ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 05.09.2020
Просмотров: 5860
Скачиваний: 9
Доклады Всероссийской научной конференции
135
различий между
mrt
ГК ПП и Ти являются: а) неодинаковые исходные концентрации
14
С в различных
погребенных почвах (и в атмосфере времени на момент погребения), которые обычно не принимаются во
внимание; б) потери
14
С в погребенных почвах, обусловленные не только радиоактивным распадом, но и
минерализацией вместе с гумусом; в) различия почв по фракционному составу гумуса, различная скорость
минерализации фракций гумуса и неодинаковые концентрации
14
С в них [2,4]. Наибольшие различия между
mrt
ГК ПП и Ти наблюдаются для почв, погребенных 60 и 360 лет. У этих почв при погребении происходит
изменение качественного состава гумуса, биоминерализуются лабильные фракции гумуса ГК-1, ГК-2, ФК и
часть фракции Н.О. (детрит) [3] с более высокими концентрациями
14
С (до 96 % от NBS) и соответственно с
более молодым возрастом (до 400 лет). В дальнейшем примерно через 1000 -2000 лет после погребения состав
гумуса ПП постепенно стабилизируется и ведущая роль в потерях
14
С гумуса у ПП переходит к радиоактивному
распаду. Относительные доли потерь
14
С за время погребения (для оценки длительности погребения по закону
радиоактивного распада) правильнее определять не от величины эталона NBS (100%, концентрация
14
С,
близкая к таковой в современной атмосфере), а от конкретных концентраций
14
С в ГК до погребения (для слоя
0-20 см), определяемых по формуле (2) и принимаемых за 100%. Соответственно конкретная концентрация
14
С в погребенной почве (в % от NBS) должна быть оценена в долях (в %) от исходного содержания
14
С в
ней до погребения. Это повышает точность датирования. Кроме того, в формуле (2) присутствует реальная
концентрация
14
С в атмосфере на момент погребения, т.е. элемент калибровки возраста [1]. Расчет длительности
погребения почв по
mrt
ГК ПП, выполненный нами с использованием приведенных соображений, показал
что «исправленные» значения
mrt
ГК ПП отличаются от известного возраста (Ти) в 8 случаях на ±100 лет и
в одном случае на -400 лет. Это свидетельствует о правильности избранного подхода. Как же использовать
высказанные соображения при датировании реальных археологических объектов и погребенных почв?.
Формула определения возраста археологических объектов и времени погребения почв по mrt
ГК ПП.
Анализ величин отклонений между этим показателем и Ти показал, что при использовании
формулы (3):
Ти= mrt ГК ПП – 250(лет
) величина Тпп (время погребения) при возрасте объектов от
2-х (возможно от 1) до 5,3-х (возможно до 6-7) тысяч лет для семи объектов из девяти определяется с
точностью
±150 лет
и для двух объектов с точностью
+250лет.
Таковы возможности определения возраста
археологических объектов при учете влияния почвенных процессов на поведение
14
С. При проведении
дальнейших методических исследований точность датирования может быть увеличена. Автор глубоко
благодарен всем исследователям коллегам, упомянутым в списке литературы, а также Ю.Г. Чендеву, Э.П.
Зазовской и Л.С.Песочиной за оказанную помощь: участие в обсуждении или в полевых работах, выполнение
анализов и предоставление данных. Работа выполнена при поддержке РФФИ, проект № 08-04-00976а.
Литература
1. Дергачев В.А. и др. Изменение природных процессов и радиоуглеродная хронология
археологических памятников.//Археология и радиоуглерод. Вып.1 /Археологические изыскания.
Вып.№37. Санкт-Петербург,1996. С.7-17.
2. Глазовская М.А. Педолитогенез и континентальные циклы углерода.М.: «Либроком», 2009. 336 с.
3. Иванов И.В., Когут Б.М., Маркина Л.Г. Сравнительная характеристика гумуса целинных, пахотных
и погребенных черноземов /Закономерности изменения почв при антропогенных воздействиях…
Мат. Всерос.научн. конф. М.:2011.
4. Иванов И.В., Хохлова О.С., Чичагова О.А. Природный радиоуглерод и особенности гумуса
современных и погребенных черноземов// Изв. РАН, сер. геогр.,2009, №6. С.46-58.
5. Александровский А.Л., Чичагова О.А. Радиоуглеродный возраст палеопочв голоцена в лесостепи
Восточной Европы //Почвоведение, 1998, №12. С.1414-1422.
6. Хохлова О.С. и др. Радиоуглеродное датирование различных материалов из курганов ранних
кочевников южного Урала/ Изв. РАН, сер. геогр.,2010, №3.С.82-94.
7. Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование гумуса почв. М.: Наука, 1985.158 с.
8. Черкинский А.Е.. Радиоуглеродный метод в изучении трансформации гуминовых кислот //
Почвоведение. 1992. №1. С. 162-166.
УДК 631.416.8(282.256.84)
МИКРОЭЛЕМЕНТЫ В ПОЧВАХ БАССЕЙНА РЕКИ АЛАЗЕЯ
А.З. Иванова
Институт биологических проблем криолитозоны СО РАН, Якутск, e-mail: madalexia@mail.ru
Научные исследования по изучению микроэлементного состава почв бассейна реки Алазея позволили
получить новые данные о содержании в них валовых форм тяжелых металлов (Li, B, Ti, V, Cr, Mn, Co, Ni, Cu,
Zn, As, S
r
, Zr, Mo, Cd,
Hg
, Pb). Река Алазея берет свое начало на северных склонах Алазейского плоскогорья,
а в районе среднего и нижнего течения реки долина занимает западную часть Колымской низменности. В
геотектоническом плане данный регион в целом представляет собой наложенную кайнозойскую впадину.
Породы этого комплекса представлены в основном песчаниками, алевролитами, аргиллитами и имеют пермско-
юрский возраст [1]. Бассейн реки расположен в подзоне северной тайги (до 69° с.ш.) и зоне тундр (между 69°
с.ш. и 71° с.ш.). По почвенно-географическому районированию СССР исследуемая территория относится к
Индигиро-Колымской провинции очень холодных мерзлотных почв подзоны глее-мерзлотно-таежных почв
северной тайги Восточно-Сибирской мерзлотно-таежной области бореального пояса. По классификации
Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)
136
почв России (2004)
почвы, формирующиеся в данном районе, входят в ствол постлитогенных почв в отделы
криотурбированных (выделяются подтипы: криоземы типичные, грубогумусные, перегнойные, торфяно-
криоземы) и глеевых почв (выделяются подтипы: глееземы типичные, грубогумусные, криотурбированные),
и в ствол органогенных почв в отдел торфяных почв.
Почвы данного региона преимущественно кислые,
поэтому содержание тяжелых металлов в них меньше, чем в нейтральных или щелочных почвах. Необходимо
также учесть, что замедленные процессы разложения органического вещества в северных почвах способствует
слабой аккумуляции элементов [2]. По биогеохимическому районированию почвы мерзлотной тундровой
зоны характеризуются недостатком
Mo
,
B
, оптимумом
Mn
,
Zn
, Cu и избытком Со, а почвы северотаежной
подзоны – недостатком Cu, оптимумом
Mo
, Co,
Zn
,
B
, избытком
Mn
[3]. Но в районе бассейна реки Алазея
микроэлементный состав беден, в среднем - ни по одному элементу, кроме мышьяка, не зафиксировано
превышений предельно допустимых концентраций (ПДК) (Табл.
I
), лишь в отдельных случаях отмечались
незначительные превышения по литию и цинку. Высокая концентрация мышьяка фиксировалась во всех
опробованных точках, что говорит, скорее всего, не о загрязнении, а о повышенном фоновом содержании.
Таблица 1
Характеристика микроэлементного состава зональных типов почв бассейна р. Алазея
Микроэлементы
ПДК (вал.
форма)/
*-кларк
Северотаежные почвы (криоземы)
Тундровые почвы
(глееземы)
Органогенный
слой
Минеральный
слой
Органогенный
слой
Минеральный
слой
Содержание микроэлемента, мг/кг
Li (литий)
32*
14.0
28.3
11.7
25.5
B (бор)
12*
5.2
3.2
3.1
7.4
Ti (титан)
4500*
1107.6
2168.6
1042.3
2246.4
V (ванадий)
150
32.5
53.8
30.9
53.4
Cr (хром)
100
20.0
43.5
19.8
31.7
Mn (марганец)
1500
218.2
313.2
317.2
154.9
Co (кобальт)
50
5.0
7.1
5.5
4.5
Ni (никель)
85
12.7
15.9
10.1
12.1
Cu (медь)
55
13.6
14.6
7.8
9.6
Zn (цинк)
100
69.1
92.3
47.6
66.5
As (мышьяк)
2
5.1
7.7
4.1
5.2
Sr (стронций)
340*
66.5
120.4
64.8
114.0
Zr (цирконий)
170*
25.8
54.5
25.4
52.1
Mo (молибден)
5
1.1
0.3
0.4
0.1
Cd (кадмий)
2
0.3
0.007
0.1
0.01
Hg (ртуть)
2.1
< 0.001
0.008
< 0.001
< 0.001
Pb (свинец)
30
6.0
11.1
3.9
8.1
П р и м е ч а н и е . Значения ПДК даны в соответствии с нормативными документами [4,5]
.
В качестве
кларков указаны содержания элементов в земной коре, вычисленные А. П. Виноградовым (1962).
Четких различий по общему микроэлементному составу между криоземами и глееземами нет,
наблюдается лишь незначительное снижение почти всех показателей при движении с юга на север.
Содержания и профильные распределения Li, B, Ti, V, С
r
, Co, Ni, Zn, S
r
, Zr, Pb в таежных и тундровых почвах
схожи – средние значения очень близки друг к другу, а максимумы накопления находятся в минеральном
горизонте. Для молибдена и кадмия характерно накопление в органогенном горизонте, что связано с высоким
содержанием данных элементов в растительных остатках. Марганец также обычно накапливается в верхней
части профиля, но в криоземах наблюдается обратное распределение, вызванное интенсивной миграцией
марганца в нижележащие слои из-за кислой реакции среды и сезонными подтоплениями в районе среднего
течения реки.
В целом, исследуемые почвы характеризуются повышенным содержанием лития, цинка и мышьяка,
средние значения имеют кадмий, молибден, титан, ванадий, а по остальным элементам наблюдается острая
недостаточность.
Литература
1. Континентальные третичные толщи Северо-Восточной Азии. Новосибирск: Наука. 1979.
2. Ландшафтно-геохимические особенности формирования микроэлементозов в среднетаежной зоне
Якутии/Саввинов Г.Н., Легостаева Я.Б., Маркова С.В. и др. М.: ООО «Недра-Бизнес-центр», 2006.
319 с.
3. Макеев О.В. Микроэлементы в почвах Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука.1973. 149 с.
4. Порядок определения размеров ущерба от загрязнения земель химическими веществами (утв.
Роскомземом 10.XI.1993 г. и Минприроды РФ 18.XI.1993 г.).
5. ГН 2.1.7.2041-06 Предельно допустимые концентрации (ПДК) химических веществ в почве.
Доклады Всероссийской научной конференции
137
УДК 631. 42
ГЕОХИМИЯ ПЕДОЭКОЛОГИЧЕСКИХ РЯДОВ НА ЛЕССОВИДНЫХ СУГЛИНКАХ БЕЛАРУСИ
Н.Н. Ивахненко, Т.А. Романова
Институт почвоведения и агрохимии, Минск, e-mail: brissagro@biz.by
В 80-х годах прошлого века для изучения динамики влажности, содержания доступных растениям
элементов-биофилов и химического состава почв, развивающихся на покровных (лессовидных) суглинках
Центральной Белоруссии, в 30 км южнее города Минска было исследовано 6 почвенных разрезов с полными
аналитическими характеристиками [1]. Собранные материалы, кроме наблюдений за динамикой, позволили
дать ответ на вопрос общего геохимического перераспределения химических веществ в ландшафте волнистых
равнин территорий с умеренным гумидным климатом. Постановка этого вопроса первоначально была связана
с поиском доказательства преобладания латерального движения влаги над ее вертикальной фильтрацией,
определяющей генезис исследуемых почв, а также для уточнения баланса питательных веществ, вносимых с
минеральными удобрениями. Применение метода сопряженного анализа полученных данных [2,3] выявило
достаточно ясную картину геохимической обстановки изучаемой территории, тенденции перемещения
элементов, места их выноса и аккумуляции, что может быть полезным и для представления о ходе
ландшафтно-геохимических процессов конкретной геосистемы.
Методика исследований базировалась на используемых в расчетах результатах анализов
валового химического состава образцов по генетическим горизонтам профилей почв. При выборе
объектов применен катенарный подход, согласно которому почвенные разрезы образуют катену –
педоэкологический ряд от наименее к наиболее увлажненным почвам, формирующимся на однородных
почвообразующих породах. Катена представляет собой по масштабу среднее звено структуры
ландшафта, промежуточное между элементарной ячейкой биосферы – биогеоценозом и таким крупным
выделом, как ландшафт. Это самая распространенная форма организации сухопутного ландшафта,
которой свойственно закономерное и сопряженное изменение условий увлажнения. Пространственное
перераспределение влаги, обусловленное рельефом, приводит к формированию различных почв, и
отражается в их признаках и свойствах. Разнообразие почв на участке наблюдений отражают два
генетически сопряженных ряда. Первый ряд – от вершины по длинному пологому склону крупного
холма к неглубокой (незаторфованной) сточной ложбине с минеральными дерновыми заболоченными
(«глейсоли» -ДБ) почвами. В верхней части склона увлажнение почв атмосферное автохтонное,
в – средней аллохтонно-автохтонное, и в нижней – аллохтонное. Эти катены нами условно названы
«открытыми» или «длинными». Второй ряд почв, начинаясь также на вершинах и в верхних частях
пологих или покатых склонов, имеет направление в сторону бессточных западин, он, как правило,
значительно короче и на всем его протяжении преобладает автохтонное атмосферное увлажнение, такие
катены должны быть отнесены к «закрытым» или «коротким». Распределение почв в ландшафте позволяет
достаточно объективно судить об условиях увлажнения, складывающихся у дневной поверхности и на
небольшой глубине в толще покровных суглинков. В верхней части катены почвы, по принятой в Беларуси
классификации, автоморфные, отнесенные к типу дерново-палево-подзолистых (ДП), что в системе
WRB
наиболее соответствует представлению о «лювисолях». Они формируются в условиях автохтонного
увлажнения без резкой смены периодов иссушения и насыщения влагой, и при почти полном отсутствии
анаэробиозиса в гумусовом и подгумусовом горизонтах, хотя на контакте с горизонтом аккумуляции
глины (
Bt
) периодически в слое мощностью около 10 см, образуется застой влаги, морфологически
проявляющийся в виде осветления, которое может быть объяснено как оглеение в начале формирования
бокового внутрипочвенного стока в весенний период. Ниже по склону как в длинной, так и в короткой
катене, почвы дерново-подзолистые заболоченные или «альбесоли» (
WRB
). Они развиваются там,
где поверхностный и боковой внутрипочвенный сток на границе с горизонтом аккумуляции глины
создает условия для эпизодического (временно-избыточно увлажненные или слабоглееватые – ДПБ1) и
периодического (глееватые – ДПБ2 и глеевые–ДПБ3) застоя влаги. Аналитические данные и натурные
наблюдения за влажностью почв показали, что ни в одной из трех почв не имеет места инфильтрация
влаги до глубины, превышающей 1,0 м [1]. В нижней части «закрытой» катены, в блюдцеобразной
западине, количество влаги, поступающей с поверхностным и боковым почвенным стоком столь
велико, что давление ее приводит к формированию нисходящего фронтального движения – промывного
водного режима. Соответственно почвы в западине иловато-глеевые (ИЛБ) в центре и окаймляющие их
дерново-подзолистые глеевые с иллювиально-гумусовым горизонтом («подзолы» – ДПБ3
ил-г
). В иловато-
глеевых почвах на лессовидных суглинках такой режим осуществляется в течение преобладающей части
вегетационного периода. В дерново-подзолистых глеевых с иллювиально-гумусовым горизонтом, а в
отдельные месяцы и в дерново-подзолистых глееватых почвах, также имеются элементы промывного
режима. В местах распространения этих, прежде всего, иловато-глеевых почв, происходит проникновение
поверхностной влаги до грунтовых вод – питание последних. В длинной (открытой) катене у подножия
склона создается ситуация, когда поверхностный и внутрипочвенный сток влаги сливаются в единый
аллохтонный поток, который иногда смыкается с капиллярной каймой над грунтовыми водами.
Описанные катены отражают практически все разнообразие почв, формирующихся на лессовидных
суглинках в западной части Нечерноземной зоны, за исключением торфяно-болотных и пойменных.
Характеристики условий формирования почв подтверждаются коэффициентами геохимического
перераспределения элементов почвообразования.
Геохимия ландшафтов и география почв (к 100-летию М.А. Глазовской)
138
Таблица 1
Ландшафтно-геохимическое перераспределение элементов в почвах на лессовидных суглинках, слой
0–100 см, [1]
Элементы Содержание в ДП почве, т/га
Почвы
ДП ДПБ1 ДПБ2 ДПБ3
ил-г
ИЛБ ДБ3
Si
10034,1
1,0
1,07
1,13
1,00
1,05 0,81
Fe
281,5
1,0
1,09
1,20
0,74
1,13 1,12
Al
1046,6
1,0
1,23
1,34
0,90
0,93 0,79
Ca
101,8
1,0
1,18
1,47
0,74
0,75 3,21
Mg
77,2
1,0
1,07
1,68
0,68
0,64 1,80
P
14,4
1,0
1,07
1,12
0,79
1,04 1,79
K
332,8
1,0
1,06
1,16
0,97
0,99 0,77
Примечание: почвы, обозначены индексами, приведенными в тексте
В таблице приведены данные, относящиеся к почвенным профилям обеих катен: короткой, или
закрытой, характеризующейся последовательной сменой почв от автоморфной (ДП–дерново-палево-
подзолистая) к полугидроморфным – дерново-подзолистым заболоченным (ДПБ1– слабо-глееватая, ДПБ2–
глееватая, ДПБ3
ил-г
дерново-подзолистая глеевая с иллювиально-гумусовым горизонтом) и заканчивается
гидроморфной – иловато-глеевой почвой (ИЛБ). Длинная катена представлена той же последовательностью
почв от автоморфной к полугидроморфным, но замыкается она дерновой глеевой - ДБ3. Запасы Si, Al, Fe
и других элементов в метровом слое дерново-палево-подзолистой почвы в тоннах на гектар приняты за 1,0
(таблица). Содержание этих же элементов в других почвах дано в виде отношения запасов каждого элемента
к его запасам в дерново-палево-подзолистой почве. Данные свидетельствуют, что в дерново-подзолисто-
глеевой с иллювиально-гумусовым горизонтом почве особенно проявляется ее элювиальный характер – все
коэффициенты, кроме Si, меньше 1. Аналогичную картину представляет и иловато-глеевая почва, хотя здесь
отдельные показатели свидетельствуют о некотором дополнительном поступлении и накоплении фосфора,
железа, кремния. Выделяется в таблице дерновая глеевая почва, в которой содержание кальция в 3 раза, а
магния и фосфора почти в 2 раза больше, чем в автоморфной. Геохимические коэффициенты указывают,
что в дерново-подзолистых слабоглееватой и глееватой почвах имеет место накопление перечисленных
элементов. Особенно это примечательно в отношении дерново-подзолистой глееватой почвы, где, несмотря на
допущение участия подзолообразовательного процесса и промывного водного режима, баланс всех элементов
оказывается положительным.
Выявленная в ходе исследований определяющая роль влаги в формировании всех почв, развитых
на лессовидных суглинках, обеспечивает возможность дать полную характеристику их мелиоративных
особенностей. Позволяет утверждать, что в почвах, развитых на лессовидных суглинках, преобладает
поверхностное перераспределение влаги и отсутствие (за малым исключением – иллювиально-гумусовая
почва) промывного водного режима, обусловливающее также перераспределение минеральных удобрений
поверхностным стоком, что следует учитывать при расчетах баланса элементов питания в агрохимии.
Литература
1. Ивахненко Н.Н. Мелиоративные особенности почв, развитых на лессовидных суглинках
центральной Белоруссии: дис. …канд.с.-х. наук: 06.01.03 / Н.Н. Ивахненко . - Минск, 1988.
2. Полынов Б.Б. Геохимические ландшафты // Полынов Б.Б. Избр. труды. М.: Изд-во АН СССР, 1956
д. С 487- 493.
3. Глазовская М.А., Кречетов П.П., Черницова О.В. Закономерности накопления и возобновления
запасов элементов-органогенов в дерново-подзолистых почвах хвойно-широколиственных лесов //
Почвоведение. 2004. № 12. С.1430-1439.
УДК 911.52.550.4 (571.1)
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В БОЛОТНЫХ ЛАНДШАФТАХ СИБИРИ
Л.И. Инишева, О.Н. Смирнов, М.А. Вершинин
ТГПУ,Томск, e-mail: inisheva@mail
По данным государственного земельного учёта земельный фонд России оценён в 1709,8 млн. га, из
них болотами занято 140,8 млн. га, что составляет более 8% территории страны. Сибирский экономический
район, располагаясь на территории трех природно-географических зон (лесостепной, лесной и тундровой),
представляет собой один из крупнейших торфяных регионов мира. В его состав входят: Алтайский край,
Кемеровская, Новосибирская, Тюменская, Омская и Томская области, Красноярский и Алтайский края и
республика Бурятия. Средняя заторфованность региона составляет 13%. В северной части заболоченность
достигает 80%. В Западной Сибири площадь торфяных болот составляет 42% от их площади по всей
территории России. Болота Сибири содержат более 1000 км
3
запасов воды уникального «болотного» состава,
определяющих химический состав рек, берущих начало с болот. Учитывая, что торфяные болота в ходе
длительного саморазвития активно распространяются (процесс торфообразования в Западной Сибири
захватывает ежегодно около 92 км
2
территории), то изучение процесса торфогенеза в торфяных болотах, а также
Доклады Всероссийской научной конференции
139
его влияния на состав болотных вод, которые являются связующим звеном геологического и биологического
круговоротов, является актуальной задачей.
Исследования болотных вод проводились в южно–таежной подзоне Западной Сибири [1].
Эвтрофная болотная экосистема (БЭС) Таган находится в северобарабинском болотном округе
подтаежных эвтрофных осоково–гипновых болот в сочетании с сосново – кустарничково – сфагновыми.
Болото занимает древнюю ложбину стока. Мощность торфяной залежи 3 м, возраст отложений 3445±50 лет.
Подстилающие породы представлены легкими и тяжелыми пылеватыми суглинками, тяжелыми супесями.
Олиготрофная болотная экосистема расположена в васюганском болотном округе южнотаежных
олиготрофных грядово-мочажинных и сосново-кустарничково-сфагновых болот. Торфяная залежь достигает
3 м, возраст - 5200±150 лет, подстилается плотными водонепроницаемыми глинами Ширтинского и Тазовского
объединенных горизонтов, в основании которых залегают илистые темно-серые гумусированные глины,
иногда содержащие раковины пресноводных моллюсков.
В Горном Алтае впервые были проведены исследования на эвтрофных БЭС, возраст 7060±150 лет
(Турочакское, Чойское, Баланак) и мезоолиготрофной - Кутюшской БЭС. В настоящее время процесс
болотообразования в Горном Алтае происходит путем зарастания стариц и долинных озер, а также
заболачивания суши, лесов и лугов.
В отобранных образцах торфов были определены: ботанический состав и степень разложения (ГОСТ
28545-89), зольность (ГОСТ 11305-83), обменная кислотность (ГОСТ 11623-89). В торфах (сюда вошли и другие
объекты) изучено содержание 18 химических элементов. В процессе анализа полученных результатов были
исключены элементы, содержание которых не обнаружено в исследуемых пробах или оказались за пределами
чувствительности метода. Содержание химических элементов в торфах определено на спектрометрической
установке фирмы «CANDTRRA», датирование выполнено на радиоуглеродной установке QUANTULUS-1220.
Болотную воду на анализ отбирали в колодцах каждого пункта исследований на болотных стационарах.
Содержание элементов изменяется в торфах в широких пределах, что характеризует большую их
изменчивость по территории (Табл. 1).
Таблица 1
Содержание элементов в торфах Западной Сибири, мг/кг с.т.
Элементы
M±md
Элементы
M±md
Верховые
Низинные
Верховые
Низинные
Ca
2618±300
15300±1200
Hf
0,13±0,007
0,17±0,02
Sc
0,57±0,03
0,99±0,09
La
0,64±0,05
1,52±0,11
Cr
1,55±0,18
4,40±0,52
Ce
2,79±0,18
3,29±0,32
Fe
2300±400
22400±600
Sm
0,15±0,02
0,42±0,03
Co
1,02±0,17
4,64±0,21
Eu
0,07±0,01
0,10±0,01
Br
9,00±0,83
34,00±1,30
Yb
0,030±0,001 0,06±0,02
Sr
60,00±6,00 250,00±14,00 Lu
0,001±0,00
0,01±0,002
Cs
0,16±0,02
0,17±0,05
Th
0,30±0,17
0,49±0,04
Ba
75,00±5,00 121,00±11,00
U
0,07±0,01
1,10±0,20
Примечание:
- М - среднее значение, ±md – ошибка среднего, с.т.-сухой торф.
В верховых торфах наименьшие коэффициенты вариации характеризуются величинами от 40 % и выше.
Самые низкие коэффициенты вариации характерны для Sc, Ba, Hf, La, Ce, Eu, Th; самые высокие (превышающие
100 %) – для Fe, Co, Sm, Yb и U. Верховые торфа по способности накапливать химические элементы можно
построить в следующий ряд: пушицево-сфагновый > сфагново-мочажинный > комплексный > фускум. Вместе
с тем сравнение полученных результатов по верховым торфам с их европейскими аналогами свидетельствует
о более высоком содержании в них Ca, Fe (в среднем 2 раза), Ba, Sr (в среднем 4 и 3,5 раза соответственно).
По сравнению с генеральными средними, рассчитанными В.В. Ивановым [2] для торфов России, исследуемые
торфа характеризуются низким содержанием Сo (в 6,7 раз), но более высоким - Sr (почти в 4 раза).
Состав торфов болот низинного типа формируется под воздействием эоловых и латеральных процессов.
Содержание элементов в торфах низинного типа, как и в верховых, характеризуется большой амплитудой
варьирования, обусловленной многообразием состава растений-торфообразователей. Особенно это отмечается
для элементов Cs,
Hf
, Yb, Lu и
U
, коэффициент вариации которых выше 100 % (Табл. 1.). Низинные торфа по
способности накапливать химические элементы можно построить в следующий ряд: древесный, древесно-
осоковый, осоково-гипновый, осоковый.
Сравнение элементного состава западносибирских торфов с аналогами на ЕТР показывает, что первые
характеризуются региональными особенностями, которые заключаются в следующем: верховые и низинные
торфа обогащены Sc, Cr, Sr, Ba, La, B, Mn, Cu; а низинные, кроме вышеперечисленных, еще и Zn, Mo, Pb.
Элементный состав торфов и протекающие в торфяной залежи процессы торфогенеза оказывают влияние
на формирование состава болотных вод. Характеристику элементного состава болотных вод рассмотрим
на примере конкретных болотных экосистем (Табл. 2). Болотные экосистемы являются геохимическими