Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности климатических и гидрологических условий чановской озерной системы и их влияние на биоценозы (обзор литературы) 15
1.1. Влияние климата 16
1.2. Гидрологический режим аридных территорий 20
1.3. Гидрологический режим Чановской озерной системы 21
1.4. Водный баланс 26
1.5. Изменение солености 30
1.6. Влияние условий обитания на биоценозы 32
1.6.1. Влияние условий обитания на развитие бактериопланктона .33
1.6.2. Влияние условий обитания на развитие фитопланктона 34
1.6.3. Влияние условий обитания на развитие высшей водной растительности 35
1.6.4. Влияние условий обитания на развитие зообентоса 40
1.6.5. Влияние условий обитания на структуру и продуктивность ихтиофауны 43
1.7. Изученность вопроса влияния условий обитания на развитие зоопланктона .48
1.8. Значение Чановской озерной системы 52
Глава 2. Материал и методы исследований 55
2.1. Гидробиологические и гидрохимические исследования 55
2.2. Исследования питания молоди рыб 60
2.3. Статистическая обработка 61
Глава 3. Физико-географическая характеристика чановской озерной системы 62
3.1. Общая географическая характеристика района расположения озерной системы з
3.1.1. Рельеф 66
3.1.2. Климат 67
3.2. Морфометрия озер и плесов 69
3.3. Площадь Чановской озерной системы .71
3.4. Характеристика придаточной системы 74
3.5. Гидрологические особенности озерной системы .76
3.5.1. Уровенный режим .77
3.5.2. Водный баланс .78
3.5.3. Течения в Чановской озерной системе .79
3.6. Температурный режим 81
3.7. Глубины озер и плесов .82
3.8. Донные отложения .83
3.9. Прозрачность воды. 85
3.10. Гидрохимические особенности озерной системы 85
3.10.1. Минерализация воды 86
3.10.2. Реакция среды 95
3.10.3. Газовый режим 95
3.10.4. Биогенные элементы 96
3.10.5. Органические вещества .97
Глава 4. Состав и распределение зоопланктона в чановскойозерной системе 99
4.1. Видовой состав зоопланктона озер и плесов Чановской озерной системы .99
4.1.1. Видовой состав зоопланктона оз. Малые Чаны .106
4.1.1.1. Условия обитания и формирования . 106
4.1.1.2. Видовые особенности .106
4.1.1.3. Доминирующие виды 107
4.1.2. Видовой состав зоопланктона Чиняихинского плеса .110
4.1.2.1. Условия обитания и формирования 110 4.1.2.2. Видовые особенности 111
4.1.2.3. Доминирующие виды 111
4.1.3. Видовой состав зоопланктона оз. Яркуль 114
4.1.3.1. Условия обитания и формирования 115
4.1.3.2. Видовые особенности .115
4.1.3.3. Доминирующие виды 115
4.1.4. Видовой состав зоопланктона Тагано-Казанцевского плеса .118
4.1.4.1. Условия обитания и формирования 118
4.1.4.2. Видовые особенности .118
4.1.4.3. Доминирующие виды 119
4.1.5. Видовой состав зоопланктона Ярковского плеса 121
4.1.5.1. Условия обитания и формирования 121
4.1.4.1. Видовые особеннос ти 121
4.1.4.2. Доминирующие виды .122
4.2. Эколого-фаунистическая характеристика зоопланктона озерной системы .124
4.3. Распределение видов зоопланктона по градиенту солености .127
4.4. Отношение доминирующих видов зоопланктона к солености и уровень их солевой толерантности 130
4.4.1. M. leuckarti 133
4.4.2. D. longispina 135
4.4.3. Ch. sphaericus 136
4.4.4. D. brachyurum 137
4.4.5. C. reticulata .139
4.4.6. D. salinus 140
4.4.7. M. microphtalma .141
4.4.8. D. magna .142
4.5. Влияние ионного состава солей на развитие доминирующих видов зоопланктона 146
Глава 5. Структурно-функциональная организация зоопланктона в озерах и плесах чановской озерной системы 151
5.1. Особенности функционирования водных экосистем 151
5.1.1. Структурно-функциональные характеристики зоопланктона озера Малые Чаны .152
5.1.2. Структурно-функциональные характеристики зоопланктона Чиняихинского плеса 157
5.1.3. Структурно-функциональные характеристики зоопланктона озера Яркуль 162
5.1.4. Структурно-функциональные характеристики зоопланктона озера агано-Казанцевского плеса 165
5.1.5. Структурно-функциональные характеристики зоопланктона Ярковского плеса .168
5.2. Оценка количественных показателей зоопланктона Чановской озерной системы 172
5.3. Продукция зоопланктона в озерах и плесах Чановской озерной системе 175
Глава 6. Антропогенное воздействие на зоопланктон чановской озерной системы 191
6.1. Характеристика условий существования местной ихтиофауны 193
6.2. Программы по акклиматизации рыб 194
6.2.1. Акклиматизация сазана .194
6.2.2. Акклиматизация леща .195
6.2.3. Акклиматизация судака 196
6.2.4. Интродукция пеляди .196
6.2.5. Влияние вселения молоди рыб на зоопланктон Чановской озерной системы 198 6.2.6. Создание управляемого товарного хозяйства в Чановской озерной системе 199
6.2.6.1. Влияние на зоопланктон подращивания сиговых рыб 203
6.2.6.2. Влиянияе на зоопланктон акклиматизации серебряного карася .212
Глава 7. Тенденции и прогнозы в развитии зоопланктона на продолжающийся маловодный период 229
7.1. Изменения в водоемах под влиянием процессов аридизации 229
7.2. Изменения в Чановской озерной системе в процессе аридизации 231
7.2.1. Изменения солености в Чановской озерной системе 231
7.2.2. Изменения в зоопланктоне Чановской озерной системы .233
7.3. Прогноз изменений в Чановской озерной системе 238
7.4. Прогноз изменений в зоопланктоне Чановской озерной системы 240
Заключение 247
Выводы 247
Предложения производству .250
Список литературы
- Гидрологический режим Чановской озерной системы
- Гидрологические особенности озерной системы
- Условия обитания и формирования .
- Структурно-функциональные характеристики зоопланктона Чиняихинского плеса
Гидрологический режим Чановской озерной системы
Работами климатологов установлено, что одним из наиболее значительных фактов в многолетнем ходе температуры является современное потепление климата. Большинство исследователей при рассмотрении вопросов глобальных изменений климата в прошедшем столетии отмечают наличие внутривековых колебаний климатических характеристик на фоне преимущественного повышения средних годовых температур воздуха в различных районах мира (Будыко, 1974, 1980; Кондратьев, 1980; Дроздов, 1981; Глобальные …, 2002; Рамсторф, Шельнхубер, 2009; Эколого-географические …, 2011; Кислов, 2011; Lamb, 1966; Mitchell, 1977; Gilliland, 1982; Houghton, Morel, 1984; Global…, 1992; Mann et al., 1999, Moberg et al., 2005, Oerlemans, 2005). Факт глобального потепления климата фиксируется с семидесятых годов ХХ века (рисунок 1).
Установлено, что за прошлый век потепление нижних слоев атмосферы для всего Земного шара составила 0,8оС, для России - 0,9ОС (Груза, Ранькова, 2002). Большая скорость изменения климата происходит в последние десятилетия из-за все возрастающей антропогенной нагрузки, которая оказывает существенное влияние на химический состав атмосферы Земли в сторону увеличения содержания в ней парниковых газов. Особенно интенсивное потепление произошло, также как и во всем мире, в период после семидесятых годов прошлого века. Так, за период с 1976 по 2006 гг. (30 лет) повышение приземной температуры воздуха для России составило 1,4оС (Малинин, 2009). В целом для России потепление более заметно зимой и весной: тренд составил соответственно 4,7оС/100 лет и 2,9оС/100 лет (Груза, Ранькова, 2002).
Изменение глобальной средней приземной температуры Земного шара. Штрихи – годичные величины, кривая – осредненный ход температуры за каждые 11 лет (по Ш. Рамсторф, Х. Й. Шельнхубер, 2009)
Результатом повышения средних годовых температур воздуха является закономерное и направленное уменьшение горного оледенения земного шара, связанное с факторами космического порядка. Уменьшение и исчезновение ледников происходит не монотонно, а подвержено изменчивости во времени в соответствии с ритмами различных рангов (Максимов, 1972, 1983, 2005; Шнитников, 1969, 1976 а, б, 1985; Адаменко, 1985). Таяние ледников оказывает влияние на Мировой океан и на воды суши (Водные..., 2008; Глобальные…, 2000). С потеплением климата увеличивается испарение влаги с поверхности Мирового океана и с территории суши, что приводит к интенсификации гидрологического цикла. Одновременно увеличивается количество влаги в атмосфере, возрастает распространение облачного покрова, больше выпадает атмосферных осадков, усиливается интенсивность общей глобальной циркуляции атмосферы и возрастает циклоническая активность с увеличением водности циклонов. В ряде районов, которые обычно подвержены засухам, засушливые периоды становятся более продолжительными и суровыми, растет площадь опустынивания на всех континентах.
В работах А.В. Шнитникова (1982, 1985) убедительно показана связь изменений уровня Мирового океана и уровня озер с горным оледенением и ледовитостью Атлантики на протяжении нескольких столетий, что позволило сделать качественный географический прогноз изменчивости увлажненности материков Северного полушария до 2100 г. (рисунок 2). Очевидно, что в текущем столетии произойдет потепление зим и общее потепление климата, уменьшится горное оледенение и дождливость, снизится уровень озер.
Прогноз снижения водности по А.В. Шнитникову подтверждается прогнозами других климатологов, которые на основании комплексных исследований разработали несколько сценариев изменения климата на текущее столетие. По этим сценариям предполагается дальнейшее повышение приземной температуры Земного шара. За период с 1990 до 2100 гг. ожидается повышение температуры от 2оС до 6оС (Рамстоф, Шельнхубер, 2009). Рисунок 2 - Теоретическая схема изменчивости общей увлажненности материков Северного полушария (по А. В. Шнитникову, 1985) Пространственная и временная структуры потепления климата очень сложна. Большинство ученых сходятся во мнении, что существуют циклы изменения климата продолжительностью в 1850 лет, которые определяются как сверхвековые. Сверхвековой ритм проявляется как фоновый и не выявляется при анализе коротких рядов наблюдений. Продолжительность же внутривековых ритмов (45-летних, 22-летних брикнеровских и широко известных 11-летних) четко проявляется в климатическом тренде (Дроздов и др., 1972). Наложение внутривековых ритмов на сверхвековой дает «всплески» потепления разной силы и продолжительности.
Опираясь на концепцию многовековой изменчивости общей увлажненности материков А.В. Шнитников (1957, 1963, 1969) – основоположник учения о ритмах в природе – указывает на три цикла, каждому из которых соответствует трансгрессивная и регрессивная фаза. В трансгрессивную фазу водности увлажненность территорий увеличивается, в регрессивную – уменьшается.
В XVII – XVIII столетиях, когда горное оледенение находилось в трансгрессивной фазе, общая увлажненность Аральского бассейна, Казахстана и юга Западной Сибири была сильно повышена по сравнению с современностью (Галахов, 2011). Соответственно современное развитие регрессивной фазы горного оледенения этих регионов сопряжено с развитием регрессивной фазы общей увлажненности этих территорий, конечным результатом которой являются процессы увеличения засушливых явлений климата, усыхание озер и т. д. Процесс усыхания начался в 1830 г. с отмирания более западных озер.
Гидрологические особенности озерной системы
Первая характеристика зоопланктона Чановской озерной системы в 1911 г. принадлежит А. С. Скорикову (1913). В ней отмечалась питательность и обилие зоопланктона, что является отличительной чертой мелких озер. Первая же подробная характеристика зоопланктона этого озера дана О. С. Зверевой (1927), в которой указывается видовой состав, численность и биомасса зоопланктона в летний период 1925-26 гг., когда уровень воды был на отметке 106,5 м БС, что соответствовало среднему маловодью. Соленость воды в этот период, даже на максимально осолоненных плесах, не превышала 2 г/л, в оз. Малые Чаны была на уровне около 0,3 г/л. Доминирующими видами в этот период в оз. Малые Чаны были Chydorus sphaericus с численностью 168,4 тыс. экз./м3 и Daphnia cucullata, численность которой достигала 299,4 тыс. экз./м3. В целом же в наиболее осолоненной части водоема было отмечено доминирование трех видов: Diaptomus salinus, Diaphanosoma brachyurum, Ceriodaphnia reticulata. Максимальная численность D. salinus наблюдалась в Ярковском плесе - 888,3 тыс. экз./м3, в августе 1925 г. Самая высокая численность D. brachyurum и C. reticulata были отмечены в Чиняихинском плесе также в августе того же года и составила соответственно 148,0 тыс. экз./м3 и 142,0 тыс. экз./м3.
Зоопланктон периода многоводья был исследован А. И. Стрижовой (1949) в 1948 г. Уровень воды в Чановской озерной системе в это время достигал 107 м (БС). Видовой состав зоопланктона в озерах и плесах значительно расширялся, особенно в менее осолоненных водоемах – оз. Малые Чаны и Чиняихинском плесе. Доминировали в оз. Малые Чаны Ch. sphaericus и D. cucullata, в Чиняихинском и всех остальных водоемах – D. salinus, D. brachyurum, C. reticulata в разных соотношениях.
Детальное изучение зоопланктона Чановской озерной системы в 1955, 1960, 1961 гг. было осуществлено Э. П. Битюковым (Петкевич, Битюков, 1955; Битюков, 1963). Наблюдения проводились в приод среднего маловодья, когда уровень воды был 106,4 м БС. Соленость воды в озерах и плесах в тот период не превышала 2 г/л, исключение составлял наиболее удаленный от устьев рек Чулым и Каргат, Юдинский плес, мнерализация в котором достигала 6,1 г/л. Зоопланктон был представлен 41 видом и по разнообразию и численному преобладанию ветвистоусых рачков являлся ярко выраженным кладоцерным планктоном. Многие из зоопланктеров встречались спорадически и не достигали значительного развития. Доминировало 5 видов зоопланктона: D. brachyurum, C. reticulata, Ch. sphaericus, Mesocyclops leuckarti, D. salinus. Кормовая ценность планктона была велика.
Было отмечено, что на количественное развитие зоопланктона накладывает отпечаток гидрохимический режим водоема: по мере изменения степени минерализации воды от оз. Малые Чаны по направлению к Ярковскому и Юдинскому плесам наблюдаются изменения видового состава зоопланктона и его количественное развитие. Так, в наиболее опресненном оз. Малые Чаны в большом количестве встречались пресноводные организмы, выпадающие из планктона солоноватых вод оз. Большие Чаны. И, наоборот, солоноватоводные организмы, например D. salinus, почти не встречались в оз. Малые Чаны. Из числа пресноводных организмов ряд их легко переносит осолонение (галлофилы) и встречались по всей акватории в большом количестве – D. brachyurum, Filinia longiseta.
В июле наибольшая биомасса зоопланктона наблюдалась в зоне с переходной соленостью, а именно в Чиняихинском плесе, и составляла в среднем 22 г/м3, достигая на отдельных участках 31 г/м3. В оз. Малые Чаны, Яркуль и Юдинском плесе биомасса зоопланктона значительно ниже – около 10 г/м3. При этом зоопланктон был представлен организмами, весьма отличными по своей экологии: в оз. Малые Чаны – это Ch. sphaericus, а на осолоненных участках - D. brachyurum и D. salinus. Средняя биомасса зоопланктона для всего озера составляла в июле около 15 г/м3.
Комплексные исследования экспедиции института озероведения АН СССР в 1976–1979 гг. включали в себя и изучение зоопланктона (Иванов, Короткова, 1979; Иванов, Макарцева, 1982). Уровень воды в Чановской озерной системе в это время соответствовал низкому маловодью и составлял 105,8 м БС. Соленость воды имела значительный градиент: от 0,8 г/л в оз. Малые Чаны до 18,1 г/л в Юдинском плесе (Жехновская, 1982). Увеличение солености в плесах по сравнению с периодом наблюдений Э.П. Битюкова было связано с некоторым снижение уровня и отчленением Юдинского плеса. Авторами выявлен видовой состав зоопланктона, который насчитывал 57 видов. Отмечено распределение доминирующих видов по градиенту солености. Доминирующая роль принадлежала 7 видам. К числу доминантов по сравнению с тем, что было отмечено Э.П. Битюковым, присоединились в пресноводной части Daphnia longispina, в осолоненной – Moina microphtalma (таблица 6).
В таблице не указывается ветвистоусый рачок Ch. sphaericus, вероятно из-за своего незначительного веса, хотя в разделе по зоопланктону авторами он указывается как один из доминирующих по численности видов почти на всех плесах.
Таблица 6 - Доминирующий комплекс видов зоопланктона озер и плесов Чановской озерной системы (по Н. М. Иванову, Е. С. Макарцевой, 1982) Самая высокая средняя летняя биомасса зоопланктона за два года (1977-1978 гг.) была отмечена в Ярковском плесе и составила 12,2 г/м3, несколько меньшая – 11,2 г/м3 – в Чиняихинском плесе. Самые низкие показатели биомассы зоопланктона – в наиболее опресненном оз. Малые Чаны – 5,6 г/м3.
По уровню развития зоопланктона оз. Чаны относилось к высококормным водоемам: средняя биомасса по озеру в июле 1976 г. составила 15 г/м3, в июне и августе 1977 и 1978 гг. – соответственно 10,2 и 8,8 г/м3.
Все исследователи отмечали разнородный состав зоопланктона в зависимости от экологических условий, связанных с разницей в солености воды. А. И. Стрижовой (1949), проводившей исследования в период многоводья, например, отмечена также смена доминирующих форм в плесах в зависимости от водности. Анализ всех имеющихся данных показывает значительную разницу в период большой и малой воды. При повышении водности численность и биомасса зоопланктона значительно ниже (28–312 тыс. экз./м3 и 4,6- ,5 г/м3) в сравнении с показателями зоопланктона в маловодный период (550–940 тыс. экз./м3 и 7,6-15 г/м3).
Как правило, все исследования по зоопланктону до 70-х годов прошлого столетия не связывались с рыбой, обитающей в водоеме. Исследователи, вероятно, полагали, что ихтиофауна не испытывает недостатка в кормах. Тем более, что наблюдения показывали высокий уровень продуктивности зоопланктона. В начале 70-х годов уровень воды в оз. Чаны снизился настолько, что это стало влиять как на воспроизводство, так и на величину уловов рыбы. В связи с этим был использован комплекс мер для увеличения рыбопродуктивности за счет вселения рыб, интенсивно использующих зоопланктон.
Значение Чановской озерной системы Как природный объект Чановская озерная система имеет большое экологическое, социальное и хозяйственное значение. Это - крупнейший рыбохозяйственный водоем юга Западной Сибири. С ним в значительной степени связаны экономика, растительный и животный мир, а также жизнь людей, проживающих в ближайших сельских населенных пунктах (Районы…, 1959, Районы…, 1996).
Водоем и территория водосборного бассейна Чановской озерной системы, которая равна 27340 км2, принадлежит 10 районам Новосибирской области. Половина районов осуществляют водопользование на самом озере в рамках водохозяйственной политики. Водные ресурсы на территории водосбора используются, в основном, для хозяйственно-питьевого водоснабжения, для водоснабжения промышленных предприятий и животноводческих ферм (Болгов и др., 2012). Объем водопотребления на водосборе составляет от 6 до 10 млн м3, из которых доля поверхностных вод составляет 1 млн м3. Сброс сточных вод в поверхностные водные объекты оценивается в размере 3 млн м3 в год (Рыбкина и др., 2011; Курепина, 2011).
Большое общеэкологическое значение Чановской озерной системы состоит в том, что она определяет судьбу животного населения не только самого водоема, но и обширных пространств Западной Сибири.
В зарослях воздушно-водной растительности и на прилегающей к оз. Чаны территории обитает несколько десятков видов млекопитающих, в том числе имеющих важное охотничье-промысловое значение – ондатра, куньи, косуля (Васильев и др., 2005).
Учитывая важность сохранения животного мира этой уникальной территории, в бассейне оз. Чаны создано шесть заказников.
Водоем и примыкающая к озерной системе территория довольно богаты и разнообразны в орнитологическом отношении. В связи с тем, что водоем расположен в одном из важнейших районов пролета сибирских птиц, его акватория на период сезонных миграций становится своеобразным «транзитным вокзалом», который обеспечивает временное нахождение на пути к зимовке и при возвращении на гнездовья почти всех видов водоплавающих птиц, гнездящихся в тайге и тундре Западно-Сибирской равнины (Евсиков и др., 1986).
Условия обитания и формирования .
Южная часть Западной Сибири представляет гигантский природно-географический озерный комплекс. Обь-Иртышское междуречье юга Западной Сибири между 56 и 54о северной широты называется Барабинской низменностью (Бараба) (рисунок 13). Территория Барабинской низменности
Северная часть Барабинской низменности ограничивается бассейном р. Тара, в который входят верховья рек Тары, Тартаса и Оми с болотами Басарга, Саис-Аллап, Ичинское и Ченчинское. Южная часть ограничивается Здвинским и Каргатским районами с примыкающим к ним Карасукско-Бурлинским бассейном, входящим в Кулундинский степной бассейн.
Восток и юго-восток Барабинской низменности заняты Приобским плато – приподнятой равниной с отметками до 200 м БС (Балтийская система). Поверхность плато разрезают древние долины юго-западного направления, по которым проходит водораздел бассейна р. Оби и оз. Чаны. Кроме древних долин, в рельефе Приобского плато немало речных долин, балок, оврагов. Центральная и юго-западная часть Барабы наиболее низкая с высотами 100-140 м БС. По устройству поверхности – это зона гривно-котловинного рельефа. Одну треть Барабы занимают болота (Районы…, 1959).
Центральная и юго-западная часть Барабинской низменности, включая засушливые степные районы Барабы, как ни один из районов Западной Сибири насыщен поверхностными водами в виде озер, которых только в Новосибирской области более 3500. Общая озерность территории составляет здесь 8,6 % при средней по России - 4,0 % (Экология..., 2006). Благодаря солончакам, большинство озер имеет солоноватую воду, концентрация солей усиливается в периоды засухи. Общая площадь всех озер 5000 км2, большая часть которых – бессточные или периодически бессточные. Господствующее положение среди них занимают озера c площадью до 2,5 км2. Однако здесь имеются и очень крупные минерализованные водоемы, одним из которых является оз. Чаны, представляющие собой систему водоемов – озер и плесов.
Почвы по периферии озер состоят преимущественно из солонцов и солончаков. Чернозем приурочен к гривам и играет подчиненную роль. Материнской породой служат глины с большим содержанием легко растворимых солей. По этой причине в зависимости от рельефа на разных глубинах и в различной степени почвы засолены. Проточные воды здесь весьма ограничены и слабо развиты, особенно в засушливый период. Реки несут воду, богатую гумусом, с большим количеством взвешенных частиц и детрита, быстро заиливаются, зарастают с берегов тростниками в связи с общей убылью воды.
Характерная гидрологическая особенность этого региона с континентальным климатом, недостаточным количеством осадков и значительными колебаниями общей увлажненности в многолетнем цикле (Максимов и др., 1986, Природные…, 1984; Шнитников, 1976).
Индикатором увлажненности территории является гидрохимический режим озер, которые являются естественными экосистемами наиболее тесно связанными со всем многообразием водных процессов водосборов (Форш, 1970). Эволюция химического состава почв этих водосборов в условиях снижения увлажненности идет по линии уменьшения в них роли хлора и увеличении сульфатного и гидрокарбонатного ионов. Смена химизма почв характеризуется постепенным их переходом из болотного ряда в лугово-болотный, луговой, лугово-степной и степной. При повышении общей увлажненности наблюдается обратный процесс (Мирошниченко, 1982).
В связи с изменением водности территории в первую очередь происходят изменения в водных биоценозах. В разные фазы обводненности в озерах меняются процессы заиления, водной эрозии, минерализация воды, газовый режим, содержание биогенных и органических веществ. Все это оказывает влияние на озерную микрофлору, планктон, бентос, ихтиофауну.
История возникновения этого района связана с природными процессами позднезырянской (сартанской), ледниковой стадии и голоцена. В это время окончательно сформировались современные геологические и геоморфологические черты этого района, как и всего юга Западной Сибири (Волков, 1982).
Барабинская низменность имеет постепенный уклон с северо-востока на юго-запад, общее падение высот в районе Чановской озерной системы составляет около 10 м. Наиболее низкой является ее южная часть и составляет 102,4 м БС. Такая разница высот вызывает движение в том же направлении основного геохимического потока. В связи с этим северо-восточная часть Барабинской низменности представляет район выноса подвижных солей, центральные ее части – районы транзита солевых масс, а крайняя юго-западная ее оконечность в силу бессточности – район сброса и аккумуляции этих солевых масс (Базилевич, 1953).
В Барабинской низменности выделено 4 типа озерных депрессий, которые представляют собой отдельные этапы эволюции в процессе ее обсыхания и остепнения. Каждый этап эволюции связан с появлением нового качества в химизме природных солевых аккумуляций, которое наиболее четко фиксируется в солевых аккумуляциях пойменных почв. Природные типы озерных депрессий названы в соответствии с особенностями природных солевых аккумуляций этих почв: I тип – гидрокарбонатный; II тип – сульфатно-хлоридный, обогащенный содой; III тип – сульфатно-хлоридный с небольшим содержанием соды и IV тип – сульфатно-хлоридный бессодовый.
Район, прилегающий к оз. Чаны, входит в разнотравную луговую подзону лесостепной зоны Западной Сибири, представляющий собой равнину без резкого рельефа со слабо намеченными гривами, между которыми расположены болота и займища, окруженные солончаковыми лугами.
Озеро Чаны (Чановская озерная система) расположено в центре Евразии, в центральной части Барабинской степи (его координаты - 54о30 – 55о09 c. ш. и 77о 18 - 78о12 в.д.) (Национальный…, 2007). По величине акватории оз. Чаны входит в число 253 больших озер мира (Васильев и др., 2005). Это четвертый по величине, после озер Байкал, Таймыр и Ханка, естественный бессточный равнинный минерализованный водоем Азиатской России, площадь водного зеркала которого в настоящее время около 1500 км2. Площадь водосборного бассейна озера равна 27340 км2 (Гидрометеорологический…, 1979). Чановская озерная система - самый крупный естественный водоем Западной Сибири и Новосибирской области Российской Федерации.
Чановская геосистема – уникальное природное образование. Она расположена в пределах лесостепной зоны. Другие крупные геосистемы внутреннего стока в пределах Центральной Азии находятся в степной, полупустынной и пустынной зонах. Это дает возможность использовать озеро в качестве индикатора для выявления циклов сухих и влажных лет. Резкая и быстрая смена циклов усыхания и обводнения дает возможность проследить эволюционно-динамические аспекты ландшафтов периодически обсыхающих озерных котловин и прилегающих к ним территорий. Чановская озерная котловина имеет ряд специфических особенностей. Это гривно-лощинный тип рельефа, широкое развитие лессовых отложений на прилегающих территориях и в гривных толщах, маломощность озерных отложений, ярусная обводненность и неоднородность почвенно-грунтовой толщи, исключительно высокая контрастность, комплексность, резкие эволюционно-динамические изменения почвенно-растительного покрова, широко развитые процессы засоления, осолонцевания, осолодения почв (Васильев и др., 2005).
Территория Новосибирской области в пределах Барабы является весьма своеобразной и неоднородной. Своеобразие ее в ярко выраженном равнинном рельефе и в преобладании подзолистых, лугово-черноземных и торфяно-болотных почв, а в понижениях – солонцов и солончаков. Расположенные болотные массивы сочетаются здесь с весьма значительной системой высохших и высыхающих озер – Сумы-Чебаклы, Абышкан, Молока, Чаны и др., представляющих остатки некогда обширной Чано-Сумской озерной системы, занимавшей еще в конце ХVIII в. площадь до 15 тыс. км2.
Структурно-функциональные характеристики зоопланктона Чиняихинского плеса
D. longispina относится к эвритермным видам. Во всех водоемах Чановской озерной системы встречается в течение вегетационного периода, наиболее многочислен в наиболее распресненной её части в летнее время. В других же зонах, например, в оз. Куванкуль Южного Урала, при солености 4,6 – 7,7 г/л, D. longispina составляет основу ценологического комплекса (Козлова, 1979). Также доминирующим видом являлся этот вид и в оз. Дуванкуль этого же региона (Козлова, 1976; Андреяшкин, Козлова, 1983) при аналогичной солености - 3,8 – 7,7 г/л (Ковалькова, 1982). По данным А.П. Зиновьева (1934), также для водоемов Урала, диапазон солевой толерантности D. longispina значительно выше и равен 11,9 г/л. В озерах юга Западной Сибири этот вид доминирует в водоемах широкого диапозона солености – от 0,5 до 5,5 г/л (Кассихина, 1969; Померанцева, 1969, 1999). Часто этот вид является представителем озер и водохранилищ с гораздо меньшей минерализацией воды - до 1 г/л (Кузнецова, 1979; Лазарева, 2010).
В Чановской озерной системе D. longispina, встречающаяся во всех плесах, максимального развития достигает только в пресноводной части. Максимум численности наблюдалась в оз. Малые Чаны – в водоеме с минимальной соленостью. Далее численность D. longispina постепенно снижается, но все-таки входит в группу доминирующих видов и в Чиняихинском плесе и оз. Яркуль (рисунок 43). В наиболее осолоненных Тагано-Казанцевском и Ярковском плесах этот вид наблюдается не каждый год и при солености выше 7 г/л практически не развивается.
Ch. sphaericus – эвритопный вид, обитающий во всех озерах и плесах Чановской озерной системы. Максимальная минерализация, при которой существует Ch. sphaericus в других водоемах составляет 10 г/л (Аладин, 1986). В пресных Иваново-Арахлейских озерах Забайкалья этот рачок достигал массового развития при очень низкой минерализации - 0,1 – 0,2 г/л (Горлачев, 1974). В зоне Южного Урала, оз. Тургояк, при солености 115 мг/л Ch. sphaericus является одним из массовых видов, особенно в литорали (Гаврилкина и др., 1998). Также массового развития этот вид достигает в пресном оз. Глубоком (Коровчинский, 1981). В оз. Убинское при минерализации 0,8 г/л он является одиним из доминантов (Померанцева, 1974).
В Чановской озерной системе Ch. sphaericus отмечен во всех плесах, однако массового развития он достигает в оз. Малые Чаны, Чиняихинском плесе и оз. Яркуль при солености от 1,2 до 4,2 г/л. Далее его численность
D. brachyurum – эвритопный теплолюбивый вид с коротким жизненным циклом, обитает во всех озерах и плесах Чановской озерной системы. D. brachyurum широко распространен в водоемах различных географических зон. В Рыбинском водохранилище при солености 0,1- 0,3 г/л D. brachyurum входит в состав доминирующего комплекса (Лазарева, 2010). В оз. Песчаное Среднего Урала, соленость которого в летнее время составляет 0,1 г/л, этот рачок также является одним из доминантов (Богданов и др., 2007). В оз. Тургояк зоны Южного Урала при солености 115 мг/л является одним из массовых видов, его встречаемость составляет 46,2 %. В другом озере Южного Урала – Дуванкуль, соленость которого - 3,8 – 7,2 г/л, D. brachyurum доминирует в течение всего вегетационного периода (Козлова, 1976). В оз. Убинское Западной Сибири при солености около 2 г/л является процветающим видом (Померанцева, Селезнева, 1999). В водоемах Северного Казахстана зона оптимального развития этого рачка - при солености воды около 4 г/л. При дальнейшем повышении минерализации численность его сокращается, минерализацию в 10 г/л он уже не переносит (Малиновская, 1961). По A. Ремане и C. Шлипер (Remane, Schliper, 1971) диапазон солевой толерантности этого вида ограничен 5 г/л. В алтайских озерах Горько-Лебедянском (соленость 5,1-13,1 г/л) и Горько-Ключевском (соленость 6,2-15,9 г/л) D. brachyurum может входить в состав доминирующего комплекса зоопланктона (Веснина, 1999, 2002, 2003). Очевидно, что D. brachyurum имеет широкое распространение в водоемах с самой разной соленостью.
Также весьма распространен этот вид и в водоемах Чановской озерной системы. Пластичность этого вида в условиях озерной системы очевидна: при определенных обстоятельствах он может входить в основу ценологического комплекса в любом из её водоемов (рисунок 45). 70 60 і 40
C. reticulata - эвритермный вид, обитает во всех водоемах Чановской озерной системы, но высокой численности достигает в наиболее осолоненной ее части. В наименее осолоненной части – оз. Малые Чаны, этот вид отмечен в очень незначительном количестве, массового развития здесь не достигает. По мнению А. С. Малиновской (1961), в водоемах Северного Казахстана C. reticulata имеет оптимальный порог солености при 6,0 г/л. Минерализацию воды более 10 г/л он уже не переносит. В зоне Южного Урала в водоемах с соленостью до 8 г/л встречаемость этого вида составляет 54 % (Козлова, 1976). По Ф. Д. Мордухай-Болтовскому (1968), в Аральском море при солености 11,4 г/л этот рачок отмечен в 1,2 % случаев. По Н. В. Аладину (1982), эта форма имеет предельный диапазон солевой толерантности до 16 г/л.
В Чановской озерной системе распространение C. reticulata не ограничено, но наиболее благоприятные условия для этого рачка складываются в осолоненных плесах при минерализации воды от 3,0 г/л (рисунок 46).
D. salinus не является характерным представителем всех без исключения солоноватых водоемов. Так, например, в некоторых солоноватых озерах Алтайского края он не присутствует (Веснина, 1988). B водоемах же Казахстана он отмечен уже при минерализации 0,4-0,5 г/л. В озере Дуванкуль (минерализация 3,8 – 7,2 г/л) Южного Урала входит в состав доминирующего комплекса (Козлова, 1976). В водохранилище Шаган с соленостью 28 г/л он являлся доминирующим видом (Стуге и др., 2001). В озерах Шира (17-20 г/л) и Шунет (15 г/л) республики Хакасия – этот вид также доминирует в зоопланктоне (Толомеев, Задереев, 2006). В экспериментах по выживаемости этого вида в воде с соленостью разной концентрации в Аральском море было показано, что при солености от 1,5 до 10,4 г/л гибели D. salinus в течение опытов не наблюдалось. В воде с соленостью 16,3 г/л гибель наступала через 141 часа. При солености выше 20 г/л D. salinus погибал практически сразу (Андреев, Андреева, 1990).
В Чановской озерной системе D. salinus наиболее характерен для всей мезогалинной зоны. D. salinus встречается в водоеме уже при солености выше 2 г/л. Далее численность его возрастает, при минерализации выше 3,0 г/л достигает массового развития и стабильно сохраняет свою высокую численность по всему градиенту солености озерной системы (рисунок 47), включая и впоследствии отчлененный Юдинский плес (Визер, 1990).
