3 курс / 2 семестр / Экология ландшафтов / Глазовская_2012

Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)

окислов 0,02 н. соляной кислотой. Он справедливо полагал, что кислая среда - недостаточное условие для равномерного вымывания минеральных соединений из почвы. Таким образом глееобразование – процесс, прикоторомвозможномощноекислотноевоздействиенаминеральныйсоставпочвы.Этоопределяетсятем, что большинство образованных при оглеении органических соединений кислотной природы оказывают сильное триединое действие на минеральную массу почв. Они действуют как органические кислоты; как вещества,способныекобразованиюкомплексныхивнутрикомплексных соединенийикаквосстановители. В дальнейшем при изучении глееобразования в условиях застойного и застойно – промывного водного режима на примере лёссовидного, моренного карбонатного суглинков и флювиогляциального песка было показано, что этот процесс переводит в подвижное состояние не только марганец, железо, алюминий, но и кальций, магний, титан, фосфор, органоминеральные и другие соединения в несопоставимо больших размерах , чем это имеет место при глееобразовании в застойном водном режиме. Вся эта масса веществ поступает в лизиметрический сток и выносится гравитационной влагой за пределы модельного почвенного профиля. Глееобразование в условиях застойно-промывного водного режима в несколько раз или в десятки раз увеличивает переход в раствор металлов и органоминеральных соединений. В частности, он ответственен за формирование светлых кислых элювиальных горизонтов.. Цель наших исследований заключалась в количественной оценке влияния широко распространённых почвообразовательных процессов – глееобразования и сульфатредукции – на изменения физико-химических и химических свойств лизиметрических вод из широко распространённых пород – речного глинистого аллювия , лёссовидной глины и озёрного засолённого карбонатного тяжело суглинистого аллювия. В качестве основных характеристик использовали морфохроматические признаки гидроморфизма пород; динамика рН; и ОВП; интенсивность поступления в лизиметрические воды железа, кальция и кремния в условиях застойно-промывногорежимаспульсирующейсменойанаэробногоиаэробногорежимов.Дляподдержания анаэробных условий затопление опытных образцов этих трёх пород производили 1% раствором сахарозы. Контрольные образцы исследовали по той же схеме , но их затапливали дистиллированной водой. В

шесть недель после начала эксперимента. Через 4-6 месяцев эти признаки (голубовато-сизая окраска при оглеении и чёрная или тёмносерая) проявляются во всей исследуемой толще почвообразующей породы. Это происходит на фоне глубокого падения ОВП и существенного подкисление всех пород.

Вбескарбонатныхпородах(речном аллювииилёссовиднойглине)глееобразованиевусловияхзастойнопромывного режима при наличие органического вещества способного к ферментации сопровождается прогрессирующим подкислением лизиметрических вод ( до 3-4 единиц рН по сравнению с контролем и 1,2 -1,8 ед. рН по сравнению с начальными значениями этого параметра в условиях эксперимента).

Вусловиях сульфатредукции изменения рН лизиметрических вод носят двухэтапный характер, На первом этапеврезультате окислениясульфидажелезаиобразованиясернойкислотыпроисходитподкисление лизиметрическихвод.Послезавершенияэтогоэтапаипрекращенияпоступлениясернойкислотыврезультате распадапирита наблюдаетсяподъёмзначенийрН до8,2-8,4.Этообусловленозначительнымиестественными резервами карбоната кальция в озёрном карбонатном засолённом аллювии.

Кривые ОВП лизиметрических вод из лёссовидного суглинка и озёрного засолённого карбонатного

тяжелогосуглинкавыходятнаплатоиизменяютсявузкоминтервале10-160и0-50мв соответственно.Такой характер изменения ОВП лизиметрических вод обусловлен особенностями структурным состоянием почв , степенью их слитизации и уплотнения.

Наибольшийвыносоксидажелезапроисходитизречноголегкоглинистогоаллювиявусловияхзастойнопромывногорежимасвнесением1%растворасахарозы.Этосвязаносвысокимисходнымсодержаниемоксида железавпороде(7,5%Fe2O3 отваловогосостава).СуммарныйвыносFe2O3 9340мг.Занимследуетлессовидная легкая глина – 5155 мг Fe2O3 (содержание оксида железа в исходной породе 4,2% от общего валового состава). Наименьшийвыноспроисходитизозерногозасоленноготяжелосуглинистогоаллювия–2986мгоксидажелеза. Торможение выноса Fe2O3 из озерных засоленных карбонатных пород объясняется присутствием сульфатов, развитиемванаэробнойсредепроцессасульфатредукции,образованиемслаборастворимогосульфидажелеза.

Наибольшийвыносоксидакальцияотмеченвозерномзасоленномтяжелосуглинистомаллювии–37474 мг, что обусловлено высоким исходным содержанием карбонатов в породе. На втором месте по выносу оксида кальция – речной легкоглинистый аллювий – 13430 мг. Минимальный вынос имеет место в лессовидной легкой глине – 7155 мг.

Вынос оксида кремния весьма динамичен из всех пород. Наибольший вынос оксида кремния наблюдается из лессовидной легкой глины и речного легкоглинистого аллювия в анаэробном варианте опыта на фоне застойно-промывного водного режима.

Значительное увеличение выхода кремнезема из этих пород обусловлено присутствием в них больших масс аморфного кремния. растворимого в воде. Далее следует озерный засоленный тяжелосуглинистый аллювий – 1458 мг. Показано, что в аэробной среде в условиях застойно-промывного водного режима происходит максимальный вынос кремнезема из лессовидной легкой глины – 1284 мг, что всего в 2,5 раза меньше,чемванаэробномвариантеопыта.Такоеувеличениевыходакремнеземаизлессовиднойлегкойглины в аэробной среде объясняется высоким содержанием фракции крупной пыли в породе и SiO2 . В анаэробной среде в условиях застойно-промывного водного режима под влиянием глееобразования и сульфатредукции вынос элементов в несколько раз) превышает их вынос в аэробных условиях.

130

Доклады Всероссийской научной конференции

Литература

1.Зайдельман Ф.Р. Процесс глееобразования и его роль в формировании почв. М.: Изд-во МГУ, 1998. 300 с.

2.Зайдельман Ф.Р. Теория образования светлых кислых элювиальных горизонтов и её прикладные аспекты. М.: Изд-во Красанд, 2009. 248 с.

УДК 631.4

МОДЕЛИ ТЕХНОПЕДОГЕНЕЗА НА ФУТБОЛЬНЫХ ПОЛЯХ

И.В. Замотаев (1), В.П. Белобров (2), Д.Л. Шевелев (3)

(1)Институт географии РАН, Москва, e-mail: zivigran@rambler.ru; (2) Почвенный институт имени В.В.

Докучаева, Москва, e-mail: belobrovvp@mail.ru; (3) ФГУП ПНЦ АП им. Пилюгина, dima28@yaol.ru

Как неоднократно отмечала в своих работах М.А. Глазовская [1, 2], техногенез («совокупность геохимических и геофизических процессов, связанных с деятельностью человека») стал в настоящее время мощным фактором почвообразования, воздействие которого на почвы приобретает глобальный масштаб. При этом скорость и интенсивность их техногенной трансформации, устойчивость вновь приобретенных свойств во многом зависит от вида, интенсивности и регулярности техногенного воздействия, буферности исходной и характера функционирования вновь образованной почвы или почвоподобного тела.

Трансформированные почвы и почвоподобные техногенные образования (ПТО) футбольных полей (ФП), созданные по образу и подобию естественных почв, являются одними из наиболее сложных объектов многопланового комплексного взаимодействия техногенных и природных процессов, испытывающих постоянную эволюцию во времени. Их свойства, процессные модели технопедогенеза мало изучены, что затрудняет выявление причин деградации спортивных газонов, которые обычно связывают с неудовлетворительной агротехникой, погодными условиями и чрезмерной эксплуатацией. Кроме того, трансформированные почвы и ПТО нуждаются в систематике, требуют постоянного мониторинга их состояния, адаптации к различным природно-климатическим зонам России.

Опорными для описания и анализов были выбраны трансформированные почвы и ПТО футбольных полей ряда гумидных и аридных областей России и Беларуси, которые резко различаются по возрасту (времени эксплуатации), природным условиям и свойствам. Проведенные почвенно-генетические исследованиясиспользованиемсравнительно-географического,ландшафтно-геохимическогоисравнительно- хронологического методов показали, что условия формирования почв и ПТО футбольных полей, а также характер элементарных почвенных процессов (ЭПП) во всех природных зонах имеют свои особенности. На воздействиеприродныхфакторовнакладываютсяспецифическиеагротехническиеиспортивныевоздействия, совокупностькоторыхпредлагаетсяназыватьспортивнымтехногенезом[3,4].ПриэтомпочвоподобныетолщиФП разныхфункциональныхгруппсильноразличаютсяпонаборуагротехническихмероприятий,интенсивностиирегулярности спортивнойнагрузки.

ПТО профессиональных полей («Динамо», г. Москва; «Динамо», п. Новогорск, М.о.; «Спартак», п. Черкизово, М.о.; «Динамо», г. Махачкала; «Сатурн», г. Раменское; «Диана», г. Волжск»; «Черноморец», г. Новороссийск; «Гомель», р. Беларусь и др.) подвержены наиболее высоким техногенным нагрузкам и включают обильный полив, подогрев, пескование (120 м3), внесение азотных (карбамид, аммиачная селитра), калийных и комплексных удобрений (нитрофоска, азофоска, кемира газонная и др.; от 1 до 3 т), землевание (403м), технотурбации и регулярные спортивные воздействия (40-60 часов в месяц). Техно-почвы спортивно-массовых полей («Старт», «Наука», РУДН, «Искра», г. Москва; «Знамя», г. Ногинск; ФП г. Подольск; «Торпедо», г. Мытищи, М.о.) испытывают умеренные нагрузки. На эти поля вносится меньше минеральных удобрений (100-500 кг), песка (20-30 м3) и «готового» органического вещества при землевании (10 м3). Расход воды на полив вцеломзначительнониже,отсутствуетсистематехногенногопрогреванияпочв,невездепроводитсяаэрацияповерхностных горизонтов; спортивная нагрузка составляет 20-30 часов в месяц. Для физкультурных полей (ФП, г.Воскресенск;«Салют»,п. Вороново, М.о.) и свойственных им техногенно-естественных почв характерны наименьшие нагрузки, главной из которых являетсястрижкагазона.

Почвы физкультурных ФП, испытывающие влияние деятельности человека только в пределах верхнего горизонта, развиваются по «идеальной» (или нормальной) природной модели почвообразования и мало чем отличаются по процессам, строению и свойствам от фоновых почв окружающих территорий.

На спортивно-массовых ФП Московского региона реализуется «техногенно-осложненная» модель педогенеза; вертикально-профильная дифференциация сочетается с техногенным привносом на поверхность твердофазного и хемогенного материала в малых количествах (аккумулятивно-седиментационная и аккумулятивно-хемогенная модель). ЭПП, формирующие профили техно-дерново-подзолистых почв, существенноотличаютсяотфоновыхкакинтенсивностьюнекоторыхпроцессов,такипоявлениемкачественно новых, например, окарбоначивания и подщелачивания [6].

ПТО профессиональных ФП ряда гумидных и аридных областей России и Беларуси формируются в специфических природно-техногенных условиях и обладают сочетанием свойств и признаков, не имеющих аналогов в уже известных почвенных типах. Для них характерно развитие одновременно в нескольких процессных моделях технопедогенеза («комбинированная техногенно-преобразованная» модель). Идеальный педогенезнаФП(нормальнаямодель)сочетается скомбинациямиявленийтехнотурбации(технотурбационная модель), зоотурбации (зоотурбационная модель), с аномальными поверхностными хемогенными (аккумулятивно-хемогенная модель) и твердофазными поступлениями на поверхность ПТО (аккумулятивноседиментационная модель). Данные процессы имеют разную направленность. Процессы собственно

131

Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)

педогенеза приводят к вертикально-профильной дифференциации ПТО. Поступление же аллохтонного твердого материала (пескование и землевание) приводит к увеличению мощности профиля сверху, что характерно для почв синлитогенного ствола, который объединяет почвы, в которых почвообразование протекает одновременно с аккумуляцией свежего минерального материала, например, аллювиальных или вулканических пепловых [5].

ПохарактерувоздействиянаПТОфутбольныхполейЭППразделенынатригруппы:«проградационные» аккумулятивные (наращивание агрономически важных свойств дернового горизонта), «деградационные» элювиальные(ослабление,стираниеэтихсвойств)и«химически-деградационные»(подщелачивание,окарбоначивание, осолонцевание, загрязнение). Как показывают проведенные исследования, эти группы процессов, приводят к неустойчивомуравновесиюсвойстввпрофилеПТО.ХарактерноевремяЭППмногократносжатовсилумощного техногенного воздействия. В течение нескольких десятилетий прогрессирующая физическая и химическая деградация приводит к выщелачиванию питательных элементов из профиля, оглеению, лессиважу и партлювации, миграции гумусовых соединений, окарбоначиванию, осолонцеванию, сегрегации и цементации, уплотнению, загрязнению тяжелыми металлами и мышьяком.

Высокие температуры и повышенная влажность профиля ПТО увеличивают скорости процессов выветривания и миграции минеральной массы, разложения, синтеза и минерализации органических веществ. Высвобождение элементов питания для трав происходит интенсивнее и полнее. Эти процессы способны вывести из функционального состояния любое искусственное созданное спортивное сооружение, включая ФП.Какправило,онипроявляютсяопосредованночерезразличныевнешниепризнакинеудовлетворительного состояния газона: нано- и микрорельеф, постоянное выпадение травы на отдельных участках, формирование локальных поверхностных водоупоров, т.н. «аварийных зон» ФП (вратарские, штрафные, угловые, зоны безопасности, 11-ти метровые отметки).

Повышенное уплотнение приводит к снижению общей пористости и содержания крупных пор, обеспечивающих аэрацию, впитывание и фильтрацию воды. Формируются «вымочки», изменяется режим водного и особенно минерального питания трав. Это наиболее динамичные участки ФП - «горячие точки», локальные очаги деградации ПТО вследствие спортивного воздействия и проявления ЭПП. В конечном итоге покров ПТО, который создается гомогенным «при рождении», в чем-то аналогичным естественному элементарному почвенному ареалу (ЭПА), приобретает черты сходные со структурой, в которой имеет место чередование разнородных элементарных ареалов ПТО. ФП даже визуально приобретает с поверхности пятнистый характер, обусловленный формированием нанорельефа, пространственными различиями в увлажнении, плотности, гумусированности, лессиваже, оглеении и т.д.

Литература

1.Глазовская М.А. Геохимия природных и техногенных ландшафтов СССР. М.: Высшая школа. 1988. 324 с.

2.Глазовская М.А. Геохимические основы оценки эколого-геохимической устойчивости почв к техногенным воздействиям: Метод. Пособие. М.: Изд.-во Моск. Ун-та, 1997. 102 с.

3.Замотаев И.В., Белобров В.П. Технопедогенез на искусственных субстратах футбольных полей // Экологическое планирование и управление, № 3(4), 2007. С. 48-63.

4.Замотаев И.В., Шевелев Д.Л. Спортивный техногенез как фактор почвообразования // Проблемы региональной экологии. № 6, 2009. С. 268-274.

5.Классификация и диагностика почв России. Смоленск: Ойкумена. 2004. 342 с.

6.Шевелев Д.Л., Замотаев И.В. Особенности технопедогенеза на футбольных полях Московского региона // Проблемы региональной экологии. № 6, 2011. С. 35-52.

УДК 631.4

РОЛЬ ПОЧВООБРАЗУЮЩЕЙ ПОРОДЫ В ГЕНЕЗИСЕ ПОЧВ

Т.А. Зубкова, Л.О. Карпачевский

МГУ имени М.В. Ломоносова, факультет почвоведения, Москва, е-mail: dusy.taz@mail.ru

На первых этапах развития почва максимально зависит от свойств почвообразующей породы. Сама порода включается в почвенные процессы, изменяется и превращается в почву. Поэтому свойства породы определяют многие функции будущей почвы. В настоящее время первичное почвообразование переживает «новое рождение», и связано это с рекультивацией отвалов, горных разработок, терриконов, карьеров, золоотвалов, шламов, мусорных свалок и других. Так же остро стоит вопрос синтеза искусственных почв для мегаполисов.Какуюнеобходимосоздаватьсмесь,чтобыонабыстрововлекаласьвпочвообразование.Практика показывает, что пока не найдены механизмы синтеза почв. Поэтому вопрос о роли почвообразующей породы в формировании почвы актуальный и своевременный. Именно этому и посвящена представленная работа.

Почвообразующими породами могут быть «чистые» горные породы или породы, прошедшие циклы почвенных процессов, а также материал верхних гумусовых горизонтов почв, принесенный из других мест ветром или водой [1] и другие материалы (золоотвалы, бытовой мусор и т.п.). Начальный цикл почвообразования развивается и на отходах горнодобывающих и перерабатывающих предприятий, разнообразных по химическому и гранулометрическому составу.

Необходимо отметить, что два главных признака отличают любую почву от рыхлых отложений: гумусированность и особая структура (дифференциация профиля и форма агрегатов). В настоящее время

132

Доклады Всероссийской научной конференции

почти все осадочные породы, которые появились 3,8 млрд. лет тому назад, прошли стадию почвообразования. Об этом свидетельствует содержание углерода в них. Каменные метеориты содержат 4*10-2 % углерода, ультраосновные и основные изверженные породы (дуниты, габбро, базальты) 1*10-2 %, средние (диориты, андезиты) и кислые (граниты, гранитоиды) изверженные породы 2*10-2 %. В осадочные породах (глины и сланцы)содержаниеуглеродадостигает1%,всреднемколеблясьоколо0,2-0,6%.Углистыехондритысодержат 3,4% С [2]. Моренные суглинки, лёссы содержат около 0,3-0,5% С. В заведомо абиогенных (лишенных жизни, любых, даже микроскопических организмах) рыхлых лунных грунтов содержание углерода составляет (6,4- 23)*10-2 % (в среднем 14*10-2), т.е. несколько превышает его содержание в изверженных породах Земли, но меньше, чем доля углерода в осадочных породах Земли. Лунный реголит показывает, что осадочные породы, образуясь из изверженных, накапливают углерод даже в отсутствии живых организмов. Но в присутствии живых организмов это увеличение достоверно больше. Среди былых почв - слои каменного угля, глинистые сланцы, некоторые известковые породы, глинистые и песчаные отложения, лессы. В них выявлены следы почвообразования, которые приурочены к тонким прослойкам, иногда доли мм. Таким образом, почвообразующая порода современных почв имеет следы былых почвообразовательных процессов.

Осадочные породыможно считать предпочвами.Предпочвы – это смесь минерального и органического вещества абиотического происхождения, т.е. есть углерод, но нет биоты. Появившиеся первые организмы былисорбированынаматрицеосадочныхпород.Этоужебылапротопочва,сосвоейструктурой,организацией и экологическими функциями.

Однако почему осадочные породы явились первыми предвестниками почв, а не изверженные? Дело даже не только в повышенном содержании углерода в осадочных породах, а в степени их дисперсности, в развитой поверхности по сравнению с изверженными породами. Это относится и к современным твердым породам. Как было показано ранее [3] травы и отдельные деревья вырастают не на плотной породе, а в расщелинах и в трещинах, где скапливается мелкозем, занесенный ветром или водными потоками с других территорий.

Возможно, предпочва связана с возникновением жизни и биосферы, поскольку минеральная матрица рыхлых пород может ускорять процессы образования высокомолекулярных органических соединений, включая и гиперциклы. Причем, каталитическая роль проявлялась не только в ускорении, но и в выборе продуктов химических реакций в предбиотический период [4].

Влияние почвообразующей породы распространяется не только на начальные процессы почвообразования, но и на всю дальнейшую жизнь почвы. Встает вопрос, какие свойства породы наиболее существенные для развития почвы. Оказывается, классификация горных пород не несет такой информации. Обычно породы классифицируются по их генезису, по содержанию в них кремния и др. Однако нет классификации пород по их гранулометрическому составу или же по их поверхностным свойствам, хотя именно свойства поверхности (размеры и химическая активность) задают направление развития почвенных свойств [5]. Так, максимальное количество гумуса в почве определяется величиной удельной поверхности. Агрегатная структура (форма и механическая прочность агрегатов), количество иммобилизованных ферментов и микроорганизмов также связаны со свойствами поверхности. Если с площадью поверхности почвоведы давно имеют дело – это удельная поверхность по воде, по азоту, то с оценкой химической активности, т.е. «химией поверхности» - совсем недавно [5]. Именно «химия поверхности» позволяет увязать все разнообразие почвенного материала в одну систему и выразить спектром активных центров (кислотной и основной природы) по силе. Он индивидуален для каждого горизонта. Причем, чем больше различий между почвенными горизонтами по их матричным свойствам, тем контрастнее почвенный профиль. Целесообразно и почвообразующую породу также оценивать по ее матричным свойствам - размер поверхности и спектр активных центров, который включает распределение по силе кислотных и основных центров (распределение центров по энергии десорбции молекулы-теста на кислотные центры и основные).

Почвообразующая порода задает направление в развитии почв и ставит запреты на появление некоторых свойств, как, например, на характер агрегатов. На легкосуглинистых и песчаных почвах не могут образовываться агрегаты с выраженными формами граней и ребер (зернистые, ореховатые, призматические), а в суглинистых почвах не встречаются ортзанды. Максимальное количество гумуса, которое может удерживать почва в адсорбированном состоянии, определяется размерами минеральной матрицы. Размеры минеральной матрицы наследуются от породы и не могут сильно меняться в процессе генезиса почвы (более, чем на 1 порядок по гранулометрическому составу). Например, на песчаной и супесчаной породе не могут формироваться среднесуглинистые и тем более тяжелосуглинистые почвы.

Таким образом, почвообразующие породы – это не только «чистая» горная порода (отходы горнодобывающих и перерабатывающих предприятий и др.), но и породы, прошедшие циклы почвенных процессов,атакжегумусовыегоризонтыпочв,принесенныеиздругихтерриторий.Формированиепервичных почв приурочено к рыхлым горным породам. На твердых изверженных породах полнопрофильные почвы не образуются, и связано это с относительно высокой степенью дисперсности осадочных пород. Осадочные породы представляли собой предпочвы - смеси минерального и органического вещества абиотического происхождения. Вероятно, предпочвы способствовали первичной эволюции организмов (на уровне гиперциклов и низших организмов), что привело к появлению биосферы и дальнейшей ее эволюции. Почвообразующая порода может ставить запреты на некоторые почвенные процессы, как например, на максимальное содержание гумуса, микроорганизмов, формы агрегатов и другие. Предлагается оценка почвообразующих пород по ее матричным свойствам: размеры поверхности и спектр кислотных и основных центров по силе.

133

Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)

Литература

1.Глазовская М.А. «Педолитогенез и континентальные циклы углерода» м.: Книжный дом

«Либроком», 2009. 336 с

2.Яншин А.Л. Возникновение проблемы эволюции геологических процессов. Сб. Эволюция геологических процессов в истории Земли. М. «Наука». 1993.

3.Карпачевский Л.О. Экологическое почвоведение. М.: ГЕОС. 2005. 334 с.

4.Зубкова Т.А., Карпачевский Л.О. Роль минеральной матрицы горных пород в эволюции биосферы и почвы //Биосферные функции почвенного покрова. Материалы Всероссийской научной конференции. Пущино. SYNCHROBOOK. 2010. С. 129-130

5.Зубкова Т.А., Карпачевский Л.О. Матричная организация почв. М.: РУСАКИ. 2001. 296 с.

УДК 631.41

ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВРЕМЕНИ ПОГРЕБЕНИЯ ПОЧВ ПО КОНЦЕНТРАЦИИ 14С В ИХ ГУМУСЕ

И.В Иванов

ИФХиБПП РАН, Пущино Московской области, e-mail: ivanov-v-28@mail.ru

Закономерности поведения радиоуглерода в почве. Для установления равновесной концентрации 14С в гумусе черноземов необходимо определенное время. За такое время мы приняли 1600 лет, что соответствует среднему времени пребывания (mrt, в годах) 14С в гуминовых кислотах (гк) черноземов (в слое 0-20 см). Дальнейшие соображения относятся к этой глубине. Концентрации 14С (далее-14С) приводятся в % от эталона NBS, принятого за 100%. Величины mrt и 14C находятся в обратной, но не в линейной зависимости. Каждый из показателей имеет свои области применения. Единственный источник 14С в гумусе - космогенный 14С атмосферы, попадающий в гумус при гумификации свежих органических остатков. Концентрации 14С в 1 г углерода фитомассы и в 1 г углерода СО2 атмосферы примерно равны. Мерой поглощения 14С гуминовыми кислотами из атмосферы (из фитомассы) может служить коэффициент «К»=14Сгк:14Сатм (формула 1). Черноземыцентральной(Чцо)июжнойпочвенныхобластей(Чюо)Восточно-Европейскойравниныотличаются друг от друга по средним величинам mrt, 14C и «К». Для континентальных условий Чцо они соответственно равны1350лет,85%и0,858.Упредкавказскихчерноземов(Чюо)вследствиебольшегопериодабиологической активности и большей скорости обновления углерода в гумусе радиоуглеродные параметры составляют 400 лет,94%,0,914.Величиныпоглощения14Сгумусомизатмосферы(«К»)длякрупныхпочвенно-климатических регионов и типов почв можно считать устойчивыми во времени. Концентрация 14С в атмосфере колебательно изменялась во времени.[1] Для последних 1600 лет её средние значения составили 99,07 %, за период 5,0- 6,6 т.л. назад – 108 %. Вместе с изменениями концентраций 14С в атмосфере изменялись и радиоуглеродные параметры гумуса почв. Исходя из вышесказанного можно оценить концентрацию 14Сгк в черноземах (в слое 0-20 см) для любого момента времени за последние 7-8 т.л. по формуле: 14Сгк=14Сатм(среднее за 1600 предшествующих лет) * «К» (формула2). После погребения почв наносом условия функционирования гумуса существенноизменяются.Впочвыперестаетпоступатьсвежееорганическоевещество(СОВ),минерализация гумуса в почве не компенсируется гумификацией СОВ, обновление углерода в гумусе прекращается, содержание гумуса в погребенных почвах начинает уменьшаться. [2,3,4] В среднем за 300 лет нахождения черноземов в погребенном состоянии верхний слой (0-20 см) теряет примерно 30% гумуса от исходного содержания в целинной почве, за 1700 лет–50%, через 5000 л – остается 37%, через 17 т.л. - 20% и через 100 тыс. лет – около 6,5% гумуса от содержания в целинной почве (или в среднем 0,3-0,4% от массы суглинистоглинистой почвы). В период от 100 т.л. до 1 млн. лет (а возможно и более длительное время) общего тренда уменьшения содержания Сорг в погребенных почвах (становящихся уже ископаемыми) не наблюдается. Среднее содержание Сорг в черноземах, погребенных в лессах, в % от почвы (по 50 образцам) равно 0,3%, а колебания для 50% проб (Q2 –Q3) составляют 0,08-0,69%. Средняя величина отношения Сгк:Сфк в гумусе погребенных почв почти не изменяется (остается в пределах 1,51-1,95), что свидетельствует о сохранении общей структуры гумуса в погребенных почвах [3].

Анализ опыта датирования. Определениевременисозданияархеологическихобъектовидлительности их функционирования по назначению, длительности времени погребения почв с использованием данных о концентрации 14Сгк в погребенных почвах - актуальные задачи археологии и почвоведения [5-8]. Однако попытки их решения для интервала времени последних 8тысяч лет не были удачными [5]. Причиной этого справедливо считалось участие 14С в почвенных процессах. Рассмотрим подробнее этот вопрос. Сопоставим величины mrt гк погребенных почв с известным временем сооружения археологических памятников и временем погребения почв (далее Ти), определенным по археологической хронологии или по 14С в древесине, угле или кости. Для такого сопоставления привлечены 15 пар объектов «современные почвы – погребенные почвы (далее ПП)» с «известным» временем погребения 60, 360, 2000 и 3300 – 5200 лет. 8 объектов изучены автором (14С анализы выполнены в ИГ РАН Э.П. Зазовской), данные по семи объектам заимствованы из [4- 8] и любезно предоставлены В.А. Демкиным и О.С.. Хохловой. Почвы с длительностью погребения 60 и 360 лет важны для понимания процессов, но не пригодны для датирования. У 4 объектов гумусовые горизонты оказались явно нарушенными. Всего для рассмотрения были принято 9 объектов с ПП: 2 – из южной области (объект Возрождение-1) и 7 – из центральной и других областей (объекты Перегрузное, Голубая Криница, Хотин,Филипповка,Стрелецкаястепь,В.Хава).Сопоставлениепоказало,чтозначенияmrt гкППвсегдабольше Ти на 200 – 2200 лет, т.е. потери 14С гк в ПП всегда больше потерь от радиоактивного распада. Причинами

134

Доклады Всероссийской научной конференции

различий между mrt ГК ПП и Ти являются: а) неодинаковые исходные концентрации 14С в различных погребенных почвах (и в атмосфере времени на момент погребения), которые обычно не принимаются во внимание; б) потери 14С в погребенных почвах, обусловленные не только радиоактивным распадом, но и минерализацией вместе с гумусом; в) различия почв по фракционному составу гумуса, различная скорость минерализации фракций гумуса и неодинаковые концентрации 14С в них [2,4]. Наибольшие различия между mrt ГК ПП и Ти наблюдаются для почв, погребенных 60 и 360 лет. У этих почв при погребении происходит изменение качественного состава гумуса, биоминерализуются лабильные фракции гумуса ГК-1, ГК-2, ФК и часть фракции Н.О. (детрит) [3] с более высокими концентрациями 14С (до 96 % от NBS) и соответственно с болеемолодымвозрастом(до400лет).Вдальнейшемпримерночерез1000-2000летпослепогребениясостав гумусаППпостепенностабилизируетсяиведущаярольвпотерях14СгумусауППпереходиткрадиоактивному распаду. Относительные доли потерь 14С за время погребения (для оценки длительности погребения по закону радиоактивного распада) правильнее определять не от величины эталона NBS (100%, концентрация 14С, близкая к таковой в современной атмосфере), а от конкретных концентраций 14С в ГК до погребения (для слоя 0-20 см), определяемых по формуле (2) и принимаемых за 100%. Соответственно конкретная концентрация 14С в погребенной почве (в % от NBS) должна быть оценена в долях (в %) от исходного содержания 14С в ней до погребения. Это повышает точность датирования. Кроме того, в формуле (2) присутствует реальная концентрация14Сватмосференамоментпогребения,т.е.элементкалибровкивозраста[1].Расчетдлительности погребения почв по mrt ГК ПП, выполненный нами с использованием приведенных соображений, показал что «исправленные» значения mrt ГК ПП отличаются от известного возраста (Ти) в 8 случаях на ±100 лет и в одном случае на -400 лет. Это свидетельствует о правильности избранного подхода. Как же использовать высказанные соображения при датировании реальных археологических объектов и погребенных почв?.

Формула определения возраста археологических объектов и времени погребения почв по mrt

ГК ПП. Анализ величин отклонений между этим показателем и Ти показал, что при использовании формулы (3): Ти= mrt ГК ПП – 250(лет) величина Тпп (время погребения) при возрасте объектов от 2-х (возможно от 1) до 5,3-х (возможно до 6-7) тысяч лет для семи объектов из девяти определяется с точностью ±150 лет и для двух объектов с точностью +250лет.Таковы возможности определения возраста археологических объектов при учете влияния почвенных процессов на поведение 14С. При проведении дальнейших методических исследований точность датирования может быть увеличена. Автор глубоко благодарен всем исследователям коллегам, упомянутым в списке литературы, а также Ю.Г. Чендеву, Э.П. Зазовской и Л.С.Песочиной за оказанную помощь: участие в обсуждении или в полевых работах, выполнение анализов и предоставление данных. Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 08-04-00976а.

Литература

1.Дергачев В.А. и др. Изменение природных процессов и радиоуглеродная хронология археологических памятников.//Археология и радиоуглерод. Вып.1 /Археологические изыскания. Вып.№37. Санкт-Петербург,1996. С.7-17.

2.Глазовская М.А. Педолитогенез и континентальные циклы углерода.М.: «Либроком», 2009. 336 с.

3.Иванов И.В., Когут Б.М., Маркина Л.Г. Сравнительная характеристика гумуса целинных, пахотных и погребенных черноземов /Закономерности изменения почв при антропогенных воздействиях… Мат. Всерос.научн. конф. М.:2011.

4.Иванов И.В., Хохлова О.С., Чичагова О.А. Природный радиоуглерод и особенности гумуса современных и погребенных черноземов// Изв. РАН, сер. геогр.,2009, №6. С.46-58.

5.Александровский А.Л., Чичагова О.А. Радиоуглеродный возраст палеопочв голоцена в лесостепи Восточной Европы //Почвоведение, 1998, №12. С.1414-1422.

6.Хохлова О.С. и др. Радиоуглеродное датирование различных материалов из курганов ранних кочевников южного Урала/ Изв. РАН, сер. геогр.,2010, №3.С.82-94.

7.Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование гумуса почв. М.: Наука, 1985.158 с.

8.Черкинский А.Е.. Радиоуглеродный метод в изучении трансформации гуминовых кислот // Почвоведение. 1992. №1. С. 162-166.

УДК 631.416.8(282.256.84)

МИКРОЭЛЕМЕНТЫ В ПОЧВАХ БАССЕЙНА РЕКИ АЛАЗЕЯ

А.З. Иванова

Институт биологических проблем криолитозоны СО РАН, Якутск, e-mail: madalexia@mail.ru

Научные исследования по изучению микроэлементного состава почв бассейна реки Алазея позволили получить новые данные о содержании в них валовых форм тяжелых металлов (Li, B, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu, Zn,As, Sr, Zr, Mo, Cd, Hg, Pb). Река Алазея берет свое начало на северных склонах Алазейского плоскогорья, а в районе среднего и нижнего течения реки долина занимает западную часть Колымской низменности. В геотектоническом плане данный регион в целом представляет собой наложенную кайнозойскую впадину. Породыэтогокомплексапредставленывосновномпесчаниками,алевролитами,аргиллитамииимеютпермскоюрский возраст [1]. Бассейн реки расположен в подзоне северной тайги (до 69° с.ш.) и зоне тундр (между 69° с.ш. и 71° с.ш.). По почвенно-географическому районированию СССР исследуемая территория относится к Индигиро-Колымской провинции очень холодных мерзлотных почв подзоны глее-мерзлотно-таежных почв северной тайги Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной области бореального пояса. По классификации

135

Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)

почв России (2004) почвы, формирующиеся в данном районе, входят в ствол постлитогенных почв в отделы криотурбированных (выделяются подтипы: криоземы типичные, грубогумусные, перегнойные, торфянокриоземы) и глеевых почв (выделяются подтипы: глееземы типичные, грубогумусные, криотурбированные), и в ствол органогенных почв в отдел торфяных почв. Почвы данного региона преимущественно кислые, поэтому содержание тяжелых металлов в них меньше, чем в нейтральных или щелочных почвах. Необходимо такжеучесть,чтозамедленныепроцессыразложенияорганическоговеществавсеверныхпочвахспособствует слабой аккумуляции элементов [2]. По биогеохимическому районированию почвы мерзлотной тундровой зоны характеризуются недостатком Mo, B, оптимумом Mn, Zn, Cu и избытком Со, а почвы северотаежной подзоны – недостатком Cu, оптимумом Mo, Co, Zn, B, избытком Mn [3]. Но в районе бассейна реки Алазея микроэлементный состав беден, в среднем - ни по одному элементу, кроме мышьяка, не зафиксировано превышений предельно допустимых концентраций (ПДК) (Табл. I), лишь в отдельных случаях отмечались незначительные превышения по литию и цинку. Высокая концентрация мышьяка фиксировалась во всех опробованных точках, что говорит, скорее всего, не о загрязнении, а о повышенном фоновом содержании.

Таблица 1

Характеристика микроэлементного состава зональных типов почв бассейна р. Алазея

Примечание. Значения ПДК даны в соответствии с нормативными документами [4,5]. В качестве кларков указаны содержания элементов в земной коре, вычисленные А. П. Виноградовым (1962).

Четких различий по общему микроэлементному составу между криоземами и глееземами нет, наблюдается лишь незначительное снижение почти всех показателей при движении с юга на север. Содержания и профильные распределения Li, B, Ti, V, Сr, Co, Ni, Zn, Sr, Zr, Pb в таежных и тундровых почвах схожи – средние значения очень близки друг к другу, а максимумы накопления находятся в минеральном горизонте. Для молибдена и кадмия характерно накопление в органогенном горизонте, что связано с высоким содержанием данных элементов в растительных остатках. Марганец также обычно накапливается в верхней части профиля, но в криоземах наблюдается обратное распределение, вызванное интенсивной миграцией марганца в нижележащие слои из-за кислой реакции среды и сезонными подтоплениями в районе среднего течения реки.

В целом, исследуемые почвы характеризуются повышенным содержанием лития, цинка и мышьяка, средние значения имеют кадмий, молибден, титан, ванадий, а по остальным элементам наблюдается острая недостаточность.

Литература

1.Континентальные третичные толщи Северо-Восточной Азии. Новосибирск: Наука. 1979.

2.Ландшафтно-геохимические особенности формирования микроэлементозов в среднетаежной зоне Якутии/Саввинов Г.Н., Легостаева Я.Б., Маркова С.В. и др. М.: ООО «Недра-Бизнес-центр», 2006. 319 с.

3.Макеев О.В. Микроэлементы в почвах Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука.1973. 149 с.

4.Порядок определения размеров ущерба от загрязнения земель химическими веществами (утв. Роскомземом 10.XI.1993 г. и Минприроды РФ 18.XI.1993 г.).

5.ГН 2.1.7.2041-06 Предельно допустимые концентрации (ПДК) химических веществ в почве.

136

Доклады Всероссийской научной конференции

УДК 631. 42

ГЕОХИМИЯ ПЕДОЭКОЛОГИЧЕСКИХ РЯДОВ НА ЛЕССОВИДНЫХ СУГЛИНКАХ БЕЛАРУСИ

Н.Н. Ивахненко, Т.А. Романова

Институт почвоведения и агрохимии, Минск, e-mail: brissagro@biz.by

В 80-х годах прошлого века для изучения динамики влажности, содержания доступных растениям элементов-биофилов и химического состава почв, развивающихся на покровных (лессовидных) суглинках Центральной Белоруссии, в 30 км южнее города Минска было исследовано 6 почвенных разрезов с полными аналитическими характеристиками [1]. Собранные материалы, кроме наблюдений за динамикой, позволили датьответна вопрособщего геохимическогоперераспределенияхимическихвеществвландшафте волнистых равнинтерриторийсумереннымгумиднымклиматом. Постановкаэтоговопросапервоначальнобыласвязана с поиском доказательства преобладания латерального движения влаги над ее вертикальной фильтрацией, определяющей генезис исследуемых почв, а также для уточнения баланса питательных веществ, вносимых с

педоэкологический ряд от наименее к наиболее увлажненным почвам, формирующимся на однородных почвообразующих породах. Катена представляет собой по масштабу среднее звено структуры ландшафта, промежуточное между элементарной ячейкой биосферы – биогеоценозом и таким крупным выделом, как ландшафт. Это самая распространенная форма организации сухопутного ландшафта, которой свойственно закономерное и сопряженное изменение условий увлажнения. Пространственное перераспределение влаги, обусловленное рельефом, приводит к формированию различных почв, и

холма к неглубокой (незаторфованной) сточной ложбине с минеральными дерновыми заболоченными («глейсоли» -ДБ) почвами. В верхней части склона увлажнение почв атмосферное автохтонное, в – средней аллохтонно-автохтонное, и в нижней – аллохтонное. Эти катены нами условно названы «открытыми» или «длинными». Второй ряд почв, начинаясь также на вершинах и в верхних частях пологих или покатых склонов, имеет направление в сторону бессточных западин, он, как правило, значительно короче и на всем его протяжении преобладает автохтонное атмосферное увлажнение, такие катеныдолжныбытьотнесенык«закрытым»или«коротким».Распределениепочввландшафтепозволяет достаточно объективно судить об условиях увлажнения, складывающихся у дневной поверхности и на небольшойглубиневтолщепокровныхсуглинков. Вверхнейчастикатеныпочвы,попринятойвБеларуси классификации, автоморфные, отнесенные к типу дерново-палево-подзолистых (ДП), что в системеWRB наиболее соответствует представлению о «лювисолях». Они формируются в условиях автохтонного увлажнения без резкой смены периодов иссушения и насыщения влагой, и при почти полном отсутствии анаэробиозиса в гумусовом и подгумусовом горизонтах, хотя на контакте с горизонтом аккумуляции глины (Bt) периодически в слое мощностью около 10 см, образуется застой влаги, морфологически проявляющийся в виде осветления, которое может быть объяснено как оглеение в начале формирования бокового внутрипочвенного стока в весенний период. Ниже по склону как в длинной, так и в короткой катене, почвы дерново-подзолистые заболоченные или «альбесоли» (WRB). Они развиваются там, где поверхностный и боковой внутрипочвенный сток на границе с горизонтом аккумуляции глины создает условия для эпизодического (временно-избыточно увлажненные или слабоглееватые – ДПБ1) и периодического (глееватые – ДПБ2 и глеевые–ДПБ3) застоя влаги. Аналитические данные и натурные наблюдения за влажностью почв показали, что ни в одной из трех почв не имеет места инфильтрация влаги до глубины, превышающей 1,0 м [1]. В нижней части «закрытой» катены, в блюдцеобразной западине, количество влаги, поступающей с поверхностным и боковым почвенным стоком столь велико, что давление ее приводит к формированию нисходящего фронтального движения – промывного водного режима. Соответственно почвы в западине иловато-глеевые (ИЛБ) в центре и окаймляющие их дерново-подзолистыеглеевыесиллювиально-гумусовымгоризонтом(«подзолы»–ДПБ3 ил-г). Виловатоглеевых почвах на лессовидных суглинках такой режим осуществляется в течение преобладающей части вегетационного периода. В дерново-подзолистых глеевых с иллювиально-гумусовым горизонтом, а в отдельные месяцы и в дерново-подзолистых глееватых почвах, также имеются элементы промывного режима. В местах распространения этих, прежде всего, иловато-глеевых почв, происходит проникновение поверхностной влаги до грунтовых вод – питание последних. В длинной (открытой) катене у подножия склона создается ситуация, когда поверхностный и внутрипочвенный сток влаги сливаются в единый аллохтонный поток, который иногда смыкается с капиллярной каймой над грунтовыми водами.

Описанные катены отражают практически все разнообразие почв, формирующихся на лессовидных суглинках в западной части Нечерноземной зоны, за исключением торфяно-болотных и пойменных. Характеристики условий формирования почв подтверждаются коэффициентами геохимического перераспределения элементов почвообразования.

137

Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)

Таблица 1

Ландшафтно-геохимическое перераспределение элементов в почвах на лессовидных суглинках, слой

0–100 см, [1]

В таблице приведены данные, относящиеся к почвенным профилям обеих катен: короткой, или закрытой, характеризующейся последовательной сменой почв от автоморфной (ДП–дерново-палево- подзолистая) к полугидроморфным – дерново-подзолистым заболоченным (ДПБ1– слабо-глееватая, ДПБ2– глееватая, ДПБ3 ил-гдерново-подзолистая глеевая с иллювиально-гумусовым горизонтом) и заканчивается гидроморфной – иловато-глеевой почвой (ИЛБ). Длинная катена представлена той же последовательностью почв от автоморфной к полугидроморфным, но замыкается она дерновой глеевой - ДБ3. Запасы Si, Al, Fe и других элементов в метровом слое дерново-палево-подзолистой почвы в тоннах на гектар приняты за 1,0 (таблица). Содержание этих же элементов в других почвах дано в виде отношения запасов каждого элемента к его запасам в дерново-палево-подзолистой почве. Данные свидетельствуют, что в дерново-подзолисто- глеевой с иллювиально-гумусовым горизонтом почве особенно проявляется ее элювиальный характер – все коэффициенты, кроме Si, меньше 1. Аналогичную картину представляет и иловато-глеевая почва, хотя здесь отдельные показатели свидетельствуют о некотором дополнительном поступлении и накоплении фосфора, железа, кремния. Выделяется в таблице дерновая глеевая почва, в которой содержание кальция в 3 раза, а магния и фосфора почти в 2 раза больше, чем в автоморфной. Геохимические коэффициенты указывают, что в дерново-подзолистых слабоглееватой и глееватой почвах имеет место накопление перечисленных элементов.Особенноэтопримечательновотношении дерново-подзолистойглееватойпочвы,где,несмотряна допущение участия подзолообразовательного процесса и промывного водного режима, баланс всех элементов оказывается положительным.

Выявленная в ходе исследований определяющая роль влаги в формировании всех почв, развитых на лессовидных суглинках, обеспечивает возможность дать полную характеристику их мелиоративных особенностей. Позволяет утверждать, что в почвах, развитых на лессовидных суглинках, преобладает поверхностное перераспределение влаги и отсутствие (за малым исключением – иллювиально-гумусовая почва) промывного водного режима, обусловливающее также перераспределение минеральных удобрений поверхностным стоком, что следует учитывать при расчетах баланса элементов питания в агрохимии.

Литература

1.Ивахненко Н.Н. Мелиоративные особенности почв, развитых на лессовидных суглинках центральной Белоруссии: дис. …канд.с.-х. наук: 06.01.03 / Н.Н. Ивахненко . - Минск, 1988.

2.Полынов Б.Б. Геохимические ландшафты // Полынов Б.Б. Избр. труды. М.: Изд-во АН СССР, 1956 д. С 487493.

3.Глазовская М.А., Кречетов П.П., Черницова О.В. Закономерности накопления и возобновления запасов элементов-органогенов в дерново-подзолистых почвах хвойно-широколиственных лесов // Почвоведение. 2004. № 12. С.1430-1439.

УДК 911.52.550.4 (571.1)

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В БОЛОТНЫХ ЛАНДШАФТАХ СИБИРИ

Л.И. Инишева, О.Н. Смирнов, М.А. Вершинин

ТГПУ,Томск, e-mail: inisheva@mail

По данным государственного земельного учёта земельный фонд России оценён в 1709,8 млн. га, из них болотами занято 140,8 млн. га, что составляет более 8% территории страны. Сибирский экономический район, располагаясь на территории трех природно-географических зон (лесостепной, лесной и тундровой), представляет собой один из крупнейших торфяных регионов мира. В его состав входят: Алтайский край, Кемеровская, Новосибирская, Тюменская, Омская и Томская области, Красноярский и Алтайский края и республика Бурятия. Средняя заторфованность региона составляет 13%. В северной части заболоченность достигает 80%. В Западной Сибири площадь торфяных болот составляет 42% от их площади по всей территории России. Болота Сибири содержат более 1000 км3 запасов воды уникального «болотного» состава, определяющих химический состав рек, берущих начало с болот. Учитывая, что торфяные болота в ходе длительного саморазвития активно распространяются (процесс торфообразования в Западной Сибири захватываетежегоднооколо92км2территории),тоизучениепроцессаторфогенезавторфяныхболотах,атакже

138

Доклады Всероссийской научной конференции

его влияния на состав болотных вод, которые являются связующим звеном геологического и биологического круговоротов, является актуальной задачей.

Исследования болотных вод проводились в южно–таежной подзоне Западной Сибири [1]. Эвтрофная болотная экосистема (БЭС) Таган находится в северобарабинском болотном округе

подтаежных эвтрофных осоково–гипновых болот в сочетании с сосново – кустарничково – сфагновыми. Болото занимает древнюю ложбину стока. Мощность торфяной залежи 3 м, возраст отложений 3445±50 лет. Подстилающие породы представлены легкими и тяжелыми пылеватыми суглинками, тяжелыми супесями.

Олиготрофная болотная экосистема расположена в васюганском болотном округе южнотаежных олиготрофных грядово-мочажинных и сосново-кустарничково-сфагновых болот. Торфяная залежь достигает 3м,возраст-5200±150лет,подстилаетсяплотнымиводонепроницаемымиглинамиШиртинскогоиТазовского объединенных горизонтов, в основании которых залегают илистые темно-серые гумусированные глины, иногда содержащие раковины пресноводных моллюсков.

ВГорном Алтае впервые были проведены исследования на эвтрофных БЭС, возраст 7060±150 лет (Турочакское, Чойское, Баланак) и мезоолиготрофной - Кутюшской БЭС. В настоящее время процесс болотообразования в Горном Алтае происходит путем зарастания стариц и долинных озер, а также заболачивания суши, лесов и лугов.

Вотобранных образцах торфов были определены: ботанический состав и степень разложения (ГОСТ 28545-89),зольность(ГОСТ11305-83),обменнаякислотность(ГОСТ11623-89).Вторфах(сюдавошлиидругие объекты) изучено содержание 18 химических элементов. В процессе анализа полученных результатов были исключены элементы, содержание которых не обнаружено в исследуемых пробах или оказались за пределами чувствительности метода. Содержание химических элементов в торфах определено на спектрометрической установкефирмы«CANDTRRA»,датированиевыполненонарадиоуглероднойустановкеQUANTULUS-1220. Болотную воду на анализ отбирали в колодцах каждого пункта исследований на болотных стационарах.

Содержание элементов изменяется в торфах в широких пределах, что характеризует большую их изменчивость по территории (Табл. 1).

Таблица 1

Содержание элементов в торфах Западной Сибири, мг/кг с.т.

Примечание: - М - среднее значение, ±md – ошибка среднего, с.т.-сухой торф.

В верховых торфах наименьшие коэффициенты вариации характеризуются величинами от 40 % и выше. СамыенизкиекоэффициентывариациихарактерныдляSc,Ba,Hf,La,Ce,Eu,Th;самыевысокие(превышающие 100 %) – для Fe, Co, Sm, Yb и U. Верховые торфа по способности накапливать химические элементы можно построить в следующий ряд: пушицево-сфагновый > сфагново-мочажинный > комплексный > фускум. Вместе с тем сравнение полученных результатов по верховым торфам с их европейскими аналогами свидетельствует о более высоком содержании в них Ca, Fe (в среднем 2 раза), Ba, Sr (в среднем 4 и 3,5 раза соответственно). По сравнению с генеральными средними, рассчитанными В.В. Ивановым [2] для торфов России, исследуемые торфа характеризуются низким содержанием Сo (в 6,7 раз), но более высоким - Sr (почти в 4 раза).

Составторфовболотнизинноготипаформируетсяподвоздействиемэоловыхилатеральныхпроцессов. Содержание элементов в торфах низинного типа, как и в верховых, характеризуется большой амплитудой варьирования,обусловленноймногообразиемсоставарастений-торфообразователей.Особенноэтоотмечается для элементов Cs, Hf, Yb, Lu и U, коэффициент вариации которых выше 100 % (Табл. 1.). Низинные торфа по способности накапливать химические элементы можно построить в следующий ряд: древесный, древесноосоковый, осоково-гипновый, осоковый.

Сравнение элементного состава западносибирских торфов с аналогами на ЕТР показывает, что первые характеризуются региональными особенностями, которые заключаются в следующем: верховые и низинные торфа обогащены Sc, Cr, Sr, Ba, La, B, Mn, Cu; а низинные, кроме вышеперечисленных, еще и Zn, Mo, Pb.

Элементныйсоставторфовипротекающиевторфянойзалежипроцессыторфогенезаоказываютвлияние на формирование состава болотных вод. Характеристику элементного состава болотных вод рассмотрим на примере конкретных болотных экосистем (Табл. 2). Болотные экосистемы являются геохимическими

139