Содержание к диссертации
Введение
1 Гидрологическая изученность торфяных почв севера Западной Сибири 9
2 Природные условия района исследований 16
2.1 Рельеф и почвообразующие породы 16
2.2 Климат 21
2.3 Растительность 26
2.4 Гидрологические условия 32
3 Объекты и методы исследований 36
3.1 Объекты 36
3.2 Методы 47
3.2.1 Полевые исследования 47
3.2.2 Методики лабораторных исследований 50
4 Характеристика торфяных почв и их жидкой фазы 53
4.1 Особенности формирования торфяных почв 53
4.2 Состав и свойства торфяных почв 60
4.3 Почвенные растворы и верховодки 79
4.3.1 Состав и свойства в зависимости от способов выделения 79
4.3.2 Растворенный углерод и некоторые общие показатели 87
4.3.3 Макро- и микроэлементный состав 92
4.4 Степень подвижности химических элементов 101
5 Широтное распределение химического состава жидкой фазы 108
Заключение 122
Список литературы 125
Приложение А Таблицы 164
- Растительность
- Особенности формирования торфяных почв
- Состав и свойства в зависимости от способов выделения
- Широтное распределение химического состава жидкой фазы
Растительность
Вследствие общей равнинности территории, большой протяженности с севера на юг, зональность в растительном покрове выражена очень отчетливо. Однако, низменный характер рельефа, сильная обводннность, обусловленная в значительной степени вечной мерзлотой и низкой испаряемостью, определяют наличие здесь огромных площадей болот и заболоченных территорий, что в свою очередь влияет на состав и распределение растительного покрова. Так, заболоченность территории и интенсивное развитие поемности в некоторой степени нарушает строго широтное расположение зональных границ и их совпадение для разных биоморфологических типов сообществ, однако, несмотря на это в их составе и структуре проявляются те фитоценотические свойства, которые в большей степени обусловлены широтно-климатическими факторами.
Согласно геоботаническому районированию, район исследования находится в пределах тундровой (южная подзона), лесотундровой и таежной (северотаежная подзона) зон (рис. 5).
В растительном покрове тундровой зоны отчетливо прослеживается зависимость размещения растительных сообществ от рельефа. Сплошное распространение многолетней мерзлоты и ее поверхностное залегание приводят к повсеместному развитию криогенных и термокарстовых форм рельефа, с чем связано формирование бугорковатых, полигональных, пятнистых тундр. Разнообразие форм микрорельефа и микроклиматических условий определяет растительный покров с ярко выраженным неоднородным горизонтальным сложением. Криогенные условия создают особую среду обитания растений, поэтому все тундровые ландшафты характеризуются специфическим составом растительности и своеобразием е пространственного распределения (Кобелева, 2012). 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). 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; Белов, 1984; Растительный покров Западно-Сибирской равнины, 1985).
Подзона южных (кустарниковых) тундр занимает южную часть п-ова Ямал, большую часть Тазовского п-ова и территорию к востоку от Тазовской губы. В южных субарктических тундрах выделяют две полосы второго порядка в зависимости от степени распространения, высоты и сомкнутости зарослей кустарников, увеличивающихся с севера на юг. По речным долинам в южной полосе формируются заросли древовидных (высотой в несколько метров) кустарников: ольховника – на глинисто-илистых субстратах и ив – на песках; по поймам рек и надпойменным террасам встречаются лиственничные редколесья. Болотная растительность в южной полосе занимает свыше 25 % территории (Растительный покров…, 1985). Низинные травяно-моховые болота характерны для речных долин, котловин, западин, слабодренированных низин водоразделов. Площадь полигональных болот здесь больше, чем в северных тундрах, а также 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 (рис. 6).
Данный тип растительности имеет несколько вариантов, различающихся по набору содоминантов травяно-кустарничкового яруса. Различия в составе растительности вызваны разницей эдафических условий и характера увлажнения.
Низкокустарниковые тундры (ерниково-ивняковые лишайниково-моховые, осоково-лишайниково-моховые, мохово-лишайниковые бугорковатые и пятнисто-бугорковатые) образуют самостоятельную широтную полосу в пределах южных субарктических тундр Западной Сибири. Основное участие в сложении плакорных фитоценозов принимают кустарники (преимущественно Betula nana, Salix glauca, S. lanata, S. phylicifolia). Они сохраняют здесь стелющуюся форму и имеют высоту не более 15–30 см. Кустарничково-лишайниковые тундры с участием ерника на плоских и бугристых торфяниках характеризуются хорошо выраженным микрорельефом. В кустарничковом ярусе доминирует багульник, встречаются также брусника, водяника, достаточно обильна морошка, отмечена осока шаровидная. Мохово-лишайниковый покров образован сфагновыми мхами и кустистыми лишайниками видов Cladonia, Cetraria, Cladina (Валеева, 2008). При ослаблении дренажа, в понижениях водоразделов формируются осоково-кустарничково-мохово-лишайниковые, пушицево-осоково-сфагновые тундры. Зональным типом болот являются плоскобугристые комплексы, реже – крупнобугристые комплексные и мелкобугристые кустарничково-сфагново-лишайниковые некомплексные болота. Вокруг тундровых озр и низких заболоченных террас встречаются осоково-злаковые болота – хасыреи.
Лесотундровую зону обычно при физико-географическом районировании определяют как участок, ограниченный реками Еваяха, Ямсовей (Атлас…, 1971). Особенности растительного покрова лесотундровой зоны (рис. 7) определяются прежде всего распространением лиственничных редколесий, которые в Западной Сибири распространены на всем протяжении от низовий Оби до Енисея, образуя сплошную полосу. Общими особенностями можно считать изреженность древостоя, чрезвычайную пестроту и неоднородность нижних ярусов, выражающуюся в образовании различных форм гетерогенного сложения.
Особенность редкостойных лесов проявляется в крайне невысокой эдификаторной роли древесного яруса, вследствие чего травяно-кустарничковый и мохово-лишайниковый покров этих сообществ формируются независимо от него, испытывая наибольшее влияние общих природных условий. Важная особенность горизонтальной структуры нижних ярусов растительности редколесий – их необычайно высокая пестрота и неоднородность, выражающиеся в мозаичности, комплексности покрова. В древесном ярусе доминирует лиственница. Ель встречается небольшими группами на повышено увлажненных участках.
И в редколесье, и на прилегающих лесотундровой зоны (Фото автора, 2015) участках имеется примесь березы пушистой (кривые невысокие деревья). В подлеске обычен ерник и отмечаются единичные экземпляры можжевельника. Травяно-кустарничковый ярус развит умеренно, с преобладанием багульника, водяники, в меньшей степени – брусники и голубики. Северотаежные виды при продвижении к югу появляются практически во всех ярусах. Часто встречаются елово-лиственничные с примесью кедра кустарничково-лишайниково-зеленомошные редкостойные леса.
Заболоченность лесотундры высокая. На Надым-Пурском междуречье болота занимают до 70 % территории, приурочены к слабодренированным водораздельным пространствам (Растительный покров…, 1985). Широко распространены кустарничково-мохово-лишайниковые болота как комплексные (плоско-, крупнобугристые), так и некомплексные.
Особенности формирования торфяных почв
Болота зоны многолетней мерзлоты, которая составляет около 30 % площади всей Западно-Сибирской равнины со средней заболоченностью 35 % (Болота Западной Сибири…, 1976; Новиков, 2009), имеют широкое распространение в районе исследования и приурочены как к отрицательным, так и к положительным элементам рельефа, включая водораздельные пространства. Болотообразование может рассматриваться как характерный зональный признак, в значительной мере определяющийся физико-географическими факторами территории, и их совместное действие создает те или иные условия для его проявления. Равнинность и климатические особенности Западной Сибири обусловливают выраженную широтную зональность распределения типов болотных массивов. Выделяется ряд зон, сменяющих друг друга с севера на юг и отличающихся по типу растительного покрова, структурным особенностям болотных образований и средней мощности торфяных залежей. Схемы районирования болот базируются как на морфологических признаках, так и на таких динамических критериях, как интенсивность торфонакопления, специфика смены стадий и фаз (Кац, 1971; Шумилова, 1971; Актуальные проблемы классификации…, 1974; Лисс и др., 1975; Боч, Мазинг,1979; Пьявченко, 1985; Кашперюк, Трофимов, 1988; Лисс, 1991, 1992), Гвоздецкий и др., 1973; Болотные системы…, 2001; Синюткина, 2012). Так, Н.Я. Кац (1948), Л.В. Шумилова (1969), Е.А. Романова (1976) выделяют в своих работах четыре болотные зоны: полигональные (по Н.Я. Кацу арктические минеральные осоковые), плоскобугристые и крупнобугристые болота, олиготрофные (рис. 15). Крупнобугристые болота распространяются далеко на север в зоне плоскобугристых, часто бывает и наоборот, поэтому некоторые ученые (Боч, Мазинг, 1979; Новиков, Усова, 1979; Усова, 1983) объединяют эти две зоны в одну – бугристых болот.
Полигональные болота являются основными типом болот тундры (иногда и лесотундры) и их возникновение обусловлено растрескиванием торфяно-иловатых отложений аллювиальных террас, спущенных озерных котловин и других форм рельефа в условиях сурового климата. Трещины, достигающие порой нескольких десятков метров в длину, разбивают поверхность на отдельности различной формы – полигоны (Новиков, 2009). Для таких болот характерна разная мощность торфяной залежи, зависящая от местоположения массива и находящаяся в мерзлотном состоянии, оттаивая на 0,5 м.
Зона бугристых болот располагается южнее полигональных, ее граница проходит примерно по параллели Сибирских Увалов. По данным Е.А. Романовой (1985), южная граница распространения бугристых комплексов проходит по 64 с.ш., в верховьях Надыма и Пура опускается до 62 с.ш. Бугристые торфяники представляют собой сочетание бугров, разбросаных на большом расстоянии друг от друга, и плоских понижений, занятых осоково-сфагновой, реже гипновой растительностью. Мощность торфа крупнобугристых торфяников в пределах 4– 5 м, в мочажинах составляет 2,0–2,5 м. По своей высоте (в отдельных случаях 8– 10 м) и выпуклости, наличию склонов от пологих до обрывистых такие бугры отличаются от плоскобугристых (Усова,1983; Болотные системы Западной Сибири…, 2001). Однозначно отделить зону крупнобугристых торфяников от плоскобугристых не всегда возможно, так как существуют переходные формы из-за пересечения их ареалов.
Олиготрофные (грядово-мочажинные) болота соответствуют району исследования в пределах северо-таежной зоны. Преобладают плосковыпуклые олиготрофные сфагновые озерково-грядовые, озерково-грядово-мочажинные и сосново-кустарничково-сфагновые болота. Строение залежи этих болот довольно однообразно, доминируют верховые виды торфа. Находясь на границе с бугристыми болотами, имеют небольшую мощность торфяной залежи и слабую выпуклость. Средняя глубина торфяных залежей верхового типа – 1,8 м, переходного – 1,6 м, низинных залежей – 2, 3 м.
Неотъемлемой частью географического ландшафта, болотного, в том числе является почва. В связи с сильной заболоченностью территории значительная доля в структуре почвенного покрова принадлежит торфяным почвам, а именно торфяным олиготрофным (мерзлотным) почвам, встречающимся также в комплексе с торфяными эутрофными, торфяно-глееземами, торфяно-криоземами, торфяно-подзолами и другими. В настоящее время важность исследования торфяных почв общепризнана, но до сих пор существует ряд вопросов, которые остаются неопределенными. Так, согласно понятию «торфяная почва» – это верхний слой торфа на глубину распространения основной массы корней растений, который периодически подвергается аэрации и, где совершаются процессы разложения растительного опада и образования высокомолекулярных органических веществ. Торф, залегающий ниже, считается торфорганогенной породой, которая является также и материнской породой для торфяной почвы (Скрынникова, 1954; Ефимов, 1986 и др.). Однако в настоящее время встречается и другая точка зрения (Бахнов, 1986; 2000; Инишева 2006 и др.), согласно которой торфяные почвы в силу аккумулятивного характера почвообразования развиваются путем нарастания профиля вверх, поэтому их история фиксируется в профиле всей органогенной толщи. Процесс торфообразования не ограничивается только деятельной толщей, а продолжается и в более глубоких горизонтах. Верхний деятельный слой, отождествляемый с торфяной почвой, принимают за часть профиля, соответствующего современной стадии почвообразования.
Минеральный субстрат, подстилающий торф, представляет собой метаморфизированную болотообразовательным процессом почву, подвергшуюся заболачиванию. Помимо этого в ряде случаев понятия «торфяная», «болотная» почвы используются как синонимы. Между тем «болотные почвы» – это более широкое понятие, так как к этому ряду могут относиться почвы (в более южных зонах) без явно выраженных процессов торфонакопления (болотные почвы сероземной зоны).
Торфяные почвы – это продукт особого органо-аккумулятивного почвообразования, которые формируются в результате замедленной гумификации и минерализации растений-торфообразователей, вследствие избыточного увлажнения и недостатка кислорода. Образование этих почв может идти как при заторфовывании водоемов, так и при заболачивании суши. В первом случае процессу болотного почвообразования предшествует стадия осадконакопления, во втором – развитие профиля начинается с избыточного переувлажнения минеральной почвы. И в том и другом варианте формирование торфяных почв неразрывно связано с избыточным увлажнением, доминирующим развитием болотной растительности, а также в некоторых случаях с наличием вечной мерзлоты, которая ограничивает внутрипочвенный сток, влияет на активность процессов развития фитоценозов и микробиолгической деятельности. Развитие почв, в свою очередь определяет процесс болотного почвообразования, основным признаком которого являются торфообразование, а также возможное оглеение. Торфообразование – накопление на поверхности почвы полуразложившихся растительных остатков в результате замедленной их гумификации и минерализации в условиях избыточного увлажнения. То есть в анаэробных условиях, в связи с ослаблением интенсивности окислительных процессов, органические вещества не минерализуются до конца. Происходит образование промежуточных продуктов органических кислот, которые в свою очередь подавляют жизнедеятельность микроорганизмов. Таким образом, накапливаются полуразложившиеся органические остатки в виде торфа, различной степени разложения и мощности. При разложении торфа происходит также гумусообразование с преимущественным образованием фульвокислот и их миграцией с другими соединениями по профилю почв с возможным накоплением в случае мерзлоты в нижних горизонтах. Гумусовые вещества всегда кислые, ненасыщенные из-за крайне низкой зольности растительных остатков. Второй возможный процесс – это оглеение (сложный биохимический восстановительный процесс, протекающий в анаэробных условиях при непременном наличии органического вещества и участии анаэробных микроорганизмов). В результате оглеения минеральной массы от торфяной толщи до вечной мерзлоты (в случае ее наличия) происходит образования мощного глеевого горизонта (G), с возможными признаками тиксотропности и криотурбированности. Развитию анаэробного глеевого процесса способствуют передвижение минеральной массы и постоянная высокая обеспеченность среды растворимыми органическими веществами из верхнего оторфованного горизонта. В связи с наличием многолетней мерзлоты и разнообразием гранулометрического состава почвообразующих пород помимо основных процессов на формирование профиля почв и их свойств оказывают влияние современные криогенные процессы и явления (термокарст, солифлюкция, криогенное пучение, растрескивание, рост полигонально-жильных льдов и другие).
Состав и свойства в зависимости от способов выделения
В ходе многочисленных исследований жидкой фазы почв установлено, что ее химический состав и свойства могут различаться в зависимости от выбранного метода ее извлечения (Zabowski, Ugolini, 1990; Hendershot, Courchesne, 1991; Малинина, Мотузова, 1994; Яшин, 2001; Bonito, 2005; Geibe et al., 2006; Караванова, Малинина, 2007; Пристова, Забоева, 2007; Малинина и др., 2007; Schlotter et al., 2012; Fraters et al., 2017; и др.). Это связано как с различной степенью нарушения равновесия в системе фаз «твердая – жидкая – газообразная», так и с выделением почвенной влаги разной степени связанности с удельной поверхностью почвенной толщи, что является следствием прилагаемого давления.
При исследовании жидкой фазы торфяных почв стояла также задача сравнения методов нативного пробоотбора и выбора среди них наиболее оптимального для условий мерзлых болот. Для сравнения использовали два основных морфогенетических типа болот (Новиков, 2009): бугристые и полигональные. В подзоне южной тундры (КУ «Тазовский») отбор растворов и верховодок осуществлялся из торфяных мерзлотных олиготрофных почв на непросевших полигонах с мощностью деятельного слоя от 25 до 40 см; из аналогичных почв межполигональных мочажин (трещин) с мощностью деятельного слоя до 50 см; из магистральных мочажин. В северной тайге (КУ «Ханымей») – на плоскобугристом болоте из торфяных олиготрофных мерзлотных почв с деятельным слоем глубиной до 35–40 см и из мочажин, которые не имели мерзлоты вплоть до минеральных горизонтов, залегающих на глубинах 70–110 см.
Получение жидкой фазы осуществлялось из деятельного слоя торфяных почв тремя способами (отжим в титановом прессе, вакуумная фильтрация и отбор самоизливающихся вод), подробно описанными ранее в разделе методы исследования. В зависимости от выбранного способа извлечения жидкой фазы торфяных почв мерзлых болот, полученные данные показали расхождение в химических параметрах. Ниже приведены результаты сравнения некоторых почвенных растворов и верховодок, полученных рассматриваемыми методами.
Прессование и вакуумная фильтрация (почвенный раствор). Первая пара рассмотренных методов дат представления о некоторых химических параметрах в почвенной влаге, находящейся в более связанном состоянии с торфяной толщей. При воздействии пресса на почвы происходит нарушение их естественного сложения, что может сопровождаться смещением присущего равновесия и как следствие изменяется состава и свойств получаемых почвенных растворов.
Метод вакуумной фильтрации имеет некоторые особенности. Он дает представление о составе капиллярной, частично рыхлосвязанной влаги и позволяет отбирать почвенный раствор в естественных условиях. Как отмечают А.В. Думанский и др. (1937), Б.С. Маслов (2009), к категории капиллярной воды условно относят всю слабосвязанную воду, удаляющуюся уже при большем давлении на торфяной скелет, а именно от 1 до 15 атм.
На рисунке 20 отображены средние значения концентраций элементов (M ± SD) с учетом выбранного метода. На участках «Тазовский» и «Ханымей» изучено по 12 параллельных пар образцов. Графики также дают представление о содержании рассматриваемых показателей в пространстве как по профилю (верхняя и надмерзлотная части профиля), так и внутри болотного участка (полигон / бугор и мочажина).
На основе выполненного сравнительного анализа выявлены некоторые особенности поведения изучаемых показателей. Так, отмечаются наибольшие значения практически всех параметров в почвенных растворах, отобранных с помощью свеч, независимо от положения в микрорельефе и глубины отбора.
Более нестабильно ведут себя Fe, Al, K, Na, с некоторой вариабельностью значений и преобладанием в растворах, отобранных с помощью пресса, в отдельных сопоставимых парах. Статистически значимые различия (p = 0,028– 0,044) между методами для отмеченных выше элементов чаще наблюдаются в мочажинах.
Что касается РОУ и таких биогенных элементов, как Ca, Mg, то достоверные различия в концентрациях прослеживаются как между методами, так и по глубине почвенного профиля в мочажине и на полигоне. Так, по содержанию Ca, Mg «вакуумные» почвенные растворы отличаются в большую сторону (более чем вдвое) от соответствующих, полученных путем отжима. Достоверные различия между значениями наблюдаются в 60 % случаев.
Для РОУ разброс концентраций между способами отбора меньше (не более чем в 2 раза), однако они достоверно отличаются (p = 0,008–0,027) друг от друга. Большее количество органического углерода содержится в надмерзлотной части профиля (до 95 мг/л). Что касается рН и удельной электропроводности, то достоверное различие значений имеется, но явной, приуроченной к методам, ключевым участкам или типам микроформ не наблюдаются.
Анализ расхождений результатов двух сравниваемых методов в зависимости от выбранного почвенного горизонта показывает, что в приповерхностном горизонте в среднем результаты различаются в 1,7 раза на полигонах / буграх и в 1,8 раза в мочажинах. В надмерзлотном же горизонте расхождения составили от 1,5 до 1,6 раза соответственно. Это связано с меньшим содержанием гравитационной влаги в приповерхностном горизонте, большей степенью дифференциации химического состава раствора в зависимости от степени его связи с твердой фазой.
Сравнение средних для этой группы методов показало, что статистически значимые различия между двумя изучаемыми и описанными выше методами наблюдаются в 61 % случаев (в 44 парах из 72). Это подтверждает представление о вышесказанных особенностях каждого из методов отбора и дает основание полагать, что вакуумная фильтрация дает представление и о химическом составе более связанных форм почвенной влаги.
Вакуумная фильтрация (почвенный раствор) и самоизливание (надмерзлотная верховодка). На рисунке 21 представлены средние величины рассматриваемых показателей (M ± SD) и их различие в зависимости от используемого метода отбора почвенных вод и от положения в микрорельефе (повышенные (бугор, полигон) и пониженные (мочажины) элементы). Для участка «Тазовский» сравнивалось 8 параллельных пар образцов, а для участка «Ханымей» – 12 параллельных пар.
Значения рН в почвенных растворах независимо от положения в ландшафте на 0,2–0,7 единицы выше, чем в самоизливающихся водах. Уровень рН почвенных растворов, отделенных от твердых фаз почвы, может сохраняться в течение 3–6 месяцев, что свидетельствует о существовании устойчивого равновесия в растворе, в том числе и с газовой фазой (Малинина и др., Электропроводность во всех случаях больше в верховодках, особенно на полигональном болоте. pH и электропроводность в торфяных олиготрофных почвах в значительной мере определяется величиной РОУ за счт низкомолекулярных органических кислот. Проявляется некоторая зависимость: чем больше углерода, тем меньше рН (R2 = 0,67) и выше электропроводность (R2 = 0,56). Низкомолекулярные органические кислоты – один из главных факторов кислотности (Шамрикова и др., 2015) и электропроводности рассматриваемых почв. Подобные зависимости характерны и для озер, питающихся водами с плоскобугристых болот, что указывает на низкую трансформацию почвенно-болотных вод при их поступлении в озра (Pokrovsky et al., 2014; Manasypov et al., 2014).
На участке «Тазовский» содержание РОУ колеблется в широких пределах – от 42 мг/л в мочажине до 97 мг/л на полигоне и в 1,5 раза больше в верховодке по сравнению с раствором. Для участка «Ханымей» столь высоких различий не наблюдается (p = 0,354). Повышенное содержание РОУ в верховодках объясняется тем, что, заполняя разрез или скважину, вода проходит большую дистанцию в толще торфа, чем при заполнении свечи. Поэтому и количество выщелачивающихся органических веществ из торфа выше. Этим могут объясняться повышенные концентрации в верховодках и иных элементов (Fe, Al, K, Na, Mg, Ca).
Широтное распределение химического состава жидкой фазы
Известно, что природные воды представляют собой единое целое, но их качественный и количественный состав определяется региональными особенностями. Различия в особенностях миграции РОУ и связанных элементов в конкретных климатических обстановках являются характерными и специфическими показателями. Так, в процессе изучения растворов и верховодок торфяных почв установлено, что их состав довольно специфичен и отличается от других поверхностных, подземных вод. Он варьирует не только в зависимости от типа болотной микроформы внутри болотного массива и глубине почвенного профиля, но и вдоль рассматриваемого широтного градиента.
Для выявления широтных трендов поведения элементов в растворах и верховодках использован статистический U-критерий Манна-Уитни, который показал значимую разницу концентраций некоторых элементов между различными ключевыми участками с учетом болотной микроформы (табл. 4, 5). Широтные тренды средних концентраций элементов для растворов и верховодок аппроксимировали линейной регрессией как без разделения на микроформы, так и индивидуально для мочажин, бугров / полигонов и мерзлотных просадок / трещин. При этом, если коэффициент детерминации (R2) меньше 0,5, следует говорить о взаимозависимости не приходится. В случае если R2 равен 0,5 и больше, то наблюдается соответственно тесная или весьма тесная взаимосвязь концентраций химических элементов от широтного положения (табл. 6, 7). Стоит отметить, что почвенные растворы и верховодки продемонстрировали несколько разные широтные зависимости химических элементов и параметров вдоль района исследования.
Различия в содержании химических элементов и параметров между участками для почвенных растворов было проверено для бугров / полигонов и мочажин пяти участков и для мерзлотных просадок трех участков (КУ «Ханымей», «Уренгой» и «Тазовский») (табл. 4).
В почвенных растворах для РОУ и макроэлементов (Ca, K, Al, Si, Fe) отмечается четкая разница в концентрациях между КУ (p 0,05). Попарное сравнение участков по содержанию элементов в растворах разных форм микрорельефа показало, что очевидней они различаются в мочажинах. А именно самый южный участок (Когалым) статистически отличается по количеству РОУ, Ca, K, Al, Si, Ni, Cu, Sr в растворах мочажин по сравнению с участками «Ханымей», «Пангоды», «Уренгой» и «Тазовский».
РОУ, Ca, K, Fe и Sr оказались наиболее чувствительны к широте места пробоотбора вне зависимости от типа микроформы. Наиболее выраженный тренд роста концентраций элементов в северном направлении наблюдался на буграх / полигонах для Al (R = 0,91), Sr (R = 0,69), Zr (R = 0,57), Ce (R = 0,76), Hf (R = 0,68) и Th (R = 0,92), а в мочажинах / просадках менее выражен или даже отсутствует (при R 0,5). Тенденция к уменьшению концентраций элементов к северу также лучше проявляется на буграх / полигонах для Na, Cl, Rb, Cs и Pb (табл. 6).
В пределах 640 км широтного профиля для большинства элементов, включая РОУ, не было систематической тенденции увеличения или уменьшения средних концентраций элементов в почвенных растворах. Для некоторых (Ca, Mn, Co, V и As) – отсутствовала какая-либо тенденция изменения концентраций между 62 с.ш. и 66,5 с.ш. с последующим увеличением содержания (p 0,05) между 66 с.ш. и 67,5 с.ш. В целом, можно выделить три группы зависимостей концентраций элементов в почвенных растворах от широтного положения участка:
1. Электропроводность (Cond), pH, РНУ, РОУ, K, Na, SO4, Si, Fe, Ti, Cr, B, Li, Ba, Mo, As, легкие РЗЭ (La, Ce), W и U не показали статистически значимой тенденции (R 0,5) или она была в пределах неопределенности (рис. 27);
2. Четкий тренд устойчивого возрастания концентраций к северу (0,45 R 0,64, p 0,05) для SUVA280нм, Mg, Ca, Al, Cu, V, Mn, Ni, Sr, Co, Zr, Hf, Yb, Th.
Отмечается общее увеличение их содержаний от зон спорадической до сплошной вечной мерзлоты в 2–5 раз, что представлено на рисунке 28;
3. Cl, Sb, Pb, Cd, Zn, Rb и Cs продемонстрировали тренд уменьшения концентраций к северу (0,4 R 0,84) (рис. 29).
Различие в содержании химических элементов между участками для верховодок было установлено для бугров / полигонов и мочажин четырех КУ и для мерзлотных просадок трех КУ (табл. 5). Попарное сравнение участков по концентрации элементов в верховодках разных типах микроформ показало, что в наибольшей степени различия проявляются на буграх / полигонах и мерзлотных просадках / трещинах. Так, наибольшее число достоверных различий (p 0,05) концентраций практически всех элементов (за исключением Na, Si, Zn, Cd, Pb, Rb, La, Nd, Yb) на буграх продемонстрировал ключевой участок «Когалым» по сравнению с другими КУ.
В мерзлотных просадках различия (p 0,05) в содержании элементов (РОУ, РНУ, Mg, Si, Fe, Al, Co, Ni, Sr, Mn, Li, As Cd, Rb, La) очевидны для участка «Ханымей» по сравнению с двумя другими КУ. В широтном направлении прослеживаются довольно устойчивые тренды роста концентраций большинства элементов как на буграх / полигонах, так и в мочажинах. Отсутствие или слабые тренды в верховодках почв различных болотных микроформ показали Сd (R 0,44), Pb (R = 0,47), Cs (R 0,40), Ga (R 0,47) (табл. 7).
Общие тенденции изменения концентраций элементов в верховодках, усредненные по всем микроформам, в зависимости от широтного положения представлены медианными значения с 1-м, 3-м квартилями и минимальные / максимальные значениями на рисунках 32–34. В целом для верховодок также можно выделить три очевидных закономерности в поведении химических элементов и параметров вдоль широтного градиента:
1. Отчетливая тенденция (R 0,5) устойчиво возрастающих концентраций к северу для CO2, РОУ, Mg, Ca, Si, Al, Fe, Ti, Cr, Li, Rb, V, Mn, Ni, Co, Ba, Sr, Cd, Ga, As, Zr, Mo, все РЗЭ, Hf, Tl, Th и U. Общее увеличение концентрации от спорадической / изолированной до сплошной зоны вечной мерзлоты варьирует от 2 до 5, что иллюстрируется на рисунках 30 А, Б;
2. Уменьшение содержания к северу (R 0,4) Na, K, P, Sb, Pb и W (рис. 31);
3. Отсутствие какой-либо статистически значимой тенденции (R2 0,5) концентрации с широтой для CH4, электропроводность, pH, РНУ, SUVA280нм, Cl, SO4, Cs, Sb, Cu, Zn, (Pb, Sb), показанной на рисунке 32.