Почвоведение, 2022, № 9, стр. 1126-1138

ВВЕДЕНИЕ

Проблема круговорота углерода относится к одной из самых приоритетных в учении о биосфере. Закономерности распределения углерода в земной коре показывают, что существуют две главные группы его нахождения: карбонатные и органические соединения. Их количественное соотношение является важным показателем, который характеризует “лимит роста” живого вещества на разных этапах геологической истории, который закономерно уменьшается на протяжении последних 1.6 × 10⁹ лет. Согласно В.В. Добровольскому [5], продуктивность растительности Мировой суши до ее нарушения человеком составляла 80 × 10⁹ т и сократилась до 60 × × 10⁹ т углерода в современный период. В настоящее время наблюдается увеличение содержания парниковых газов в атмосфере, обусловленное, в основном, нарушением баланса углерода в биосфере [6, 33]. Около половины СО₂, поступающего в атмосферу в результате индустриальных выбросов, связывается наземными экосистемами [10, 30]. Поглощение углерода из атмосферы наземными экосистемами может компенсировать выбросы [2, 27, 31, 39].

Исследования эмиссии парниковых газов [9, 11, 12, 14, 33] показывают, что для оценки отклика экосистем на изменение климата в глобальном масштабе необходимы факторы пространственной вариации, отражающие их топографию, свойства и режимы.

Болота, депонируя углерод атмосферы в виде торфяных залежей, исключают его из дальнейшего круговорота. Занимая значительные площади, они являются крупнейшим резервуаром углерода органического вещества (ОВ). По последним данным, площадь болот мира оценивается в 6.41 × 10⁶ км², запасы углерода в торфяных залежах достигают 234–252 × 10⁹ т [32]. В России площадь болот – 1.39 × 10⁶ км², содержание в них углерода – 100.93 × 10⁹ т [4]. Ежегодный прирост торфа обеспечивает связывание до 60 × 10⁶ т углерода. Болота в отличие от других природных экосистем имеют полностью органогенный профиль до минеральной породы и, согласно [29], углеродный обмен в них осуществляется между жидкой фазой, газовой фазой и торфом, что и предопределяет их взаимовлияние. Структура в торфяной залежи формируется ботаническим составом, степенью разложения, химическим составом среды [13], а также соотношением продуктов распада и неразложившейся части растений. Высокая динамичность концентрации образующихся парниковых газов в торфяной залежи и процессов их эмиссии требуют проведения многолетних стационарных наблюдений для учета сезонной и межгодовой внутризалежной вариабельности.

Цель работы – оценка пространственной, внутри залежной вариабельности и временной изменчивости концентрации парниковых газов в торфяных залежах и их эмиссии на олиготрофном болоте в разных климатических условиях.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Исследования проводили в северо-восточной части Васюганского болота, расположенного в южно-таежной зоне Западной Сибири. Ландшафтный профиль (ЛП) заложен в пределах олиготрофного болота на малом заболоченном водосборе р. Ключ параллельно линиям стока и пересекает основные виды биогеоценозов по направлению к окраине болота. Профиль закреплен реперами, обоснован в плановом отношении, выполнена нивелировка поверхности, проведена нумерация пунктов исследования [7]. В данной работе исследования вели на пунктах 2, 3 и 5.

Пункт 2 (П2) расположен в аккумулятивной части ЛП (56°58′16.57″ N 82°36′08.11″ E) и находится на окраине верхового водораздельного массива. Растительность – кустарничково-травяно-сфагновый фитоценоз с высокой сосной. Микрорельеф представлен моховыми подушками и приствольными буграми высотой до 50 см, занимающими около 50% поверхности. Древесный ярус состоит из сосны (Pinus silvestris L.) с единичными растениями Pinus sybirica Mayr. и Betula pubescens Ehrh. Подрост представлен в основном сосной и единичными экземплярами кедра и березы. Кустарничковый ярус достигает высоты 50 см. Доминантами являются Ledum palustre L., Chamaedaphne calyculata L., довольно обильны брусника (Vaccinium vitis-idea, L.) и клюква (Oxycoccus microcarpus Turcz. ex Rupr.). Травяной покров включает Сагех globularis L., Eriophorum vaginatum L., Rubus chamaemorus L. Доминантами мохового покрова (96%) являются сфагновые мхи (Sphagnum angustifolium Jensen ex Russow). Торфяная залежь в пределах П2 имеет мощность 1 м. Верхний слой 0–25 см представлен олиготрофным сосново-пушицевым торфом со степенью разложения 35% и зольностью 5.8%. Затем до подстилающей минеральной породы идут слои древесно-пушицевого мезотрофного торфа со степенью разложения 55% и зольностью 6.8% (табл. 1).

Пункт 3 (П3) расположен в транзитной части ЛП (56°58′23.02″ N 82°36′43.78″ E). Растительность – кустарничково-травяно-сфагновый фитоценоз с низкой сосной. Угнетенный древесный ярус состоит из Pinus sylvestris L. f. litwinowii Sukacz. Кустарничковый ярус, обильно развивающийся на микроповышениях, сложен Ledum palustre L., Chamaedaphne calyculata L., Andromeda polifolia L. и Vaccinium uliginosum L. На вершинах кочек растет клюква мелкоплодная (Oxycoccus microcarpus Turcz. ex Rupr.). Травяной ярус представлен куртинками Eriophorum vaginatum L., Rubus chamaemorus L. и Drosera rotundifolia L. В моховом покрове на повышениях доминирует Sphagnum fuscum Klinggr. (95%), на межкочковых понижениях встречаются Sph. angustifolium Jensen ex Russow и Sph. magellanicum Вrid. Торфяная залежь в пределах П3 достигает мощности 3 м. Верхний 1.5 м слой сложен олиготрофными торфами: фускум (степень разложения 5.0, зольность 1.5%), медиум (степень разложения 10%, зольность 3.1%) и сосново-пушицево-сфагновым (степень разложения 35%, зольность 4.6%). Ее сменяют 0.5 м слой осоково-сфагновых мезотрофных торфов: осокового (степень разложения 35%, зольность 4.6%) и травяного (степень разложения 40%, зольность 6.2), с глубины 2.0 м – осоковый и травяные эвтрофные торфа (степень разложения 45%, зольность 6.5%).

Пункт 5 (П5) – осоково-сфагновая топь, расположенная в центральной части болотного массива и представляющая автономную часть ЛП (56°58′17.57″ N 82°37′04.22″ E), располагается в одном из центров образования Васюганского болота. Растительность – кустарничково-травяно-сфагновый фитоценоз. Кустарничковый ярус (Chamaedaphne calyculata L., Andromeda polifolia L., Oxycoccus microcarpus Turcz. ex Rupr.) высотой 10 см развит слабо и занимает преимущественно положительные элементы микрорельефа. В травяном ярусе преобладают Eriophorum vaginatum L. и Carex rostrata Stokes. Моховой ярус представлен различными видами сфагновых мхов (Sphagnum fuscum (Schimp) Klinger, Sph. angustifolium Jensen ex Russow и Sph. magellanicum Вrid.), формирующих микрорельеф. Торфяная залежь в пределах П5 достигает мощности 3.0 м. Верхний метровый слой сложен олиготрофными торфами: фускум (степень разложения 5%, зольность 2.3%) и сфагновым мочажинным (степень разложения 15%, зольность 3.1%). Его сменяет полуметровый слой осоково-сфагнового мезотрофного торфа, в котором степень разложения увеличивается до 35%, а зольность – до 5.5%. Слой 150–300 см представлен эвтрофными торфами (осоковым, травяным, папоротниковым), степень разложения которых находится в диапазоне 40–50%, а зольность – 5.8–9.2% (табл. 1).

Подстилающие породы на болоте – илистая темно-серая гумусированная глина с содержанием раковин пресноводных моллюсков.

Торфяные залежи в пределах ЛП были классифицированы как торфяные олиготрофные типичные на мелких торфах (П2) и остаточно-эутрофные на глубоких торфах почвы (П3 и П5) [26], по WRB – Ombric Histosols [20].

Газовый режим в торфяных залежах изучали в летние периоды в 2004–2007 и 2010–2013 гг. в трехкратной повторности “peepers”-методом [7, 40]. Приборы для определения концентрации СО₂ и СН₄ были предоставлены отделением геологии факультета точных наук Университета Невшателя (Швейцария). В качестве пробоотборников использовали камеры из оргстекла размером 3 × 4 см и объемом 30 мл. Мембранный полисульфоновый фильтр накладывали на боковую стенку камеры и фиксировали винтами. Камеру заполняли дистиллированной водой и закрывали ее аналогичным фильтром. Соединенные между собой полыми пластиковыми трубками камеры опускали на всю глубину торфяной залежи с учетом ее стратиграфии. Спустя 30 дней, необходимых для уравновешивания газовой фазы торфяной залежи и камеры, камеры вынимали. Из каждой камеры через полисульфоновый мембранный фильтр шприцом производили забор жидкости, которую переносили в равном объеме (по 5 мл) в 3 вакутейнера. Для прекращения микробиологической активности добавляли в них 2–3 капли HgCl. Вакутейнеры помещали в коробку пробками вниз и доставляли в лабораторию. Далее после дегазации (вакутейнеры помещали в термостат при 50°С и в течение 30 мин периодически встряхивали) отобранный из вакутейнеров газ анализировали на газовом хроматографе “Кристалл 5000.1” (Россия).

Для измерения эмиссии СО₂ и СН₄ в 2004 и 2005 гг. использовали метод Шаркова [25], показания которого были скорректированы на основании параллельно проведенных опытов с методом статических замкнутых камер. С 2006 г. измерение эмиссии проводили камерным методом. В исследуемых пунктах ЛП устанавливали по 3 камеры [36]. Газовые замеры проводили ежемесячно в теплый период (май, июль, сентябрь), последовательно по пунктам наблюдений в одно и то же время. С целью определения оптимальных сроков для замера эмиссии газов были проведены исследования в течение дня в разные периоды лета. В результате замеры на ЛП начинали всегда с 12.00 с П5 и заканчивали в 14.30 дня в П2. Экспозиционную камеру из оргстекла объемом 60.8 л, накрытую колпаком из теплоизоляции с ламинированной отражающей алюминиевой фольгой (тепофол А4 мм), на время измерения устанавливали на стальное основание размером 37 × 37 см, предварительно заглубленное в залежь. Герметизация системы достигалась с помощью гидрозатвора (вода заливалась в пазы основания, чтобы место контакта камеры и основания было погружено в воду). В отверстие на верхней поверхности камеры вставляли резиновую пробку с металлической трубкой и надетым на нее резиновым шлангом для отбора проб газа. Циркуляция воздуха в камере осуществлялась с помощью встроенного вентилятора. Из каждой камеры в равноотстоящие периоды времени производили отбор трех проб газа (общее время экспозиции составило 30–60 мин) и таким образом, на каждом пункте отбирали образцы газов в девяти повторностях. Газовый состав анализировали на хроматографе “Кристалл 5000.1”. Эмиссию рассчитывали по [21], при расчете суммарных потоков парниковых газов за теплый период исследуемых лет использовали численное интегрирование по методу трапеций.

В исследуемые месяцы влажность торфа определяли весовым методом (в пяти повторностях), уровень болотных вод (УБВ) – в колодцах каждого пункта. За нулевую отметку была принята условная отметка средней поверхности болотного ландшафта, положение уровня определяли как разность отметок репера и зеркала болотных вод [17]. Ботанический состав и степень разложения устанавливали согласно ГОСТ 28245.2–89, ГОСТ 28245.2–89 [16], полную влагоемкость – расчетным методом.

Все анализы выполнены в аккредитованной лаборатории Томского государственного педагогического университета (№ РОСС RU.0001.516054) и в Центре коллективного пользования Томского политехнического университета “Аналитический центр геохимии природных систем”.

Обработку массивов данных осуществляли с помощью пакета программ STATISTICA 8.0 и Microsoft Excel 10.0. Проводили дисперсионный анализ (Factorial ANOVA) и расчет коэффициентов корреляции.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Характеристика погодных условий. При характеристике погодных условий использовали гидротермический коэффициент (ГТК), представляющий отношение суммы осадков за теплый период с температурой выше 10°C к испаряемости, выраженной суммой температур за этот же период, уменьшенной в 10 раз. Репрезентативность этого показателя обоснована в работе [3]. Исходные данные для расчета ГТК были взяты из интернета http://meteocenter.net/ (2004–2012 гг.) и http://aisori–m.meteo.ru/ (2013 г.).

За восьмилетний цикл исследований два года (2004, 2007 гг.) с ГТК 1.3–1.6 относились к средним годам за теплый период. Два года (2005 и 2011 гг.) с ГТК 1.8–2.1 характеризовались как увлажненные. К сухим годам принадлежали 4 года (2006, 2010, 2012, 2013 гг.) с ГТК 0.8–1.2. Следует отметить, что экстремально сухих лет, как и экстремально влажных, за исследуемый период не наблюдалось.

Уровень болотных вод и влажность. Амплитуда колебаний УБВ в П3 и П5 относительно средней поверхности болота за эти годы составила соответственно 16 и 13 см, в П2 она достигала 41 см, что свидетельствует о контрастном режиме влажности в аккумулятивной части болота. При движении к автономной части болота УБВ повышался, амплитуда УБВ соответственно уменьшалась. Влажность верхнего полуметрового слоя торфяной залежи в теплые периоды исследуемых лет поддерживалась в пределах 0.9–1.0 полной влагоемкости, в нижних слоях – на уровне полной влагоемкости, и только в П2 в отдельные годы в верхнем слое 0–50 см влажность уменьшалась до 0.7 полной влагоемкости.

Концентрация СО₂ и СН₄в слое 0–100 см торфяных залежей ЛП. В связи с тем, что мощность залежи П2 – 1 м, сравним динамику газового режима по остальным пунктам ЛП в слоях 0–50 и 50–100 см. Рассмотрим, что происходит с концентрацией СО₂ в залежах ЛП на примере теплого периода представительных лет: влажного 2005 (ГТК 1.8) и сухого 2006 (ГТК 0.9) гг.

Концентрация СО₂ за 2 года в слое 0–50 см всех пунктов ЛП варьировала от 0.1 до 1.8 ммоль/дм³, в слое 50–100 см – от 0.2 до 4.2 ммоль/дм³. Концентрация СО₂ была больше в торфяной залежи П2 как по средним, так и по максимальным значениям (2.61 и 4.20 ммоль/дм³ соответственно). В меньших концентрациях СО₂ наблюдали в П3 и П5 (рис. 1). Во влажный год диапазон концентрации СО₂ в метровой торфяной залежи был в пределах 0.1–4.2, в сухой – 0.2–3.0 ммоль/дм³. В сухой год в П3 и П5 отмечали уменьшение концентрации СО₂ в слое 0–50 см только в сентябре (ГТК сентября – 0.5). В П2 такое уменьшение происходило в мае (ГТК мая – 1.0) во всем метровом слое, а в другие месяцы сохранялись невысокие значения – до 0.3 ммоль/дм³. Заметим, что скорость биогенной газогенерации в органогенной среде больше, чем интенсивность потенциальной диффузии в жидкой среде, поэтому на любой глубине торфяной залежи создаются условия локального скопления газов [15], поэтому в профиле отмечали пульсирующую динамику СО₂.

Рис. 1.

Динамика концентрации СО₂ на глубине 50 см (I) и 50–100 см (II) торфяных залежей аккумулятивной (П2), транзитной (П3) и автономной (П5) частей ландшафтного профиля. Здесь и на рис. 2, 3 (а) и (b) – влажный и сухой годы соответственно.

Полученные данные по концентрации СО₂ были проанализированы с помощью четырехфакторного дисперсионного анализа. Оценивали влияние на динамику концентрации СО₂ следующих параметров: пункт, год, месяц наблюдений и глубина слоя торфяной залежи (табл. 2). Проведенный анализ выявил достоверное влияние учитываемых параметров на динамику концентрации СО₂, но в большей степени (71% общей дисперсии (ОД)) она зависела от глубины залегания слоя. Для всех пунктов ЛП независимо от ГТК года абсолютные значения концентрации СО₂ и амплитуда их колебаний были больше на глубине 100 см, чем на глубине 50 см. Вторым по влиянию (23% ОД) оказался месяц наблюдений. Максимальные значения концентрации СО₂ чаще выявляли в июле. Динамика СО₂ в меньшей степени зависела от пункта наблюдений (4% ОД) и года исследования (2% ОД). В пункте 2, имеющем наименьшую мощность залежи, были отмечены существенные различия по концентрации СО₂ между глубинами и месяцами. Для осоково-сфагновой топи (П5) концентрация СО₂ в большей степени различалась по годам: ее колебания были сглажены во влажный и отчетливо выражены в сухой год (рис. 1).

Сложность процессов, происходящих в торфяных залежах болот разной стратиграфии, далеко не всегда подтверждает закономерности динамики концентрации парниковых газов, отмечаемые исследователями в других экосистемах. Так, предполагается образование СО₂ в аэробных слоях залежи, а в торфяных залежах он обнаруживается в глубоких слоях с преимущественно анаэробными условиями. Образование СН₄ считается облигатно анаэробным процессом, но в торфяных залежах он может присутствовать и в поверхностном аэробном слое залежи.

Рассмотрим динамику концентрации СН₄ в слоях 0–50 и 50–100 см в залежах ЛП во влажный и в сухой годы исследования, также как это было сделано выше для СО₂. Концентрация СH₄ в слое 0–50 см всех пунктов ЛП за 2 года варьировала от 0.01 до 1.15 ммоль/дм³, в слое 50–100 см – от 0.11 до 0.26 ммоль/дм³. Во влажный год диапазон значений концентрации СH₄ был от 0.01 до 0.26, в сухой год – от 0.01 до 0.22 ммоль/дм³ (рис. 2). Концентрация СН₄, как и в случае с СО₂ была наибольшей в слое 50–100 см, причем в оба года, а в П5 по значениям была выше в сухой год. Осоково-сфагновая топь (П5) выделялась среди других пунктов ЛП максимальной концентрацией СН₄ на исследуемых глубинах во все сроки наблюдений. Можно заметить, что характер динамики СН₄ в П3 и П5 отличается от выше рассмотренной динамики СО₂ в этих же пунктах. Полагаем, это связано с особенностями процесса метанообразования в разных по ботаническому составу слоях торфяных залежей. Отсюда следует, что неравномерность образования СН₄ в болотах объясняется временны́ми и внутризалежными факторами, которые в свою очередь благоприятствуют локальному скоплению СН₄ преимущественно в нижней части торфяной залежи и далее распространяются в ней в различных направлениях, не выделяясь в атмосферу.

Рис. 2.

Динамика концентрации СH₄ на глубине 50 см (I) и 50–100 см (II) торфяных залежей аккумулятивной (П2), транзитной (П3) и автономной (П5) частей ландшафтного профиля.

Полученные данные по концентрации СН₄ были проанализированы с помощью четырехфакторного дисперсионного анализа (табл. 3). Динамику концентрации СН₄ на ЛП, как и в случае с СО₂, в большей степени (89% ОД) определяла глубина слоя залежи. Концентрация СН₄ в слое 50–100 см была в 1.5–16 раз больше, чем в слое 0–50 см. Вклад пространственной вариабельности (пункт наблюдения) и временно́й (месяц наблюдения) изменчивости в общую дисперсию был значительно меньше (9 и 2% соответственно). Концентрация СН₄ на исследуемых пунктах характеризовалась максимальными значениями не в июле (как для СО₂), а в мае и сентябре, что можно объяснить более высокими значениями ГТК в эти периоды.

Важно обратить внимание на тот факт, что в болотах газовый режим в значительной степени определяется водно-физическими и биохимическими свойствами торфяной залежи. Биохимические свойства в залежах формируются преимущественно в условиях субаквальной консервации растений-торфообразователей. По мере накопления растительной массы слои торфяной залежи, перекрываемые новыми порциями растительных остатков, постепенно погружаются на глубину и попадают в зону аэробно-анаэробного разложения, где процессы трансформации ОВ имеют интенсивность уже совершенно иного порядка [24, 28]. На первый план выходят биохимические процессы превращения ОВ торфов (дегидратация и декарбоксилирование), приводящие к полимеризации, упрочнению молекул сложных полимеров. В результате в торфяных залежах формируется самостоятельная газовая фаза, обусловленная в том числе и кинетическими особенностями биохимических процессов, что наблюдалось в рассмотренной выше динамике парниковых газов в залежах ЛП.

Концентрация СО₂ и СН₄в трехметровой торфяной залежи. Рассмотрим динамику концентраций СО₂ и СН₄ в торфяной залежи за теплый период 2011 (ГТК 2.1) и 2012 (ГТК 0.8) на примере трехметровой залежи транзитной части ЛП – П3 (рис. 3). Уровень болотных вод в П3 с мая по сентябрь 2011 г. изменялся от (–23) до (–27) см, тогда как в 2012 г. – от 22 до 42 см относительно средней поверхности болота.

Рис. 3.

Динамика концентрации СO₂ (I) и СН₄ (II) в торфяной залежи транзитной части ландшафтного профиля – П3.

В этих условиях концентрация СО₂ в верхнем метровом слое П3 за двухлетний период наблюдений варьировала от 0.03 до 0.40 ммоль/дм³, в слое 2–3 м – от 0.16 до 0.69 ммоль/дм³. В глубоких слоях залежи значения были больше, а амплитуда их колебаний меньше, чем в верхнем слое. Во влажный год происходило постепенное увеличение концентрации СО₂ к подстилающей породе. Оно имело более выраженный характер в мае с ГТК 1.4. В сухой год показатели концентрации СО₂ сильно флуктуировали по профилю. Однако, тенденция увеличения СО₂ вниз по профилю сохранялась. Граничным слоем, где происходило увеличение, можно обозначить преимущественно слой 150–200 см, в котором олиготрофный тип сменился на мезотрофный тип торфа, представленный мезотрофным осоковым торфом.

Концентрация СH₄ в верхнем метровом слое П3 в 2011 (ГТК 2.1) и 2012 гг. (ГТК 0.8) изменялась в пределах 0.01–0.14 ммоль/дм³, в слое 2–3 м – 0.06–0.41 ммоль/дм³. Поверхностные слои залежи при снижении УБВ, характеризовались, как правило, минимальными значениями концентрации метана, что подтверждается и другими исследователями [30, 35, 37, 38]. Отмечено возрастание концентрации СH₄, как и СO₂, вниз по профилю. Оно имело более выраженный характер в слоях 100–150 и 150–200 см. Следует отметить, что во влажный год концентрация СH₄ была в 2 раза больше, а ее различия как между слоями залежи, так и по месяцам, оказались более существенными, чем в сухой год (рис. 3).

Достоверность выявленных различий подтверждена результатами трехфакторного дисперсионного анализа. Динамику концентрации СО₂, как и СH₄ в большей степени определяла глубина слоя (82 и 74% ОД соответственно). Меньшее влияние оказывали год (16 и 23% ОД) и месяц (2 и 3% ОД соответственно) исследования (табл. 3).

Мониторинг средних значений концентраций СО₂ и СН₄ на ЛП. За восьмилетний период наблюдений средние значения концентрации СО₂ в торфяных залежах ЛП находились в пределах 0.2–2.6 ммоль/дм³. В отдельные месяцы концентрация СО₂ в экстремальных значениях опускалась до минимального значения 0.01, а в максимальном – не превышала 4.20 ммоль/дм³. В работах других авторов, изучавших газовый режим олиготрофных болот этой же территории, разовые замеры концентрации СО₂ варьировали от 0.12 до 3.16 ммоль/дм³ [18], а согласно [19], концентрация СО₂ изменялась от 0.04 до 1.98 ммоль/дм³.

За восьмилетний период средние значения концентрации СН₄ в залежах ЛП изменялись в пределах 0.03–1.50 ммоль/дм³. В отдельные месяцы концентрация СН₄ уменьшалась до 0.001 и увеличивалась до 2.19 ммоль/дм³. Согласно [1, 19], концентрация СН₄ в олиготрофных болотах этой же территории по разовым наблюдениям показывала значения от 0.1 до 3.0 ммоль/дм³. Изменение концентрации СН₄ в торфяных залежах П3 и П5 так же, как в случае с СО₂, наиболее часто происходило на границе смен типов торфов 100–150 и 150–200 см. Верхние слои при низком стоянии болотных вод как правило характеризовались концентрацией СН₄, близкой к нулю.

Корреляция между концентрациями исследуемых газов, свойствами залежи и климатическими условиями. Различный характер динамики концентрации парниковых газов на ЛП обусловлен и внутризалежными факторами. Одним из них является ботанический состав торфов на типовом и видовом уровнях [34, 37]. Известно, что направленность трансформации ОВ торфов характеризуется скоростью выделения СО₂, которая определяется их химической природой. Ранее было показано, что по величине накопления СО₂ в процессе минерализации верховые торфа располагаются в ряд: сфагново-мочажинный > комплексный > фускум > пушицево-сфагновый > > шейхцериевый > пушицевый [8].

Проведенный в настоящем исследовании однофакторный дисперсионный анализ выявил достоверное влияние ботанического состава торфа как на концентрацию СО₂ (F (критерий Фишера) = = 27.7 при p (уровень значимости) < 0.0001), так и на концентрацию СН₄ (F = 18.3 при p < 0.0001). Максимальные значения концентрации СО₂ выявляли в слоях, представленных комплексным (олиготрофный тип) и древесно-пушицевым (мезотрофный тип) торфами. Концентрация СН₄ последовательно возрастала от верховых к переходным и далее к низинным торфам.

Также была выявлена высокая линейная связь (0.77 < r < 0.92) между температурой и концентрацией СО₂ в слоях 0–50 и 50–100 см и средняя положительная связь (0.50 < r < 0.61) между температурой и концентрацией СН₄ в слое 50–100 см всех пунктов ЛП. При расчете коэффициентов корреляции между концентрацией газов и температурой в трехметровой залежи П3 выявлена высокая обратная связь, то есть концентрация исследуемых газов увеличивалась с уменьшением температуры по профилю.

Высокая обратная связь выявлена между концентрациями парниковых газов в слое 0–50 см П3 и УБВ (r = –0.9). Понижение УБВ приводило к увеличению концентрации СО₂, как во влажный, так и в сухой годы исследования, что касается концентрации СН₄, то ее обратная связь с УБВ во влажный год сменялась на прямую в сухой год.

Таким образом, процессы, протекающие в торфяных залежах олиготрофных болот, многофакторные, и выявить механизм совместного влияния всех показателей на формирование газового режима представляет определенную трудность и пока остается открытым. Обратим внимание на тот факт, что болотные экосистемы относятся к водным объектам, так как в их составе до 98% принадлежит воде. Двухфазная система болотная вода–газ требует учета закономерностей карбонатно-кальциевого равновесия и его обратимости в растворах [22]. Величины рН_сол в торфах ЛП изменялись в пределах 2.4–4.5, что определило абсолютное преобладание растворенного СО₂ над всеми остальными формами.

Принимая во внимание отмеченные особенности динамики концентрации СО₂ и СН₄ по ЛП и в торфяных залежах ЛП, рассмотрим их эмиссию.

Эмиссия и потоки парниковых газов. Эмиссия СО₂ в торфяных залежах за теплые периоды лет исследований варьировала от 3.9 до 160.3 мг СО₂/(м² ч) (табл. 4). Повышенную эмиссию СО₂ отмечали в более сухие по ГТК годы. Например, в 2006 г. с ГТК 0.9 она составила в П2, П3, П5 соответственно 101.5, 113.4, 120.2 мг СО₂/(м² ч). Пункты П3 и П5 с мощностью залежи 3 м характеризовались близкими значениями эмиссии СО₂. Эмиссия СО₂ в пункте П2 с метровой залежью отличалась от остальных пунктов. Во влажный год она была больше, а в сухие и средние годы – меньше, чем в П3 и П5. Надо полагать, что мощность торфяной залежи является немаловажным фактором, влияющим на эмиссию парниковых газов.

Исследования показали, что за теплые периоды (май–сентябрь) 2004–2007 и 2011–2013 гг. потоки углерода СО₂ на ЛП не превышали 120 г C/(м² г) и не опускались ниже 17 г C/(м² г) (рис. 4). Анализ динамики потоков углерода СО₂ в разные по ГТК годам и пунктам ЛП не выявил четких закономерностей. Однако следует отметить, что на всех пунктах ЛП отмечали максимальные значения потоков углерода СО₂ в сухой год с ГТК 0.9.

Рис. 4.

Потоки СO₂ за теплый период 2004–2007 гг. из торфяной залежи ландшафтного профиля.

Эмиссия СН₄ в исследуемых торфяных залежах за теплые периоды лет исследований варьировала от (–3.0) до 10.7 мг СН₄/(м² ч). Эмиссия СН₄ в отличие от СО₂ характеризовалась наименьшими значениями в сухие годы. Ее увеличение происходило в годы с ГТК > 1.3. За весь период наблюдений только в мае 2011 г. эмиссия метана имела отрицательное значение (–3.0) мг СН₄/(м² ч). На ландшафтном профиле эмиссия метана нарастала в ряду П2 < П3 < П5. Максимальных значений она достигала в осоково-сфагновой топи (П5), занимающей автономную позицию ЛП. Контрастный водный режим, вследствие аккумулятивной позиции на ЛП и небольшой мощности торфяной залежи, снижали процесс метанообразования на П2, о чем свидетельствуют минимальные значения эмиссии СН₄ среди всех пунктов ЛП.

Потоки СH₄ изменялись в диапазоне 0.5–6.7 г C/(м² г). В годы с ГТК 1.3–1.8 потоки углерода СH₄ на каждом из пунктов ЛП характеризовались близкими значениями, тогда как в год с ГТК 0.9 они опускались до минимальных значений. Относительно позиции на ЛП – четко прослеживали тенденцию увеличения потоков углерода СH₄ от П2 к П3 и П5, не зависящую от ГТК исследуемых лет (рис. 5).

Рис. 5.

Потоки СH₄ за теплый период 2004–2007 гг. из торфяной залежи ландшафтного профиля.

Важно отметить, что невысокие значения эмиссии метана в южно-таежной зоне Западной Сибири, возможно, предопределены преобладанием на исследуемой территории практически постоянных влажных климатических условий. Большинство лет исследований оказались близки к среднемноголетним значениям. Экстремально влажные и сухие годы бывают крайне редко и сложно предположить реакцию образования потоков газов в этих условиях. Например, для особо обводненных участков северной части Западно-Сибирской равнины приводятся годовые значения потоков СН₄ в пределах 10–20 г C/(м² г), из них на зимние – приходится не более 3% [23].

Обнаружение многочисленных связей между показателями продуцирования парниковых газов и различными параметрами режимов свидетельствует о сложности внутри залежных процессов и необходимости дальнейшего изучения факторов, влияющих на их активность.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

За многолетний период исследования торфяных залежей на ландшафтном профиле олиготрофного болота южно-таежной зоны Западной Сибири определено, что концентрация СО₂ изменялась в пределах от 0.01 до 4.20 ммоль/дм³, эмиссия – от 3.9 до 160.3 мг СО₂ /(м² ч), потоки – от 17 до 120.5 г С /(м² г). Концентрация СН₄ варьировала от 0.01 до 2.19 ммоль/дм³, эмиссия – от 0.4 до 10.7 мг СН₄/(м² ч), потоки – от 0.5 до 6.7 г С/(м² г).

Установлено, что в торфяных залежах ЛП имеет место пространственная, внутризалежная вариабельность и временна́я изменчивость концентраций париковых газов. В большей степени проявляется их внутризалежная вариабельность. На фоне неравномерного распределения СО₂ и СН₄ в торфяных залежах обнаружена закономерность увеличения их концентрации и уменьшения амплитуды их колебаний с глубиной, что указывает на важность учета мощности торфяной залежи при определении депонированного и эмиссирующего углерода в виде парниковых газов. Временнýю изменчивость концентрации парниковых газов в верхнем метровом слое залежей в большей степени определяли погодные условия месяца, а не года наблюдений. В этом слое максимальные значения концентрации СО₂ чаще регистрировали в июле, СН₄ – в мае и сентябре. При рассмотрении трехметровой залежи (на примере транзитной части ЛП) максимальное влияние оказывал год исследования. Концентрация СH₄ во влажный год с ГТК 2.1 была в 2 раза больше, чем в сухой год с ГТК 0.8. Пространственная вариабельность определялась водным режимом и соответственно положением пункта на ЛП. Образование СH₄ более активно проходило в метровой залежи осоково-сфагновой топи, занимающей автономную позицию ЛП.

Отмечено достоверное влияние типового и видового состава торфов, слагающих торфяную залежь, на внутризалежную активность образования СO₂ и СH₄.

Максимальные значения потоков углерода СО₂ и минимальные СН₄ выявляли на всех пунктах ЛП в сухой год с ГТК 0.9. Потоки углерода СH₄, независимо от ГТК лет, последовательно возрастали от аккумулятивной к транзитной и далее к автономной части ЛП.

В целом олиготрофные болота южно-таежной зоны Западной Сибири выделяют углерод в виде газов СО₂ и СН₄ в небольших количествах, если сравнить с его депонированием на этой территории. Вот почему столь важно при планировании освоения торфяных ресурсов определиться с выделением на территории Западной Сибири охраняемого фонда этих природных экосистем, являющихся значительными резервуарами потенциально мобильного органического углерода на планете.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена в рамках программы развития междисциплинарной научно-образовательной школы МГУ имени М.В. Ломоносова “Будущее планеты и глобальные изменения окружающей среды” и при финансовой поддержке РФФИ в рамках научного проекта № 19-29-05197.