных глин, супесей и песков со встречающимися отложениями моренного типа – оскольчатыми суглинками, суглинками и супесями, обогащенными песком, гравием, галькой и валунами. Последние, однако, многими исследователями рассматриваются как ледниковые моренные отложения. Формирование мелкозема, входящего в состав мореноподобных отложений, происходило за счет размыва местных дочетвертичных пород. Высокая степень окатанности слагающих мелкозем частиц свидетельствует об условиях накопления в водной среде (Архипов, 1968; Попов, 1953).

Наиболее пониженная часть Западно-Сибирской равнины приурочена к устью Оби, к западу и югу высота быстро нарастает. С юга нижнеобская котловина ограничена Сибирскими Увалами (абс. высота 160-180 м), на востоке низменность ограничивается цепью возвышенностей (абс. высота 170- 190 м), образующих Тазово-Енисейский водораздел, на западе граница низменности проходит по Уралу. В целом поверхность к северу от Сибирских Увалов представляет собой чередование несколько повышенных плоских возвышенностей и заболоченных понижений (Рис. 1.1).

Рисунок 1.1 – Орографическая схема Западно-Сибирской и Тургайской равнин (Городецкая, Мещеряков (1975)): 1 – плато, 2 – возвышенности, гряды, увалы, 3 – наклонные равнины, 4 – низменности.

Особенно понижена и заболочена западная часть низменности, где материки отделяются от Урала сплошной цепью заболоченных депрессий. С севера низменность замыкается возвышенностями центрального Ямала и Гыдана. Полуостров Ямал в целом представляет собой низменную, местами холмистую равнину с абсолютной высотой 60-70 м (максимально до 90 м). Северная более равнинная часть полуострова сложена четвертичными песчано-глинистыми отложениями, в южной части наблюдаются следы оледенений в виде моренных гряд, местами размытых и перекрытых морскими осадками. В торфяниках здесь встречаются захороненные стволы лиственниц, свидетельствующие о проникновении сюда лесной растительности в период голоценового термического оптимума. Полуостров Гыдан также характеризуется ровным спокойным рельефом; северная его часть имеет облик плоской, местами всхолмленной равнины с абсолютной высотой 70–80 м, в южной части холмистой равнины (абс. высота до 100, максимально 160 м); гряды холмов имеют широтное направление.

Имеют широкое распространение термокарстовые явления, среди которых наиболее часто встречаются формы, возникшие в результате вытаивания сегрегационных повторно-жильных и инъекционных льдов. В результате их вытаивания формируется западинно-бугристый рельеф. В целом криогенные и посткриогенные процессы, связанные с существованием многолетнемерзлых пород, определяют характер современного микро- и мезорельефа. С мерзлотными процессами связано образования бугорковатых, пятнисто-бугорковатых, полигональных тундр. Исключительная сглаженность форм рельефа связана с солифлюкцией (течение оттаявших в летний период поверхностных горизонтов). Имеют свой вес и заболачивание, когда происходит выравнивание западин при нарастании торфяников. Наибольшую роль в формировании рельефа играют многолетние бугры пучения, достигающие в высоту 20 – 35 метров.

1.2 Почвообразующие породы

Почвообразующие породы представлены моренными супесями и суглинками, водно-ледниковыми и древнеаллювиальными песками, пылеватыми покровными суглинками и локально распространенными озерными глинами. Песчаные отложения служат основой почвообразующей породы альфегумусовых почв. В минералогическом составе песков преобладают устойчивые к выветриванию кварц и полевые шпаты. Содержание минералов, не принимающих активного участия в почвообразовании, достигает 90% и более от веса образца. Преобладающие минералы, способные к выветриванию – измененные полевые шпаты, в меньших количествах встречаются частично хлоритизированные амфиболы (до 2% от веса образца), а так же гранат, эпидот, рудные и биотит. Под пылеватыми отложениями понимают рыхлые пылеватые, преимущественно суглинистые отложения, залегающие на поверхности в виде сравнительно тонкого (от первых десятков сантиметров до нескольких метров) не сплошного покрова, перекрывающего моренные, водно-ледниковые и прочие четвертичные, а иногда и более древние породы. Образование этих пород связывается со временем Зырянского оледенения. Существует довольно много гипотез их происхождения: седиментационная, эоловая, солифлюкционная, элювиально-криогенная и другие. Традиционно пылеватые покровные суглинки считаются однородными почвообразующими породами. Однако, в толще может наблюдаться морфологически выраженная слоистость, которая является признаком литологической неоднородности. Проблема литологической неоднородности особенно актуальна, поскольку именно исходная неоднородность почвообразующей породы может имитировать педогенную гранулометрическую дифференциацию профиля.

Особую и весьма распространенную группу почвообразующих пород составляют двучленные (многочленные) отложения. Эти породы занимают водораздельные пространства, а также приречные полосы, тяготея (в пределах одного региона) к более низким поверхностям по сравнению с покровными суглинками. Чаще всего они представляют собой моренные суглинки или глины, перекрытые тонким плащом пылеватых суглинков, супесей или песков. Встречаются они также среди водно-ледниковых, озерно-ледниковых и озерных отложений, а также в массивах покровных лёссовидных пород. Совмещение ареалов двучленных пород с областями четвертичных оледенений дает основание связывать генезис этих наносов с ледниковыми и послеледниковыми процессами. Сложность и многофазность оледенений и различия в условиях аккумуляции продуктов деградации ледников на отдельных участках предполагает полигенетичность двучленных отложений.

Стоит сказать о существующих различиях в минералогическом составе почвообразующих пород Ямала и Гыдана. Породы Гыдана слагаются наносами Енисея, несущего в своих водах продукты разрушения траппов Сибирской платформы, которые богаты пироксенами. Почвообразующие породы Ямала по большей части сложены аллювием Оби, бедным пироксенами. По содержанию амфиболов, пироксенов и эпидота выделены три основные минералогические провинции: 1) Северное Приобье с содержанием пироксенов до 0,5%; 2) Пур-Тазовская провинция со средним содержание пироксенов до 30%; 3) Енисейская провинция, где пироксенов в среднем до 50%. Такие особенности минералогического состава обеспечивают различия в биогеохимическом фоне для растительности: лучшие условия минерального питания на Гыдане приводят к увеличению продуктивности растительных сообществ, в сравнении с Ямалом.

1.3 Климат

Климат тундровой зоны суровый, с весьма изменчивой погодой, обусловлен неравномерным поступлением в течение года солнечной радиации, атмосферной циркуляцией и близостью холодных морей. Лето короткое и прохладное, зима продолжительная и холодная, с сильными ветрами. Для климата тундры характерны небольшое количество осадков и невысокое, в связи с низкими температурами, испарение, а также значительная облачность во все сезоны года, особенно летом, когда с Карского моря поступают массы холодного арктического воздуха. С северо-запада на юго-восток происходит увеличение континентальности. Яркая особенность климата – большая изменчивость и непостоянство его по годам. Постоянное соперничество северных холодных масс с более теплыми южными ведет к быстрой смене циклонов и антициклонов, обуславливающих частую изменчивость погоды, сильные ветры и резкие изменения температуры. При значительном участии в атмосферной циркуляции воздушных масс морского происхождения климат севера Западной Сибири более умеренный по сравнению с резко континентальным климатом тундр Восточной и Средней Сибири.

Неравномерное поступление солнечной радиации связано с высокоширотным положением области и чередованием полярного дня и полярной ночи. Полярная ночь, когда приток солнечной радиации отсутствует или очень мал и происходит непрерывное выхолаживание подстилающей поверхности вследствие излучения, продолжается от нескольких дней на юге до 74 дней на 73°с.ш. Продолжительность полярного дня, когда земная поверхность получает большое количество тепла от Солнца, несмотря на его низкую высоту, колеблется от 23 суток на широте Северного полярного круга до 92 суток на 73° с. ш. В отдельные летние дни интенсивность солнечной радиации может достигать порядка 800 ккал/см² в сутки, то есть столько же, сколько в Крыму.

Циркуляция атмосферы находится под преобладающим влиянием масс арктического воздуха и воздуха умеренных широт. Следствием их взаимодействия является развитие интенсивной циклонической деятельности на арктическом фронте, положение которого меняется в зависимости от времени года. В январе, когда господствует перенос континентальных воздушных масс преимущественно из центральных районов Сибири юго-западными ветрами, арктический фронт располагается несколько севернее береговой черты. В июле господствуют северо-восточные потоки, которые переносят арктический воздух через береговую черту на материк, поэтому арктический фронт находится значительно южнее береговой линии. В летнее время Северный Ледовитый океан является своеобразным «холодильником» не только для побережья, но и для внутренних районов. Его охлаждающее влияние летом усиливается муссонным режимом циркуляции атмосферы. В это время потоки воздуха со стороны океана становятся преобладающими.

Температурный режим зоны имеет все черты континентального климата, обусловленного географическим положением, общециркуляционными факторами и рельефом местности. Открытая с севера и юга равнина подвержена сильному воздействию меридиональных воздушных потоков, что способствует резким переходам от тепла к холоду. В самых общих чертах температурный режим рассматриваемой территории можно охарактеризовать следующим образом: суровая продолжительная зима, сравнительно короткое прохладное лето и короткие переходные сезоны — весна и осень.

Рисунок 1.2 – Средняя температура воздуха в январе (1) и июле (2) (Тонконогов, 1977)

Характерной особенностью годового хода температур является отсутствие ярко выраженного минимума температуры одного из зимних месяцев, то есть наличие «безъядерных» зим, что обуславливается сильной адвекцией теплого воздуха, приносимого циклонами с запада, а так же теплоотдачей вод Карского моря. Принос теплых воздушных масс циклонами, происходящий по баренцевокарской барической ложбине, оказывает большое влияние на распределение зимних температур воздуха. В январе температуры воздуха изменяются от –22° C на западе, до –27° C на востоке (Рис. 1.2). Субмеридиональное расположение изотерм сохраняется в течение всей зимы. В отдельные дни температуры воздуха понижаются до -39° C и даже -47° C, а в наиболее холодные зимы абсолютные минимумы достигают -52° C, а иногда и -63° C.

Таблица 1 – Климатические показатели подзон тундры Западной Сибири (Тонконогов, 1977)

Зона, пдзона	Средняя температура воздуха, °С	Число дней с температур-ой выше	Сумма средних температур воздуха	Средняя продолжительность безморозного периода, дней	Количество осадков за год, мм
годовая	января	июля	5°С	10°С	>5°С	>10°С
Арктическая тундра	-10,4	-23,5	5,7*		–		–
Типичная тундра	-9,9	-24,7	8,1*		–		–
Южная	-9,2	-25,2	12,5

С северо-запада и запада на юго-восток и восток происходит усиление континентальности: летних температур, понижение зимних, уменьшение количества осадков, увеличение солнечной радиации и так далее. На почвах это может отражаться в уменьшении глубин протаивания, продвижении северной границы леса к северу, а так же наблюдается большее развитие на востоке латеральных процессов, так как мерзлота находится ближе к поверхности.

Наиболее теплыми месяцами являются июль и август. Следует отметить, что в северной половине территории самым теплым летним месяцем является август, а в южной – июль. В отличие от зимнего периода, когда изотермы имеют субмеридиональное направление, изотермы летних месяцев располагаются в субширотном направлении. Средняя месячная температура воздуха самого теплого месяца на севере области (август) колеблется в пределах 5—6° С, а на юге (июль) составляет 12—13° С. В отдельные летние дни температура воздуха днем может повышаться до 20° С, а иногда даже до 27—30° С. При вторжениях холодных арктических масс воздуха возможны резкие понижения температуры до —4,—6° С.

В пространственном распределении осадков наблюдается определенная закономерность: увеличение их количества с севера на юг, от 250 мм на побережье Карского моря до 350–400 мм на юге области. Таким образом, исследуемая территория относится к области избыточного увлажнения. Для тундры характерны малые величины испарения (менее 100 мм). По некоторым данным, величина испарения на рассматриваемой территории колеблется от 200 до 250 мм воды в год. Такая разница между количеством осадков и испаряемой влагой объясняет сильную переувлажненность территории (Симонов, 1977).

1.4 Растительный покров

В растительном покрове тундровой зоны отчетливо прослеживаются подзональные различия, в пределах которых характер растительности уже определяется рельефом, почвообразующими породами и в конченом итоге почвами. Растительный покров тундр отличается ярко выраженной неоднородностью горизонтального сложения, что определяется большим разнообразием как форм мезорельефа, так и в наибольшей степени криогенных форм микрорельефа. В связи с суровыми климатическими условиями, краткостью вегетационного периода растения низкорослы, часто имеют стелющуюся форму (виды ив, ерника), растут куртинками, пятнами, формируя комплексность растительного покрова.

Вопрос зонального расчленения тундрового растительного покрова обсуждался в литературе неоднократно. В основном это касалось принципов выделения границ и трактовки основных широтных ботанико-географических выделов (Александрова, 1977; Назаров, 1977). Зональной границей тундровой растительности следует считать границу между Арктикой и Субарктикой, которая является важным фитоценотическим, флористическим и ботанико-географическим рубежом. Она проводится всеми исследователями севера, но трактуется по-разному (Грибова, 1977; Ильина,1985). Согласно геоботаническому районированию, проводимому в последнее время (Грибова С.Л. 1977, Ильина И.С. 1985), в тундровой зоне Западной Сибири выделено две подзоны: арктических и субарктических тундр, а в пределах подзоны субарктических тундр – три подзональные полосы (Рисунок 1.3).

Зона арктических тундр

Основной диагностический признак сообществ арктических тундр – отсутствие кустарников (в первую очередь Betula nana) как в плакорных, так и неплакорных сообществах. В растительности плакорных местообитаний распространены кустарничковые формы ив (Salix nummularia, S. polaris). Среди болот распространены гомогенные травяно-гипновые, а также полигональные болота.

Исследователи Севера отмечают в качестве характерной особенности растительности арктических тундр пространственные сочетания тундровых сообществ с участками оголенного грунта. Это так называемые пятнистые тундры. Зональным типом сообществ арктических тундр Западной Сибири можно считать осоково-моховые и осоково-кустарничково-лишайниково-моховые кочковатые тундры, занимающие плакорные местообитания – пологие склоны увалов с суглинистыми или супесчаными почвами.

На плоских возвышенных водораздельных пространствах развиты осоково-пушицево-моховые заболоченные тундры в сочетании с осоково-гипновыми полигональными болотами. На полигонах хорошо развит травяной покров. На дренированных частях полигонов произрастают также кустарнички. В напочвенном покрове преобладают мхи (Александрова, 1971). Общая заболоченность территории подзоны арктических тундр составляет в среднем на п-ове Ямал 16% и на Гыданском п-ове 25% (Мельцер , 1984).

Рисунок 1.3 – Схема зонального расчленения растительного покрова тундр Западной Сибири (Александрова, 1971): 1 – зона арктических тундр. Зона субакртических тундр: 2 – подзона типичных тундр (а – северная полоса, б – южная полоса); 3 – подзона кустарниковых тундр.

Зона субарктических тундр

Основной диагностический признак, характеризующий растительность Субарктики в отличие от Арктики – участие в водораздельных (плакорных) сообществах кустарниковых синузий, а также появление на севере Субарктики и все большее увеличение к югу зарослей кустарников в отрицательных формах рельефа. Развитые на плакорных местообитаниях в пределах субарктической зоны сообщества кустарниковых моховых тундр образуют две группы формаций: ерничково-ивнячковые моховые (мелкокустарниковые) характеризующие подзону типичных тундр, и ерниковые, ивняковые и ольховниковые моховые (крупнокустарниковые), характерные для подзоны кустарниковых тундр (Романова, 1985; Мельцер. 1973).

Подзона типичных тундр

В плакорных сообществах северной полосы подзоны типичных тундр на Ямале распространены лишайниково-моховые с ивкой и ерничком бугорковатые тундры. В восточной части Гыданского полуострова в пределах данной подзональной полосы на плакорах преобладают осоково-кустарничково-лишайниково-зеленомошные/осоково-зеленомошные с ивкой и ерничком бугорковатые тундры. Псаммофитный вариант зональных сообществ северной полосы подзоны типичных тундр представлен лишайниковыми тундрами. В заболоченных бугорковато-мочажинных тундрах хорошо представлены сфагны (Sphagnum lenense, Sph. warnstorfii). Дренированные участки низкого экологического уровня заняты разнотравно-осоковыми и разнотравно-злаковыми сообществами. На более высоком уровне они сменяются низкокустарниковыми разнотравными лугами с выраженным зеленомошным (Aulacomnium turgidum, Tomethypnum nitens) покровом. На склонах холмов и ложбин коренных берегов речных и озерных долин, заносимых зимой снегом распространены ерниково-ивняковые травяно-кустарничково-моховые сообщества (Александрова 1971).

В южных субарктических тундрах выделяют две полосы второго порядка в зависимости от степени распространения, высоты и сомкнутости зарослей кустарников, участие которых в фитоценозах увеличивается с севера на юг. По речным долинам в южной полосе формируются заросли древовидных (высотой в несколько метров) кустарников, по поймам рек и надпойменным террасам встречаются лиственничные редколесья.

Болотная растительность в южной полосе занимает свыше 25 % территории (Романова 1985); болота располагаются и в поймах рек, и на водоразделах. Низинные травяно-моховые болота характерны для речных долин, котловин, западин, слабодренированных низин водоразделов. Площадь полигональных болот здесь больше, чем в северных тундрах; достаточно большие площади заняты плоскобугристыми болотами.

Для этой полосы характерно чередование участков тундровой и болотной растительности: часто встречаются тундрово-болотные и болотно-тундровые комплексы.

Наиболее распространенным типом тундровой растительности являются низкокустарниковые ерниковые кустарничково-лишайниковые бугорковатые тундры (Рисунок 1.4), занимающие плоские и полого-волнистые водораздельные пространства, сложенные песчаными и супесчаными породами. Низкокустарниковые тундры образуют самостоятельную широтную полосу в пределах южных субарктических тундр Западной Сибири (Романова, 1985).

Рисунок 1.4 –Ерниково-кустарничково-лишайниковая тундра (Ильина и др. 1985).

Ерниковые и ивняково-ерниковые кустарничково-моховые и кустарничково-лишайниково-моховые бугорковатые тундры являются зонально-плакорным вариантом южных тундр. Кустарники образуют достаточно плотные синузии.

Из низкокустарниковых тундр на обследованной территории встречаются ерниково-ивняковые, часто с ольховником кустарничково-моховые и пятнисто-бугорковатые, ерниково-ивняковые лишайниково-моховые и кустарничково-моховые бугорковатые и пятнисто-бугорковатые тундры в сочетании с осоково-мохово-лишайниковыми трещиновато-полигональными болотами. Эти сообщества ерниково-ивняковых с ольховником моховых тундр на местности часто чередуются с участками болот.

Ерниково-ивняковые травяно-кустарничково-моховые тундры обычны в сочетании с кустарничково-мохово-лишайниковыми трещиновато-полигональными болотами. Они приурочены к плоским слабо дренированным водоразделам с избыточным увлажнением. Центральные части таких водоразделов слегка вогнуты и заселены осоково-пушицево-гипновой растительность.

Далее на их месте идет образование пушицево-сфагново-зеленомошных с ивой и ерником сообществ, в которых четко проявляется кочковатый микрорельеф: сфагновые мхи размещаются по периферии, а зеленые мхи – в центре бугорков. Заметное участие в растительности бугорков принимают лишайники. Постепенно эти сообщества замещаются ерниково-ивняковыми морошково-багульниково-пушицево-долгомошными.

Кустарниковый ярус формируется куртинами на склонах бугорков (высота его 30-35 см). Ивняковые травяно-моховые тундры могут быть в сочетании с ивняково-ерниковыми лишайниково-моховыми тундрами и осоково-мохово-лишайниковыми плоскобугристыми болотами. Это плакорный вариант тундр. Кустарничково-лишайниковые тундры с участием ерника на плоских и бугристых торфяниках (Рисунок 1.5) характеризуется хорошо выраженным микрорельефом.

В южной полосе тундр на плакорных местообитаниях отмечаются участки моховых кочковатых тундр, в кустарниковом ярусе которых встречается душекия. Эти сообщества занимают обычно склоновые поверхности, а на вершинах увалов с песчаными склонами с ними соседствуют лиственничные лишайниково-кустарничковые редколесья. Плоские водоразделы и депрессии заняты плоскобугристыми болотами или заболоченными тундрами.

Рисунок 1.5 – Кустарничково-лишайниковая тундра (Валеева, 2009).

Зональным типом болот для рассматриваемой территории являются плоскобугристые комплексы, реже встречаются крупнобугристые комплексные и мелкобугристые кустарничково-сфагново-лишайниковые некомплексные болота. Довольно значительные площади заняты низинными и переходными травяно-сфагновыми, травяно-осоково-гипновыми, осоково-пушицевыми болотами.

Багульниково-ерниково-сфагново-лишайниковые на буграх и осоково-сфагновые в мочажинах плоскобугристые болота занимают обширные площади на водоразделах, приурочены к понижениям водоразделов, их склонам и притеррасным частям речных долин (Ильина, Лапшина, Лавренко и др. 1985).

Наиболее пониженные участки, находящиеся в депрессиях рельефа (древнеозерных котловинах, бессточных западинах) заняты топяными пушицево-осоково-сфагновыми и осоково-гипновыми болотами. Поверхность этих болот обычно бывает покрыта слоем воды. Топяные болота занимают по площади относительно небольшие участки.

В поймах рек распространены тундровые луга. Видовое разнообразие их достаточно высокое, так же как и размеры растений. В южных тундрах доминируют высокотравные злаковые луга.

Растительные группировки по берегам рек в условиях интенсивных и постоянных русловых процессов разрежены, имеют пятнистое сложение, бедный видовой состав, нестабильную структуру. По берегам рек, стариц, в устьях рек, переходящих в соры, обычны заросли арктофилы, часто с примесью арктополевицы. В долинах рек встречаются сообщества разнотравно-злаковых лугов в сочетании с осоково-гипоновыми и валиково-полигональными болотами.

1.5 Особенности биологического круговорота

У биологического круговорота тундр есть свои яркие особенности, обусловленные группой факторов. Первый фактор – это специфические климатические условия тундровой зоны. Низкие температуры, почвы, долго находящиеся в промерзшем состоянии, переувлажнение территорий способствуют консервации органических остатков, либо трансформации до грубого гумуса. Соответственно большинство элементов, и без того в скудных количествах содержащихся до этого в растениях, остается в торфяных либо грубогумусовых горизонтах и не вступают в дальнейший круговорот. Запасы питательых элементах в торфах превышеют емкость круговорота в 10 – 20 раз. Вторым фактором является бедность почвообразующих пород и почв соответственно. Суглинистые почвы здесь обладают низким фоном зольных элементов и кислой реакцией среды.

Следует отметить, что на буграх пучения возрастает доля участия кустарничков, а это свидетельствует об ускорении круговорота. Косвенно о том говорят и запасы элементов, накапливаемых в опаде, количество которых на повышениях значимо превышает количество в заболоченных понижениях.

Тем самым можно сказать, что биологический круговорот элементов в тундре можно охарактеризовать как резкозаторможенный, при котором большая часть элементов закрепляется в торфе. Уменьшение степени гидроморфности увеличивает скорость круговорота биофильных элементов и сопровождается сменой растительного покрова, что приводит к высвобождению элементов, ранее накопленных в торфах (Васильевская, 1986).

II ПОЧВООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЕ И ЛАНДШАФТНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ ТУНДРОВОЙ

Процессы, формирующие облик и свойства почв – почвообразовательные или почвенные принято разделять на иерархические группы по характеру и степени влияния на почву. Среди них больший интерес представляют типовые (в дальнейшем макропроцессы) и элементарные почвообразовательные процессы (ЭПП). Макропроцессы формируют почвы определенных генетических групп или типов: подзолообразовательный (подзолистые почвы), черноземный (черноземы). ЭПП – процессы занимающие уровень между микро- и макропроцессами, их так же называют «частными», «специфическими», «признакообразующими». «Элементарный» говорит не о простоте самого процесса, а указывает на то, что эти процессы по существу являются более простыми элементами общего процесса почвообразования. ЭПП отвечают за формирование горизонтов и диагностических признаков. Микропроцессы – это наиболее простые и многочисленные процессы в почве, идущие на молекулярном, ионном, атомном и подобных уровнях. Как правило, они универсальны и дополнять их словом «почвообразовательный» вряд ли целесообразно (Караваева и др., 1992).

Теория почвообразовательного процесса преимущественно разрабатывалась на примере степных и таежных объектов, поэтому складывалось мнение, что каждому макропроцессу соответствует определенный тип почв. С появлением субстантивно-генетической классификации почв России, где подтипы почв были выведены на типовой уровень, указанное положение уже перестало выполняться, макропроцессы стали соответствовать скорее отделам почв. В то же время для почв тундровой зоны подробного анализа макро- и микропроцессов не проводилось, поэтому выявить целостные макропроцессы и соответствующие им типы/отделы не представляется возможным. В связи с этим нами многообразие почвенных процессов было сведено в три магистарльных макропроцесса встречающихся практически на всём протяжении тундровой зоны: детритогенез, глеегенез и криогенез. Комбинацией этих трех макропроцессов можно объяснить формирование подавляющего большинства почвенных таксонов, при этом практически всегда эти процессы действуют сопряженно, что позволяет говорить едином тундровом почвообразовательном процессе, который отличается от всех иных именно инвариантой этой тройной комбинации.

2.1 Почвообразовательные макропроцессы

Почвообразовательные процессы диагностируются и называются по тем остаточным продуктам функционирования, которые накапливаются при их протекании и способны существовать продолжительный период времени, достаточный для их диагностики, то есть проявляют устойчивость во времени. К макропроцессам относятся процессы, которые являются профилеопределяющими практически для каждой почвы рассматриваемой зоны и представляющие собой результирующую нескольких элементарных почвообразовательных процессов.

Наиболее типичны для тундровой зоны, следующие почвообразовательные макропроцессы: криогенез, глеегенез, детритогенез, которые можно рассматривать как переходные к ландшафтно-геохимическим и наиболее полно выражающие суть тундрового педогенеза. Эти макропроцессы формируют такие типы почв, как глееземы, криоземы и криометаморфические (тундровые глеевые, тундровые глееватые, тундровые типичные) и позволяют описать генезис подавляющего большинства почв тундровой зоны. Названные процессы образуют тройную комбинацию, доминирующую в тундровой зоне и имеют различную степень выраженности в зависимости от факторно-экологических условий, именно комбинация обозначенных макропроцессов наиболее полно характеризует суть тундрового почвообразования Западной Сибири. Это связано со спецификой (ранее рассмотренной в первой главе) климатических условий, геоморфологического и литологического строения севера Западной Сибири: переувлажнение территорий (вследствие, развития восстановительной обстановки), большое влияние отрицательных температур, присутствие многолетнемерзлых пород.

2.1.1 Криогенез