Д.В. Московченко, А.С. Афонин, Р.Ю. Пожитков D.V. Moskovchenko, A.S. Afonin, R.Yu. Pozhitkov
Тюменский научный центр СО РАН, г. Тюмень E-mail: moskovchenko@hotbox.ru
Целью исследования было определение условий торфообразования на слабо исследованном участке в северотаежной подзоне Западной Сибири, в природном парке Нумто (ХМАО-Югра). На обследованной территории преобладают мерзлые плоскобугристые болота в комплексе с озерами и озерками. Участок исследований расположен в 1.2 км к югу от деревни Нумто (координаты 63°30’ 06” с.ш., 71°
22’14” в.д.). Разрез был заложен на межозерной торфяной гряде, которая возвышается на 1 м над поверхностью мочажин и малых внутриболотных озер. Отбор торфяного керна был проведен с использованием алюминиевого пробоотборника прямоугольного сечения на глубину 1 м, включая горизонт, залегающий ниже уровня грунтовых вод. Также для определения возраста торфа и скорости торфонакопления из разреза были отобраны три образца с глубин 20–25, 40–45 и 80–85 см. В лабораторных условиях проведено изучение ботанического и химического состава торфа, его степени разложения, зольности, абсолютного возраста. Керн через каждые 5 см был поделен на 20 отрезков, в которых проведено определение элементного состава методами масс-спектральной и атомно-эмиссионной спектроскопии (ICP–MS и ICP–OES).
По результатам радиоуглеродного датирования, формирование торфяника началось приблизительно 7000 лет назад.
Датировки плоскобугристых торфяников в северной тайге Западной Сибири показывают, что их возраст изменяется в широких пределах – от 9 до 3,5 тыс. л. н. [Пономарева и др.,2012]. Только для водораздельных болот Восточного Васюганья даны более поздние датировки: торфонакопление началось в конце атлантического – в начале суббореального периода, самые древние очаги заболачивания имеют возраст 5200– 5500 лет, но на большей части площади возраст отложений не превышает 3000–3500 лет [Лапшина и др., 2000]. Таким образом, формирование исследуемого разреза укладывается в хронологические рамки начала болотообразования в исследуемом районе.
Подсчеты модели в Bchron показали, что скорость прироста торфа была максимальна 3500–6000 лет назад, в суббореальный период, когда достигала 0,3 мм/год. В последующий период, начиная с даты 3500 лет назад, скорость
упала до 0,1 мм/год. Ранее было определено, что скорость накопления торфа на болотах лесной зоны Западной Сибири в среднем составляет 0,62 мм в год и варьирует в широких пределах [Лапшина, 2004]. Полученные нами значения скорости прироста торфа 0,1–0,3 мм в год меньше, чем усредненные показатели для болот лесной зоны Западной Сибири. Замедленное накопление торфа на обследованном участке связано с низкими температурами в северной тайге по сравнению с лесной зоной в целом.
Для северной тайги средний прирост составляет 0,39 мм в год, при этом наиболее обычным значением является величина вертикального прироста, равная 0,2 мм в год, характерная для мерзлых торфяных бугров [Лапшина, 2004].
Согласно данным, приводимым для соседнего участка Казым-Надымского междуречья, скорость торфонакопления в период 9-8 тыс. лет назад составляла 0,6 мм/год, но последующий период (8–4 тыс. лет назад) торф накапливался с одинаковой скоростью, равной 0,3 мм/год [Васильчук, Лахтина, 1986]. Последняя цифра соответствует полученным нами значениям для периода 3500–6000 л. н. Таким образом, полученные нами величины прироста 0,1–0,3 мм в год типичны для мерзлых торфяников северной тайги, хотя и значительно меньше средних величин для всей таежной зоны.
Варьирование скорости накопления торфа в целом совпадает с ранее полученными данными. Отмечалось, что на территории Сибирских Увалов интенсивный рост болот наблюдался в бореальный период и в первую половину атлантического, т. е. от 10000 до 7500 л.
н. В суббореальное время, около 4 тыс. лет назад, в связи с похолоданием и нарастанием сухости климата интенсивность торфообразовательного процесса заметно снизилась [Смоленцев, 2002]. Для болот Пур-Тазовского междуречья выявлено, что активное торфонакопление шло в атлантический период (7800–6000 л. н.), но в начале суббореального периода голоцена, после даты 4,5 тыс. л. н., они начали промерзать [Лим и др., 2018]. Похолодание в этот период привело к снижению скорости накопления торфа [Тихонравова и др., 2020]. На севере европейской территории России похолодание в конце суббореального периода вызвало перестройку болотных комплексов и привело к
образованию многолетней мерзлоты [Routh et al., 2014], к доминированию в составе растительного покрова представителей мезоэвтрофного, а затем и олиготрофного сообществ [Василевич, 2018]. Сходная история торфонакопления, судя по исследованному разрезу, наблюдается и в северной тайге Западной Сибири.
Степень разложения представленного торфа минимальна в самой верхней части разреза, где составляет 16 %. С увеличением глубины степень разложения постепенно увеличивается, достигая максимума 51 % на глубине 44 см, что соответствует возрасту 3728 лет. С дальнейшим увеличением глубины залегания торфа степень разложения постепенно уменьшается и составляет 25 % на глубине 88 см (≈ 5900 лет), затем снова увеличивается в нижней части профиля до 34 % на глубине 98 см (≈ 6658 лет). Зольность торфа изменяется в пределах 1,5–3,5 %, достигая максимума в 3,5 % на глубине 44 см. Низкая зольность свидетельствует о слабом поступлении пылевых частиц в торф за историю его формирования и отсутствие пожаров на торфянике.
Ботанический анализ показал, что торф относится к травяной группе. Диаграмма, показывающая ботанический состав торфа в разные периоды его накопления, представлена на рисунке. На глубине 16-–100 см состав торфа довольно однообразен. Доля пушиц (Eriophorum sp.) составляет от 73 % до 96 %. В качестве примеси выступают остатки Betula nana, Carex sp., кустарничков семейства Ericaceae и гипновых мхов. На глубине 8–16 см доля пушицы уменьшается до 42 %, остальное количество остатков представлено Vaccinium oxycoccos, сфагновыми и гипновыми мхами. Таким образом, торф относится к пушицевому виду, в ботаническом составе которого содержится от 40 до 100 % остатков пушицы и не более 35 % сфагновых мхов. Только верхняя часть профиля (глубина 2–8 см) на 95 % состоит из Sphagnum fuscum с примесью Sphagnum magellanicum (сфагновый торф). Датировка показала, что смена пушицевого торфа на сфагновый, индицирующая переход в олиготрофную стадию, началась позже даты 1800 л. н., в последующее время ботанический состав торфа не изменялся.
В макрокомпонентном составе торфа преобладает кремнезем, затем в порядке уменьшения концентрации следуют Al2O3, Fe2O3, P2O5, CaO, S, TiO2, NaO, MgO. Обращает на себя внимание низкое содержание кальция – основного металла живого вещества. На территории парка
«Нумто» содержание кальция составляет 0,10
%, что значительно ниже содержания в торфах южной тайги Среднего и Южного Приобья, где концентрация СаО изменяется в пределах 0,4–
1,5 % [Нечаева и др., 2010; Цыбукова и др., 2000].
Близкая по величине концентрация СаО была выявлена в торфе Среднего Приобья – 0,09 % [Водяницкий и др., 2011]. Низкое содержание кальция является одним из свойств олиготрофных болот. Рост содержания железа наблюдается в верхней части профиля, в интервале 10–25 см, что соответствует возрасту торфа 1158–2854 л. н. В ботаническом отношении в этот период происходило изменение состава торфа от пушицевого к сфагновому, который развивается в более влажных условиях. В самом нижнем Рис. Диаграмма ботанического состава торфа
слое отмечен рост содержания практически всех макрокомпонентов, что объясняется влиянием минеральной породы.
Содержание металлов в золе образует следующий ряд (по убыванию): Zn> Cr> Cu> Pb>
Ni> Co. Количество Zn значительно превышает величины, приведенные в других работах по изучению состава торфа [Водяницкий и др., 2011, Ларина и др., 2014]. Мы связываем это с преобладанием пушицы в ботаническом составе.
Пушица среди торфообразователей отличается повышенным содержанием Zn [Московченко и др., 2012]. Обращает на себя внимание резкий рост содержания свинца в поверхностном горизонте до 8 мг/кг сухого веса, что соответствует тенденциям роста концентрации Pb под влиянием промышленных выбросов в XX столетии.
Возможно, сказалось влияние расположенной неподалеку взлетно-посадочной полосы, которая была построена в начале 1990-х гг., но вскоре заброшена. Для других тяжелых металлов такой тенденции не отмечено. Напротив, содержание Cu, Zn, Mn, Ni увеличивается с глубиной.
Сходное распределение тяжелых металлов с
максимумом на глубинах >60 см было отмечено в торфянике Европейского Северо-Востока России [Василевич, 2018].
Таким образом, начало процесса торфообразования датируется периодом 6800–7000 л. н. Условия торфонакопления были оптимальными 6000–3500 л. н., когда скорость торфонакопления достигала 0,3 мм/
год. Позже, вследствие похолодания, скорость прироста торфа замедлилась до 0,1 мм/
год и остается замедленной до настоящего времени. Выделяются две стадии растительных сукцессий – стадия господства пушицевого сообщества и современная олиготрофная с преобладанием в составе торфа сфагновых мхов. В полностью олиготрофную стадию, для которой характерно доминирование сфагновых мхов, торфяник вступил приблизительно 1200 лет назад. Содержание микроэлементов в целом близко к показателям, свойственным торфам юго-восточной части Западной Сибири, за исключением высокого содержания Zn, которое обусловлено преобладанием пушицы в ботаническом составе.
Работа выполнена при финансовой поддержке программы РФФИ, грант № 20-35-90047/20.
1. Василевич Р.С. Макро- и микроэлементный состав мерзлотных бугристых торфяников лесотундры Европейского Северо-Востока России // Геохимия. 2018. № 12. С. 1158–1172.
2. Васильчук Ю.К., Лахтина О.В. Развитие торфяных бугров в северных районах Западной Сибири в голоцене // Формирование мерзлых пород и прогноз криогенных процессов. Москва : Наука, 1986. С.
123–128.
3. Водяницкий Ю.Н., Савичев А.Т., Аветов Н.А. [и др.] Геохимические особенности верховых торфяных почв в средней тайге Среднего Приобья // Бюллетень Почвенного института им. В. В. Докучаева. 2011.
Вып. 69. С. 35–45.
4. Лапшина Е.Д. Болота юго-востока Западной Сибири: ботаническое разнообразие, история развития и динамика накопления углерода в голоцене : специальность 03.00.05 «Биологические науки» : автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора биологических наук. Томск, 2004. 23 с.
5. Лапшина Е.Д., Пологова Н.Н., Мульдияров Е.Я. Болота водораздельных равнин юга лесной зоны Западной Сибири // Krylovia. Сибирский ботанический журнал. 2000. Т. 2, № 1. С. 38–43.
6. Ларина Н.С., Ларин С.И., Меркушина Г.А. Накопление химических элементов в верховых торфяниках подтаежного Зауралья в голоцене // Почвоведение. 2014. № 7. С. 812–823.
7. Лим А.Г., Лойко С.В., Раудина Т.В. [и др.] Элементный состав торфяной залежи плоскобугристого мерзлого болота бассейна реки Пякупур (северная тайга Западной Сибири) // Ukrainian Journal of Ecology. 2018. Т. 8, № 1. С. 79–87.
8. Московченко Д.В., Моисеева И.Н., Хозяинова Н.В. Элементный состав растений Уренгойских тундр //
Вестник экологии, лесоведения и ландшафтоведения. 2012. № 12. С. 130–136.
9. Нечаева Е.Г., Белозерцева И.А., Напрасникова Е.В. [и др.] Мониторинг и прогнозирование вещественно- динамического состояния геосистем сибирских регионов. Новосибирск : Наука, 2010. 350 с.
10. Пономарева О.Е., Гравис А.Г., Бердников Н.М. Современная динамика бугров пучения и плоскобугристых торфяников в северной тайге Западной Сибири (на примере Надымского стационара) // Криосфера Земли. 2012. Т. 16, № 4. С. 21–30.
11. Смоленцев Б.А. Структура почвенного покрова Сибирских Увалов (северотаежная подзона Западной Сибири). Новосибирск : СО РАН, 2002. 112 с.
12. Тихонравова Я.В., Слагода Е.А., Рогов В.В. [и др.] Гетерогенное строение полигонально-жильных льдов в торфяниках Пур-Тазовского междуречья // Лед и снег. 2020. Т. 60, № 2. С. 225–238.
13. Цыбукова Т.Н., Инишева Л.И., Тихонова О.К. [и др.]. Характеристика элементного состава торфяного сырья олиготрофного болота // Химия растительного сырья. 2000. № 4. С. 29–34.
14. Routh J., Hugelius G., Kuhryb P. [et al.] Multi-proxy study of soil organic matter dynamics in permafrost peat deposits reveal vulnerability to climate change in the European Russian Arctic // Chemical Geology. 2014. V.
368. P. 104–117.