Современные режимы

Гидрологический. Особенности осенне-зимне-весеннего сезона в значительной степени определяют состояние бассейна, характер распределения и таяние снежного покрова. Основным фактором, определяющим величину весеннего стока, является запас воды в снежном покрове.

Снегомерные съемки, проведенные на олиготрофных ландшафтах, выявили отсутствие существенной разницы между максимальными снегозапасами на заболоченных и болотных участках, что позволяет взаимно использовать результаты снегомерных съемок. Коэффициенты вариации, характеризующие пространственную неравномерность распределения снегозапасов, составляют в лесах 0.10-0.15, сосново-сфагновых комплексах 0.10-0.20, грядово-мочажинных и грядово-озерковых комплексах 0.400.70.

Водный режим БЭС оказывает влияние на уровенный и водный режим р. Ключ. Согласно исследованиям К.Е. Иванова [6, 37] сток с болот начинает формироваться после подъема уровня грунтовых вод к верхним горизонтам деятельного слоя, характеризующихся высокими значениями коэффициента фильтрации, которые во много раз превышают возможные интенсивности водоотдачи из снега и выпадения жидких осадков. Это приводит к тому, что в начальный период таяния снега вся талая вода расходуется на пополнение влагозапаса торфяной залежи и подъем уровня болотных вод (УБВ) на склонах верхового болотного массива и его периферии. Существенный сток начинает формироваться после подъема УБВ. Талая вода с открытого болота, вследствие более позднего таяния снега, частично расходуется на насыщение снега и верхнего горизонта, а остальная часть поступает в русловую сеть. Отсюда следует, что на режим стока в период снеготаяния существенное влияние оказывает уровень грунтовоболотных вод перед началом таяния снега.

Частое наложение “болотной” и “лесной” волн половодья приводит к формированию преимущественно одномодального гидрографа половодья. Наибольшая интенсивность подъема уровней в период половодья составляет 0.4 м/сут. Пойма затапливается на 30-40 дней. Спад половодья происходит постепенно с наибольшей интенсивностью 0.3 м/сут, наименьшей - 0.1 м/сут и заканчивается во второй половине июня - начале июля. Сток за период половодья в среднем равен 82 мм (минимум 10мм в 1982 г. и максимум 267мм - 1986 г.). Согласно Д.А. Буракову [11] и наших наблюдений грунтово-болотная составляющая в подобных бассейнах с малым врезом русла участия в формировании половодья не принимает. Об этом же свидетельствует и то, что глубина промерзания торфяной залежи в этот период достигает 0.3-0.4 м.

После схода снега в формировании стока принимают участие грунтово-болотные воды, накопленные еще в период выпадения осенних дождей. Между стоком р. Ключ и уровнем болотных вод в этот период проявляется тесная связь (рис. 31). Общая продолжительность подъема УБВ весной составляет 5-35 дней и зависит от хода температуры воздуха и выпадения атмосферных осадков. Так в 1998 г. снижение УБВ ниже отметки средней поверхности началось только с 19 июля, на периферии болота - на неделю раньше (12 июля). Уровень болотных вод понижается в среднем на 1-2 см/сут, а в периоды без дождей - до 5 см/сут. В этот период сток р. Ключ определяется фильтрационными свойствами деятельного слоя торфяной залежи, который на исследуемом олиготрофном болоте достигает глубины на отдельных участках 0.2 - 0.6 м. В этом слое наблюдается самая высокая пористость и водопроницаемость. Коэффициент фильтрации деятельного слоя не выходит за пределы 1.2-9.7 м/сут [69]. Проведенные нами исследования показали, что в торфяной залежи БЭС отмечается чередование слоев с разной фильтрационной способностью. Так водоприток в шурф, площадью 0.126 м2 из верхних горизонтов составил 0.21 л/сек, нижних - 0.042 л/сек.

Рис.31.

Сток в летний период уменьшается при общем снижении УБВ. Так в июле УБВ в центральной части болотного массива (открытая топь, п. 5) снижается до глубины 8.6 и 2.6 см соответственно, а в п. 2 и 4, расположенных на окраине болота, УБВ соответственно равен 24.8 и 26.6 см. Наибольшая амплитуда колебания УБВ (до 42 см) характерна для периферии болота, в центральной части болота она равна 14 см. Влажность деятельного слоя изменялась незначительно.

Таким образом, в условиях плоского рельефа и сильной заболоченности естественный дренаж осуществляется в небольших размерах. Так сток летней межени 1998 г. измеряется величиной 24 мм при общем стоке 97 мм. В маловодные годы водоток пересыхает, что отмечалось в 1980 и 1990 годах. Сток возобновляется осенью при выпадении осенних дождей.

Гидротермический и окислительно-восстановительный. Основополагающими работами многих исследователей [16, 35, 36, 39, 61, 90] было показано, что торфяная залежь по биофизическим свойствам разделяется на 2 горизонта: верхний - относительно небольшой (менее 1м) и нижний, представляющий основную массу торфяной залежи. Различия

заключаются, прежде всего, в интенсивности протекающих в этих слоях физических и биохимических процессов. По предложению В.Д. Лопатина [61], верхний горизонт стали называть активным или деятельным слоем (акротелм - на западе), нижний - инертным слоем (или катотелм). Изучение процессов, протекающих в активном слое, позволяет судить об условиях образования торфогенного слоя, то есть того слоя, в котором происходят процессы неполного разложения отмирающей растительности и формирования торфа.

Известно, что точное положение границы между активным и инертным горизонтом всегда является до некоторой степени условным. Главным фактором, определяющим интенсивность биохимических процессов в активном слое, является, по мнению гидрологов-болотоведов, периодические колебания уровня болотных вод (УБВ) и их амплитуды и, вследствие этого, как считает К.Е. Иванов [39], периодический доступ кислорода из воздуха в толщу органических отложений.

Согласно вышеизложенному, мощность активного слоя, характерная для любого типа болотного микроландшафта, может приниматься равной расстоянию от поверхности болота до среднего многолетнего минимального уровня болотных вод, наблюдающегося в теплый сезон года. При этом К.Е. Ивановым [39] утверждается, что более низкие положения периодически повторяющихся минимальных уровней, отмечающихся в отдельные сухие годы, по сравнению со средним их положением, уже не оказывают существенного влияния на процессы торфообразования.

Вместе с тем, на наш взгляд, следует учитывать, что, с современных позиций торф - это полуколлоидная высокомолекулярная многокомпонентная полифракционная гидрофильная система [58]. Такие свойства торфа определяют все адсорбционные и электрокинетические явления, а следовательно, и интенсивность биохимических процессов в торфяной залежи. Нами высказывается предположение, что, исходя из вышеприведённого определения торфа, мощность активного слоя в торфяной залежи больше, чем это определено в понятии активного слоя К. Е. Ивановым [39]. Это предположение можно проверить с помощью анализа окислительно-восстановительных условий в торфяной залежи.

Рассмотрим, насколько соотносятся показатели ОВП активного горизонта уровню болотных вод на разных биогеоценозах исследуемого ландшафтного профиля. Так, ОВП торфяной залежи изменялся за период наблюдений от -274 до +928 мВ, что свидетельствует о неоднородности окислительно-восстановительных условий в пространстве и во времени. За этот же период УБВ в разных типах болотных ландшафтов колебался от +12.4см до -71см, при этом самые низкие уровни отмечались на высоком ряме.

Период исследований охватывал годы умеренно влажные (гидротермический коэффициент (ГТК) =1.1 в 1998 и 2000 гг.) и засушливый (в 1999 г. ГТК = 0.6). Учитывая, что ряд наблюдений небольшой, при выделении активного слоя пользовались показателями среднегодовых уровней. Если рассмотреть средние уровни болотных вод за теплый период года (табл.21), то активный слой торфа на разных биогеоценозах изменяется от 4 до 27см. Анализ представленных данных за 3 года исследований позволяет сделать вывод о том, что активный слой на биогеоценозах исследуемого профиля составляет не более 30см.

Таблица 21.

Средние уровни болотных вод 1998-2000 гг., см.

Динамика Eh в торфяной залежи, мВ (числитель - слой 0-50 см, знаменатель - слой 50-100 см).

Проведем сравнение полученных данных с показателями ОВП (табл.22). Все значения ОВП в слое 0-50см превышают величину 200мВ. Последняя считается границей перехода восстановительных условий в окислительные. Значения ОВП выше 350мВ свидетельствуют о стабильном преобладании окислительных процессов [78]. Реакции окисления и восстановления, как правило, происходят в присутствии кислорода, который содержится в гетерогенной многофазной среде, какой является торфяная залежь, даже в затопленном состоянии. В слое 50-100см (см. табл.22) господствуют восстановительные условия, свидетельствующие о преобладании в торфяной залежи окислительно-восстановительных систем типа:

SO42- « И28(ОВП(-200) - (-350)мВ) и

CO2 « СИ4(ОВП(-200) - (-500)мВ).

Но и в этом слое в отдельные периоды отмечается динамика окислительно-восстановительных процессов, выражающаяся в чередующейся смене периодов с различными значениями ОВП. Следует отметить, что именно в этом слое выражена пространственная неоднородность развития окислительно-восстановительных процессов. В особенности это отмечается в торфяной залежи низкого ряма и открытой топи.

Важно отметить, что торф на 70% состоит из органического вещества, которое относится к числу важнейших компонентов, определяющих протекание окислительно-восстановительных процессов. В органическом веществе торфов содержится до 40% гуминовых веществ, которые обладают сильно выраженной восстановительной способностью и, следовательно, обычные градации оценки окислительно-восстановительного состояния, приведенные выше, не совсем приемлемы для торфяной залежи. Надо полагать, что эта оценка происходит в сторону завышения восстановительных условий. Отсюда следует, что предел 200мВ, являющийся в минеральных грунтах границей перехода к восстановительным условиям, в органогенном слое должен быть много ниже. Поэтому при описании окислительно-восстановительных процессов торфяной залежи нам представляется, что будет правильнее принять за границу перехода к восстановительным условиям ОВП = 0мВ. Конечно же, это положение в дальнейшем должно быть ещё изучено.

В умеренно влажном 1998 г. изоплета ”0мВ”, характеризующая восстановительные условия, проходила на глубине 90см (рис.32), в засушливом 1999 г., начиная с июля, ОВП имел интервал значений от 0 до 800мВ, характеризуя резко контрастные условия. Аналогичные результаты были получены в умеренно-влажных условиях 2000 г., когда ОВП метрового слоя на протяжении всего теплого периода изменялся в пределах 0-800мВ, а в августе и сентябре вся метровая залежь характеризовалась резко окис-

лительными условиями (400-600мВ).

Рис.32. Динамика ОВП в торфяной залежи ландшафтного профиля в 1998 (а), 1999 (б) и 2000 (в) годах.

В то же время на открытой топи динамика ОВП характеризуется варьированием не по глубине торфяной залежи, а во времени (см. рис.32). В течение всех 3 лет исследований изоплеты ОВП в пределах 0-200мВ простираются на глубине 50-70см на протяжении всего теплого периода. Все это позволяет признать, что осоково-сфагновая топь формируется в условиях проточных болотных вод, стекающих с водораздельных пространств, различных по насыщенности кислородом.

На основании вышеизложенного можно сделать предположение, что мощность активного слоя олиготрофных болот в условиях естественного залегания, судя по величине ОВП, больше, чем предполагал К.Е. Иванов по среднемноголетнему минимальному уровню болотных вод.

Высказанное положение подтверждается проникновением активных температур вглубь торфяного профиля (табл.23), что также свидетельствует об активизации биохимических процессов в метровой толще торфяной залежи. В 1998г по пунктам наблюдений стационарно были заложены датчики температуры до глубины 1м. Рассмотрим температурные условия по пунктам наблюдений на примере 1998 года.

По метеорологическим условиям 1998 год характеризовался как жаркий и засушливый. Общая сумма осадков за май-сентябрь составила 136.1 мм или 57% от среднемноголетней нормы. По температурным условиям июль был самым засушливым и жарким. Среднемесячная температура июля 20.5оС, максимальная - 27.4оС, а количество осадков - 5.9мм.

Известно, что при одинаковом потоке тепла в торфяных почвах, в отличие от минеральных, происходит нагревание в основном поверхностного слоя, что объясняется их высокой влагонасыщенностью.

В торфяной залежи заболоченного леса наблюдалось полное соответствие температурного режима в слое 0-20 см динамике температур воздуха. Переход температуры через 5оС в слое 0 - 10 см отмечался в середине мая, на глубине 20 см - только в начале июня. Слой 0-20 см прогрелся до 10оС в первой декаде июля, период активных температур (более 10оС) составил 65 дней.

В высоком ряме (п.2) с мощностью торфяного слоя 90 см переход температуры торфяной залежи через 5оС произошел 27 мая. Следует заметить, что с глубиной колебания температуры, определяемые погодными условиями, существенно снижаются. Слой торфа глубже 60 см характеризуется относительно стабильной температурой в пределах 2.6 - 8.6оС. Период активных температур длился также как и в торфяной залежи заболоченного леса - 65 дней. Торфяная залежь полностью прогрелась до 15.6оС в начале августа.

Более высокими температурами характеризовалась торфяная залежь

низкого ряма (п.3). Полуметровый слой торфяной залежи прогрелся до 5оС в середине мая, метровый - в конце мая. В июле - начале августа высокие температуры воздуха способствовали прогреванию всего метрового слоя до 15оС. Период активных температур в слое 0-50 см длился 100 дней.

Своеобразным температурным режимом отличается торфяная залежь осоково-сфагновой топи (п.5). Отсутствие древесного яруса и активное внутрипочвенное перемещение влаги, стекающей с прилегающей территории, приводит к формированию в профиле разнородных по температурным условиям слоев. Так, верхний полуметровый горизонт осоковосфагновой топи прогрелся до 10оС в начале июня, но затем резкое снижение УБВ в подчиненных ландшафтах, надо полагать, вызвало перемещение непрогретых болотных вод, и в слое 25-55 см с начала июля и до начала августа отмечалось понижение температуры до 7-10оС. А на глубине 75-85 см с середины июля до начала сентября продолжалось прогревание до 15-17оС, при средней температуре торфяной залежи 10-15оС.

Завершая изложение, ещё раз подчеркнем, что многие проблемы свойств активного слоя остаются недостаточно исследованными. К ним можно отнести и исследования окислительно-восстановительного состояния активного слоя. С другой стороны, ОВП может служить комплексным показателем интенсивности и направленности протекания биохимических процессов и, следовательно, более достоверно характеризовать границы активного слоя олиготрофных болот.

Таблица 23.

Характеристика температурного режима торфяной залежи в пунктах наблюдений за

май-сентябрь.

Примечание: п.2 - высокий рям, п.3 - низкий рям, п.5 - осоково-сфагновая топь.

Гидрохимический. О воде как важнейшем компоненте природной среды, обеспечивающем жизнь на Земле и сохраняющем Биосферу, написано достаточно много. Хорошо известно, что все природные воды представляют собой единое целое, однако их качественный и количественный состав определяются региональными особенностями.

За последние годы возросли антропогенные нагрузки на водные ресурсы. Учитывая, что водный фактор является наиболее адекватным индикатором экологического состояния окружающей среды, современная концепция устойчивого развития уделяет ему особое внимание. Знание фоновой составляющей химического состава природных вод позволяет прогнозировать и степень антропогенного вмешательства в природный процесс. Поэтому изучение конкретных водных объектов и характерных для них физических, химических и биологических процессов трансформации вещественных и энергетических потоков на водосборных территориях представляет большую перспективу в отношении химической компоненты общего геостока на Земле.

Болота занимают 4% суши и аккумулируют в себе около 4.3 тыс. км3 воды, состав которых имеет ряд особенностей: они обогащены органическим веществом (ОВ) гумусовой природы, почти не содержат растворенного кислорода, имеют низкую минерализацию. Согласно А.И. Перельману, болотные воды по окислительно-восстановительным условиям представляют собой неравновесную систему, для которой характерны ассоциации окислителей (О2, Бе3+) и восстановителей (растворенные гумино- вые кислоты и Бе2+). Наличие большого количества гумусовых веществ (ГВ) специфической природы объясняет отсутствие в болотных водах баланса между катионной и анионной составляющими. Среди ГВ выделяют две главные совокупности: гуминовые кислоты (ГК) и фульвокисло- ты (ФК), последние более растворимы, что объясняется высоким вкладом в их структуру карбоксильных групп и фенольных оксигрупп. Поэтому содержание ФК в болотных водах почти на порядок превышает содержание ГК. Высокая обменная емкость ГК обеспечивает образование прочных комплексных соединений с ионами металлов. Именно комплексообразование с ГК играет решающую роль в процессах растворения, переноса и отложения элементов в зоне гипергенеза.

Геохимический аспект воздействия болот на состав речных и подземных вод практически не исследован. С одной стороны БЭС являются геохимическими барьерами [21], которые благодаря своей высокой сорбционной способности закрепляют большой спектр загрязняющих веществ из атмосферы, выводя их из круговорота веществ. Но с другой стороны, сложный химический состав самих торфов в торфяной залежи БЭС, их физколлоидная структура формируют собственный гидрохимический состав болотных вод. Атмосферные осадки прежде чем попасть в подземные водоносные горизонты проходят стадию болотного генезиса. В органогенной среде торфяной залежи преобразуются и грунтовые воды, питающие БЭС. В итоге образуются пресные воды, обогащенные углекислотой, метаном, растворенными органическими веществами, железом, марганцем и другими болотными компонентами. Так образуется особый вид болотных вод, состав и процессы взаимодействия в которых изучены недостаточно.

Все процессы взаимодействия водных масс с продуктами жизнедеятельности биогеоценозов можно, в какой-то мере, рассматривать как особую региональную термодинамическую систему (солнечно-бассейновая единица по [46]), в которой главенствующая регулирующая роль принадлежит живому веществу. Кроме того, болота верхового типа являются элювиально геохимически автономными, что позволяет проследить миграционный поток веществ в балансовом варианте.

Болотную воду на анализ отбирали в колодцах каждого болотного фитоценоза (пп. 2, 3, 4, 5), а также в р. Ключ и в р. Бакчар до впадения в нее р. Ключ. Макрокомпоненты анализировались по общепринятым методикам [99], гуминовые и фульвокислоты по [76]. Определение концентраций тяжелых металлов (ТМ) проводилось по аттестованной методике количественного атомно - эмиссионного анализа с приготовлением зольного остатка по госту 27784 -88.

Вынос элементов со стоком р. Ключ со всей водосборной площади рассчитывался по суточным интервалам. По значениям концентраций соответствующих элементов и среднему суточному расходу воды определялся расход каждого элемента, как произведение концентрации на расход воды. Вынос за более продолжительные интервалы времени рассчитывался суммированием суточных величин выноса.

Объем стока, его динамика и условия формирования определяют миграционный поток веществ с олиготрофных ландшафтов в болотные речки. Результаты изучения концентрации химических элементов в р. Ключ (табл. 24) выявляют их значительную изменчивость в разные годы и гидрологические фазы стока.

Химический состав речных и болотных вод за 1994 - 1998гг., мг/л

Примечание: * - данные за 1998г. ** - средние значения.

Болотное происхождение малого водотока р. Ключ определяет пониженное содержание в воде средних значений ионов Ca2+, HCO3-, SO42-, но несколько повышенное - Реобщ, NH4+ и появление промежуточного продукта восстановления нитратов NO3--NO2-, который может присутствовать только в восстановительных условиях. Воды р. Ключ обогащены органическим веществом, что подтверждается высокими значениями химического потребления кислорода (ХПК), гуминовых и фульвокислот (табл. 25). Химический состав вод р. Бакчар, берущей начало с болот и протекающей среди них, в значительной степени повторяет химический состав вод р. Ключ.

Содержание органических веществ, мг/л, 1994-98 гг.

Таблица 25.

Примечание: в числителе - экстремумы; в знаменателе - среднее значение; *- за 1998 г.; ХПК - химическое потребление кислорода

Анализ полученных данных позволяет сделать вывод о том, что атмосферные осадки, формирующие сток рек, успевают перемешаться с водами зоны деятельного слоя торфяной залежи, прошедшими биохимический цикл обменных процессов в системе торф - вода.

Отсюда следует, что химический состав стока веществ болотной реки формируется в деятельном слое торфяной залежи каждого биогеоценоза геохимически сопряженных олиготрофных ландшафтов.

Большое значение имеют окислительно-восстановительные условия деятельного слоя торфяной залежи болота, в которых формируется гидрохимический состав болотных вод с индивидуальными особенностями, соответствующими каждому типу фитоценоза. Наибольшая концентрация практически всех компонентов отмечается на окрайке болота в заболо-

ченном лесу (п.2). На исследуемом водосборе этот фитоценоз играет роль геохимического барьера.

Специфичность органоминерального типа болотных вод проявляется и в элементном составе (табл. 26). Имеющиеся немногочисленные исследования по биогеохимии торфяных болот показали, что торфяная залежь содержит значительное количество рассеянных элементов, выполняя роль глобального сорбента, регулирующего их содержание [25]. Разными авторами было показано, что в поглощении ионов преимущественно участвуют тонкодисперсные частицы, полуторные оксиды и гуминовые вещества, которые в больших концентрациях содержатся в болотной воде [40, 92].

Содержание элементов в болотной воде и стоке р. Ключ, среднее за вегетационный период, мкг/л.

Примечание: - отсутствие элемента

Согласно [44], содержание микроэлементов в торфах Западной Сибири в значительной степени определяется их ботаническим составом, и в меньшей степени они концентрируются в верховых торфах. Поэтому содержание элементов в болотных водах открытой топи (п.5), сложенной с поверхности верховым сфагновым торфом слабой степени разложения, меньше чем на периферии болота (п.2, высокий рям). Исключение составляют соединения Ti и Sr, содержание которых одинаково по всем геохимически сопряженным ландшафтам бассейна реки Ключ. В исследованных болотных водах практически всех фитоценозов отмечается высокое содержание тяжелых металлов по сравнению с приведенными в работах ряда исследователей [3, 69].

Биохимические процессы, протекающие в торфяных залежах, определяют химический состав болотных вод, представляющих собой усредненную пробу метрового слоя торфяной залежи каждого БГЦ исследуемого ландшафтного профиля. Известно, что углерод в форме растворимых фенольных, альдегидных, карбоксильных соединений, а также фульво- и гумусовых кислот присутствует в болотной воде верховых болот в пределах 20-105 мг/л. Содержание водорастворимого углерода в исследуемых водах в своих максимальных значениях составляет 145.6 в трансаккумулятивной части ландшафтного профиля и 80.5 мг/л - в автономной. Высокое содержание углерода отмечается в реках Ключ и Бакчар (река вытекает из Васюганского болота, площадь водосбора -2040 км2). Отмеченная закономерность проявляется и в показателях окисляемости.

Важная роль в формировании гидрохимического состава болотных вод принадлежит водорастворимым гумусовым кислотам, особенно фрациям ФК. Воды болот в этом случае характеризуются желтоватой окраской, а величина окисляемости обычно имеет значение от нескольких десятков до сотен мг О2/л, в среднем составляя 200-300 мг О2/л. Содержание водорастворимого углерода в снеге, например, не превышает 8 мг/л, окисляемость - 12.3 мг О2/л. Превышение содержания ФК относительно ГК в исследуемых водах составляет 5-20 раз, чаще до 10, что вполне соответствует содержанию их в торфах. Высокое содержание в торфах подвижных соединений ОВ и достаточно высокая микробиологическая активность всего профиля торфяной залежи также подтверждают, что химический состав стока с заболоченного водосбора определяется не только атмосферными осадками, как это полагают некоторые исследователи, а в том числе за счет трансформационных процессов в самой торфяной залежи. В целом же сток с болота осуществляется посредством поверхностного и внутризалежного стока. Глубина формирования последнего, по нашим исследованиям, определяется мощностью деятельного горизонта в нашем понимании, что было рассмотрено выше. В связи с тем, что интенсивность процессов разложения торфа на верховом болоте возрастает от центра к

краевой части болота (автономная - трансаккумулятивная части профиля), это приводит к увеличению содержания всех компонентов геохимического стока в этом направлении. Вместе с тем, высокая миграционная способность ФК объясняет тот факт, что главной миграционной формой многих элементов в речных водах являются прочные растворимые высокомолекулярные фульватные комплексы анионного типа. Комплексообразование с природными лигандами объясняет механизм самых разнообразных процессов, происходящих в зоне гипергенеза.

Таким образом, общий вынос минеральных и ОВ согласуется с отмеченными выше закономерностями по водному стоку и миграции веществ в ландшафтном профиле. В целом динамика выноса элементов определяется преимущественно ходом стока воды, показатель которого - синхронность распределения ежедневных расходов воды и химических элементов.

В целом динамика выноса элементов определяется преимущественно ходом стока воды. Подтверждением этого является синхронность распределения ежедневных расходов воды и концентрации в ней химических элементов. Общий объем выноса химических элементов за период стока составил: Ca2+ - 1398 кг/км2, Fe^-311, SO42--391, NO3--236, NO2- - 1, Pb- 2.253 10-3 , Mn-317.2910-3, Zn-41.19110-3, Ni-8.15110-3, Ti-29.651 10-3 кг/км2. Вынос со стоком растворенного органического вещества оказался равным 6945 кг/км2 или 6.9 гм -2г -1.

По видимому, динамика ОВ имеет иные закономерности миграции. Прежде всего это определяется сложным составом ОВ собственно болотных вод. К этому следует добавить сложный комплекс химических реакций, включающих в себя процессы синтеза и ресинтеза ОВ в торфяной залежи, а также микробоэнзимологические превращения ОВ самих торфов. По результатам исследований выявляется общая направленность миграционных процессов от открытой топи к заболоченному лесу, и в трансаккумулятивной части ландшафта происходит окончательное формирование состава болотной воды, которая затем поступает в водоприемник (р. Бакчар).

Более детально рассмотрим данное предположение на примере динамики ИК спектров веществ фенольной природы, которые могут составлять от 3-5 до 41 % от общей суммы водорастворимых ОВ. Сравнительное исследование в торфах и осадках болотных вод ландшафтного профиля ИК-спектров и их спектральных коэффициентов, отражающих соотношение гидрофильной и гидрофобной составляющих в структурах молекул полифенолов, позволило выявить особенности миграции водорастворимых ОВ. Как правило, количество гидроксильных, фенольных гидрокси-

лов, карбоксильных групп и ароматических фрагментов повышается в водорастворимых веществах в августе, сентябре, что объясняется высокой микробиологической активностью в системе: торфяная залежь - болотные воды, прогретой в этот период до 150С.

В болотной воде автономной части ландшафта соотношение оптических плотностей гидроксильных групп D3400/D1460 колеблется от 0.89 до 1.49, фенольных гидроксилов D1270/D1460 - 0.78-0.86, карбоксильных групп D1720/D1460 - 1.16-1.28 и ароматических фрагментов D1620/D1460 - 1.20-1.85. В водорастворимых веществах транзитной и трансаккумулятивной части повышается доля фенольных гидроксилов Di270/DJ460 до 0.96 и карбоксильных групп Di720/DJ460 - 1.73 по сравнению с автономной частью. В реках Ключ и Бакчар для водорастворимых веществ характерно незначительное содержание перечисленных функциональных групп вследствие разбавления мигрирующего потока поверхностными водами, стекающими с незаболоченной части территории. Возможно этими причинами объясняются также иные закономерности миграции ОВ в системе сопряженных олиготрофных ландшафтов.

Таким образом, рассматривая условия формирования химического состава, качества болотных, речных вод заболоченных водосборов и роль болот в этом процессе, необходимо, во первых , учитывать соподчиненность ландшафтов в речном бассейне и участие поверхностного и внутриболотного стока в зависимости от периода вегетации.

Во вторых, крайне важным является более детальные исследования ботанического состава торфяного профиля БЭС. Так, анализируя химический состав болотных вод, мы исходили из общего представления строения торфяной залежи по ландшафтному профилю. Было показано, что деятельный горизонт (1 м) автономной части профиля сложен сфагновым торфом, транзитная - фускум и медиум торфом, трансаккумулятивная - сосново-пушицево-сфагновым, который сменяется вниз по профилю на древесно-пушицевый переходный. Вместе с тем, например, сфагновая залежь деятельного слоя состоит из 9 видов сфагновых мхов и включает также осоки, хвощи и пушицу, а отсюда и разнообразие состава болотных вод. Разные торфообразователи содержат водорастворимых веществ от 3 до 21%. В свою очередь в состав водорастворимых веществ входят моно- и полисахариды, пектиновые вещества. Следовательно, их соотношение в торфообразователях также будет разным и, надо полагать, иной будет и степень полимеризации их ОВ на разных глубинах торфяной залежи, а отсюда и степень подвижности. И это следует учитывать.

В третьих, на формирование химического состава стока веществ оказывают влияние биохимические процессы, активно протекающие в деятельном и инертном горизонтах торфяной залежи.

В целом роль ОВ как наиболее распространенного в процессах миграции и концентрирования элементов на заболоченных территориях с проявлением торфогенеза очевидна и требует дальнейшего развития и детализации.

Отметим, что к настоящему времени изучение закономерностей формирования водных ресурсов в целом завершено. В будущем одной из основных задач будет развитие идей о геостоке. Г еостоком можно считать суммарный речной сток воды, наносов, растворенных веществ, тепла. Соподчинение частных водосборов, элементов русловой сети носит явно системный характер. Поэтому изучение конкретных водных объектов и характерных для них физических, химических и биологических процессов трансформации вещественных и энергетических потоков на водосборных территориях представляет большую перспективу в отношении химической компоненты геостока. Сложно предположить, что в данной экономической ситуации эта проблема будет решаться на основе создания крупномасштабной системы мониторинга всех рек страны. Более реальна отработка моделей геостока для малых водосборов, находящихся в разных природных условиях, как, например, рассмотренного в данной работе заболоченного водосбора реки Ключ.

При разработке математической модели выноса химических веществ с поверхности водосборного бассейна и их движения по русловой сети принималось во внимание следующее:

Вынос химических элементов в период весеннего половодья и дождевых паводков происходит преимущественно с поверхностным стоком воды, который изменяется не только во времени, но и по площади водосбора. Пространственная неоднородность условий формирования стока учитывается разделением площади водосбора по ландшафтному признаку. При расчетах движения растворенных веществ введены следующие допущения. Задача решается в одномерной постановке. Концентрация рассматриваемых ингредиентов принимается осредненной по живому сечению потока или эффективной площади сечения склона для склонового стока, т. е. меняется только по длине и во времени. Считается, что растворенные вещества распространяются только благодаря движению воды и совместно с ее частицами, не обладая при этом собственными возможностями перемещения (молекулярная диффузия и т.п.).

Процессы самоочищения воды в первом приближении не учитываются. Это возможно, если интенсивность разложения веществ невелика (например, при низкой температуре воды) или вода проходит расчетный участок за сравнительно небольшой промежуток времени.

Особенностью модели является то, что она реализуется относительно расхода рассматриваемого ингредиента, т.е. массы вещества, переносимой через заданное поперечное сечение потока в единицу времени. По необходимости осуществляется переход к концентрациям примеси. Ежедневные расходы примеси и ее концентрации могут быть вычислены в замыкающем створе в момент времени t, исходя из интеграла свертки по формуле

где QH(t) и CH(t) - соответственно расход воды и средняя концентрация растворенного вещества в замыкающем створе в момент времени t; q6j(t- т), C6j(t-x) - то же для бокового притока с j-го частного бассейна в момент времени (t-т); рб)(т) - то же для j-ой кривой добегания бокового притока; N - число частных площадей бассейна, с которых определяется боковой приток.

Кривая добегания трактуется как плотность распределения времени добегания элементарных объемов воды и аппроксимируется хорошо изученными и широко применяемыми на практике статистическими распределениями (гамма распределением, и распределением Г.Н. Бровковича). Плотность распределения при определенных условиях может приниматься постоянной. Ее параметры определяются на основе оценки соответствующих статистических моментов распределения.

Параметры кривой добегания на приточном участке определяются через моменты времени добегания. Общее выражение для моментов, полученное в, имеет вид

где f(T) - плотность распределения бокового притока по длине реки; ш^ - начальный момент k-го порядка времени добегания элементарных объемов бокового притока; шк(т) - начальный момент времени добегания объема, поступающего на элементарный участок длиной dl = V dt, удаленный на расстояние l от замыкающего створа (т = l/V, где V -средняя

скорость течения на участке); tl - среднее время добегания на всем участке (tl = L/V, где L - длина участка). Первые три момента щ* по формуле (3) выражаются следующим образом:

где a - параметр продольного рассеяния; k - отношение коэффициента асимметрии к коэффициенту вариации времени добегания.

Задаваясь различными видами функции f(T), можно получить выражения для моментов, отвечающие различным случаям распределения бокового притока по длине участка. Функцию f(T) можно представить как отношение

(4)

где q(T) - боковой приток на единице длины l в единицу времени (длина выражена в единицах среднего времени добегания т = l/V); С(т) - концентрация примеси.

Если принять распределение концентраций бокового притока примеси, рассредоточено поступающих вдоль русла (для склонов вдоль осреднен- ной линии стекания к эффективным сечениям), неизменным в течение расчетного периода и, кроме того, вследствие ограниченности объема информации принять это распределение равномерным, то моменты времени добегания бокового притока воды и примеси будут одинаковыми. Иными словами, кривые добегания элементарных объемов воды и растворенного вещества, будут идентичны.

Расчет склонового стока и притока воды в русловую сеть выполнен на основе математической модель формирования стока с заболоченных территорий, учитывающей основные процессы, протекающие на водосборе и русловой сети бассейна.

Оценка водозапасов снежного покрова принималась по материалам снегомерных съемок перед началом таяния снега. Ежедневная водоподача на поверхность водосбора определялась по результатам расчета интенсивности снеготаяния и водоотдачи из снега по методу А.Г. Ковзеля с учетом неравномерности залегания снежного покрова в разных ландшаф-

тах. Распределение запаса воды в снеге в пределах каждого ландшафта аппроксимировалось кривой гамма распределения с параметрами, полученными по результатам снегомерных съемок.

Ежедневная водоотдача бассейна определялась как разность между избытками воды, поступившей сверх затрат на заполнение его водоудерживающей емкости. Величина водоудерживающей емкости перед началом таяния зависит от увлажнения бассейна предшествующей осенью. В качестве показателя степени заполнения водоудерживающей емкости перед началом таяния снега принимается осенний сток реки. Предполагается, что существует процесс аккумуляции воды на склонах, и между этими запасами воды и склоновым стоком существует нелинейная связь.

Полученные результаты свидетельствуют об удовлетворительной сходимости рассчитанных и фактически наблюденных гидрографов расхода гуминовых кислот в замыкающем створе р. Ключ и, следовательно, о возможности применения рассматриваемого подхода к моделированию выноса растворенных веществ с заболоченных территорий.

Биологическая продуктивность. Нами выше уже упоминалось, что исследование цикла углерода в БЭС имеет особое значение. В настоящее время, когда отмечается увеличение содержания в атмосфере СО2, наиболее ценными являются те биогеоценозы, которые способны больше поглотить и удержать СО2 из атмосферы. Большинство наземных биогеоценозов (БГЦ) характеризуются замкнутостью биологического круговорота [15], то есть нулевым балансом прихода-расхода веществ за время его круговорота. На разных временных интервалах БГЦ выступает то как поглотитель СО2, то как источник его эмиссии.

Специфичность биосферной функции болот обуславливается тем, что они ежегодно возвращают в окружающую среду меньше веществ, чем забирают. И поэтому растущие болота являются уникальными экосистемами постоянного стока в них из атмосферы углерода, накапливаемого в виде торфяных залежей. Вместе с тем, интенсивность процесса углеродного обмена в разных болотах и на разных стадиях развития, а также с учетом погодных условий может быть разной. Текущий баланс углерода любой экосистемы предполагает учет всех его приходных и расходных статей.

Биологическая продуктивность, являясь частью биологического круговорота углерода, определяется количеством углерода, накопленного в виде органического вещества и не затраченного на разложение. Соотношение между интенсивностями потоков углерода (вход и выход) определяется продуктивностью БЭС, скоростью минерализации расти-

тельных остатков, мощностью торфяной залежи и гидрологическим режимом болота.

В зависимости от погодных условий запасы биомассы исследуемых БГЦ изменяются следующим образом: в теплый засушливый год запасы биомассы во всех пунктах нативного олиготрофного болота были максимальными, в то время как в годы с умеренным увлажнением запасы биомассы снижаются, что объясняется более высокими уровнями болотных вод.

В зависимости от микрорельефа запас биомассы за период исследования изменяется по всем БГЦ в пределах 2794-9656 г/м2, причем в межкоч- ковых понижениях количество биомассы выше (табл.27), что можно объяснить тем, что в понижениях моховой очес имеет более плотную структуру за счет уплотнения при движении болотных вод, в то время как на моховых подушках моховой очес более рыхлый и, следовательно, менее плотный.

Таблица 27.

Структура растительного вещества в БГЦ ландшафтного профиля, г/м2.

Примечание: К - кочка, М - межкочковые понижения.

Количество фитомассы в БГЦ ландшафтного профиля составило от общего запаса биомассы в среднем за три года исследования 20%, изменяясь в пределах от 9% до 34%. Запасы фитомассы в ряду высокий рям - низкий рям - открытая топь постепенно снижаются, составляя соответственно 1285 - 1089 - 889 г/м2.

Количество фотосинтезирующей фитомассы в разных БГЦ ландшафтного профиля в среднем составляет 8%, и варьирует от 4 до 16% от общего запаса биомассы. Наибольшие запасы фотосинтезирующей фитомассы характерны для низкого ряма за счет мохового покрытия.

Таким образом, структура биомассы в разных БГЦ ландшафтного профиля определяется следующей закономерностью: запасы биомассы, фитомассы и мортмассы постепенно снижаются от высокого ряма к осоково-сфагновой топи.

Чистая первичная продуктивность наземного яруса (ANP) является показателем накопления углерода в виде органического вещества надземной части растений за вегетационный период и определяется погодными условиями. Так, в засушливом 1999 году чистая первичная продукция во всех БГЦ ландшафтного профиля была ниже, чем в 2000 году с достаточной влагообеспеченностью. Однако избыточное увлажнение в 2001 году, связанное с повышенными снегозапасами в зимний период и большим количеством осадков в течение вегетационного периода, приводит к снижению чистой первичной продукции в 1.3 раза во всех БГЦ ландшафтного профиля по сравнению с 2000 годом.

В разных БГЦ ландшафтного профиля ANP изменяется в пределах от 206 до 337 г/м2 в год за период исследования (табл.28), а его распределение по БГЦ ландшафтного профиля от окрайки до открытой топи выглядит следующим образом: низкий рям - 284; высокий рям - 258; открытая топь - 240 г/м2 в год. Основной вклад в ANP в высоком и низком ряме вносят кустарнички - 42-55% и мох - 17-48%, доля трав составляет от 0 до 9%. В открытой топи основная часть ANP представлена мхами 21-64% и травами 28-41%, доля кустарничков значительно снижается и составляет 8-38%.

Таблица 28.

Элементы углеродного баланса в разных типах болотных БГЦ.

Количество ANP является показателем ежегодного стока углерода из атмосферы. Болотная экосистема исследуемого олиготрофного болота в среднем ежегодно забирает из атмосферы 125 гС/м2год. В разные по погодным условиям годы сток углерода может изменяться от 108 до 139 гС/м2год (см. табл. 28). При этом максимальный сток углерода наблюдается в низком ряме, а минимальный - в открытой топи.

Эмиссия СО2. Известно, что выделение СО2 характеризует функциональное состояние экосистемы в целом. В процессе торфообразования основная масса углерода, поступившая с растительным веществом, минерализуется в аэробных условиях деятельного слоя торфяной залежи. Совместный результат работы аэробных и анаэробных микроорганизмов определяет выделение из торфяной залежи СО2. Особенность ландшафтного профиля, как объекта исследования, заключается в закономерной смене типов растительности и строения торфяной залежи, которая отражает разные стадии развития болотных БГЦ, что позволяет проследить закономерности эмиссии СО2, как результат процесса трансформации органического вещества торфа на разных стадиях развития болотного массива.

Исследование эмиссии СО2 на нативном олиготрофном болоте показало, что в целом по ландшафтному профилю наблюдается снижение интенсивности выделения СО2 от высокого ряма к открытой осоково-сфагновой топи. Средние значения интенсивности выделения СО2 за четыре года исследования составили в пп.2, 3, 5 - 133, 77, 59 мг/м2час (рис.33)

Рис.33. Эмиссия СО2 в разных БГЦ, средние за год.

В изучаемых БГЦ, наибольшие пределы изменения выделения СО2 отмечались в высоком ряме от 29 до 356 мгСО2/м2час и наименьшие - в осоково-сфагновой топи от 0 до 208 мгСО2/м2час. Вместе с тем максимальные значения эмиссии СО2 в п.5 отмечались в течение июля и первой половины августа, то в пп. 2 и 3 этот период растягивался на более длительный срок.

Общая для всех БГЦ тенденция динамики выделения СО2 в течение вегетационного периода заключается в росте интенсивности эмиссии СО2 к середине июля, в дальнейшем происходит ее снижение. В мае низкая интенсивность выделения СО2 обусловлена высоким уровнем болотных вод и наличием мерзлого слоя. В июне происходит увеличение интенсивности выделения СО2, вследствие снижения уровня болотных вод и прогревания деятельного слоя торфяной залежи. В июле, при высокой температуре воздуха и незначительных осадках происходит прогревание деятельного слоя торфяной залежи, что способствует более интенсивному выделению СО2. Сентябрь, характеризуется низкой интенсивностью выделения углекислого газа, сравнимой с эмиссией СО2 в мае.

Особый интерес представляет оценка суммарного потока СО2 за вегетационный период. За период наблюдений максимальный суммарный поток СО2 получен в высоком ряме (90 гС/м2год), а минимальный в осоково-сфагновой топи (48 гС/м2год). Суммарный поток СО2 в среднем по БГЦ ландшафтного профиля составляет 229 гСО2/м2год (или 62 гС/м2год), что в два раза ниже ежегодного поступления углерода в виде фитомассы растений.

Элементы углеродного баланса на участке лесомелиорации Васю- ганского болота. Лесомелиорация олиготрофного болота приводит к

162

снижению уровня болотных вод и, следовательно, условия произрастания растений на разных элементах микрорельефа выравниваются. Таким образом, положительный эффект осушения проявляется в интенсивном накоплении биомассы растений на межкочковых понижениях за счет увеличения зоны аэрации корнеобитаемого слоя торфяной залежи. Общий же запас биомассы на участке лесомелиорации (п.6) в среднем в 1.2 раза выше по сравнению с нативным пунктом (п.7) (табл.29).

Таблица 29.

Элементы углеродного баланса в разных типах болотных БГЦ.

Таблица 30.

Структура растительного вещества на участке лесомелиорации, г/м2.

Примечание: К - кочка, М - межкочковые понижения.

Такая же закономерность отмечается для структуры растительного вещества (табл.30). Лесоосушение приводит к увеличению запасов фитомассы на 20-30% по сравнению с естественным участком. Запасы фотосинтезирующей фитомассы на осушенном участке в среднем выше на 20% по сравнению с нативным пунктом, с наибольшим превышением в засушливый год. Положительный эффект осушения проявляется в динамике прироста фитомассы. Чистая первичная продуктивность наземного яруса закономерно снижается на участке лесомелиорации от засушливого года к наиболее влажному (см. табл.29).

Основной вклад в ANP на участке лесомелиорации вносят кустарнички (45%) и мхи (49%), доля трав в продукции составляет 4%. За период исследования первичная продукция на осушаемом участке (п.6) в среднем в 1.7 раза была выше по сравнению с нативным участком (п.7). Оценка стока углерода на осушенном участке показала, что ежегодно в виде фитомассы растений депонируется 142 гС/м2год, тогда как на нативном участке - 82 гС/м2год.

Проведенные исследования показали, что лесоосушение не оказало влияния на интенсивность эмиссии СО2, которая в обоих пунктах в среднем за годы исследований практически одинакова: п.6 - 86.6 мгСО2/м2час и п.7 - 90.1 мгСО2/м2час.

Средние значения суммарного потока СО2 за весь период наблюдений на участке лесомелиорации отличаются незначительно и составляют в пп.6, 7 - 70 и 74 гС/м2год. Более широкая амплитуда колебаний суммарного потока СО2 на пункте лесомелиорации за годы исследований свидетельствует о большей интенсивности протекающих в торфяной залежи трансформационных процессов.