Средние высоты западно сибирской равнины. За́падно-сиби́рская равни́на

Западно-Сибирская равнина (Западно-Сибирская низменность) - одна из самых больших аккумулятивных низменных равнин земного шара. Она простирается от берегов Карского моря до степей Казахстана и от Урала на западе до Среднесибирского плоскогорья на востоке. Равнина имеет в плане форму суживающейся к северу трапеции: расстояние от южной ее границы до северной достигает почти 2500 км., ширина - от 800 до 1900 км., а площадь лишь немногим меньше 3 млн.км 2 . Занимает всю западную часть Сибири от Уральских гор на западе до Среднесибирского плоскогорья на востоке, на ней расположены регионы России и Казахстана. Географическое положение Западно-Сибирской равнины обусловливает переходный характер ее климата между умеренно континентальным Русской равнины и резко континентальным климатом Средней Сибири. Поэтому ландшафты страны отличаются рядом своеобразных особенностей: природные зоны здесь несколько смещены к северу по сравнению с Русской равниной , зона широколиственных лесов отсутствует, а ландшафтные различия внутри зон менее заметны, чем на Русской равнине.

Геологическое строение и история развития

Западно-Сибирская равнина находится в пределах эпигерцинской западно-сибирской плиты, фундамент которой сложен интенсивно дислоцированными и метаморфизованными палеозойскими отложениями, близкими по своему характеру аналогичным породам Урала , а на юге Казахского мелкосопочника. Формирование основных складчатых структур фундамента Западной Сибири, имеющих преимущественно меридиональное направление, относится к эпохе герцинского орогенеза . Они везде покрыты чехлом рыхлых морских и континентальных мезо-кайнозойских пород (глин, песчаников, мергелей и тому подобных) общей мощностью свыше 1000 м. (в западинах фундамента до 3000-4000 м). Самые молодые, антропогенные отложения на юге - аллювиальные и озерные, нередко прикрытые лёссами и лёссоподобными суглинками; на севере - ледниковые , морские и ледо-морские (мощность местами до 4070 м.).

Тектоническая структура Западно-Сибирской плиты достаточно разнородна. Однако даже крупные ее структурные элементы проявляются в современном рельефе менее отчетливо, чем тектонические структуры Русской платформы . Объясняется это тем, что рельеф поверхности палеозойских пород, опущенных на большую глубину, нивелируется здесь чехлом мезокайнозойских отложений, мощность которого превышает 1000 м., а в отдельных впадинах и синеклизах палеозойского фундамента - 3000-6000 м.

Значительные изменения условий накопления осадочных отложений произошли в неогене . Свиты пород неогенового возраста, выходящие на поверхность главным образом в южной половине равнины, состоят исключительно из континентальных озерно-речных отложений. Они формировались в условиях малорасчлененной равнины, покрытой сначала богатой субтропической растительностью, а позднее - широколиственными листопадными лесами из представителей тургайской флоры (бук, орех, граб, лапина и т. д.). Местами встречались участки саванн, где обитали в то время жирафы, мастодонты, гиппарионы, верблюды.

Особенно большое влияние на формирование ландшафтов Западной Сибири оказали события четвертичного периода. В течение этого времени территория страны испытывала неоднократные опускания и по-прежнему была областью преимущественно аккумуляции рыхлых аллювиальных, озерных, а на севере - морских и ледниковых отложений. Мощность четвертичного покрова достигает в северных и центральных районах 200-250 м. Однако на юге она заметно уменьшается (местами до 5-10 м.), и в современном рельефе отчетливо выражены воздействия дифференцированных неотектонических движений, в результате которых возникли валообразные поднятия, нередко совпадающие с положительными структурами мезозойского чехла осадочных отложений.

Нижнечетвертичные отложения представлены на севере равнины аллювиальными песками , заполняющими погребенные долины. Подошва аллювия располагается в них иногда на 200-210 м. ниже современного уровня Карского моря. Выше их на севере обычно залегают доледниковые глины и суглинки с ископаемыми остатками тундровой флоры, что свидетельствует о начавшемся уже тогда заметном похолодании Западной Сибири. Однако в южных районах страны преобладали темнохвойные леса с примесью берёзы и ольхи.

Среднечетвертичное время в северной половине равнины были эпохой морских трансгрессий и неоднократного оледенения. Наиболее значительным из них было Самаровское, отложения которого слагают междуречья территории, лежащей между 58-60° и 63-64° с. ш. Согласно господствующим в настоящее время взглядам, покров самаровского ледника даже в крайних северных районах низменности не был сплошным. Состав валунов показывает, что источниками его питания были ледники, спускавшиеся с Урала к долине Оби, а на востоке - ледники горных массивов Таймыра и Среднесибирского плоскогорья. Однако даже в период максимального развития оледенения на Западно-Сибирской равнине уральский и сибирский ледниковые покровы не смыкались один с другим, и реки южных районов хотя и встречали преграду, образованную льдами, но находили себе путь на север в промежутке между ними.

В состав отложений самаровской толщи наряду с типичными ледниковыми породами входят также морские и ледниково-морские глины и суглинки, сформировавшиеся на дне наступавшего с севера моря. Поэтому типичные формы моренного рельефа выражены здесь менее отчетливо, чем на Русской равнине. На озерных и флювиогляциальных равнинах, примыкавших к южному краю ледников, тогда преобладали лесотундровые ландшафты , а на крайнем юге страны формировались лёссовидные суглинки, в которых встречается пыльца степных растений (полыни, кермек). Морская трансгрессия продолжалась и в послесамаровское время, отложения которого представлены на севере Западной Сибири мессовскими песками и глинами санчуговской свиты. В северо-восточной части равнины распространены морены и ледниково-морские суглинки более молодого, Тазовского оледенения. Межледниковая эпоха, начавшаяся после отступления ледникового покрова, на севере ознаменовалась распространением казанцевской морской трансгрессии, в отложениях которой в низовьях Енисея и Оби заключены остатки более теплолюбивой морской фауны, чем обитающая в настоящее время в Карском море.

Последнему, Зырянскому, оледенению предшествовала регрессия бореального моря, вызванная поднятиями северных районов Западно-Сибирской равнины, Урала и Среднесибирского плоскогорья; амплитуда этих поднятий составляла всего несколько десятков метров. В максимальную стадию развития Зырянского оледенения ледники спускались в районы Приенисейской равнины и восточного подножия Урала приблизительно до 66° с. ш., где оставили ряд стадиальных конечных морен. На юге Западной Сибири в это время происходило перевевание песчано-глинистых четвертичных отложений, образование эоловых форм рельефа и накопление лёссовидных суглинков .

Некоторые исследователи северных областей страны рисуют и более сложную картину событий эпохи четвертичного оледенения Западной Сибири. Так, по мнению геолога В.Н. Сакса и геоморфолога Г.И. Лазукова, оледенение началось здесь еще в нижнечетвертичное время и состояло из четырех самостоятельных эпох: Ярской, Самаровской, Тазовской и Зырянской. Геологи С.А. Яковлев и В.А. Зубаков насчитывают даже шесть оледенений , относя начало наиболее древнего из них к плиоцену .

С другой стороны, есть сторонники и однократного оледенения Западной Сибири. Географ А.И. Попов, например, рассматривает отложения эпохи оледенения северной половины страны в качестве единого водно-ледникового комплекса, состоящего из морских и гляциально-морских глин, суглинков и песков, содержащих включения валунного материала. По его мнению, на территории Западной Сибири не было обширных ледниковых покровов, так как типичные морены имеются лишь в крайних западных (у подножия Урала) и восточных (вблизи уступа Среднесибирского плоскогорья) областях. Средняя же часть северной половины равнины в эпоху оледенения была покрыта водами морской трансгрессии; валуны, заключенные в ее отложениях, занесены сюда айсбергами , оторвавшимися от края ледников , которые спускались со Среднесибирского плоскогорья. Лишь одно четвертичное оледенение Западной Сибири признает и геолог В.И. Громов.

В конце Зырянского оледенения вновь произошло опускание северных прибрежных районов Западно-Сибирской равнины. Опустившиеся участки были затоплены водами Карского моря и покрыты морскими отложениями, слагающими послеледниковые морские террасы, наиболее высокая из которых поднимается на 50-60 м. над современным уровнем Карского моря. Затем после регрессии моря в южной половине равнины началось новое врезание рек. Из-за малых уклонов русла в большинстве речных долин Западной Сибири преобладала боковая эрозия , углубление долин шло медленно, поэтому они и имеют обычно значительную ширину, но небольшую глубину. На слабодренированных междуречных пространствах продолжалась переработка рельефа ледникового времени: на севере она заключалась в нивелировании поверхности под воздействием процессов солифлюкции; в южных, внеледниковых провинциях, где выпадало больше атмосферных осадков, в преобразовании рельефа особенно важную роль играли процессы делювиального смыва.

Палеоботанические материалы позволяют считать, что после оледенения был период с несколько более сухим и теплым климатом, чем сейчас. Это подтверждается, в частности, находками пней и стволов деревьев в отложениях тундровых районов Ямала и Гыданского полуострова на 300-400 км. севернее современной границы древесной растительности и широким развитием на юге тундровой зоны реликтовых крупнобугристых торфяников .

В настоящее время на территории Западно-Сибирской равнины происходит медленное смещение границ географических зон к югу. Леса во многих местах наступают на лесостепь, лесостепные элементы проникают в степную зону, а тундры медленно вытесняют древесную растительность вблизи северного предела редкостойных лесов. Правда, на юге страны в естественный ход этого процесса вмешивается человек: вырубая леса, он не только приостанавливает их естественное наступание на степь, но и способствует смещению южной границы лесов к северу.

Источники

• Гвоздецкий Н.А., Михайлов Н.И. Физическая география СССР. Изд. 3‑е. М., "Мысль", 1978.

Литература

• Западно-Сибирская низменность. Очерк природы, М., 1963; Западная Сибирь, М., 1963.
• Давыдова М.И., Раковская Э.М., Тушинский Г.К. Физическая география СССР. Т. 1. М., Просвещение, 1989.

В Российской Федерации располагается одна из самых больших по площади равнин, расположенных на поверхности земного шара. На севере ее границей служит Карское море. На юге она протирается до пространства Казахского мелкопесочника. Восточной частью является Среднесибирское плоскогорье. Границей на западе становятся древние . Общая площадь этого равнинного пространства составляет практически 3 миллиона километров.

Вконтакте

Рельефные особенности

Территория, где находится Западно-Сибирская равнина, сформировалась давно и успешно пережила все тектонические потрясения.

Ее строго ограничивают официально признанные координаты крайних точек :

• на материковой части пространства крайней восточной точкой становится Мыс Дежнева, 169°42′ з. д.;
• на севере такой точкой становится Мыс Челюскин (Россия) , 77°43′ с. ш.;
• координаты 60° 00′ с. ш. 100° 00′ в. д.

Возвышенности

Высота над уровнем моря рассматриваемого пространства отличается минимальными перепадами.

Имеет форму неглубокого блюда. Перепады высот варьируются от 50 (минимальная) до более 100 метров на пониженных участках, преобладающие высоты до 200-250 метров расположены на южной, западной и восточной окраинах. На северной окраине показатели подъема ландшафта составляют порядка 100-150 метров.

Это обусловлено расположением равнины на пространстве эпигерцинской плиты, основой которой служит фундамент, созданный за счет наложения палеозойских отложений. Эта плиты начала формироваться в верхнем юрском периоде, так называемой верхней юре.

В ходе формирования поверхностного слоя планеты равнинная местность, опустившись, превратилась в низменность и стала седиментационным бассейном. Площадка расположилась на участке, находящемся между Уралом и Сибирской платформой.

Средние значения

Это пространство относится к числу больших низменных участков на планете, к типу аккумулятивных равнин, имеет среднюю высоту 200 метров. Низменные участки располагаются в центральной части площади, на северных участках, на границах Карского моря. Практически половина пространства располагается на высоте ниже 100 метров над уровнем моря. На этом древнем участке земного пространства имеются и свои «возвышенности», сглаженные миллиардами лет с момента создания. Например, Северо-Сосьвинская возвышенность (290 метров). На 285 метров поднимается Верхнетазовская возвышенность.

Низменные места

Поверхность имеет вогнутую форму с минимальными высотами в центральной части. Показатель средней минимальной высоты составляет 100 метров. Отсчет осуществляется по традиции от уровня моря.

Полностью оправдывает название «равнина». Перепады высот на колоссальном по площади пространстве минимальны.

Данная особенность формирует и континентальный климат. Морозы в некоторых участках могут опускаться зимой до -50 градусов по Цельсию . Такие показатели отмечают, например, в Барнауле.

По абсолютным показателям эта территория также не отличается большими цифрами. Абсолютная высота здесь составляет всего 290 метров. Зафиксированы параметры на Северо-Сосьвенской возвышенности. На большей части равнины показатель составляет 100-150 метров.

Этот географический объект занимает 1/7 часть РФ. Равнина простирается от Карского моря на севере до Казахских степей на юге. На западе ее ограничивают Уральские горы. Размер составляет почти 3 миллиона километров.

Характеристика

Общая характеристика основывается на процессе формирования равнины на протяжении древнейших этапов развития планеты и длительного выравнивания поверхности в период прохождения ледниковых масс. Этим объясняется однообразие сглаженного рельефа. За счет этого пространство строго зонировано. Север отличают тундровые, а юг — степные ландшафты . Почва минимально дренирована. Большую часть занята лесами заболоченного типа и непосредственно болотами. Подобные гидроморфные комплексы занимают много места, порядка 128 млн Га. Юг равнины характеризуется большим количеством таких пространств, как различные виды солодей, солонцов и больших по размерам солончаков.

Обратите внимание! Климат равнины за счет ее большой площади колеблется от умеренно континентального на Русской равнине до резко континентального. Этим показателем отличается Средняя Сибирь.

С давних пор на Западно-Сибирской равнине жили люди. Уже в 11 веке сюда пришли новгородцы. Тогда они добрались до низовьев Оби. Период открытия пространства для Российского государства связан с легендарными походами Ермака с 1581 по 1584 год. Именно в это время было сделано множество открытий земель на территории Сибири. Изучение природы было проведено и описано в XVIII веке во время Великой северной и академической экспедиций. Развитие в этих местах продолжилось в следующие десятилетия. Оно было связано:

• с переселением крестьянства из Центральной России в XIX веке;
• планированием выполнения строительства Сибирской железной дороги

Были составлены подробные почвенные и географические карты данной земли. Активное развитие территорий продолжилось в годы после смены государственной власти в 1917 году и далее.

В результате сегодня она стала обжитой и освоенной человеком. Здесь располагаются такие крупные регионы России, как Павлодарская, Кустанайская, Кокчетавская области, Алтайский край, западные районы Красноярского края, восточные территории Свердловской и Челябинской областей.

Порядка 150 лет назад окончательно сформировалась роль Сибири в качестве своеобразного моста между европейской частью России и ее восточной частью. В наше время роль этой территории, как экономического моста, особенно со строительством Байкало-Амурской магистрали, окончательно сформировалась, используя для развития все виды транспорта.

Обратите внимание! Активное развитие территорий во многом связано с большими объемами залежей : природного газа, нефти, бурых углей, железных руд и многих других.

Успешному освоению территории способствовало большое число крупных , являющихся большей частью судоходными, особенно таких гигантов, как Обь, Иртыш, Енисей . В наши дни реки являются удобными транспортными магистралями, используются для получения энергии, позволяющей обеспечить высокий уровень качества жизни населения регионов.

Возрастной показатель

Основой гладкой и ровной равнинной поверхности восточнее Уральских гор является плита, сформировавшаяся в период палеозоя. По параметрам формирования поверхности планеты, эта плита достаточно молодая. За миллионы лет формирования поверхность плиты покрылась мезозойскими и кайнозойскими отложениями.

Они по своим характеристикам относятся к типу морских и песчано-глинистых отложений. Толщина слоя составляет до 1000 метров . В южной части отложения в виде лёссов достигают толщины в 200 метров, сформировались за счет присутствия на этих участках районов формирования озерных отложений.

Западно-Сибирская низменность представляет собой единую физико-географическую область, состоящую из двух плоских чашеобразных впадин, между которыми раскинулись вытянутые в широтном направлении возвышенности (до 175-200 м), объединяемые орографически в Сибирские увалы.

Почти со всех сторон низменность очерчена естественными границами. На западе она отчетливо отграничена восточными склонами Уральских гор, на севере - Карским морем, на востоке - долиной реки Енисея и обрывами Средне-Сибирского плоскогорья. Только на юге природная граница выражена менее ярко. Постепенно повышаясь, равнина переходит здесь в примыкающие к ней возвышенности Тургайского плато и Казахского мелкосопочника.

Западно-Сибирская низменность занимает около 2,25 млн. км 2 и имеет протяженность с севера на юг 2500 км, а с востока на запад (в южной наиболее широкой части) 1500 км. Исключительно равнинный рельеф этой территории объясняется выравниванием сложно-складчатого фундамента Западно-Сибирской платформы мощным чехлом мезо-кайнозойских отложений. В период голоцена территория испытывала неоднократные опускания и была областью аккумуляции рыхлых аллювиальных, озерных, а на севере - ледниковых и морских отложений, мощность которых в северных и центральных районах достигает 200-250 м. Однако на юге мощность четвертичных отложений падает до 5-10 м и в современном рельефе отчетливо проявляются признаки воздействия неотектонических движений.

Особенность палеогеографической обстановки заключается в унаследованной от голоцена сильной обводненности территории и наличии в настоящее время громадного количества остаточных водоемов.

Крупные современные формы рельефа Западной Сибири представляют собой морфоструктуры, созданные новейшими движениями земной коры. Положительные морфоструктуры: возвышенности, плато, увалы - имеют более расчлененный рельеф и лучшую дренированность. Доминирующими для рельефа территории являются отрицательные морфоструктуры - равнины, покрытые толщей рыхлых слоистых отложений, часто оглеенных на большую глубину. Эти свойства ухудшают водопроницаемость толщ и тормозят грунтовый сток.

Равнинность территории обусловила особый характер гидрографической сети: небольшие скорости течения воды и значительные извилистости русел. Реки Западной Сибири имеют смешанное питание - снеговое, дождевое, грунтовое, с преобладанием первого. Для всех рек характерно продолжительное весеннее половодье, зачастую переходящее в летнее, что объясняется разным временем вскрытия рек в различных частях водосборов. Паводковые воды, разливаясь на многие километры, являются важным фактором чрезвычайно высокого обводнения водоразделов, а реки в этот период практически не играют своей дренирующей роли.

Таким образом, совокупность физико-географических факторов, благоприятно влияющих на болотообразовательный процесс, определила интенсивность образования и накопления огромных запасов торфа и повсеместное распространение на всей территории Западно-Сибирской равнины торфяных месторождений.

Растительный покров торфяных месторождений Западно-Сибирской низменности изучен недостаточно детально. Древесный ярус облесенных торфяников здесь значительно богаче по видовому составу за счет пород, характерных для таежных лесов Сибири, таких, как кедр, пихта, лиственница. Обычно они вместе с березой, елью, сосной слагают древостой болот в различных сочетаниях и количествах. Почти чистые насаждения березы на торфяниках довольно часты и в соответствующих условиях встречаются во всех торфяно-болотных областях Западно-Сибирской низменности. На низинных торфяниках пойм отмечены чистые заросли ивы.

В кустарничковом ярусе растительного покрова западносибирских болот встречается такой представитель сибирской флоры, как Salix sibirica, но в нем не отражен европейский вид Calluna vulgaris. Отмечены представители сибирской флоры и в травяном ярусе: Carex wiluica, Cacalia hastata, Ligularia sibirica. Carex globularis, встречаемая в европейской части Союза в составе растительности заболачивающихся еловых лесов, в Западной Сибири расширила свое местообитание и в массовом количестве встречается на типичных верховых торфяниках. Sph. rubellum и Sph. cuspi datum - типичные обитатели верховых торфяников северо-западной области европейской части Союза - в моховом покрове торфяников Западно-Сибирской низменности встречаются редко. Зато в значительно большем количестве и в более южных широтах распространены здесь в моховом покрове болот Sph. lindbergii и Sph. congstroemii, которые типичны для торфяников Архангельской области и единичны в торфяниках средней полосы. Иногда на грядово-озерных участках водораздельных торфяников Васюганья Cladonia и Cetraria образуют сплошные пятна, причем в этом регенеративном комплексе встречено до 12 видов Cladonia.

Из растительных фитоценозов Западно-Сибирской низменности необходимо отметить злаково-осоковый, который на окрайковых участках займищ (в условиях некоторой засоленности почв) покрывает значительные площади. В составе его - тростянка (Scolochloa festucacea), вейник (Calamagrostis neglecta), Carex omskiana, С. appropinquata и С. orthostachys. Для торфяников согр характерны в древесном ярусе береза (высотой до 15-20 м) и хвойные породы: ель, кедр, сосна, лиственница, в подлеске наряду с ивами (Salix sibirica, S. pentandra) черная смородина, рябина, черемуха; в кустарничковом ярусе - болотный мирт, брусника, черника, морошка. Богат видами и пышно развивается травостой; в нем господствует С. caespitosa, из других осок встречаются С. globularis, С. disperma, в разнотравье наряду с болотными растениями растут и таежные (Equisetum silvaticum, Сасаlia hastata, Pyrola rolundifolia). Элементы таежной флоры отмечаются и в моховом покрове: на кочках Sph. warnstorfii - Pleuroziumschreberi и Hylocomium splendens, в межкочечиых понижениях - Thuidium recognitum, Helodium blandowii, на склонах кочек - Climacium dendroides. В понижениях между кочками в сограх часто можно наблюдать выцветы железа.

Чаще всего сограми покрыты окрайковые участки низинных топяных болот надпойменных террас по протокам рек Оби, Иртыша, Чулыма, Кети, Тыма. С внешней стороны они постепенно переходят в заболачивающиеся леса, по направлению к центру торфяника - в лесной комплексный фитоценоз.

В Западно-Сибирской равнине займища преобладают в Ишимской торфяно-болотной области на междуречье Ишима и Тобола в их среднем течении. Здесь они примыкают к озерам или окружают их сплошным кольцом. Громадные площади занимают иногда займища в низинах, уже не связанных с озерами, но носящих черты бывших протоков между озерами.

Займищно-рямовые торфяники часто встречаются в восточной части Южно-Барабинской торфяно-болотной области, где они приурочены к озерам или плоским понижениям, в которых подолгу застаиваются поверхностные воды. Среди займищ разбросаны верховые выпуклые торфяники, занимающие сравнительно с займищами небольшую площадь. Это широко известные «рямы». За вегетационный период в займищах создается переменный водно-минеральный режим: весной и в первой половине лета они залиты пресными делювиальными талыми водами, а часто и речными полыми; во второй половине вегетационного периода займища на большей периферийной площади пересыхают, и здесь возникают благоприятные условия для капиллярного поднятия к поверхности засоленных почвенно-грунтовых вод и на поверхности наблюдаются обычно выцветы солей (Са, Cl и SO 3).

Площадь займища можно подразделить на: зону постоянного увлажнения относительно пресными водами (центральная часть займища, берега озер и речных протоков) и зону переменного увлажнения, где непостоянны и степень обводненности и степень минерализации питающих вод (периферийные части займищ).

Центральные части займищ покрыты тростниковым фитоценозом, в котором основными фоновыми растениями являются тростник, тростянка (Scolochloa festucacea), вейник, осоки (С. caespitosa и С. wiluica). Как примесь в фитоценоз входят Carex omskiana, С. buxbaumii, вахта, подмаренник (Galium uliginosum). Среди компонентов тростникового фитоценоза тростник, вейник, Carex caespitosa и С. buxbaumii являются солевыносливыми растениями.

В той зоне займищ, где постоянное увлажнение начинает уступать место переменному, в условиях некоторого засоления субстрата наблюдается постепенное изреживание зарослей тростника и внедрение в них осок (С. diandra, С. pseudocyperus), рогоза и вейника. Для осоково-тростникового фитоценоза характерны отдельные разбросанные кое-где кусты березы (В. pubescens) и ивы (S. cinerea).

По периферии займищ в зоне переменного увлажнения тростянка (Scolochloa, festucacea), которая в условиях Барабы является индикатором смешанного хлоридно-сульфатного засоления, вытесняет из растительного покрова вейник, и здесь возникает злаково-осоковый фитоценоз в основном из тростянки, Carex omskiana, С. appropinquata и С. orthostachys с небольшим участием того же вейника.

Образование и развитие рямов (олиготрофных сосново-кустарниково-сфагновых островов) происходит в изоляции от засоленных почв как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Изоляцией в горизонтальном направлении является залежь займищ; изоляцией в вертикальном направлении служит слой тростникового торфа со средней степенью разложения 22- 23%, подстилающий верховую залежь ряма. Мощность тростникового торфа 0,5-1,5 м, мощность верховой залежи 0,5-1 м. Верховая залежь сложена слабо разложившимся фускум-торфом степенью разложения 5-20%. Пнистость сфагновой залежи невысокая и падает от верхних слоев к нижним.

Поверхность ряма резко выпуклая с несимметричными склонами. Под древесным ярусом из сосны развит кустарничковый ярус и моховой покров из Sph. fuscum с примесыо Sph. angustifolium и Sph. magellanicum.

Наиболее крупные рямы до 1000-1500 га (Большой Убинский и Нуськовский) встречаются в северной и средней частях зоны лесостепи. Обычно площадь рямов составляет 100-400 га, иногда 4-5 га (мелкие рямы Чулымского района).

Торфяные месторождения Западной Сибири чрезвычайно разнообразны по условиям образования и развития, качественно-количественным показателям залежи, растительному покрову, характеру распространения и другим факторам, в изменении которых прослеживается довольно четкая закономерность, тесно связанная с природной широтной зональностью. По этому принципу на территории Западной Сибири выделено 15 торфяно-болотных областей.

Крайний север Западно-Сибирской низменности занимает область арктических минеральных осоковых болот . Она территориально соответствует Западно-Сибирской подзоне арктической тундры. Общая заболоченность этой территории составляет почти 50%, что является следствием расположенного близко к поверхности водоупорного мерзлого слоя, превышения осадков над испарением и равнинности страны. Мощность торфяного слоя не превышает нескольких сантиметров. Торфяники с глубокой залежью следует относить к реликтам времени голоценового климатического оптимума. Здесь распространены полигональные и ровные мохово-осоковые болота.

Заслуживает внимания широкое распространение евтрофных мохово-осоковых болот с ровной поверхностью (до 20-25% всей площади). Здесь преобладают Carex stans или Eriophorum angustifolium с моховым ковром из Calliergon sarmentosum и Drepanocladus revolvens.

В долинах рек среди осоковых болот встречаются бугры, покрытые Sph. warnstorfii, Sph. lenense, Dicranum elongatum и лишайниками. Из цветковых обильны заросли Betula nana и Rubus chamaemorus.

По берегам заливов и Карского моря встречаются приморские болота, заливаемые при нагонных ветрах морской водой. Это в значительной части солоноватые болота со злаками (Dupontia fisonera), осоками (Carex rariflora и др.) и Stellaria humifusa.

Для моховых тундр особенно характерно обилие Eriophorum angustifolium на моховом покрове из Aulacomnium turgidium, Camptothecium trichoides, Aulacomnium proliferum, Dicranum elongatum, Ptilium ciliare. Иногда в заболоченной тундре преобладают осоки (Carex stans, Carex rotundata) со сходным составом мохового покрова и участием сфагновых мхов.

Южнее расположена область плоскобугристых болот . Эта зона территориально соответствует тундре. Заболоченность зоны высокая (около 50%).

Плоскобугристые торфяники представляют мозаичный комплекс бугров и мочажин. Высота бугров колеблется от 30 до 50 см, редко достигает 70 см. Площадь бугров до нескольких десятков, реже сотен квадратных метров. Форма бугров - лопастная, округлая, овальная, вытянутая или грядообразная, вершины бугров заняты лишайниками, главным образом Cladonia milis и Cladonia rangiferina. Реже встречаются Cetraria nivalis, С. cucullata, Cladonia amanrocraea. Склоны бугров покрыты зелеными мхами. Обильны Aulacomnium turgidium, Polytrichum strictum, Dicranum elongatum. Из цветковых растут куртинками сильно угнетенные Ledum palustre и Rubus chamaemorus. Между ними фрагменты дикраново-лишайниковых ассоциаций. Мочажины сильно обводнены со сплошным ковром сфагновых мхов из Sph. lindbergii, Sph. balticum, Sph. subsecundum, Sph. jensenii. Реже в мочажинах встречаются Drepanocladus vernicosus, Drepanocladus fluitans обычны Carex rotundata, реже Carex chordorrhiza, иногда растет Cephalozia fluitans. Наряду с болотами широко распространены заболоченные участки, представляющие собой заболоченные кустарниковые тундры с Betula папа и ивами, иногда с Ledum palustre, заболоченные моховые тундры с Betula папа и Ledum palustre, кочкарные тундры с Eriophorum vaginatum.

Область крупнобугристых болот занимает северную часть лесной зоны и южную лесотундру. Заболоченность зоны высокая. Бугры встречаются по одиночке, но чаще располагаются группами или грядами длиной 1-2 км, шириной до 200 м. Единичные бугры имеют высоту 2-2,5 м, грунтовые бугры 3-5 м, бугры гряд достигают высоты 8-10 м. Диаметр основания бугров 30-80 м, склоны крутые (10-20°). Межбугровые понижения вытянутой формы, заняты пушицево-сфагновыми и осоково-сфагновыми олиготрофными либо евтрофными мочажинами, иногда с небольшими озерками в центре. Поверхность наиболее крупных бугров разбита трещинами глубиной до 0,2-0,3 м. У основания бугров растут сфагновые мхи и развит ярус кустарников, преимущественно Betula папа. Выше по склону преобладают лишайники. Они характерны и для плоских вершин, часто подвергнутых ветровой эрозии.

Бугристые торфяники сложены сверху торфом мощностью до 0,6 м, под которым залегает сильно льдонасыщенное минеральное ядро, состоящее из льда и суглинистого, иловато-суглинистового, реже супесчаного материала. Минеральное ядро помимо льда-цемента и отдельных кристаллов его содержит многочисленные ледяные прослойки, мощность которых достигает нескольких десятков сантиметров и обычно увеличивается книзу, число прослоек уменьшается также книзу.

Северо-Обская торфяно-болотная область представляет собой слабо дренируемую озерно-аллювиальную равнину, сложенную средне — и тонкозернистыми песками с отчетливо выраженной горизонтальной слоистостью.

Область характеризуется чрезвычайно высокой заболоченностью. Торфяные месторождения занимают более 80% территории; образуют сложные системы, покрывая плоские междуречья и высокие речные террасы. Господствуют верховые выпуклые сильно обводненные сфагновые торфяники с грядово-озерковыми комплексами на плоских вершинах и грядово-озерково-мочажинными на их склонах.

Площади с хорошо дренируемыми участками торфяников незначительны и приурочены к территории с наибольшими отметками поверхности. Здесь распространены фускум и сосново-сфагновые фитоценозы с большим количеством различных лишайников.

Низинные торфяные месторождения располагаются, главным образом, на первых надпойменных террасах крупных рек.

Залежи верховых торфяников неглубокие, в среднем около 2 м,. преобладают малоразложившиеся фускум, комплексный, мочажинный виды строения.

Кондинская торфяно-болотная область представляет собой обширную аллювиальную и озерно-аллювиальную равнину, сложенную слоистыми песчаными и глинистыми отложениями. Для левобережья р. Конды и правобережья ее низовьев характерно наличие гривистого рельефа. Область отличается чрезвычайно высокой обводненностью. Значительная часть Кондинской области приурочена к району интенсивных тектонических опусканий и поэтому характеризуется преобладанием процессов аккумуляции и господством слабо дренируемых болот. Только западная часть области, где преобладают процессы денудации, характеризуется невысокой заболоченностью. Русла рек слабо врезаны. В весенний период полые воды этих рек широко разливаются и долго не входят в берега. Поэтому речные долины заболочены на большом протяжении; притеррасные болота в половодье сильно подтапливаются. Для бассейна р. Конды характерно преобладание верховых грядово-озерковых, грядово-озерково-мочажинных и грядово-мочажинных торфяных месторождений.

Низинные, осоковые, тростниковые, вейниковые, березово-вейниковые торфяники приурочены к руслам рек.

Переходные осоково-сфагновые, древесно-сфагновые и сфагновые болота встречаются по низким террасам и в местах сочленения их в болотные системы. Встречаются и комплексы, формирующиеся по линиям поверхностного внутризалежного стока болотных вод.

Постепенное тектоническое опускание поверхности сказывается на чрезвычайно высокой обводненности территории, что способствует интенсивному развитию на болотах регрессивных явлений, разрушению сфагновой дернины гряд, мочажин, увеличению площади мочажин за счет деградации гряд и т. д.

Среди болот встречается огромное число озер. Некоторые из них полностью заторфованы, но большинство сохранили открытое зеркало воды среди торфянистых берегов.

В бассейне р. Конды основным типом торфяной залежи является верховой, в котором преобладает комплексный вид строения, что обусловлено господством грядово-мочажинных комплексов. Несколько реже встречаются фускум, шейхцериево-сфагновая и магелланникум залежи.

Переходные виды залежи слагают торфяные болота преимущественно второй террасы р. Конды и ее притоков, а также встречаются по окрайкам верховых торфяных месторождений, вокруг минеральных островов или же приурочены к мезотрофным травяным и моховым топям. Наиболее распространенный вид залежи - переходная топяная.

Низинные залежи встречаются в поймах рек, образуя узкие полосы, приуроченные к зарастающим речкам верховых болот.

Анализ спорово-пыльцевых диаграмм датирует кондинские торфяники ранним голоценом. Древний голоценовый возраст имеют торфяники, глубина залежи которых превышает 6 м.

Средне-Обская торфяно-болотная область представляет собой озерно-аллювиальную и аллювиальную равнину, сложенную с поверхности преимущественно покровными отложениями, подстилаемыми или озерными слоистыми глинами, или легкими суглинками, алевролитовыми и песчаными толщами.

Территория характеризуется развитием прогрессивных и преобладающих процессов аккумуляции, что обусловливает преимущественное распространение слабо дренируемых болот и постоянно заболачивающихся лесов. Лишь на севере области, где преобладают процессы денудации, встречаются относительно дренируемые болота.

Область характеризуется господством верховых сфагновых болот с грядово-озерково-мочажинным и грядово-мочажинным комплексами. Окрайки болот, располагающихся на более низких гипсометрических уровнях (в пределах первых надпойменных террас и поим мелких озер), обычно евтрофные или мезотрофные. Залежь центральных их частей представлена фускум и комплексным видами строения и имеет глубину 4-6 м.

Крупные торфяники на водоразделах первого порядка подразделяются на три категории. На плоских ровных плато водоразделов торфяники имеют сильно выпуклую поверхность с крутыми склонами и плоской центральной частью. Разница в уровнях центра и окраек составляет 4-6 м. Центральная основная часть таких торфяников представлена фускум-залежью или комплексной верховой и несет на поверхности озерно-денудационный или грядово-озерный комплексы растительности, а на склонах - грядово-мочажинный.

На однобоко приподнятых водоразделах с полого-вогнутой асимметричной поверхностью верховые торфяники дают падение отметок поверхности от приподнятого склона к пониженному.

В этом же направлении падает и мощность торфяного пласта. Наиболее глубокозалежный участок таких торфяников представлен обычно фускум-видом строения с грядово-озерным комплексом растительности на поверхности. В направлении к противоположному склону водораздела залежь переходит в комплексную верховую с грядово-мочажинным комплексом в растительном покрове. Мелкозалежный периферийный участок с переходной топяной залежью несет на поверхности растительность сфагновых топей.

На симметричных водоразделах с плоским плато наблюдаются иногда верховые торфяники со сложной линией поверхности: две равномерно приподнятые шапки разделяются прогибом глубиной до 2-3 м. Сложены такие торфяники в основном верховыми фускум или комплексным торфами. На шайках растительный покров представлен грядово-озерным комплексом, на участке прогиба - сфагновыми топями, часто дающими начало речкам. Образование таких массивов А. Я. Бронзов объясняет слияниями двух (иногда нескольких) торфяников с отдельными очагами заболачивания. В отдельных случаях образование прогиба могло произойти при прорыве и излиянии из торфяника внутризалежных вод и частично наиболее разжиженных и пластичных торфов с последующей просадкой торфяной залежи.

На водоразделах второго порядка торфяники занимают междуречья, подвергшиеся значительному расчленению. Глубина эрозионного вреза достигает здесь 20-30 м. Такой характер имеют водоразделы между крупными реками, текущими приблизительно параллельно друг другу в их среднем течении.

В плакорных условиях на водоразделах залегания расположены крупные торфяные месторождения верхового типа с преобладанием фускум-залежи и с грядово-озерным и грядово-мочажинным комплексами растительности на поверхности.

В основном Средне-Обская область, как и южнее расположенная Васюганская, - территории почти сплошной заболоченности. Болота покрывают здесь полностью водоразделы первого и второго порядков, террасы и поймы рек. Преобладают торфяники верхового типа, общая площадь которых составляет около 90%.

Тым-Вахская торфяно-болотная область занимает Тым-Вахское междуречье и сложена озерно-аллювиальными отложениями. В географическом отношении она приурочена к Средне-Вахской равнине и характеризуется высокой заболоченностью, которая в северо-восточной части, где отметки поверхности достигают 140 м, резко падает.

Слабо дренируемые верховые сфагновые болота с грядово-мочажинно-озерковым и грядово-мочажинным комплексами господствуют на водоразделах и четвертых террасах. Встречаются они также на низких террасах и приурочены к ложбинам древнего стока, где господствуют процессы аккумуляции. Залежь отличается большой однородностью и сложена комплексным верховым, шейхцериевым и фускум-торфом.

Залежь переходных болот представлена переходными топями и лесо-топяными видами строения. Низинные торфяники встречаются редко и приурочены в основном к поймам и низким террасам. Залежь низинных болот сложена осоковым торфом.

Кеть-Тымская торфяно-болотная область занимает междуречье Кети и Тыма и простирается на восток до Енисея. Водораздел Оби и Енисея имеет здесь ясно выраженный уклон с повышением отметок поверхности к востоку. Междуречье сложено озерно-аллювиальными и делювиальными отложениями и расчленено сильно развитой гидрографической сетью на большое число мелких междуречий.

В связи с тем, что область расположена в пределах контура положительных структур, господство денудационных процессов обусловливает здесь распространение хорошо дренируемых болот. Слабее выражены регрессивные явления, наблюдается тенденция трансгрессии гряд или же гряды и мочажины находятся в состоянии динамического равновесия. Поверхность плато междуречья имеет ясно выраженный гривный рельеф. Местами расчлененный рельеф снивелирован торфяной залежью глубиной 2-6 м фускум - или комплексного вида строения на грядах, а в понижениях - переходной топяной или смешанной топяной залежью с нижним горизонтом из низинного осокового торфа мощностью 1,5 м. Некоторые гряды представляют собой гривы, возвышающиеся над торфяной залежью, заполняющей межгривные понижения на 2-10 м. Ширина грив до 5 км. Сложены они песчаными отложениями и обычно заросли таежным лесом из сосны, пихты, кедра, березы. Торфяники межгривных понижений представлены переходным топяным и смешанным топяным видами строения. На верхней части склона водораздела к пойме в низовьях рек Кети и Тыма часты небольшие округлые торфяники суффозионных западин (от 10 до 100 га, редко больше) с переходной и верховой, реже с низинной залежью.

Склоны водоразделов размыты, слабо расчленены или почти нерасчленены уступами террас, плащеобразно покрыты торфяной залежью, образующей крупные торфяники, которые на большие расстояния тянутся по течению обеих рек. Ближе к подошве водораздела эти торфяники сложены низинной залежью, выше по склону - переходной, а в верхних участках склона - верховой. На них, чаще в верхней части склона, среди верховой залежи разбросаны довольно крупные озера с отложениями сапропеля в основании.

В верховьях рек Кети и Тыма неширокие террасы обеих речных долин заторфованы. Узкие, вытянутые вдоль рек торфяники сложены чаще переходной залежью. Верховые слабо обводненные сосново-кустарничково-сфагновые болота приурочены здесь к водораздельной равнине. Грядово-мочажинный комплекс развит в центральных частях наиболее крупных торфяников.

Низинные и переходные болота широко распространены на первой и частично на второй террасах р. Оби. Особенно много мезотрофных и евтрофных осоковых, осоково-сфагновых, осоково-гипновых, древесно-осоковых болот встречается на правобережных террасах р. Оби, между реками Кетью и Тымом. Средняя мощность верховых болот составляет 3-5 м, низинных 2-4 м. Верховые болота сложены фускум, комплексными и шейхцериево-сфагновыми видами строения. Залежь мезотрофных болот представлена переходными топяными и лесо-топяными видами строения. Залежь низинных болот сложена осоковым торфом.

В современном растительном покрове болот с переходной залежью можно наблюдать примесь олиготрофных видов, свидетельствующих о переходе торфообразования в стадию олиготрофного типа.

Особенностью Кеть-Тымской области является значительное распространение переходных и низинных торфяников по сравнению с другими торфяно-болотными областями лесной зоны, где доминантами являются исключительно верховые болота.

Тавдинская торфяно-болотная область представляет собой плоскую, местами пологоволнистую равнину, сложенную озерноаллювиальными и аллювиальными песчано-суглинистыми отложениями.

В географическом отношении она своей центральной частью приурочена к южной половине Ханты-Мансийской низменности, где преобладают процессы аккумуляции и имеет место наибольшая заболоченность. Северо-западной окраиной она заходит в пределы Тавдо-Кондинской возвышенности, а южной - Тобол-Ишимской равнины. Заболоченность территории высокая. Значительную площадь занимают слабо дренируемые низинные торфяные месторождения, залежь которых сложена в основном осоковыми и осоково-гипновыми видами строения с небольшим участием залежей лесо-топяного и лесного подтипов. Мощность залежей невелика (2-4 м), изредка встречаются торфяные залежи глубиной 5 м. На плоских водоразделах распространены небольшие торфяники верхового типа с залежами мощностью 6-7 м, часто сложенными почти до минерального грунта фускум торфом малой степени разложения. На поверхности торфяных месторождений много озер, которые в свое время послужили очагами формирования большинства торфяных месторождений области.

Васюганская торфяно-болотная область представляет собой обширную, слабо приподнятую равнину, испытывающую тектоническое поднятие. Сложена она аллювиальными и субаэральными песчано-суглинистыми отложениями. На севере и востоке области распространены озерно-аллювиальные отложения, на юге в ее пределы заходят субаэральные лёссовидные суглинки. Приуроченность области к контурам положительных структур обусловливает распространение относительно дренируемых болот. Слабо дренируемые болота занимают Демьян-Иртышское междуречье и депрессии Обь-Иртышского водораздела, где развиты процессы аккумуляции.

В целом область характеризуется высокой заболоченностью (до 70%), особенно ее западная часть, где заболоченность местами достигает 80%.

Верховые сфагновые болота с грядово-мочажинно-озерковым и грядово-мочажинным комплексами приурочены к плоским вершинам водоразделов. Склоны заболочены слабее. С периферии водораздельные верховые сфагновые болота окаймлены переходными сфагновыми, травяно-сфагновыми участками болот. Залежь верховых болот сложена фускум, комплексным, мочажинным и шейхцериевым видами торфа. В стратиграфии низинных и переходных болот преобладают осоковые и древесно-травяные виды торфа.

В средней части водоразделов в очень плоских понижениях залегают низинные месторождения склонов. Увлажняют их грунтовые воды типа верховодки с более высоких участков водоразделов. В основании торфяников залегают раскисленные пылеватые известковистые суглинки, обогащающие залежь значительным количеством минеральных солей. Характер растительного покрова свидетельствует о том, что жестководный режим имеет место в настоящее время. Залежь торфяников представлена осоково-гипновым и гипновым видами строения. Мощность залежи от 1,5 до 4,5 м.

Площади их невелики, и они чередуются с участками осокового и топяного вида строения с глубиной залежи от 1 до 3,5 м. Окрайки низинных залежей топяного подтипа представлены низинными лесными (сосновым, березовым) и лесотопяным, древесно-осоковым, древесно-сфагновым, топянолесным видами строения с мощностью залежи от 1 до 2,8 м.

Верховые участки в виде островков залегают среди низинных залежей. Торфяная толща их представлена преимущественно фускум-видом строения и достигает мощности 6 м. В области расположено крупнейшее в мире водораздельное разнотипное торфяное месторождение «Васюганское» площадью свыше 5 млн. га. Низинные торфяники вообще не образуют в области больших площадей и кроме склонов водоразделов занимают главным образом удлиненные участки в речных долинах.

На низких террасах, сильно заболоченных, преобладают низинные осоково-гипновые болота, в притеррасной части развиваются низинные и переходные древесно-сфагновые, древесно-травянистые болота. Поймы заболочены преимущественно в верховьях рек, где формируются низинные осоковые, осоковоивовые, древесно-осоковые и лесные болота. В их растительном покрове под пологом березы, Carex caespitosa и С. wiluica образуют высокие кочки; в междукочечных понижениях большое количество разнотравья.

Залежи переходного типа располагаются или на контакте верховых залежей с заболоченными лесами, или на контакте верхового и низинного участков. И в том, и в другом случае это чаще всего сильно обводненные залежи с маломощным торфяным пластом (1,5-2 м) и растительным покровом из травянистых растений (Carex lasiocarpa, С. rostrata, Scheuchzeria palustris) и из гидрофильных сфагновых мхов (Sph. obtusum, Sph. majus, Sph. fallax, Sph. jensenii), образующих ровный полупогруженный в воду ковер.

Мощность торфяного пласта в пойменных торфяниках не превышает 1,5-2 м. Залежь их из осокового, шейхцериевого, древесно-осокового или березового торфов находилась в условиях переменного увлажнения с участием речных вод, поэтому зольность ее относительно повышена.

Васюганская область отличается интенсивным торфонакоплением. Средняя мощность торфяных месторождений составляет 4-5 м. Возраст их датируется ранним голоценом. Древнеголоценовый возраст имеют участки болот глубиной до 8 м.

Кеть-Чулымская торфяно-болотная область характеризуется меньшей заторфованностью по сравнению с Кеть-Тымской, что находит свое объяснение в геоморфологических особенностях области. Водораздельное Кеть-Чулымское плато имеет значительно большую степень эрозионного расчленения под влиянием основных водных артерий. Реки здесь глубоко врезаются в поверхность водоразделов и имеют хорошо сформированные, но узкие аллювиальные террасы. Это обусловило понижение грунтовых вод. Поэтому общая заторфованность в Кеть-Чулымской области снижается до 10%.

В рельефе водораздельного Кеть-Чулымского плато характерны блюдцевидные некрупные депрессии суффозионного происхождения. Они предопределяют здесь в основном

расположение и тип торфяников. Наиболее широкое распространено в торфяниках суффозионных понижений имеет переходная топяная залежь общей мощностью торфяного пласта от 1 до 4,5 м. Реже встречаются в них верховые залежи, главным образом фускум, комплексная и шейхцериево-сфагновая с глубиной до 3-6 м. Плоские суффозионные западинки глубиной 1-2 м заняты пушицево-сфагновой или магелланикум-залежью. Низинные залежи в суффозионных понижениях встречаются редко и представлены лесным, древесно-осоковым, многослойным лесо-топяным и осоковым видами строения. Они заполняют наиболее глубокие котловинки, в которых мощность торфяной свиты достигает 4-5 м.

В Кеть-Чулымской области отмечается определенная закономерность в размещении притеррасных торфяных месторождений. В средней части течения р. Улу-Юл торфяники имеют небольшие размеры и расположены на резко очерченных террасах. Ниже по течению реки террасовые уступы сглаживаются, поверхности террас расширяются, возрастают и площади торфяных месторождений. Последние приобретают удлиненную форму и вытянуты параллельно реке. Близ устья р. Улу-Юл террасы выражены еще слабее и торфяные месторождения сливаются между собой, покрывая поверхность нескольких террас.

На террасах и в притеррасных частях речных долин торфяники менее крупны по своим площадям (в сравнении с торфяниками Кеть-Тымской области) и, не сливаясь в массивы большой протяженности, образуют на террасах цепи разобщенных глубокозалежных вытянутых параллельно реке торфяных месторождений чаще низинного типа с лесной, древесно-осоковой или осоковой залежью.

Тура-Ишимская торфяно-болотная область представляет собой озерно-аллювиальную равнину, сложенную песчано-суглинистыми отложениями и характеризуется преобладанием денудационных процессов. Заболоченность области высокая. Господствуют низинные болота: осоковые, осоково-гипновые, березово-осоковые. Верховые сосново-сфагновые болота занимают незначительные участки. Наиболее переувлажненные центральные части междуречья занимают верховые грядово-мочажинные болота.

В целом эта область высокой заболоченности слабо расчлененных полого-плоских широких речных долин с крупными низинными осоково-гипновыми болотами у подошв террас и по их склонам и с некрупными верховыми и переходными торфяниками на водоразделах. Общая заболоченность области до 40%.

Примером торфяного месторождения первых надпойменных террас служит «Тарманское», расположенное в долине р. Туры. Оно тянется вдоль реки на протяжении до 80 км и примыкает к уступу коренного берега. Залежь его почти нацело сложена осоково-гипновым и осоковым торфами, подтверждающими существование грунтового питания.

Месторождение включает в своих границах значительное количество первичных озер округло-удлиненной формы с намечающейся ориентировкой вдоль террасы. В основании озер залегают сильно минерализованные сапропели, что свидетельствует о лесостепных условиях в период образования озер. В нижних горизонтах залежи или на окрайках месторождения наблюдается высокая зазоленность торфов в результате засорения залежи делювиальными сносами.

Северо-Барабинская торфяно-болотная область водораздельных осоково-гипновых болот на севере граничит с Васюганской торфяно-болотной областью, на юге с Южно-Барабинской и представляет собой пологоволнистую слабо расчлененную равнину. Сложена область лёссовидными суглинками. Заторфованность небольшая. Преобладают в ней некрупные низинные торфяники типа займищ площадью от 10 до 100 га. Для восточной окраины, приуроченной к положительным контурам структур, характерно развитие относительно хорошо дренируемых болот. Более половины заторфованной площади составляют торфяники низинного типа (54%) и приблизительно 27% приходится на долю верховых; относительно велик здесь процент торфяников переходных (19%).

В центральной части области много озер, западин и торфяных месторождений. В западной части области на склонах Тара-Тартасского междуречья сосредоточена основная площадь осоково-гипновых болот. Гипновые болота развиваются в пониженных элементах рельефа, главным образом в местах выхода грунтовых жестководных потоков, по склонам водоразделов или в притеррасных частях речных долин. Поэтому несколько повышенная зольность (до 8-12%) присуща гипновым торфам и торфяным залежам. Зольность некоторых притеррасных гипновых торфяников составляет в среднем 6-7%. Этими же приблизительно процентами измеряется зольность и осоково-гипновых торфяников Тара-Тартасского междуречья.

По направлению к востоку осоково-гипновые торфяники уступают свое ведущее положение в низинном типе лесо-топяным и лесным залежам. Последние располагаются здесь по окрайкам торфяных месторождений, на центральных участках которых, а также на участках с более приподнятым рельефом дна расположены островки верховых залежей. Причем фускум-залежь является обычно периферийной по отношению к комплексной верховой, которая размещается в центре, неся на поверхности грядово-озерный комплекс растительности.

Несмотря на повышенную карбонатность подстилающих пород, сравнительно низкое залегание грунтовых вод, питание за счет атмосферных осадков, а также частичное поднятие территории создают благоприятные условия для постепенного перехода низинных болот в олиготрофную стадию развития. В долинах рек, непосредственно примыкающих к речным увалам, распространены наиболее богатые по флористическому составу древеснотравяные болота (согры). В той части долины, куда поступают бескислородные грунтовые воды и не проникают делювиальные воды, формируются осоково-гипновые болота. Кроме типичных моховых встречаются осоковые и осоково-травяные болота, а на востоке - тростниковые болота, свойственные зоне травяных болот.

В приречных частях водоразделов, по берегам верховьев рек, в понижениях террас широко распространены переходные лесные болота. Водораздельные низинные осоково-гипновые и гипновые болота обычно имеют простое строение и сложены осоково-гипновым и осоковым видами торфа. Наличие рямов (верховых сфагновых островков) характерная особенность осоково-гипновых болот Северо-Барабинской области. Гипновая залежь более характерна для болот низких террас, где в водно-минеральном питании преобладают растворимые соли кальция. Залежь болот водораздельных равнин по высоким показателям степени разложения и зольности отличается от залежи торфяников низких террас, имеющей более сложную стратиграфию. Здесь встречаются травяно-гипновый, пушицево-осоковый, камышово-осоковый, вейниково-осоковый, осоково-сфагновый виды торфа.

Придонные слои залежи обычно сложены тростниковым или осоково-тростниковым видами строения. В строении залежи низинных притеррасных и пойменно-притеррасных болот значительное участие принимают виды торфа древесной группы. Широкое распространение имеют переходные лесные болота. Они формируются на междуречьях, в надпойменных террасах и в притеррасных частях. Залежь этих болот представлена переходными лесными и лесо-топяными видами строения.

В рямах верхние горизонты залежи (до 2-4 м) представлены фускум-торфом с отдельными прослойками магелланикум, ангустифолиум, пушицево-сфагнового, сосново-пушицевого и сосново-кустарничкового видов торфа. Придонные слои залежи обычно представлены торфом переходного и низинного типов. Средняя глубина торфяной залежи на водоразделах составляет 2-3 м, на низких террасах мощность торфа возрастает до 5 м по сравнению с Васюганской областью. Начало торфообразовательного процесса датируется ранним голоценом.

Тоболо-Ишимская торфяно-болотная область расположена к западу от р. Иртыша и пересекает междуречье Ишима и Тобола в среднем течении. Поверхность территории достаточно расчленена и хорошо дренирована. Заболоченность области не превышает 3%. Преобладают в ней некрупные низинные болота типа займищ площадью от 10 до 100 га. Приуроченность к положительным контурам структур обусловливает развитие здесь преимущественно хорошо дренируемых торфяных месторождений.

Гривный характер рельефа, слабо развитая гидрографическая сеть, близко расположенный к поверхности водонепроницаемый горизонт, замедленный сток поверхностных вод привели к образованию в межгривных пространствах громадного числа озер обычно округлых или овальных с малыми глубинами, ровным дном и сильным зарастанием. К озерам часто примыкают или окружают их небольшие по площади мелкозалежные осоковотростниковые болота-займища. В период снеготаяния займища заливаются талыми водами, превращаются во временные мелководные водоемы, часто соединяющиеся между собой, и тогда сток по такой цепи соединенных займищами озер имеет характер речного. Изолированных озер очень мало. По химическому составу воды озера, расположенные иногда в непосредственной близости одно от другого, отличаются значительной пестротой. Почти рядом лежат озера соленые, горькие и пресные.

Относительно более крупные займища, свойственные северной части области, окружают озера с пресной и солоноватой водой. Мощность залежи этих займищ до 1-1,5 м. Сложена она сильно минерализованными осоковым, осоково-тростниковым и тростниковым торфами со средней зольностью 20-30%. В их растительном покрове преобладают тростниковый, тростниково-осоковый и осоковый (С. caespitosa, С. omskiana) фитоценозы.

Менее крупные по площади займища распространены в южной части области вокруг соленых озер. Они очень мелкозалежны, сложены тростниковым торфом повышенной степени разложения и высокой зольности. Тростниковая ассоциация, реже осоковая преобладают в их растительном покрове.

На песчаных пространствах Притоболья и в северной части области на правобережье Ишима низинные торфяники (осоковые и осоково-гипновые) имеют отдельные участки (типа рямов) с верховыми залежами, сложенными фускум-торфом малой степени разложения, с выпуклой поверхностью и вторичным растительным покровом из сосново-кустарничкового фитоценоза, сложившегося в результате неоднократных пожаров.

В небольших котловинках суффоз ионного происхождения встречаются неглубокие «колочные» торфяники низинного типа. Они развивались в солонцовых понижениях микрорельефа - «блюдцах». Осолонение и последующий процесс заболачивания приводит к появлению в них участков, исключительно характерных для этой территории болотистых лугов с Carex intermedia, которые впоследствии покрываются зарослями кустарников, главным образом Salix sibirica, и древостоем из березы.

Встречаются и безлесные «колочные» болота с осоковым кочкарником на поверхности, по периферии окруженные высокоствольной березой. Образовались они в более глубоких и более увлажненных западинках с разнообразной водно-болотной растительностью, сильно изменяющейся по составу в отдельных случаях: с кочками Carex omskiana, иногда с Salix sibirica в кустарничковом ярусе. Такие торфяники никогда не покрываются по всей площади березой, залежь в них древесно-осоковая.

Южно-Барабинская торфяно-болотная область крупных займищно-рямовых торфяников сложена аллювиально-озерными и лёссовидными отложениями. В почвенном ее покрове преобладают торфяно-болотные почвы, солонцы и солончаки (до 60%); меньшую площадь занимают черноземы, подзолистые почвы и др.

Широко проявляются в области процессы засоления почв (в том числе и торфяных). Их минерализация закономерно повышается с севера на юг. Общий спокойный рельеф области осложняется невысокими, вытянутыми в юго-западном направлении гривами в сочетании с межгривными понижениями. Гидрографическая сеть довольно густая. И озерки и русла рек обильно зарастают водной и водно-болотной растительностью и незаметно сливаются с заболоченными пространствами. Очень часто межгривные понижения нацело заболочены. Характерны для рельефа Барабы суффозионные понижения на различных элементах поверхности и большое число озер, разных по размерам, происхождению и химическому составу воды.

Заболоченность области составляет приблизительно 33%. Преобладают здесь низинные тростниково-осоковые займищные торфяники, составляющие до 85% общей заболоченной площади. Остальные 15% распределяются между верховыми залежами рямов и переходными залежами их периферийных участков.

Займищно-рямовые торфяники наибольшее распространение имеют в восточной половине области, их площади достигают здесь нескольких тысяч гектаров, а площади рямов - высоких, поднимающихся до 8-10 м над уровнем займища, - до тысячи гектаров. По направлению к западу уменьшаются площади займищ, рямы встречаются реже, высота их снижается.

Возникновение среди низинной залежи займищ верховых залежей рямов связано с питанием участков рямов пресными и слабо засоленными озерными или поверхностными застойными водами. Озера и сейчас сохраняются как открытые водоемы, примыкающие к рямам, иногда следы их остаются в основании залежи рямов в виде маломощного слоя сапропеля.

Степень разложения займищных торфов, как правило, превышает видовой показатель (30-50%), средняя зольность составляет 20%. Залежь займищ сложена сильно минерализованными торфами топяной группы: тростниковым, тростниково-осоковым и травяным (с преобладанием в волокне остатков светлухи и вейника). Общая мощность займищных залежей доходит до 1,5 м. В растительном покрове в направлении от центра к периферии последовательно сменяются тростниковый, осоково-тростниковый и осоковый (или злаково-осоковый) фитоценозы. Последний граничит с солончаковой луговой растительностью. Участки, питаемые озерными водами, не ощущали переменности в увлажнении и солевом режиме. Защищенные от влияния засоленных грунтовых вод окружающими их низинными залежами, они зарастали сплавинами из Sph. teres, водоемы переходили в стадию торфяника, постепенно по мере нарастания залежи выходили из-под влияния озерных вод и продолжали развиваться как торфяники атмосферного питания. Господство на этих участках Sph. fuscum поддерживает в залежи режим повышенной влажности и пониженной температуры. Sph. fuscum создавал себе сам субстрат и микроклимат даже в условиях лесостепи и на протяжении тысячелетий отложил мощные залежи верхового торфа.

Современный растительный покров рямов является вторичным и возник под воздействием человека. Степень разложения фускум-залежи всегда пониженная, чему способствует кроме повышенной влажности и пониженной температуры, по-видимому, повышенная ее кислотность, тормозящая микробиологические процессы. На контакте рямов и собственно займищ обычно проходит пояс переходной залежи с мезотрофным растительным покровом.

Помимо крупных займищно-рямовых торфяников для Южно-Барабинской области характерны многочисленные мелкие торфяники в блюдцеобразных углублениях и западинах суффозионного происхождения по междуречьям и гривам.

Переходные и низинные лесные болота образуют обычно неширокий пояс вокруг рямов или приурочены к западинам мезорельефа. В последнем случае лесные болота генетически связаны с березовыми колками. Колочные болота с преобладанием Carex intermedia типичны для южной части области. Березово-вейниковые болота здесь приурочены к плоским, сильно минерализованным низинам и представляют собой одну из начальных фаз заболачивания. Общая площадь рямов незначительна. Они встречаются преимущественно в северной половине области.

Согласно данным радиоуглеродного метода абсолютный возраст ряма мощностью 3,1 м датируется средним голоценом, а займища глубиной 1,35 м - поздним голоценом. Процессам заболачивания способствует постепенное тектоническое поднятие местности, которое вызывает распад речек и озер на отдельные водоемы.

К востоку от р. Енисея в пределах азиатской части Союза выделяется семь крупных природных географических областей.

Авторы всех схем физико- географического районирования выделяют Западную Сибирь площадью около 3 млн кв.км. одинаково. Ее границы совпадают с контурами эпипалеозойской Западносибирской плиты. Четко выражены и геоморфологические границы, совпадающие в основном с изогипсой 200 м, а на севере – с береговой линией заливов (губ) Карского моря. Условно проведены лишь границы с Северосибирской и Туранской равнинами.

Геологическое развитие и строение. В докембрии сформировались малая Западносибирская платформа и фундамент западной части Сибирской платформы (приблизительно до линии, совпадающей с руслом реки Таз). Между Восточноевропейской и Западносибирской платформами заложилась Уральская, а между Сибирскими платформами – Енисейская геосинклинали. При их эволюции в палеозое сформировались складчатые структуры по окраинам Западносибирской платформы: байкалиды западнее Енисейского кряжа, салаириды севернее Кузнецкого Алатау, каледониды севернее западной части Казахского мелкосопочника. Эти разрозненные структуры объединились герцинскими складчатыми областями, которые к тому же непосредственно сливались с герцинидами Урала, Западного (Рудного) Алтая и восточной части Казахского мелкосопочника. Таким образом, природа Западносибирской плиты может быть понята двояко. Учитывая “лоскутность” ее фундамента, ее нередко называют гетерогенной, но т. к. большая его часть сформировалась в палеозое, плиту считают эпипалеозойской. Отмечая решающую роль герцинской складчатости, плиту наывают эпигерцинской.

Наряду с длительными процессами формирования фундамента, в палеозое (а также триасе и ранней юре) столь же долго создавался чехол. В связи с этим палеозойско- раннеюрские толщи, отложившиеся поверх складчатых структур, принято выделять в особый, “промежуточный” или “переходный” этаж (или комплекс), который геологи относят то к фундаменту, то к чехлу. Считается, что настоящий чехол формировался лишь в мезокайнозое (начиная с середины юрского периода). Отложения чехла перекрыли приграничные зоны соседних складчатых структур (Сибирской платформы, салаирид Кузнецкого Алатау, каледонид и герцинид Рудного Алтая, Казахстана, Урала) и заметно расширили территорию Западносибирской плиты.

Кристаллический складчатый фундамент плиты состоит из древних (докембрий и палеозой) метаморфических (кристаллические сланцы, гнейсы, гранитогнейсы, мраморы), вулканогенных и осадочных пород. Все они смяты в сложные складки, разломами разбиты на блоки, прорваны интрузиями кислого (гранитоиды) и основного (габброиды) состава. Рельеф поверхности фундамента очень сложен. Если мысленно удалить отложения чехла, обнажится резко расчлененная поверхность горного сооружения с амплитудами высот 1.5 км в периферийных частях и значительно большими на севере осевой зоны. Глубины залегания фундамента закономерно возрастают к осевой зоне и в пределах этой зоны в северном направлении – от –3 до –8...-10 км, по некоторым данным и более. Древняя Западносибирская платформа раздроблена на множество блоков, большая часть которых глубоко опущена, а некоторые (например, Березовский блок) относительно приподняты и прослеживаются на поверхности (Березовская возвышенность с максимальными абсолютными высотами свыше 200 м). Окраины Западносибирской плиты соответствуют склонам соседних складчатых сооружений, являющихся своеобразными “щитами”. Во внутренних частях плиты располагаются синеклизы (Омская, Ханты- Мансийская, Тазовская и другие), разделенные поднятиями (Васюганское) и сводами (Сургутский, Нижневартовский и др.). В пределах Кемеровской области располагается часть Тегульдетской впадины с глубинами до –2.5 км, сильно напоминающей Минусинскую впадину.

“Промежуточный” этаж состоит из слабо дислоцированных и слабо метаморфизованных толщ палеозойских пород, перекрывающих фундамент догерцинского возраста (в пределах герцинских структур они отсутствуют), а также трапповых пород триаса и угленосных терригенных пород ранней юры. В конце перми и триасе в Сибири возникла обширная зона растяжения литосферы. Она охватила Тунгусскую синеклизу Сибирской платформы и субмеридионально ориентированные зоны между Уралом и реками Иртыш и Полуй, а также между 74 и 84 градусами в.д. Возникло множество чередующихся грабенов и горстов, линейно вытянутых в субмеридиональном направлении (“клавишная структура”). Трапповый магматизм охватил практически всю Западносибирскую плиту (и соседнюю Тунгусскую синеклизу). В последние десятилетия сделаны прогнозы относительно высокой степени нефтегазоносности “промежуточного” этажа.

Чехол сложен горизонтально залегающими толщами мезокайнозойских песчано- глинистых пород. Они имеют пестрый фациальный состав. Почти до конца палеогена на севере преобладали морские условия, южнее они сменялись лагунными и на крайнем юге - континентальными. С середины олигоцена повсеместно распространился континентальный режим. Условия седиментации направленно менялись. Теплый и влажный климат сохранялся до конца палеогена, существовала роскошная растительность. В неогене климат стал заметно прохладнее и суше. В толщах юрского и, в меньшей степени, мелового возраста аккумулировалась огромная масса органического вещества. Рассеянное в песчано- глинистом материале органическое вещество погружалось в глубины земной коры, где испытывало воздействие высоких температур и петростатического давления, стимулирующих полимеризацию углеводородных молекул. На сравнительно малых глубинах (до порядка 2 км) возникали длинные углеводородные цепочки, обусловившие возникновение нефти. На больших глубинах, напротив, формировались лишь газообразные углеводороды. Поэтому основные нефтеносные месторождения тяготеют к южной части Западносибирской плиты со сравнительно малыми мощностями чехла, а газовые месторождения – к северным районам с максимальными глубинами залегания фундамента.

Рассеянные в виде ничтожной примеси углеводороды медленно всплывают к земной поверхности, чаще всего достигают атмосферы и разрушаются. Сохранению и концентрации углеводородов в крупные месторождения способствуют существование коллекторов (песчаных и других пород, обладающих определенной пористостью) и покрышек (глинистых, непроницаемых пород).

Полезные ископаемые. В условиях сложенного осадочными породами чехла Западносибирской плиты распространены лишь экзогенные месторождения. Доминируют осадочные ископаемые, а среди них каустобиолиты (нефть южной части равнины; крупнейшим месторождением является Самотлорское; газ северной части – Уренгой в бассейне р. Пур, Ямбург на Тазовском полуострове, Арктическое на Ямале; бурый уголь – Канско- Ачинский бассейн; торф, бурый железняк – Бакчар; эвапориты Кулунды и Барабы).

Рельеф. Орография и морфометрия. Западносибирская равнина считается “идеальной” низменной равниной: ее абсолютные высоты почти повсеместно ниже 200 м. Этот уровень превышают лишь крохотные участки Северососьвинской возвышенности (в том числе Березовская возвышенность), Белогорского Материка (правобережье Оби к северу от устья Иртыша), восточного участка Сибирских Увалов; более обширные возвышенности располагаются в предгорьях Алтая, Казахского мелкосопочника, Урала. Долгое время на гипсометрических картах Западносибирская равнина закрашивалась в равномерный зеленый цвет. При детальном исследовании выяснилось, однако, что орография региона не менее сложна, чем в пределах Восточноевропейской равнины. Отчетливо различаются равнины с высотами более 100 м (“возвышенности”) и менее 100 м (низменности). Наиболее известны “возвышенности”: Сибирские Увалы, Нижнеенисейская, Васюганская, Барабинская, Кулундинская, (При)чулымская; низменности: Сургутское Полесье, Кондинская, Североямальская, Усть- Обская.

Морфоструктура. Явно преобладает морфоструктура аккумулятивной равнины. Лишь по окраинам, особено на юго- западе, юге, юго- востоке располагаются денудационные равнины, включая наклонные пластовые равнины.

Основные события плейстоцена. На всей территории Западной Сибири в какой- то степени проявилось воздействие оледенения на природные условия, в том числе и на морфоскульптуру. Льды поступали из Урало- Новоземельского и Таймыро- Путоранского центров, значительно уступавших масштабам Кольско- Скандинавского центра. Наиболее признаны три эпохи оледенения: максимальное самаровское (первая половина среднего плейстоцена), тазовское (вторая половина среднего плейстоцена), зыряновское (верхний плейстоцен). Синхронно с гляциалами проявились бореальные трансгрессии , охватившие значительно большие площади, нежели на северо- востоке Европейской России. По крайней мере в северной части Западной Сибири ледники были шельфовыми и “наплывали”, перенося моренный материал со льдом. Сходная картина наблюдается поныне в акватории Карского моря, являющегося естественным продолжением Западносибирской равнины. Покровные ледники суши действовали южнее Сибирских Увалов.

Как и ныне, крупнейшие реки текли в соответствии с уклоном поверхности на север, т.е. в сторону ледника. Ледниковый язык выступал в качестве плотины, южнее которой сформировались приледниковые озера (Пуровское, Мансийское и др.), в которые поступали и талые воды ледника. Этим объясняется значительно большая, чем в Восточной Европе, роль водноледниковых отложений, а среди них – зандровых песков и равнин.

Избыточное поступление воды в приледниковые озера переполняло их, приводило к “выплескиванию” воды как на север (что привело к образованию подводных ложбин стока, например, желоба Святой Анны), так и на юг, во внеледниковые озера Западной Сибири (Ишимская, Кулундинская и Барабинская равнины). Здесь интенсивно протекала озерная и речная аккумуляция. Но и эти водоемы переполнялись, избытки воды по Тургайскому проливу поступали в озера- моря Черноморско– Балхашской системы.

На крайнем юге Западной Сибири происходил вынос тонкого пылеватого материала на дальние окраины перигляциальной зоны в основном текучими водами, редко – ветром. Аккумулируясь в условиях аридного климата, он создал толщи лессовидных, покровных суглинков и лессов. Таким образом, можно выделить ряд зон реликтового рельефообразования Западносибирской равнины, последовательно сменяющих друг друга в южном направлении: а. бореально- морской аккумуляции (Ямал, территории, примыкающие с юга и востока к Обской, Тазовской и Гыданской губам); б. ледниковой аккумуляции (периферийные участки Приполярного Урала и Путораны); в. водно- ледниковой аккумуляции (в основном, ледниково- озерной - до параллели устья Иртыша); г. конечных морен самаровского ледника (до 59 градуса с.ш.), перекрытых водноледниковыми отложениями тазовского и зыряновского ледников; д. ледниково- озерной аккумуляции; е. речной и “нормальной” озерной аккумуляции; ж. лессообразования.

Зональность современного рельефообразования и типов морфоскульптуры. Плейстоценовый рельеф интенсивно перерабатывается современными агентами. В южном направлении выделяются следующие зоны: а. морского рельефа; б. криогенной морфоскульптуры; в. флювиальной морфоскульптуры, г. аридного рельефообразования.

Сильнейшая изрезанность береговой линии и низменный плоский рельеф приморских территорий значительно увеличивает зону морского рельефообразования . Зона литорали, заливаемая морем в моменты приливов и освобождающаяся при отливах, очень широка. Определенную роль играют нагоны воды на плоские прибрежья ветром и воздействие моря на супралитораль, лежащую выше литорали. Особенно выделяются лайденные шириной до нескольких километров, термоабразионные динамично развивающиеся берега и невысокие, но обширные по площади морские террасы.

Криогенный рельеф широко распространен на севере, от тундры до северной подзоны тайги включительно. Особенно широко развиты полигональные грунты, гидролакколиты, бугры пучения. Наиболее значительную роль играют флювиальные процессы и формы: долинно- водораздельный рельеф, в южных районах Западной Сибири в плаще лессовидных суглинков и других пород развиты овраги. Крупные овраги имеются, например, в городской черте и в окрестностях города Новосибирска. В степной зоне проявляется аридное рельефообразование (степные суффозионно- просадочные и дефляционные блюдца, реже примитивные аккумулятивные песчаные формы).

Поскольку реликтовые и современные формы рельефа накладываются друг на друга, необходимо выделить ряд “суммарных” геоморфологических зон.

Климат Западносибирской равнины континентальный (с индексом континентальности 51 – 70%). Он занимает закономерное место в ряду усиления степени континентальности в восточном направлении: переходный от океанического к континентальному (Фенноскандия) – умеренно- континентальный (Русская равнина) – континентальный (Западная Сибирь). Важнейшей причиной такой закономерности является ослабление климатообразующей роли Атлантики в русле западного переноса воздушных масс и постепенно усиливающихся процессов их трансформации. Суть этих процессов сводится к следующему: возрастанию суровости зим при практически одинаковых летних температурах и обусловленному этим увеличению амплитуд колебаний температуры воздуха; уменьшению количества осадков и более четкому выражению континентального режима осадков (летнего максимума и зимнего минимума).

Как и на Урале (и в силу тех же причин, см. соответствующий раздел пособия) в северной части равнины в течение года господствуют циклональные, в южной – антициклональные погоды. Кроме того, громадные размеры территории обусловливают зональность размещения других климатических характеристик. Сильно меняются показатели теплообеспеченности, особенно в теплую часть года. Как и на Русской равнине (см. соответствующий раздел), наблюдается сгущение летних изотерм в северной части (от 3 градусов на побережье Арктики до 16 градусов под 64 параллелью) и их разрежение (до 20 градусов под 53 параллелью) в южной части Западносибирской равнины. То же можно сказать о размещении осадков (350 мм на побережье Карского моря – 500– 650 мм в средней полосе – 300– 250 мм на юге) и увлажнения (от резкого избытка – индексы сухости 0.3 – в тундре до оптимума – близкого 1 в лесостепях - и слабого недостатка – до 2 – в степной зоне). В соответствии с перечисленными закономерностями происходит возрастание степени континентальности климата равнины в южном направлении.

Влияет и большая протяженность равнины с запада на восток.Уже упоминалось понижение средних январских температур в этом направлении в северной части Западносибирской равнины (от –20 до –30 градусов). В средней полосе региона очень показательно снижение количества осадков в западной части в силу воздействия барьерной роли Урала и их возрастание в восточной – перед барьером Среднесибирского плоскогорья. В этом же направлении возрастает степень континентальности и суровости климата.

В Западной Сибири проявляются типичные сибирские черты климата. К ним можно отнести прежде всего общую суровость зим или хотя бы отдельных их временных отрезков: средние температуры января находятся в интервале –18...-30 градусов; на Русской равнине к таким температурам приближается лишь крайний северо- восток. Сибирской чертой погод является широкое распространение инверсий температуры, несмотря на равнинность рельефа региона. Этому способствует отчасти специфика преодоления воздушными массами барьера Урала (см. соответствующий раздел), отчасти обилие плоских орографических котловин. Характерна для климата Западной Сибири неустойчивость погод переходных сезонов года и высокая вероятность заморозков в это время.

Следует отметить резкие отличия погод Европейской части и Сибири. При повышенной циклональной активности к западу от Урала в Сибири велика вероятность господства антициклонов; летом наблюдается преобладание прохладной дождливой погоды на Русской равнине и жаркой засушливой погоды в Сибири; мягкие многоснежные зимы Русской равнины соответствуют морозным малоснежным зимам в Сибири. Обратное соотношение погод имеет место при диаметрально противоположной смене особенностей барического поля Русской равнины и Сибири.

Внутренние воды. Реки, относящиеся в основном к бассейну Карского моря (бассейны Оби, Пура, Таза, Надыма, Мессояхи и ряда мелких рек), имеют преимущественно снеговое питание и относятся к западносибирскому типу режима внутригодового стока. Он характеризуется растянутым во времени (свыше 2 месяцев) половодьем, но превышение расхода воды в период половодья над среднегодовым невелик (в 4 – 5 раз). Причиной этого является естественная регуляция стока: избытки воды в половодье поглощаются очень емкими поймами и болотами. Соответственно летняя межень выражена относительно слабо, так как летний сток пополняется за счет “сэкономленных” в половодье вод. Зато зимняя межень отличается очень малыми расходами, поскольку остается только один сильно ослабленный источник питания – грунтовый. В этот период в реках катастрофически снижается содержание кислорода: он расходуется на процессы окисления органических веществ, содержащихся в воде, плохо проникает под толщу льда. Рыбы скапливаются в омутах, образуют плотные массовые скопления, находятся в сонном состоянии.

Подземные воды образуют единую систему – Западносибирский гидрогеологический бассейн (см его описание в общем обзоре). Их характеристики подчиняются зональному распределению. В заполярной и приполярной частях равнины подземные воды лежат почти на поверхности, они холодны и практически не содержат минеральной (гирокарбонаты, кремнезем) примеси. В этой зоне на формирование подземных вод сильно влияет многолетняя мерзлота, в северной половине Ямала и Гыдана они сплошная, южнее - островная. В средней полосе по мере продвижения на юг последовательно возрастают глубины залегания, температура и степень минерализации вод. В составе растворов появляются соединения кальция, затем сульфаты (гипс, мирабилит), хлориды Na и K. Наконец, на крайнем юге равнины сульфаты и хлориды играют ведущую роль, поэтому вода приобретает горький и соленый привкус.

Болота в условиях плоского низменного рельефа, сильно затрудняющего дренирование почв и грунтов, становятся одним из ведущих компонентов ландшафтов. Очень велики площади болот и степень заболоченности (50 – 80%). Многие исследователи считают болота агрессивными ПТК, способными не только к самосохранению, но и к постоянному расширению за счет лесных ландшафтов. Это становится возможным благодаря направленному возрастанию степени гидроморфности лесных ПТК вследствие аккумуляции воды (избыток увлажнения, слабый дренаж) и органического вещества (торфа). Процесс этот необратим, по крайней мере, в современную эпоху.

В распределении болот наблюдается зональность. Болота тундр развиваются на многолетней мерзлоте и полигональных грунтах, они мерзлые, содержат в основном минеральные вещества. В пределах лесотундры и лесной зоны преобладают верховые олиготрофные болота с выпуклой поверхностью и преобладанием в растительности сфагнума и осок. В подтаежной зоне на верховых и мезотрофных переходных болотах, нередко кочкарных, с плоской поверхностью, к сфагнуму и осокам подмешиваются зеленые мхи и болотные травы. В более южных участках преобладание переходит к низинным кочкарным евтрофным болотам с вогнутой поверхностью и богатой растительностью.

Озера. В северной трети Западносибирской равнины разбросаны мириады мелких термокарстовых озер (Ямбуто, Нейто, Ярото и др.). Очень многочисленны некрупные озера различного генезиса в средней полосе (Пильтанлор, Самотлор, Кантлор и др.). Наконец, крупнейшие и относительно мелкие реликтовые нередко соленые озера располагаются на юге, в пределах Барабинской, Кулундинской, Приишимской и других равнин (Чаны, Убинское, Селетытениз, Кызылкак и др.). Их дополняют мелкие блюдцеобразные озера суффозионно- просадочного генезиса.

Структура широтной зональности. Равнинность поверхности Западной Сибири обусловливает идеальное проявление широтной зональности распределения большинства компонентов природы. Однако господство гидроморфных интразональных ландшафтов (болот, пойм, приречных пространств), напротив, затрудняет выявление зон.

Зональный спектр, благодаря большой протяженности равнины по меридиану, обширен: три подзоны тундры, две подзоны лесотундры, северная, средняя и южная тайга, подтайга, две подзоны лесостепи, две подзоны степи. Это говорит в пользу признания сложности структуры зональности.

Очертания (“геометрия”) зон. В Западной Сибири сужена лесная зона. Северная ее граница смещена к югу, особенно по сравнению со Средней Сибирью. Обычно говорят о двух причинах этого смещения - геолого– геоморфологической (плохая дренируемость поверхности, не создающая условий для развития корневой системы деревьев) и климатической (недостаточная теплообеспеченность и резко избыточное увлажнение в летний период). Южные границы тайги и подтайги, наоборот, смещены к северу под влиянием недостаточного для древесной растительности увлажнения. Лесостепная и степная зоны также смещены к северу по той же причине.

Качественная специфика Западносибирских провинций зон. Тундра. Севернее 72 параллели располагается подзона арктических тундр с приуроченным к морозобойным трещинам скудным почвенно- растительным покровом (мхи, лишайники, пушица, куропаточья трава на арктотундровых оглееных почвах). Между 72 и 70 параллелями наблюдается подзона мохово- лишайниковой тундры с примесью багульника, клюквы, голубики и других кустарничков, а также пушицы. В подзоне кустарниковой тундры преобладают кустарниковые березка, ива, ольха на тундрово- глеевых почвах. В целом зону называют мезлотно- тундровой; значительную роль играют болота и термокарстовые озера. Характерна тундровая фауна с леммингом копытным и обским.

Лесотундра протягивается узкой (50 – 150 км) прерывистой полосой на западе равнины южнее, на востоке севернее полярного круга. На фоне южной тундры располагаются редины и редколесья из лиственницы сибирской и ели на глеево- подзолистых почвах.

Тайга (лесоболотная зона). Преобладает темнохвойная тайга из ели Picea obovata, пихты Abies sibirica, кедра Pinus sibirica; имеется примесь лиственницы сибирской Larix sibirica, а сосновые леса образуют обширные участки, особенно в западной части равнины. Степень заболоченности достигает максимума. Почвы подзолистые, нередко заболоченные и оглеенные.

В северной подзоне (до 63 – 61 градуса с.ш. на юге) леса угнетены и разрежены. Под их пологом произрастают мхи, сфагнум, меньшую роль играют кустарнички. Практически повсеместно распространена сплошная многолетняя мерзлота. Значительные площади заняты болотами и лугами. Темнохвойная и светлохвойная тайга играют почти одинаковую роль. Среднетаежная подзона доходит на юге до 58 – 59 градуса с.ш. В ней явно преобладает темнохвойная тайга. Леса хорошего бонитета, с развитым кустарниковым ярусом. Многолетняя мерзлота – островная. Болота достигают максимума распространения. Южная подзона отличается более возвышенным и расчлененным рельефом. Многолетняя мерзлота отсутствует. Южная граница тайги примерно совпадает с 56 параллелью. Доминируют елово- пихтовые леса со значительной примесью мелколиственных пород, сосны и кедра. Береза образует крупные массивы – бельники или белую тайгу. В ней деревья пропускают больше света, что благоприятствуют развитию травянистого яруса. Преобладают дерново- подзолистые почвы. Заболоченность велика, особенно в Васюганье. Южнотаежая подзона двумя участками заходит в пределы Кемеровской области.

Подтаежная зона мелколиственных западносибирских лесов протягивается узкой полосой от Среднего Урала до Кемеровской области, в пределах которой занимает междуречье рек Яя и Кия. Выделяются чаще березовые (береза бородавчатая, пушистая, Крылова и другие), реже осино- березовые леса на серых лесных и дерново- подзолистых почвах.

Лесостепь образует сравнительно узкую полосу, протягивающуюся от Южного и Среднего Урала на западе до предгорий Алтая, Салаира и реки Чулыма на востоке; восточный участок зоны называется Мариинской лесостепью и располагается в пределах Кемеровской области. Лесные массивы (колки) из березы бородавчатой либо березы и осины произрастают на серых лесных, часто осолоделых или оподзоленных, почвах. Они чередуются с луговыми степями или остепненными лугами из мезофильных злаков (мятлик луговой, вейник, тимофеевка степная), богатого разнотравья и бобовых (чина, клевер, мышиный горошек) на выщелоченных и оподзоленных черноземах. Выделяются северная и южная подзоны с лесистостью соответственно 20 – 25% и 4 – 5% (теоретически – более или менее 50%). Средняя распаханность зоны составляет 40%, пастбища и сенокосы занимают 30% суммарной площади.

Степь южной окраины Западносибирской равнины доходит на востоке до предгорий Алтая; восточнее в предсалаирской части Кемеровской области имеется небольшой изолированный “остров” зоны, именуемый “степным ядром” Кузнецкой котловины. Строго говоря, он относится к Алтае- Саянской горной стране, однако мало отличается от западносибирских степей. В северной подзоне произрастают разнотравнозлаковые степи на обыкновенных черноземах. Южная подзона ковыльно- типчаковых (злаковых) степей развивается на южных малогумусных черноземах и темно- каштановых почвах. На осолоделых почвах и солонцах произрастают (или даже доминируют) галофиты. Участки естественных целинных степей практически отсутствуют.

Физико- географическое районирование. Идеально выраженная равнинность территории делает Западную Сибирь эталоном физико- географического районирования равнин. Во всех вариантах схемы районирования СССР и России данная физико- географическая страна выделяется одинаково, что свидетельствует об объективности ее выделения. Морфоструктурный (преобладание аккумулятивной равнины), геоструктурный (единая геоструктура молодой плиты), макроклиматический (господство континентального климата) критерии обособления физико- географической страны понимается всеми авторами схем районирования однотипно. Специфика структуры широтной зональности Западносибирской равнины неповторима, индивидуальна и резко контрастирует с господством высотной поясности соседних горных стран (Урала, Казахского мелкосопочника, Алтая, Кузнецкого Алатау) и сочетанием высотнопоясных и зональных закономерностей Средней Сибири.

Единицы второго ранга – физико- географические области - выделяются соответственно зональному критерию. Каждая из областей представляет собою отрезок комплексной зоны в пределах Западной Сибири. Выделение таких зон может быть проведено с разной степенью обобщения, что приводит к разнобою в их количестве. В данном пособии рекомендуется выделение трех зон и соответствующих им областей, перечисляемых в дальнейшем тексте.

А. Область морских и моренных равнин тундровой и лесотундровой зон.

Б. Область моренных и зандровых равнин лесной зоны.

В. Область аккумулятивных и денудационных равнин лесостепной и степной зон.

Во всех областях с использованием генетического критерия выделяются физико- географические провинции – единицы третьего ранга. Сущность критерия раскрыта в соответствующих разделах общего обзора и при освещении проблемы районирования Русской равнины (см. в книге 1 данного пособия).

Западно-Сибирская равнина - это одна из самых больших равнинных территорий мира, она охватывает приблизительно 80% Западной Сибири.

Особенности природы

По общей площади Западно- Сибирскую равнину превосходит только Амазонская. Равнина протягивается от побережья Карского моря на юг до севера Казахстана. Общая площадь Западно-Сибирской равнины становит около 3млн. км 2. Здесь преобладают преимущественно широкие пологоступенчатые и плоские междуречья, которые разделяют террасированные долины.

Амплитуды высот равнины в среднем колеблются между 20 и 200 м. над уровнем моря, но даже наивысшие точки достигают 250 м. Моренные холмы на севере равнины сочетаются с молодыми аллювиальными и морскими (речными) равнинами, на юге - с озерными.

На землях Западно-Сибирской равнины господствует континентальный климат, уровень осадков здесь разный: в районе тундры и степи - около 200 мм в год, в таежной местности увеличивается до 700 мм. Общие средние температурные показатели - - 16°C зимой, + 15°C летом.

На территории равнины протекают большие полноводные реки, в частности Енисей, Таз, Иртыш и Обь. Здесь находятся и весьма крупные озера (Убинское, Чаны), и множество более мелких, некоторые из них - соленные. Для некоторых регионов Западно-Сибирской равнины характерные заболоченные местности. Центр северной части - сплошная вечная мерзлота. На крайнем юге равнины распространенны солончаки и солонцы. Западно - северная территория по всем показателям соответствует умеренному поясу - лесостепь, степь, тайга, лиственные леса.

Флора Западно-Сибирской равнины

Равнинный рельеф значительно способствует зональности в распространении растительного покрова. Зональность этой территории имеет значительные отличия в сравнении с аналогичными зонами в Восточной Европе. Из-за затруднений в стоке, на севере равнины в заболоченных местностях растут преимущественно лишайники, мхи и кустарники. Южные ландшафты формируются под влиянием грунтовых вод с повышенным уровнем солености.

Около 30% площади равнины занимают массивы хвойных деревьев, многие из которых заболоченные. Меньшие площади покрыты темнохвойной тайгой - ели, пихты и кедры. Изредка в южных районах встречаются широколистные породы дерева. В южной части весьма распространенные березняки, многие из которых вторичные.

Фауна Западно-Сибирской равнины

На просторах Западно-Сибирской равнины обитают более 450 видов позвоночных животных, из них 80 видов принадлежат к млекопитающих. Многие виды охраняются законом, так как принадлежат к категории редких и исчезающих. В последнее время, фауна равнины значительно обогатилась акклиматизированными видами-ондатрой, зайцем-русаком, белкой-телеуткой, американской норкой.

В водоемах обитают преимущественно сазаны и лещи. В восточной части Западно-Сибирской равнины встречаются некоторые восточные виды: бурундук, джунгарский хомячок и др. В большинстве случаев, фауна этой территории мало чем отличается от животного мира Русской равнины.