Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности почвообразования в условиях криогенеза 6
Глава 2. Природные условия района исследования 14
2.1. Климатические условия 14
2.2. Растительный покров 18
2.3. Геологическое строение 22
2.4. Гидрогеологические условия и орогидрография 25
2.5. Геоморфологические особенности территории 27
2.6. Геокриологическая характеристика территории 28
Глава 3. Объекты и методы исследования 37
Глава 4. Характеристика почвенного покрова 44
4.1. Элементы структуры почвенного покрова 44
4.1.1. Автоморфные экосистемы 45
4.1.2. Гидроморфные экосистемы 48
4.2. Почвы автоморфных экосистем 55
4.3. Почвы гидроморфных экосистем 64
4.3.1. Болотные экосистемы 68
4.3.2. Плоскобугристые торфяники 70
4.3.3. Деградирующие торфяники 88
4.3.4. Почвы пятен-медальонов 89
4.3.5. Крупнобугристые торфяники 91
4.4. Содержание макро и микроэлементов в почвах торфяников 109
Глава 5. Особенности функционирования почв 113
5.1. Температурный режим почв 113
5.2. Содержание углекислого газа в почвенных горизонтах и дыхание почв 118
5.3. Глубина протаивания почв 121
Глава 6. Формирование территории района исследований 124
Выводы 129
Список литературы 131
Приложение 140
- Гидрогеологические условия и орогидрография
- Геокриологическая характеристика территории
- Содержание макро и микроэлементов в почвах торфяников
- Содержание углекислого газа в почвенных горизонтах и дыхание почв
Введение к работе
Площадь почв, формирующихся в зоне вечной мерзлоты на территории России, составляет 63,5% (Некрасов, 1991), что определяет необходимость их последовательного и детального изучения. Влияние мерзлоты сказывается на процессах обмена, превращения и перемещения вещества и энергии в почвах. При этом реализуется специфическая совокупность элементарных и частных почвенных физических, химических и биологических процессов — педокриогенез. Характеризуя почвообразование в холодных гумидных областях, В.О. Таргульян (1971, с.16) отмечает: "Промерзание и мерзлое состояние почв оказывают существенное влияние на почвообразование, сильно замедляя или значительно видоизменяя химические и биохимические процессы превращения и миграции веществ и значительно сокращая активный период почвообразования". Влияние многолетней и длительной сезонной мерзлоты на свойства и режимы почв столь велико, что О.В. Макеев (1974, 1978) возводит ее в ранг субфактора почвообразования, в котором сочетаются климатические (отрицательные температуры почвенного профиля) и породные (цементация породы льдом) особенности. Не менее важным является изучение криогенных почв как в связи со значительным увеличением на них антропогенной нагрузки, так и в связи с проблемой глобальных климатических изменений.
Цель работы
Установить основные закономерности формирования почв севера Западной Сибири в условиях криогенеза на примере почв северотаежных ландшафтов бассейна реки Хейгияха.
Основные задачи исследования
Охарактеризовать основные особенности почвенного покрова территории.
Установить особенности морфологических и химических свойств почв (степень разложения торфов, рН, содержание золы, С0сщ, Иобш, гидролитическая кислотность, сумма обменных оснований).
Охарактеризовать специфику и систематизировать особенности проявления криогенеза в почвах и почвенном покрове территории.
Охарактеризовать взаимосвязь изученных параметров и криогенных процессов.
Охарактеризовать особенности функционирования почв в условиях криогенеза.
Научная новизна
Впервые на основе использования подхода к криогенному фактору, как к «субфактору» почвообразования дана характеристика почвенного покрова севера Западной Сибири. Анализ почвенного покрова проведен в ряду ландшафтов различного криогенного генезиса и степени проявления криогенеза. В качестве меры влияния криогенеза использована глубина залегания многолетнемерзлых пород (ММП). Установлена взаимосвязь варьирования ряда почвенных свойств и криогенных процессов. Показано, что процессы криогенного пучения являются альтернативой физико- географическому расчленению территории и относятся к числу факторов, ускоряющих эволюцию гидроморфных почв по пути развития к зональному типу. С помощью радиоуглеродного и дендрохронологического методов получены данные, позволившие выявить особенности генезиса почв изученной территории. Составлены схемы форм проявления криогенеза в почвах севера Западной Сибири. На основе оригинальных данных составлена детальная почвенная карта изученной территории.
Практическая ценность
Полученные данные могут быть использованы для мониторинга современного
состояния почв криолитозоны, тенденций их дальнейшего развития при естественной и антропогенной динамике ландшафтов, для прогнозирования изменения граииц вечной мерзлоты, а также для уточнения классификационной принадлежности северных почв.
Гидрогеологические условия и орогидрография
В районе исследований широко развиты морские и континентальные отложения верхнего структурного этажа платформенного чехла, залегающие с угловым и стратиграфическим несогласием на породах палеогена. В новейшей истории геологического развития, определяющей общие условия формирования стратиграфо- генетических комплексов отложений и закономерности их распространения, выделяют два подэтапа региональных тектонических поднятий, разделенных подэтапом региональных опусканий (Андреев, 1971). Они вызвали в нижнем и среднем плейстоцене развитие максимальной (Ямальской) трансгрессии морского бассейна. Сформировавшаяся в результате трансгрессии толща морских отложений венчается осадками салехардской свиты, наиболее распространенными в районе исследований. Они слагают V морскую равнину, занимающую центральную часть Пур-Надымского водораздела.
Особенность салехардских отложений — частое фациалыюе чередование по простиранию и в разрезе типично водных слоистых супесчано-суглинистых осадков и несортированных мореноподобных, более грубых по составу. Песчаные отложения, формирующиеся в прибрежно-морских условиях, в разрезе салехардской свиты играют подчиненную роль.
В распределении фаций наблюдается определенная закономерность. Область развития прибрежно-морских осадков протягивается по осевой части Пур-Надымского водораздела, представляющей собой даже в период максимума трансгрессии мелководье с низкими островами. В составе отложений преобладают пески светло-серые слоистые, преимущественно среднезернистые с гравийно-галечниковыми включениями и гнездами и окатышами глин, чередующиеся в плане и разрезе с прослоями несортированных супесей и суглинков.
За длительный этап континентального развития отложения салехардской свиты, слагающие поверхность V морской равнины, были в своей верхней части значительно изменены процессами выветривания, денудации и озерно-болотной аккумуляции. Им присущи бурая окраска, значительное ожелезнение, включения растительных остатков, пониженная плотность сложения и макропористость.
Отложения верхнего плейстоцена и голоцена представлены породами морского, озерно-аллювиального и аллювиального генезиса. Морские отложения раннего верхнего плейстоцена, выделяемые в казанцевскую свиту, слагают IV прибрежно-морскую равнину в низовьях рек Надым и Пур к северу от устья р. Прав. Хетта и долины р. Табъяха. Они слагают также небольшие останцы в юго-восточной части Тазовского полуострова и залегают в цоколе низких морских и аллювиальных террас. Эти отложения отличаются большой сложностью фациального состава и пестротой литологического строения как в плане, так и в разрезе. В составе казанцевских отложений присутствуют все петрографические типы пород: пески, преимущественно средне- и мелкозернистые, нередко — пылеватые; супеси, суглинки, реже — глины. Отмечается уменьшение дисперсности отложений к северу по мере удаления от берегового уступа, поставлявшего тонкодисперсный материал переотложенных пород салехардской свиты.
В широких распластанных прадолинах рек Надым и Пур одновременно с морской аккумуляцией шло формирование озерно-аллювиальных отложений ялбыньинской свиты, слагающих поверхность IV озерно-аллювиальной равнины. Они представлены песками средне- и мелкозернистыми, местами пылеватыми, реже — супесями и суглинками, относительное содержание которых несколько больше в отложениях бассейна р. Пур. В песках встречаются в небольшом количестве гравий, галька и прослои намывного торфа. Для всех типов пород характерна горизонтальная, волнистая или косая слоистость. Отложения ялбыньинской свиты залегают на эродированной поверхности нижне- среднеплейстоценовых морских осадков и имеют сравнительно небольшую мощность, редко больше 15 м.
Вне зоны морской аккумуляции шло формирование III озерно-аллювиальной равнины, прослеживающейся вдоль долин Надыма и Пура и их первых притоков. Особенность равнины — ее преимущественно аккумулятивно-цокольное строение. Цоколем служат морские отложения салехардской и казанцевской свит, реже — породы палеогена. Состав подстилающих пород оказывает значительное влияние на характер строения озерно-аллювиальных отложений зырянской свиты, формирующихся в условиях высокого стояния уровня моря, замедленного движения поверхностных водных потоков и локального переотложения материала без дальней транспортировки.
В составе отложений преобладают пески различной крупности, содержащие включения гравия и гальки и маломощные линзовидные прослои супесей, сосредоточенные в верхней части разреза. При этом зырянские отложения долины р. Пур отличаются в целом большей глинистостью. Мощность аккумулятивной части разреза III террасы изменяется от нескольких метров до 10 м и более.
Вторая надпойменная терраса развита практически повсеместно в долинах р. Пур и его первых притоков и в виде отдельных фрагментов по правобережью р. Надым. Ее отложения очень простого строения, представлены песками, однородными и выдержанными по всему разрезу, мелкими и пылеватыми в долине Надыма и мелкими и среднезернистыми в бассейне Пура. Мощность отложений от 4—5 до 10—15 м.
Аллювиальные отложения первой надпойменной террасы, занимающей большие площади в долинах Надыма и Пура и их первых притоков, на изучаемой территории сравнительно маломощны — от 1 до б—8 м. В бассейне Пура они залегают на различных по петрографическому составу породах зырянской, ялбыньинской и казанцевской свит, а в долине Надыма подстилаются глинистыми отложениями салехардской свиты. В отложениях преобладают пески светлой окраски, мелкие и среднезернистые, реже — пылеватые и крупные с характерной горизонтальной и линзовидной слоистостью, оторфованные с поверхности.
Поймы развиты практически в долинах всех рек района. Пойменный аллювий довольно четко разделяется на фации. Русловая фация представлена разнообразными песками — от пылеватых до крупнозернистых и гравелистых, но с преобладанием в разрезе среднезернистых. Слоистость обычно пологоволнистая и косая. Отложения пойменной фации более однородны. Для них характерно преобладание мелких и пылеватых песков, нередко сменяющихся супесью или суглинком, обилие растительных остатков и интенсивное ожелезнение. Старинный аллювий распространен локально и залегает, как правило, на отложениях пойменной фации в виде отдельных крупных, мощностью до нескольких метров, линз супеси или суглинка, равномерно оторфованных или с прослоями торфа или песка. Мощность аллювиальных отложений поймы в бассейне Надыма изменяется от 1-5 до 15-18 м, в бассейне Пура несколько меньше — до 10-15 м.
На поверхности разновозрастных отложений в пределах всех геоморфологических уровней небольшими фрагментами развиты озерные отложения. Они небольшой мощности, в среднем 2-—6 м, залегают с поверхности или подстилают биогенные образования. В их разрезе, зависящем от состава подстилающих отложений, присутствуют песчано-глинистые породы, как правило, пылеватые, реже — иловатые, обогащенные растительными остатками с линзами торфа. Площади наибольшего развития озерных отложений приурочены к тыловым частям поймы крупных рек и участкам относительных тектонических опусканий на более высоких геоморфологических уровнях.
Геокриологическая характеристика территории
Плоскобугристые торфяники занимают около 60% поверхности водоразделов. Другие типы болот на территории междуречья представлены незначительно и в совокупности составляют не болееЮ-15%. Крупнобугристые комплексы, характерные для подзоны северной тайги, занимают незначительные площади (3-5%) отодвигаясь к дренированным участкам - поймам рек. Плоскобугристые торфяники в Западной Сибири, как правило, имеют незначительную по мощности (0,5- ] ,5 м) торфяную залежь смешанного типа, в редких случаях достигающую 3-5 м, сложенную главным образом осоковыми, осоково-хвощевыми. осоково-гипновыми и гипновыми торфами (Пьявченко, 1955: Шумилова, 1969; Пьявченко, Федотов, 1967; Гыртиков, 1979; Усова, 1983).
Бугристые торфяники представляют собой комплексное торфяно-болотное образование, основными компонентами которого являются мерзлые торфяные бугры и разделяющие их мочажины. Основное условное различие между плоско- и крупнобугристыми торфяниками заключается в высоте и форме поверхности бугров. Высота плоских бугров составляет 1 —1,5 м, поверхность плоская, края круто обрываются в сторону мочажин. Крупные бугры достигают высоты 3—4 м и более, форма поверхности их приближается к куполообразной. Но такое подразделение весьма условно, так как, на одном и том же торфянике можно встретить и «плоские», и «крупные» бугры. Конфигурация бугров бывает разнообразная — округлая, грядообразная, лопастная. Уровень вечной мерзлоты в торфе бугров находится на глубине 35—60 см. Мощность мерзлого торфяного слоя колеблется в широких пределах — от 0,5 до 2—3 м и более.
В новейший период процесс торфообразования на буграх почти полностью прекратился. Вместе с тем в результате термокарста и термоэрозии, которой, кроме того, способствует активное поднятие территории, появились многочисленные мочажины, озера, ложбины стока и хасыреи, где вновь активизировалось торфообразование. Современная поверхность бугров торфяников имеет признаки сильной деградации: преобладание в напочвенном покрове лишайников и наличие пятен голого торфа (3-10% проективного покрытия).
Крупнобугристые торфяники (бугры пучения) приурочены к приречным участкам, днищам хасыреев, участкам устьев ручьев, что свидетельствует об определяющей роли фактора увлажнения в их формировании. Очевидно, что механизмычформирования бугров связаны с пространственной неоднородностью процессов промерзания - оттаивания, которые возникают из-за неоднородности растительности и влажности грунтов. По всей видимости, общая тенденция проявления пучения связана с увеличением глубины промерзания при увеличении влажности грунтов или сохранении ее на том же уровне. (Гречищев и др., 1980).
В начальный период изучения бугристых болот оформились три основные гипотезы на их происхождение и генезис. Согласно первой гипотезе сторонников мерзлотного пучения бугров, первичными по своему генезису являются отрицательные формы рельефа, то есть мочажины (Драницин, 1914; Попов, 1945), По мнению многих авторов, бугры возникли в результате промерзания изначально талых болот.
Вторая гипотеза сформулирована Пьявченко (1955, 1967). Согласно его точке зрения, положительные формы рельефа в бугристых болотных комплексах представляют собой мерзлые останцы древних торфяников, а мочажины являются новообразованиями, возникшими вследствие разрушения мерзлоты и просадки болотного грунта.
Третья гипотеза, выдвинутая Л.В. Шумиловой (1931, 1969), Ю.А. Львовым и др. (1963), является более компромиссной и говорит о двойственном генезисе бугристого рельефа, связанном как с мерзлотным пучением, так и с термокарстом. По сути, представления Н.И. Пьявченко также включают в себя оба эти процесса, хотя и разделенные во времени.
Исследования плоскобугристых и крупнобугристых болот, проведенные Малясовой Е.С. и др. (1991) на основе довольно обширного палеоботанического материала (150 торфяных разрезов), отобранного в бассейне рек Лонг-Юган, Пур-Пе и Тыдыотта, в основном развивают гипотезу мерзлотного пучения бугристых болот. Реконструируя картину генезиса бугристых болот, Малясова Е.С. указывает на возникновение перелетков мерзлоты в талых болотах, а затем и сплошных мерзлых слоев на рубеже АТ и ЭВ периодов, что привело к расчленению ровной поверхности болот на бугры и мочажины (топи). По ее мнению, процесс этот не был одновременным. Ранее всего в суббореальном периоде в условиях переувлажнения (поймы и истоки рек, сильно увлажненные окраины болотных массивов и вблизи крупных озер) сформировались крупнобугристый и полого-выпукло-бугристый типы микрорельефа. Плоскобугристый тип рельефа сформировался позднее, в субатлантическом периоде.
Наряду с бугристыми торфяниками, здесь, по направлению к югу, все более возрастает участие в ландшафтах талых (не бугристых) болот переходного и верхового типов, которые у южной границы зоны становятся господствующими.
Нашими исследованиями установлено, что на исследуемой территории присутствуют разновременные стадии плоскобугристых и крупнобугристых торфяников. В настоящий момент активны как процессы пучения, так и термокарстовые и мы наблюдаем как деградацию торфяников, так и их возникновение. Рост и развитие ряда бугров был зафиксирован как визуально, так и инструментально. Например, один из бугров пучения в районе стационара сформировался из болотной экосистемы в течении 30 лет и достиг высоты более метра. Дальнейшими исследованиями (радиоуглеродным и химическими анализами) подтвержден различный генезис торфяников. К настоящему моменту можно констатировать, что фазам пучение-протаивание была подвергнута практически вся заболоченная территория. Этапы поднятий сменялись деградацией и возвращением участков территории в результате термокарста вновь в болотную фазу развития, которая затем могла снова сменяться пучением при изменении гидротермических условий.
Таким образом, широкое распространение на изученной территории, в связи с высокой заозеренностыо и заболоченностью имеют гидроморфные ландшафты. Усложняющим фактором является наличие здесь современных ММП, залегающих в пределах 1-2 м и обусловливающих активное течение различных криогенных процессов.
Под их влиянием формируются такие специфические криогенные ландшафты, как плоско и крупнообугристые торфяники с кустарничково-мохово-лишайниковым растительным покровом, нередко относимые ботаниками скорее к тундровым экосистемам, нежели к северотаежным. На переувлажненных территориях, в термокарстовых депрессиях, ложбинах стоков, развиты собственно болотные экосистемы с осоково-моховыми сообществами и таликами. В автоморфных экосистемах, занятых лесами представлены палеокриогенные проявления криогенеза в виде псевдоморфоз и грунтовых жил (морозобойных трещин). ММП отсутствуют.
Сочетание различного гранулометрического состава пород на фоне общей высокой обводненности и разнообразия криогенных явлений, среди которых пучение и протаивание занимают значительное место, обусловливает высокую контрастность растительного и почвенного покрова. Присутствие ММП усложняет протекание почвенных процессов, изменяя их выраженность и направление, нарушает морфологический профиль механическими воздействиями (растрескиванием, криотурбациями). Разновременность и разномасштабность проявлений криогенеза и определяет сложную контрастную структуру почвенного покрова.
Содержание макро и микроэлементов в почвах торфяников
В отличие от лесных экосистем средние величины рНн2о в органических горизонтах торфяников несколько ниже (4,3), тогда как в минеральных горизонтах разница весьма существенна, что обусловлено большим количеством кислых продуктов трансформации торфов. Значения рНн2о в минеральных горизонтах слабокислые (5,5) и варьируют незначительно. Наибольшие величины рНн2о характерны для горизонтов ТО (4,0 - 4,8), они закономерно уменьшаются к центральной части профиля всех почв и, затем, постепенно увеличиваются к нижним торфяным подгоризонтам. Для величины рНн2о заметна четкая тенденция увеличения с ростом степени разложенности. Максимальное варьирование также наблюдается в Т1. Величины рНн2о характеризуют почвы как слабокислые. Заметно отличаются только величины рНн2о торфяных горизонтов деградирующих торфяников со средними значениями, не превышающими 3,9. Низкими величинами также характеризуются торфяные олиготрофные болотные почвы. Для остальных почв различия не существенны (табл. 19)
Содержание золы является самым варьируемым признаком (70-80%), вероятно это связано с первоначальной неоднородностью, как самой торфяной толщи, так и верхних, современных органогенных горизонтов, а также с наличием минеральных примесей. Содержание золы увеличивается вниз по профилю, следуя разложенности (табл. 19). Высокая зольность торфов (10 - 25%), особенно в верхних горизонтах, не исключает частичного эолового переноса с поверхности пятен, в особенности в зимний период, а также в результате криотурбаций. В целом, характерно равномерное содержание золы по профилю, с тенденцией к снижению с глубиной, вместе с увеличением разложенности горизонтов. Существенно отличаются только торфяные горизонты деградирующих торфяников, являясь низкозольными (5-6%) и почв пятен (20-40%), в которых существенна доля примесей из-за маломощности органопрофиля. Анализ чистой золы показал, что ее содержание в органогенных горизонтах снижается до интервала значений 1,5 - 5,0%. Определение потери при прокаливании в минеральных горизонтах показывает, что эта величина незначительна и составляет не более 3%.
Гидролитическая кислотность на торфяниках в среднем выше (75ммоль(+)/100 г почвы), чем в лесных экосистемах, варьируя от 46 до 104 ммоль(+)/100 г в органогенных горизонтах и от 2,5 до 16,2 ммоль(+)/100 г в минеральных, также имеет пик максимальных значений, приуроченный к горизонту Т1, постепенно уменьшаясь к нижней части профиля вместе с увеличением степени разложения торфа. Минимальные величины характерны для горизонтов очеса 40-45 ммоль(+)/100 г.
Степень насыщенности основаниями принимает минимальные значения в центральной части профиля, постепенно увеличиваясь с глубиной (25-40%). Максимальные значения принимает очес (35-40%). Варьирование этой величины максимально в центре профиля, в горизонтах Т1(50%). Минимальные значения этого показателя характерны для торфов деградирующих почв.
Содержание Собщ в верхних горизонтах всех почв торфяников варьирует нешироко и составляет в среднем 43%, постепенно увеличиваясь к нижним торфяным горизонтам. В минеральных горизонтах этот показатель не превышает 1%. В центральной части профиля для разных почв появляется различие в содержании Собщ, достигая максимальной разницы в нижних горизонтах торфяных деструктивных почв и торфяно- криоземов (52% и 38% соответственно). Это подтверждает различный генезис торфяных горизонтов. Содержание Иобщ значительно увеличивается вниз по профилю от 0,02% в растительности и очесе до 2,2% в нижних горизонтах деградирующих торфяников, что связано с активизацией трансформации в результате микробиологической активности. Резкий скачок содержания азота (0,8%) в горизонте Т1 связан с оптимальными для микробиологической активности температурами, а увеличение содержания Иобщ в нижних надмерзлотных горизонтах может быть объяснено надмерзлотным накоплением. Содержание Собщ мало зависит от степени разложенности, тогда как содержание Иобщ увеличивается вместе с ростом степени разложения. При этом максимальные показатели варьирования для С и N отмечены в верхних горизонтах (11-90%). С повышением трансформированности органической составляющей увеличивается содержание N0614.
При анализе распределения свойств почв по профилю заметна тенденция увеличения величин в нижних горизонтах, что вместе с низким варьированием может быть связано с надмерзлотным накоплением продуктов трансформации органического вещества. При этом экстремумы и наибольшее их варьирование характерны для центральной части профиля, горизонтов Т1 и Т2, что связано, по-видимому, с нахождением здесь центра преобразования органического вещества. Этот факт косвенно подтверждается резким увеличением содержания валового азота с горизонта Т1 (микробиологическая деятельность), а также температурными измерениями, свидетельствующими о том, что максимальная частота циклов промораживания- оттаивания, наибольшая среднегодовая температура, максимальный размах температурных колебаний приурочены к этим же глубинам (10 - 20 см) (физическое выветривание). Также для этой глубины характерны максимальные величины и продолжительность положительных температур органопрофиля (5С). Это по-видимому и обусловливает нахождение центра деструкции именно на глубинах формирования органогенных горизонтов Т1 и Т2.
Таким образом органогенные горизонты изученных почв характеризуются как кислые с невысокой насыщенностью основаниями, низкой зольностью и низким содержанием валового азота и, соответственно, высокими соотношением СЛЧ с максимальным варьированием показателей и их экстремумами в верхних торфяных горизонтах.
Содержание углекислого газа в почвенных горизонтах и дыхание почв
В результате на террасе к сартанскому похолоданию (12-35 т.л.) образовались два основных типа морфоскульптур: озерно-болотный и приречный (дренированный). Во время сартанского минимума происходит эпикриогенное промерзание аллювиальных отложений различных фаций в обоих типах ландшафтов с образованием сети полигонально-жильных структур, которые хорошо диагностируются в настоящее время на обнажениях в виде суглинистых псевдоморфоз (по материалам полевых исследований). Начинается формирование кровли ММП.
При постепенном потеплении к началу голоценового оптимума (6-8 т.л.) происходит понижение кровли ММП. Ледяные жилы повсеместно вытаивают и заполняются пойменной (суглинистой фацией) отложений Надыма или озерными отложениями, которые позже перекрываются песчаной фацией. Далее при продолжающемся потеплении и изменении гидрологического режима часть территории дренируется. Более дренированные участки (в результате особенностей литологии) покрывались лесной растительностью, тогда как на пониженных, заболоченных участках происходит формирование мощных голоценовых торфяников. К концу оптимума (3 т.л.) ММП полностью деградировали. На изученном участке сформированы два основных типа местности - лесные участки и торфяные массивы. Активно идут процессы трансформации торфяников.
Последовавшее за тем похолодание (1,5-3 т.л.) вызвало активизацию криогенных процессов и формирование современных ММП на торфяниках, которые при этом активно деградируют и болотных массивах, где начинается развитие новой кровли ММП и элементов криогенного рельефа (полигональных структур). За счет влияния растительного покрова и лучшей дренированности в лесных экосистемах новообразования ММП не происходит, но идет формирование бугристо-западинного рельефа в результате морозобойного растрескивания.
В дальнейшем (1,.5 т.л. - настоящее время) наблюдается постепенное потепление климата, что, в свою очередь, обусловливает развитие различных форм торфяников (плоскобугристых и крупнобугристых) на приподнимающихся над уровнем болот элементах криогенного рельефа, постепенного наступления болот на лесные экосистемы, где ММП отсутствуют, а также усиления в результате эрозионной деятельности бугристо- западинного рельефа в лесах.
Таким образом, к настоящему времени на территории мы наблюдаем следующую ландшафтную хронокатену: погребенный в суглинистых псевдоморфозах торф, сформированный свыше 10000 лет назад и представляющий собой реликт этапа развития торфяников раннего голоцена, голоценовые торфяники (4-6 т.л.), деградирующие в настоящее время и активно формирующиеся последние 1-2 т.л. плоскобугристые торфяники.Интересно отметить, что за 1500 лет сформировалось в среднем 50 см современного торфа и этот процесс идет и в настоящее время. Соответственно, происходит нарастание до 0,33 мм торфа в год. Это хорошо согласуется с данным ряда исследователей, полученными с помощью палинологических методов (Шешина, 1978)
Обнаруженные реликты палеокриогенеза свидетельствуют о существовании неоднократных оптимальных условий для развития гидроморфных экосистем и накопления биогенных отложений, четко разделяемых криохронами, во время которых активизировались криогенные процессы и процессы трансформации и деградации торфяников. Их сочетание привело к современной сложной картине пространственной структуры ландшафтов и почв исследуемой территории и обусловило общую гидроморфную направленность развития, усложняющим фактором которой служило сини эпигенетическое промерзание отложений и сопутствующие проявления всего спектра криогенных процессов.
Превалирование одного или другого процесса обусловливало либо накопление органических остатков и формирование торфяных отложений и почв при увеличении гидроморфизма, либо их трансформацию при выходе участков территории в автоморфный режим под действием процессов пучения. В настоящее время мы наблюдаем на наиболее древних автоморфных ландшафтах формирование почв по элювиально-иллювиальному типу независимо от генезиса ландшафта. Такие почвы (подзолы и торфяно-подзолы) мы встречаем как на лесных территориях, так и на вершинах крупнобугристых торфяников. Элювиально-иллювиальные почвы в настоящий момент квазистационарны, развитие их со временем связано с интенсификацией процессов трансформации профиля под действием продуктов разложения органического вещества.
Второй ветвью развития являются почвы, формирующиеся в полугидроморфных условиях при заторможенной трансформации органического вещества и распространенные на деградирующих торфяниках. В настоящий момент они представлены постепенно минерализующимися торфяными почвами.
Наиболее динамичными являются почвы, начавшие свое формирование на вновь образующихся под влиянием процессов пучения современных торфяниках. Направленность их развития определяется складывающимися условиями почвообразования, при изменении которых они могут законсервироваться, выйдя в болотную или мерзлотную стадию, либо начать активно трансформироваться, вплоть до развития по элювиально-иллювиальному типу.
Таким образом, особенностью развития почв является рельефообразующая роль криогенеза, которая в условиях слабого расчленения территории и ее сильной обводненности определяет направленность процессов почвообразования, детерминируя как выход почв в автоморфную стадию развития, так и возвращение в гидроморфную. При общем преобладании торфяных олиготрофных почв, формирующихся в гидроморфных условиях, пучение сразу же обусловливает выход локальных участков в автоморфную стадию. Это определяет развитие почв по следующим схемам: 1) торфяная олиготрофная (болотная) - торфяная олиготрофная (мерзлотная) - торфяно-глеезем (криозем) -» торфяно-подзол; либо 2) торфяная олиготрофная (болотная) - торфяная олиготрофная (мерзлотная) —» торфяная олиготрофная деструктивная. Установлен факт замкнутости цикла развития почв гидроморфного ряда, при котором в обоих случаях почвы могут вновь вовлекаться в болотную стадию развития при неизбежном разрушении торфяников в результате термокарстовых и термоэрозионных процессов.
Таким образом, показано, что криогенез на данной территории является мощнейшим структур о о бр азу ющим фактором. Его влияние прослеживается на всех стадиях формирования ландшафтов и почв, даже после деградации ММП. Глубина протаивания, как мера современного проявления криогенеза, является, безусловно, значимой величиной, часто превышающей по значимости классические факторы почвообразования. Это позволяет считать криогенез на данной территории «субфактором» почвообразования.
