Экологическое состояние болот Тюменской области

Оглавление

Введение

Глава 1. Условия болотообразования

1.1 Значение рельефа, как фактора болотообразования

1.2 Значение климатических условий

Глава 2. Болота Тюменской области

2.1 Болота тундры

2.2 Болота лесотундры

2.3 Болота тайги

Заключение

Список литературы

Приложение

Введение

Болота, являясь неотъемлемой частью природы, рассматриваются как особые географические ландшафты и выполняют важные средообразующие и биосферные функции.

Тюменская область является уникальным по заболоченности регионом мира. Болотные экосистемы области представляют большой научный интерес для теории гидрологии и геоботаники. Кроме того, болота как природные образования, имеют большое практическое значение для хозяйственной жизни общества. В результате увеличения антропогенного воздействия на все природные экосистемы территории Тюменской области (и в частности на болота) изменяется их экологическое состояние, а следовательно снижается средообразующее и биосферное значение этих природных сообществ.

Этим объясняется выбор темы курсовой работы, целью которой было изучение экологического состояния болот Тюменской области.

Актуальность работы заключается в необходимости изучения болот как природных экосистем. Они играют большую роль в формировании гидрологического режима территории, влияют на микроклимат, препятствуют развитию эрозионных процессов, способны аккумулировать большой спектр загрязняющих веществ из атмосферы, изымают и накапливают углерод в виде торфяных отложений. Болота играют определенную роль и в формировании газового состава атмосферы, обогащают ее кислородом и метаном, а также являются местами обитания редких и исчезающих видов животных и растений.

В процессе антропогенеза на болотах меняются гидрологический и химический режимы, перестает накапливаться торфяная залежь и происходит ее разрушение, видоизменяется структура растительного покрова, идет смена фитоценозов и образуется вторичный растительный покров.

Для достижения поставленной цели были определены следующие задачи:

.        Рассмотреть природные факторы болотообразования

2.      Дать характеристику болотных экосистем Тюменской области в зональном аспекте.

3. Рассмотреть современное хозяйственное воздействие на болотные экосистемы.

Глава 1. Условия болотообразования

По определению, принятому на Всесоюзной конференции в 1934 году, болото - это избыточно увлажненные участки земной поверхности, покрытые слоем торфа глубиной не менее 30 см в неосушенном и 20 см в осушенном виде [1].

Более точное определение дано Н.И. Пьявченко: "Болото есть географический ландшафт, закономерно возникающий и развивающийся под влиянием взаимодействия факторов среды и растительности, которое определяется постоянной или периодической избыточной влажностью и проявляется в гидрофильности напочвенного растительного покрова, болотном типе почвообразовательного процесса и накоплений торфа" [1].

В 1966 г. в дискуссии на специальном терминологическом совещании болотоведов в г. Ленинграде было принято определение: "Болото - тип земной поверхности, постоянно или длительное время обильно увлажненной, покрытой специфической растительностью и характеризующейся соответственным почвообразовательным процессом" [1].

Но наиболее удачным, является определение: болото - своеобразная и сложная природная система взаимосвязей компонентов биогеоценозов, формулирующаяся в условиях обильного увлажнения [7].

Биогеоценоз - это растительное сообщество (фитоценоз) вместе с населяющем его животным миром (зооценозом) и соответствующим участком земной поверхности - с его особыми свойствами атмосферы (микроклимата), геологического строения почвы и водного режима. Все эти компоненты составляют единый взаимообусловленный комплекс [7].

Образование болот возможно практически на любом участке суши, если на нем нарушается равновесие между общим приходом влаги и ее расходом (испарение, сток), сопровождающееся заполнением влагой почвенных горизонтов или выходом грунтовых вод на поверхность.

болото экосистема природная

Поэтому болотообразовательные процессы наблюдаются фактически во всех климатических зонах - от холодной арктической до экваториальной, отличаясь лишь интенсивностью накопления торфа на поверхности минеральных пород. Интенсивность роста торфяной массы зависит от двух основных причин: общей увлажненности той или иной территории суши и количества тепла. Наиболее благоприятные условия развития болот отмечаются в зоне избыточного увлажнения умеренного климата. В целом переувлажнение земель и образование болот определяется суммарным воздействием комплекса физико-географических факторов. Основными факторами являются: климат, геоморфологические и гидрогеологические условия [1].

Распространение болот носит четко выраженные черты зональности, определяемые зональными причинами переувлажнения (климат). Но тип болота, площадь и глубина торфозалежи, характер водного питания и водного режима болота, место его расположения, стадия развития и интенсивность болотообразования и прочие особенности каждого конкретного болота в значительной мере зависят от местных факторов (геоморфологических, гидрологических гидрогеологических и почвенных условий, геолого-структурных особенностей, растительности, антропогенной деятельности) [1].

1.1 Значение рельефа, как фактора болотообразования

Рельеф поверхности, степень естественной дренированности (густота речной сети, глубина вреза русла рек и пр.), уклоны поверхности земли определяют степень переувлажненности территории. В районах с горным и всхолмленным рельефом, хорошо развитой речной сетью развития болот не бывает, поскольку избыточная влага удаляется в виде поверхностного и грунтового стока. При равнинном рельефе с малыми уклонами избыток влаги из поверхностных почвогрунтов отводится чрезвычайно медленно и создаются благоприятные условия для переувлажнения почвы застойными водами. В соответствии с этим в зоне избыточного увлажнения болота могут располагаться на любых слабодренированных элементах и формах рельефа - на водоразделах и пологих склонах, на речных и озерных террасах, в поймах рек. [1]

Рельефу Западно-Сибирской равнины свойственна исключительная пологость [2].

Орографические особенности центральной части Западно-Сибирской равнины определяют степень заболоченности и закономерности размещения болот. Наибольшая заболоченность приурочена к широким водораздельным пространствам обширных поднятий, к понижениям вдоль зон разломов, к некоторым широким и плоским прогибам.

Большое влияние на генезис и развитие болот оказывают особенности мезо - и микрорельефа. Широко распространены замкнутые западины разных размеров, вытянутые лощины и гривы. Сложный микрорельеф имеет поверхность пород, покрытых ныне болотными отложениями. Ложа многих болот испещрены ложбинами глубиной 1,5 - 2 м, шириной 3-4 м, расположенными на расстоянии 0,5-1,0 км одна от другой.

Во многих районах Западно-Сибирской равнины встречаются суффозионные отрицательные формы рельефа: в южных областях они заняты многочисленными небольшими солеными, горько-солеными и временно-пресными озерками, в настоящее время не связанными с грунтовыми водами. В таежной зоне, вплоть до 61-62° с. ш., суффозионные отрицательные формы рельефа покрыты болотными отложениями [2].

Для Ишимской наклонной равнины характерен хорошо выраженный гривисто-лощинный рельеф. Гривы ориентированы с северо-востока на юго-запад. Гривы Ишимской лесостепи имеют высоту 12-30 м, длина их до 10-12 км. Понижения между гривами заняты речками, озерами, травяными болотами, мокрыми лугами, солончаками.

Депрессии на всей территории представляют собой углубленные днища ложбин древнего стока. Они обычно заняты озерами, заилены, мелководны (хотя отмечены отдельные депрессии такого генезиса значительной глубины), имеют низменные заболоченные берега. Крупные депрессии образовались в понижениях моренных отложений. Эти древние озерные котловины ныне тоже заняты болотами. Многие болота образовались в результате зарастания стариц [2].

В низовьях Иртыша в непосредственной близости от русел и устьев его притоков, а также по пойме среднего течения р. Оби имеются широкие понижения, заполняющиеся паводковыми водами (соры); они мелководны и занимают огромные площади. Озерные котловины, приуроченные к межгривным понижениям, отмечены в основном для юга равнины.

Многочисленные термокарстовые озера, как и депрессии иного генезиса, послужили очагами заболачивания междуречных пространств. В таежной зоне термокарстовые депрессии тоже перекрыты толщей торфа [2].

Часто встречающиеся на водораздельных пространствах и на речных террасах котловины, образованные одновременно несколькими денудационными процессами, также стали очагами заболачивания.

В процессе болотообразования на заторфованных водораздельных равнинах и террасах таежной зоны образовался новый сложный рельеф поверхности: местные выпуклости, понижения между ними, внутриболотные озера, речки, ручьи, топи. Бурно протекающие в настоящее время болотообразование и торфообразование в значительной степени определяются этими вновь созданными особенностями рельефа, влияющими на сток воды с болот и на гидрологический режим окружающих территорий [2].

В рельефе долин Оби и Иртыша лучше всего выражена и наиболее широка вторая надпойменная терраса, обычно сливающаяся с третьей и распространяющаяся почти на всю ширину долины (кроме поймы).

1.2 Значение климатических условий

Климат оказывает влияние на зональные закономерности размещения болот, определяя приуроченность болотных систем в различных климатических зонах к тем или иным элементам рельефа, а также господство определенных биоморф в растительном покрове болот. Вследствие исключительно равнинного рельефа междуречных пространств заболоченность отдельных регионов определяется соотношением климатических элементов водного баланса: осадков и испарения. Интенсивность торфонакопления и мощность торфа зависят от температурного режима и продолжительности вегетационного периода. Температурный режим в сочетании с увлажнённостью влияет на природные свойства торфа, например, на величину степени разложения, влажности.

Центральная часть Западно-Сибирской (территория Тюменской области) равнины совпадает с тремя климатическими зонами: избыточного, неустойчивого и недостаточного увлажнения. В климатической зоне избыточного увлажнения находится северная половина территории, соответствующая зоне тайги (ее северной, средней и южной подзонам) В зоне неустойчивого увлажнения располагается подзона сосново-мелколиственных лесов, а климатическая зона недостаточного увлажнения соответствует лесостепной зоне [2].

В пределах Тюменской области избыток осадков и недостаток тепла приводят к накоплению поверхностных осадков и грунтовых вод и развитию, особенно в понижениях рельефа, болотообразовательных процессов. В зоне избыточного увлажнения сумма осадков за год достигает 590 мм, испарение изменяется от 220 мм в северной тайге до 350 мм в южной, что обеспечивает высокое валовое увлажнение территории. В зоне неустойчивого увлажнения годовое количество осадков составляет 510 мм, а испарение - 420 мм, средняя степень заболоченности падает до 20% (Романова, 1976). Здесь болота приурочены к древним долинам рек, глубоким впадинам. На этих участках избыток влаги _ в верхних слоях почвы создается в результате разливов рек, весенними дождевыми поверхностно-приточными водами или благодаря выходу на поверхность грунтовых вод. В зоне недостаточного увлажнения, где сумма осадков (около 400 мм) близка к величине испарения с суши, болота имеют меньшее распространение. В создании обильного увлажнения верхних слоев почвы существенную роль играет приток поверхностных вод. Поэтому болота здесь приурочены преимущественно к отрицательным элементам рельефа: котловинообразным бессточным понижениям, озерным котловинам, речным долинам [1].

Таким образом, подзоны северной, средней и южной тайги характеризуются избытком влаги, подзона осиново-березовых лесов и зона лесостепи - ее недостатком.

В зоне избыточного увлажнения при достаточно высокой влажности поверхностного слоя почвы процесс разложения растительной массы идет медленнее, чем ее прирост. Средняя скорость торфонакопления в этой зоне увеличивается к югу. Количественное соотношение прироста и разложения растительной массы проявляется в изменении средних глубин торфяных отложений.

Соотношение влажности и температурного режима в подзоне южной тайги создают оптимальные условия для накопления торфа. Здесь процесс болотообразования и торфонакопления достигает своего максимального развития. Поэтому в подзоне южной тайги сосредоточены самые глубокозалежные болотные массивы. При дальнейшем продвижении к югу, в условиях более теплого и сухого климата, прирост органической массы, несмотря на более длительный вегетационный период, убывает. Этому способствуют периодические летние засухи (в том числе и на болотах) [2].

Глава 2. Болота Тюменской области

На территории Тюменской области болота занимают более 50% общей площади; на отдельных участках бассейнов рек Пима, Лямина, Тромъегана заболочено до 70% территории; еще выше этот показатель в бассейне р. Конды. Заболоченность Тюменской области показана на рисунке 1

Болота - сравнительно молодой элемент природного комплекса Западной Сибири. Их зарождение началось около 10 тыс. лет назад. Ежегодно добавляется примерно 100 кв.км заболоченных территорий. Средняя скорость роста торфяной толщи составляет около 0,5 мм/год. Естественная влажность торфяных болот достигает 88-91%, т.е. в 1 куб. м торфа содержится до 910 л воды. Подсчитано, что в болотах Тюменской области аккумулируется около 490 куб. км воды, что на 20% превышает среднегодовой сток Оби у г. Салехарда [2].

Широкое распространение болот, сформировавшихся в условиях избыточного увлажнения, слабой дренированности, наличия многолетней мерзлоты способствует выносу большого количества органики естественного происхождения (гуминовые и железоорганические соединения) и сопровождается увеличением окисляемости, цветности и содержания биогенов; Длительный период весеннего половодья и летне-осенних паводков, что изменяет характер динамики биогенов; зимний дефицит кислорода, вызванный питанием лишенными кислорода болотными водами, содержащими большое количество органики, на окисление которой уходит практически весь кислород, содержащийся в воде. Следствием этого являются слабые процессы нитрификации в зимний период, что, в свою очередь, способствует накоплению аммония и сернистых продуктов анаэробного гниения органических веществ. Типы болот, развитые на территории области представлены на рисунке 2.

2.1 Болота тундры

Несмотря на сравнительно большой приход суммарной радиации, климат тундры отличается суровостью и низкими среднегодовыми температурами, большей частью отрицательными. Зима продолжительная (5-6 месяцев) и очень суровая. Средняя температура января на территории, относящейся к зоне избыточного увлажнения, колеблется от - 14 до - 21°. Не менее сурова зима и в зоне неустойчивого увлажнения: средняя температура января составляет - 19,7 е. Глубина снегового покрова в среднем около 60-80 см на севере территории и 50 см на юге. Снеговой покров очень рыхлый, что облегчает перенос его и увеличивает глубину при сравнительно небольшом количестве зимних осадков. Существенным для развития болот всех зон является фактическое распределение снегового покрова, которое сильно зависит от рельефа и характера растительного покрова: снег с повышений и открытых мест сносится, на облесенных участках его глубина достигает 1,5 м. Поэтому в почве понижений рельефа и облесенных участков создаются дополнительные запасы влаги и усиливаются процессы болотообразования.

Соответственно распределению снегового покрова промерзают почвы: на 20-40 см на лесных участках и на 150 см - на открытых.

Промерзание почв приводит к возникновению сезонномерзлого слоя и к созданию временных водоупоров, в значительной степени способствующих обильному увлажнению и заболачиванию. Такая глубина промерзания отмечена лишь для минеральных почв. Промерзания болот как в таежной, так и в лесостепной зонах не бывает глубже 80 см, на глубинах более 80 см температура в течение всего года остается положительной (Котова, 1976).

Весна - короткий, ветренный, ясный и сухой сезон. Рост суммарной радиации обусловливает наибольшие повышения температуры от марта к апрелю.

Прирост органической массы на болотах зависит от продолжительности вегетационного периода. Летний (безморозный) период на севере начинается в начале июня, на юге - в конце мая. Вегетационный период (с температурой выше 5°) - 150-155 дней. Теплый период с температурой выше 15° продолжается 40-70 дней. Лето жаркое, средняя температура июля 17-18°.

Тем не менее летние заморозки (иногда даже в июле) - обычное явление. К концу августа заморозки учащаются, понижается температура. В сентябре кончается безморозный период. В северной таежной части территории температура опускается ниже 0° уже в середине сентября месяца. В южной лесостепной части такое падение температуры происходит в середине октября.

В подзоне арктических тундр развитие болот происходило в условиях крайне сурового климата, короткого вегетационного периода, при сравнительно малом годовом количестве атмосферных осадков (260-300 мм) и незначительном испарении (150 - 200 мм), на глинистых и песчаных льдистых и сильнольдистых грунтах. Сплошное распространение вечной мерзлоты в сочетании с названными выше факторами создавало благоприятные условия для развития поверхностного заболачивания. Оно охватывает долины рек, плоские равнины, депрессии на водораздельных равнинах, морских и лагунно-морских террасах, днищах спущенных озёр. В развитии болот доминирует исключительно эвтрофная стадия, что связано со спецификой процесса болотообразования, развивающегося на слабовыщелоченных и почти невыщелоченных грунтах при наличии водоупорного мёрзлого слоя. Кроме того, в болотах происходит подток минеральных вод поверхностного стока. В арктической тундре на долю эвтрофных болот приходится до 38% территории [2].

Среди арктических минеральных и торфяно-минеральных болот выделяются как некомплексные (однородные) по характеру растительного покрова болота, так и болота с ярко выраженным трещиноватым и валиково-полигональным мерзлотным рельефом. Некомплексные болота приурочены к речным долинам, берегам озёр, рек. В растительном покрове этих болот выделяются осоковые, осоково-пушицевые, осоково-гипновые сообщества. Мощность торфяных отложений - минимальная, 0,2-0,3 м. Торф низинный в основном состоит из остатков осок и зелёных мхов, степень разложения колеблется в пределах 10-25%.

Наряду с современными полигональными болотами (возраст которых не более 500 лет) в подзоне типичной тундры встречаются и реликтовые (возраст 5000-3000 лет). Они представляют собой четырёх - и многоугольные бугры высотой от 0,5 до 3,0 м, ограниченные сетью трещин-канавок. Происхождение этих болот обусловлено морозным растрескиванием грунта и последующим термокарстом, что ведёт к образованию полигонального рельефа, а также и морозным пучением, вызывающим образование бугров. Растительность реликтовых и современных валиково-полигональных болот достаточно сходна. На повышенных участках полигонов растут карликовые ивы (Salix reptans, S. pulchra). Центральные части полигонов и мочажины заняты осоково-гипновыми и осоково-сфагновыми сообществами [2].

Мощность торфа в полигональных комплексах колеблется в пределах 1,0-5,0 м. Он состоит из остатков осок, болотного разнотравья, бриевых и сфагновых мхов. Некомплексные, сравнительно однородные по характеру растительного покрова болота имеют торфяные отложения мощностью 0,2-0,8 м. Торф низинный, состоит из остатков ив, осок, мхов. В современном растительном покрове господствуют те же виды: в кустарничковом ярусе карликовые ивы и Betula папа, травяной покров состоит из Carex concolor, Arctagrostis latifolia, Dryas punctata.

В подзоне южной тундры преобладают преимущественно реликтовые полигональные болота. Многие из них находятся в стадии разрушения под влиянием термокарста и водной эрозии. Полигоны заняты кустарничково-сфагновыми сообществами. В мочажинах и трещинах-канавках господствуют осоково-сфагновые сообщества. Мощность мерзлотного слоя в полигональных болотах достигает 2,0-3,0 м. Он состоит из остатков осок, бриевых и сфагновых мхов, иногда с примесью древесных остатков. В торфяной толще встречаются пни и стволы лиственницы и ели, а также остатки травянистых растений, ныне в тундре не растущих [2].

В настоящее время процесс болотообразования наблюдается преимущественно в понижениях, где задерживается вода атмосферных осадков и скапливается влага от таяния мерзлоты. Вытаивание полигонально-жильных льдов связано с нарушением и уничтожением растительного покрова, перекрывающего полигонально-жильные льды. Причиной уничтожения растительного покрова, в свою очередь, являются термокарстовые процессы. В результате, на торфяниках с полигонально-жильными льдами в зависимости от условий дренажа образуются различные формы рельефа: на слабодренированных участках - полигонально-валиковые болота, где полигоны окружены канавами с водой, на сильнодренированных - плоскобугристые торфяники.

Затем, полигонально-валиковые болота превращаются в плоские торфяники, покрытые тундровой растительностью. Плоскобугристые торфяники либо разрушаются, при этом плоские бугры нередко становятся выпуклыми, либо канавы между буграми зарастают, заполняясь торфом, и на их месте также образуются плоские вечномёрзлые торфяники, покрытые тундровой растительностью.

Пониженные участки → полигонально-валиковые болота → плоские торфяники плоские торфяники - выпуклые торфяники

2.2 Болота лесотундры

В зоне лесотундры широко распространены бугристые (плоско - и крупнобугристые) торфяники. Они встречаются и в тундровой зоне. В таёжную зону они заходят до южной границы вечной мерзлоты.

Плоскобугристые торфяники генетически связаны с полигональными болотами и формируются в результате вытаивания полигонально-жильных льдов. Бугры обычно имеют правильное расположение и сравнительно одинаковые размеры, определяемые размерами бывших валиковых полигонов, расчленённых полигонально-жильными льдами [2].

Высота плоских бугров зависит от мощности торфа, пронизанного полигонально-жильными льдами, и местами достигает 6,0 м. Высота бугров также зависит от глубины вытаивания ледяных жил и степени дренированности участка. В расположении бугров в пределах болотного массива наблюдается следующая закономерность: краевые и наиболее дренированные участки заняты наиболее высокими плосковершинными или выпукло-вершинными буграми, ближе к центральным частям тяготеют плоские невысокие бугры; на слабодренированных участках сохраняются полигонально-валиковые болота, окружённые канавами с водой. Выпукло-бугристые торфяники часто ошибочно принимают за крупнобугристые. В действительности плоскобугристые и выпуклобугристые торфяники возникают в процессе разрушения полигонально-валиковых болот, содержащих полигонально-жильные льды. Крупнобугристые торфяники возникали и возникают в процессе пучения минеральных грунтов, подстилающих торфяники, при их промерзании. Промерзание сопровождается подтоком влаги к фронту промерзания снизу, в результате происходит формирование мощных слоев льда в минеральном ядре. Крупнобугристые торфяники, как правило, подстилаются глинистыми грунтами, пески образуют только линзы и маломощные слои. Плоскобугристые болота подстилаются песками, мощность которых составляет не менее 10,0-12,0 м.

Крупнобугристые торфяники представляют собой комплекс выпукло-вершинных вечномёрзлых торфяно-минеральных бугров высотой от 2,0 до 12,0 м и озёрно-болотных понижений. Минеральное ядро в таких буграх выпуклое и сильнольдистое. Размеры и формы бугров достаточно разнообразны. Бугры образуют комплекс то с мокрыми мочажинами, то с более сухими понижениями, то с озёрами [2].

Выявлено два типа выпуклых крупных бугров, различающихся по составу. Первый тип - это бугры, сложенные исключительно торфом. Если под торфом иногда и встречается "выпуклина" минерального грунта, то она значительно меньше торфяной части бугра, и льдистость её небольшая. Второй тип - бугры с минеральным ядром, довольно сильно насыщенным льдом. Минеральное ядро составляет основную массу бугра.

2.3 Болота тайги

В подзоне северной тайги (подзона озерково-грядово-мочажинных болот) средняя глубина болот не превышает 2,4 м. В подзоне средней тайги, где длина вегетационного периода больше, интенсивность торфонакопления несколько увеличивается; возрастают здесь и средние глубины торфяной залежи.

В северной тайге развитие болот протекало в условиях слабо расчленённого аккумулятивного и в меньшей степени денудационного рельефа, избыточного атмосферного увлажнения, близкого к поверхности залегания грунтовых вод с минерализацией от 0,1-0,5 г/л, редко до 1,0 г/л, преимущественно гидрокарбонатных кальциевых, редко магниевых, натриевых, часто с повышенным содержанием железа, органических соединений, кремнезёма. Сочетание таких природных условий определило явное преобладание в развитии северотаёжных болот олиготрофной стадии. Заболачивание высоких правобережных террас Оби (в пределах широтного отрезка её течения), началось на рубеже бореального и атлантического периодов. [2].

Таблица 1

Генезис начальных стадий заболачивания, %

Для болот в средней тайге выявляется сравнительно чёткая корреляция между возрастом торфяных отложений и их мощностью. Бореальным возрастом более 8000 лет датируются слои торфа, начиная с глубины 5,5 м и более. Болота глубиной 4,0 - 4,5 м, в основном, имеют атлантический возраст, глубиной до 3,0 м - суббореальный, до 2,0 м - субатлантический.

В суббореальном периоде в центральных частях болот олиготрофные биогеоценозы травяно-мохового типа развивались в грядово-мочажинные комплексы. Образование вторичных озёр началось в субатлантическом периоде. В условиях изменения гидрологического режима болот в сторону увеличения дренированное™ комплексы биогеоценозов грядово-мочажинного типа развивались в биогеоценозы сосново-кустарничково-сфагнового типа, окаймлённые по периферии биогеоценозами сосново-сфагнового или сосново-пушицево-сфагнового типа. На выпуклых вершинах или на крутых склонах болот в условиях хорошей проточности сосново-кустарничково-сфагновая фаза могла быть весьма продолжительной. В таком случае образовывался 3-5-метровый слой однородного по свойствам фускум-торфа. Салымо-Юганское междуречье принадлежит к округу, где господствуют слабо дренированные и прогрессивно-переувлажняющиеся болота (Орлов, 1978). Трансформация болот Салымо-Юганско-го междуречья в олиготрофную стадию развития началась в конце атлантического и завершилась в суббореальном периоде. Развитие этих болот в течение субатлантического периода характеризовалось образованием вторичных озёр среди крупных обводнённых мочажин. Этот процесс - следствие регрессивных явлений, особенно типичных для мочажин, покрытых плёнкой печёночных мхов.

Обобщённая схема сукцессии болотных биогеоценозов, характерная для северо - и среднетаёжных болот, представлена на схеме 1.

В южной тайге глубокозалежные болота (мощность торфа > 6 м) преимущественно водораздельного залегания датируются бореальным периодом. В этом периоде образовались и многие ныне погребённые торфяники, в которых линзы сильно спрессованного торфа перекрыты 2-3-метровым слоем минеральных отложений. Болота, датируемые более ранними отрезками голоцена, встречаются реже [2].

Для южнотаёжной подзоны характерно образование болот в основном на месте заболачивающегося леса. Поэтому в данной подзоне дно многих болот выстилают слои низинного древесного" древесно-осокового, древесно-сфагнового и редко переходного торфа высокой степени разложения - 40-50%. Для этих видов торфа характерно присутствие остатков древесины, коры хвойных и лиственных пород. По мере торфонакопления и изменения условий водно-воздушного режима облесенные биогеоценозы с хорошо выраженным ярусом вытеснялись эвтрофны-ми безлесными травяного и травяно-мохового типов. Иногда заболачивание начиналось с формирования безлесных биогеоценозов. В растительном покрове болот, сложенных такими биогеоценозами, обычно доминировали эвтрофные виды сфагновых мхов (Sphagnum teres, S. obtusum), из осок преобладали Carex lasiocarpa, С. appropinquata, из зелёных мхов - Calliergon cordifolium, Drepanocladus sendtneri. Большая продолжительность эвтрофной стадии, нежели в средней тайге - особенность в развитии болот южной тайги. Она связана с засоленностью подстилающих болота грунтов. Благодаря большей минерализации грунтовых вод (особенно в южной половине подзоны) болота пребывали в эвтрофной стадии до конца атлантического периода. Даже в настоящее время многие водораздельные и террасные болота на этой территории (особенно в южной половине) находятся в эвтрофной стадии [2].

Некоторое различие в продолжительности эвтрофной стадии в северной и южной половинах подзоны объясняется тем, что на характере водно-минерального питания болот сказывается карбонатное засоление грунтов, особенно сильное на юге Западной Сибири. По мере торфонакопления и прекращения питания болот за счёт грунтовых карбонатных вод это различие в первоначальных условиях болотообразования нивелируется.

Болота, недавно вступившие в стадию атмосферного питания, обычно имеют слегка выпуклую и слабо дифференцированную на формы микрорельефа поверхность. В растительном покрове таких болот господствуют сосново-сфагновые и сосново-пушице-во-сфагновые фитоценозы. Развитие плоских олиготрофных болот в выпуклые происходило во второй половине голоцена. Наиболее выпуклые и хорошо дренированные участки таких болот в настоящее время заняты биогеоценозами сосново-кустарничково-сфагнового типа. Окраины сильно обводнены либо за счёт поверхностного стока с центральных выпуклых участков болот, либо за счёт делювиального стока с окружающих болота минеральных склонов. Подтопляемые окраины обычно заняты эвтрофными безлесными биогеоценозами [2].

Дальнейшее развитие болот сопровождалось формированием плоских вершин с замедленным поверхностным стоком. Ныне они заняты комплексами биогеоценозов грядово-мочажинного типа. Из трёх стадий развития олиготрофных болот, большинство современных южнотаёжных болот находится в стадии либо сильно выпуклых и сравнительно хорошо дренированных, либо в стадии выпуклых болот с ровной центральной частью.

В южной тайге по сравнению с подзоной средней тайги количество вторичных озёр на болотах резко сокращается. Господствуют сосново-кустарничково-сфагновые болота. Среднеобводнённые комплексы грядово-мочажинного типа приурочены лишь к плоским центральным участкам болот.

.4 Болота лесостепи

Глубина залегания грунтовых вод в лесостепи колеблется от 2-3 до 20 - 30 м, причём на большей территории она превышает 5-10 м. Поэтому средняя заболоченность лесостепи не более 7%. Причиной болотообразовательного процесса в отдельных районах юга области является характер рельефа: наличие бессточных мало дренированных пространств с разнообразными отрицательными формами рельефа, отличающимися высокой степенью засоленности грунтов. Высокая степень минерализации грунтовых вод обеспечивает начало заболачивания исключительно с эвтрофной стадии. Степень минерализации грунтовых вод возрастает в направлении с севера на юг. В северной части лесостепи и в расчленённых восточных районах грунтовые воды характеризуются сравнительно невысокой минерализацией (0,5-3,0 г/л). По химическому составу они чаще всего гидрокар-бонатно-кальциевые. На более засушливых участках с нерас-членённым рельефом широко развиты грунтовые воды гидрокар-бонатно-натриевого (кальциевого и кальциевого-магниевого), хлоридно-натриевого, хлоридно-сульфатно-натриево-кальциево-го, сульфатно-хлоридно-натриевого и другого химического состава с минерализацией от 3-5 до 30-50 г/л, в отдельных районах и более 50 г/л. Наиболее высокоминерализованные грунтовые воды хлоридно-натриевого и сульфатно-хлоридно-натриевого состава формируются на плоских, бессточных равнинах (особенно в небольших понижениях рельефа) при небольшой глубине залегания вод за счёт континентального засоления [2].

Займища, глубина которых не превышает 2,0 м, имеют субатлантический возраст. Зарастание озёр и образование займищ - явление, свойственное преимущественно северной лесостепи. Оно обусловлено тем, что на этой территории пересыхание озёр и связанное с этим засоление сказывается только на периферии водоёмов. Заболачивание депрессий и водоёмов с высокой концентрацией солей обычно ограничивалось тростниковой стадией с солончаковой растительностью на периферии. Сначала образовывались тростниковые займища с участием группировок из тростника и камыша, которые в дальнейшем развивались в кочкарно-осоковые болота [2].

Для лесостепных рямов наиболее характерны сосново-кустарничково - сфагновые сообщества. Особенностью лесостепных рямов, отличающей их от таежных болот такого типа, является преобладанием сосны обыкновенной, брусники и зеленого мха плеуроциума Это своеобразие рямов лесостепи сильно отличает их от биогеоценозов сосново-кустарничково-сфагнового типа, развивающихся в условиях континентального, но влажного климата таёжной зоны или влажного приморского климата в других регионах России [2].

Заключение

1. Современная заболоченность территории Тюменской области составляет 70%. Это обусловлено факторами равнинности рельефа, распространения многолетнемерзлых пород, климатических условий.

. Современные болота на территории области имеют четко выраженную зональную дифференциацию:

Тундра - Травяно-моховые и травяно кустарничково-мохово-лишайниковые комплексные полигональные болота.

Лесотундра - Кустарничново-мохово-лишайниковые и травяно-сфатновые комплексные плоскобугристые болота.

Северная тайга - Плоскобугристые болота в сочетании с крупнобугристыми болотами, кустарничково-дикраново-лишайниковые и травяно-моховые комплексные крупнобугристые болота.

Средняя тайга - Кустарничково-дикраново-лишайниковые и травяно-моховые комплексные крупнобугристые болота, сфагновые (грядово-мочажинные) и сосново-кустарничково-сфагновые олиготрофные выпуклые болота.

Южная тайга - Осоковые и осоково-гипновые евтрофные плоские болота.

Подтайга - Тростниковые и тростниково-осоковые евтрофные займища в сочетании с олиготрофными рямами.

Лесостепь - Травяные, местами засоленные, вогнутые евтрофные болота.

Список литературы

1.      Мир болот. Учебное пособие / Под ред. Проф. Доктора технологических наук А.М. Черняева. - Екатеринбург. - Банк культурной информации, 2001 - 176с.

2.      Болотные системы Западной Сибири и их природоохранное значение. Под ред. д. б. н. профессора В.Б. Кунаева. - Тула: Гриф и К°, 2001. - 584 с: ил.

.        Боч М.С., Мазинг В.В. Экосистемы болот СССР.Л., 1979.

.        Лапшина Е.Д. Флора болот юго-востока Западной Сибири. Томск., 2003

.        Атлас Тюменской области. Часть I. Главное управление геодезии и картографии при совете министров СССР. Москва-Тюмень., 1971 - 156с.

.        #"872780.files/image001.gif">