Экологическое состояние разногенезисных озёр Западной Сибири и азиатской субарктики России по результатам геохимического и трофического мониторинга

Понимание и оценка современного состояния гео- и экосистем невозможны без знания истории их развития. Как подчеркивал Л. С. Берг, «ландшафты не есть нечто неизменное во времени… понять данный ландшафт можно лишь тогда, когда известно, как он произошел и во что со временем превратился» (цит. по: [ 14, с. 3]). В полной мере это относится и к озёрным комплексам, как одним из важнейших компонентов ландшафтной структуры Западно-Сибирской равнины и субарктических регионов Сибири.

        Имеющаяся обстоятельная географическая информация о причинах дифференциации территории Западно-Сибирской равнины [2 - 18], а также многоплановые материалы современных интеграционно-междисциплинарных исследований в историко-геологическом аспекте представляются следующим образом.

        В конце палеозойской – начале мезозойской эры Западно-Сибирская равнина представляла собой складчатую страну, составляющую одно целое со Среднерусской и Восточно-Сибирской возвышенностями. Однако в раннеюрский период произошло опускание территории по линии Урала и Енисея. С этого момента начался длительный период осадконакопления в водоемах. Низменность большей частью была занята морем. В последующие периоды происходили неоднократные трансгрессии и регрессии моря практически до Павлодарского Прииртышья. В конце мелового периода была мощная трансгрессия моря, когда впервые произошло слияние Северно-Ледовитого океана с Каспийским морем по Тургайскому прогибу. За прошедший период в результате привноса материала древние отложения оказались перекрыты до 1,5– 3 км песчано-глинистыми осадочными породами. В третичный период кайнозоя также происходили трансгрессии и регрессии моря, но чаще образовывались огромные водоемы, которые сужались иногда до широт Тобольск – Павлодар. Это были водоемы типа озеро-море, в которых аккумулировались озерные, аллювиальные и делювиальные песчано- глинистые отложения. К началу четвертичного периода области осадконакопления существенно сократились, рельеф и гидрографическая сеть сформировались близко к современным [2; 4; 6 - 10;]. Окончательное формирование рельефа (в том числе озёрных котловин) и поверхностных отложений произошло в четвертичную эпоху, которая характеризуется пятью ледниковыми периодами (древнеледниковым, самаровским, тазовским, зырянским, сартанским) и, соответственно, четырьмя межледниковыми (тобольским, мессовско-ширтинским, казанцевским, каргинским). Доминирующее влияние на формирование рельефа и поверхностных от- ложений большей части Западно-Сибирской равнины сыграло самаровское оледенение в среднечетвертичную эпоху. По данным В. П. Казаринова [12], С. А. Архипова и др. [2], А. А. Земцова и др., [9], И. А. и В. С. Волковых [4], это был период максимального оледенения. Перед ледником (южнее 59°с. ш.) сформировался огромный перигляциальный водный бассейн типа пресноводного озера- мелкоморья . На юге Западной Сибири воды поднимались до 80 – 100 м над уровнем моря, сбрасывались они по Тургайской впадине в Каспийское море. Одновременно на территории, покрытой приледниковым праозером, накапливались озерные и озерно-аллювиальные осадки. На приподнятых местах юга региона (выше 100 м) располагались водораздельные равнины, сложенные лессовидными породами субаэрального генезиса. В последующее время наступление ледников и трансгрессия моря были менее значительными и охватывали северные районы региона. Поэтому в южных районах образовывались террасы, окончательно формировались покровные отложения, которые и являются почвообразующими породами. Они представлены главным образом разновозрастными четвертичными отложениями – аллювиальными, озерными и озерно-аллювиальными, а также субаэральными покровными отложениями, не подвергшимися в период самаровского оледенения затоплению. Четвертичные отложения низких террас озерно-аллювиального генезиса разных возрастов занимают преимущественно территорию южной тайги и частично подтайги. В лесостепной зоне они представлены современными аллювиальными отложениями различного механического и вещественного состава. Покровные отложения высоких террас подтайги, лесостепи и степи имеют озерное или озерно-аллювиальное происхождение. Но так как они занимают террасы с высокими отметками выше 100 м (IV – VI), поэтому в ледниковые периоды при образовании водоемов они лишь частично могли затапливаться водой. Превалирующее формирование этих пород происходило в аридных и субаридных условиях, что приводило к их облессовыванию. Вследствие чего появились карбонаты, легкорастворимые соли, увеличивалось количество фракций пыли, особенно крупной. Последнее и является непременным признаком лессовых пород. Наиболее существенным в составе сформировавшихся пород было наличие легкорастворимых солей, что обусловило в последующем формирование засоленных почв (соответственно и озерных вод) на южных равнинах региона [10; 12].

        В настоящее время территория Западно-Сибирской равнины имеет следующее геоморфологическое устройство. Весь регион С. А. Архиповым с соавторами [2] разделен на ряд геоморфологических районов, которые по структурному, генетическому и возрастному признакам объединены в геоморфологические области. Последние в свою очередь входят в состав двух основных геоморфологических провинций, отражающих ведущую направленность новейших тектонических движений. К первой относятся южные районы Западно-Сибирской равнины, а ко второй – ее северная половина.

        Структурно-денудационные равнины и плато юга развивались в условиях преобладания новейших поднятий. На последнем этапе геологической истории здесь почти не накапливались молодые отложения, а в основном размывались более древние толщи, особенно в районах, прилегающих к палеозойскому обрамлению низменности, где был создан наиболее расчлененный рельеф платообразных равнин. В меньшей степени процесс размыва сказался на территории Ишимской степи и Омского Прииртышья.

        Общая равнинность рельефа юга Западно-Сибирской равнины обусловлена горизонтальным залеганием озерно-аллювиальных осадков неогена. Покров четвертичных отложений не имеет здесь большой мощности и не оказывает существенного влияния на морфологию земной поверхности. Исключение составляют лишь равнинные территории Бель-Агача, Кулунды, Барабы, Рыбинско-Каргалинских районов и Вагайской низменности, приуроченные к зоне сопряжения платообразных возвышенностей Васюганья и Приобья с плоской поверхностью неогеновых озерно-аллювиальных равнин. На всей их площади широко развиты русловые и долинные осадки раннечетвертичных рек.

        Северная часть Западно-Сибирской равнины, примерно от широты Тобольска, относится к аккумулятивным равнинам, формирующимся в условиях устойчивых опусканий. На юге этой провинции располагается система аллювиальных равнин, возникших в результате накопления рыхлых осадков в долинах мощных прарек. Их рельеф в районе Сургутского Приобья осложнён наложенными формами ледниковой и водно-ледниковой аккумуляции. Далее к северу следует зона ледниковых и водно-ледниковых равнин эпохи максимального оледенения, которая прослеживается в виде широкой полосы Сибирских увалов. И, наконец, приполярные и заполярные районы характеризуемой части региона лежат в области наиболее значительных четвертичных опусканий. Вследствие этого после максимального оледенения      они       подвергались       повсеместному затоплению водами арктического моря, под осадками которого были погребены все неровности древнего рельефа. Общая равнинность северных районов сохранилась до настоящего времени, хотя после отступания моря они подверглись воздействию зырянского оледенения [6; 8].

        Изложенный выше процесс формирования покровных отложений в подпрудных и полупроточных бассейнах большей части территории Западной Сибири, который происходил на фоне поступательно-колебательной тенденции опускания значительных пространств в сочетании с развитием системы прарек и современных речных долин объясняет концепцию практически повсеместного заболачивания региона, начиная с верхнечетвертичного времени. Подтверждением этому служит также факт широкого распространения верхне- и среднеплейстоценовых отложений покровного характера, для которых характерно отсутствие у них просадочных свойств и наличие сходства с глинистыми отложениями современного террасового комплекса Оби и Иртыша [12].

        Проблемам геолого-геоморфологической неоднородности Западно-Сибирской равнины и болото образовательного процесса посвящено много работ [1 – 4;  8 – 9; 13; 16 - 18]. Анализ их содержания, а также содержания картосхем четвертичных отложений, геоморфологии, новейшей тектоники, озёрности и собственные натурно-полевые исследования за последние 40 лет позволяют нам утверждать, что и современная география озер, генезис, морфология и морфометрия их котловин, экологическое состояние в значительной степени сопряжены с палеогеографическими и геолого-геоморфологическими аспектами дифференциации региона.

        Наши подсчеты по аэро- и космическим фотоснимкам и топокартам 100000-го масштаба показали, что общее количество озер на Западно-Сибирской равнине составляет около 998000. Из них лишь 151600 (15,2%) – это водоемы с площадью акватории от 0,25 км2 и более. Из таблицы 1 видно, что коэффициент озерности наиболее высокие средние значения имеет на территории геоморфологической провинции северной части региона и варьирует от 6,8% в Ненецком озерном районе до 14,3% в Сургутском.

        Обилие озер на Западно-Сибирском севере обусловлено: плоским аккумулятивным характером рельефа ледникового и водно-ледникового генезиса, формирующегося в условиях устойчивых опусканий; широким распространением многолетней мерзлоты, делающей рыхлые наносы водонепроницаемыми; слабым испарением. В этой связи на территории провинции сформировалось шесть основных типов озерных котловин [16].

        Гляциально – флювиально – тектонический. К нему относятся наиболее крупные (от нескольких десятков до нескольких сотен кв. км) и глубоководные водоемы, расположенные в области Зырянского оледенения. Их происхождение связано с действием новейших тектонических движений по молодым разломам земной коры, простирания, близкого к широтному. Созданные таким образом грабенообразные опускания подверглись позднее ледниковой экзарации и обработке талыми водами, которые и придали котловинам в общих чертах современный облик. Берега озер высокие, крутые, большей частью абразионные (рис. 1). По их склонам обнажаются пески и суглинки с валунно-галечным материалом, который на большом расстоянии рассеян вдоль уреза воды и в литоральных зонах. Реже встречаются более пологие аккумулятивные террасированные берега, сложенные в верхних частях торфяниками, которые, в свою очередь, залегают на суглинках и гравелистых песках [6]. Исключительное влияние на переформирование берегов оказывают подвижки и нагромождения толстого (1,5 – 2,2 м) озерного льда, который под действием сильных ветров нагромождается на берегах, интенсивно разрушая их. Следы действия льда заметны в виде валообразных скоплений разнообразного материала. Ежегодное время разрушений охватывает период с последней декады мая до первой декады августа (рис. 1).

Таблица 1.

Озёрный фонд Западно-Сибирской равнины

    Примечания. ⁰ - Названия озерных районов здесь и далее даны условно с учетом принципа географической   приуроченности озер к соответствующим речным бассейнам или морфоскульптурным элементам;  ¹ - учтены озера с  площадью 0,25 км² и более; ² - данные А. А. Земцова и Б. В. Фащевского  ; ³ - данные Internet. Режим доступа: http://www.yamal.ru/new/obinf0,5.htm; (дата обращения 3 июля 2018 г.);    ⁴ - учтены озера с площадью 0,20 км² и более.  Во всех озёрных районах число озёр уточнялось по аэро- и космическим снимкам.

Рисунок 1. Гляциально-флювиально-тектоническое озеро Советское

(Нижнеенисейский озёрный район)

Днища котловин представлены обширными песчаными и  песчано-галечными отмелями, простирающихся от урезов под воду на 80 – 800 м, которые через серии 1 – 5 -ти метровых уступов постепенно переходят в профундальные зоны (с глубинами 20 – 50 м), а иногда и в батиальные.                                                                    

        Термокарстовый. К нему относится большинство малых водоемов (с площадями акваторий 0,01 – 2,0 км2) Ямальского, Гыданского, Мессояхского, Нижнеенисейского, Надымского, Ненецкого и Тазовского озерных районов. Значительно реже они встречаются в Сургутском и Вахском районах (рис. 2). Формы их котловин разнообразны, площади изменяются от 100 - 500 м2  до 1 - 2 км2. Преобладают глубины до 1м, максимальные лишь изредка достигают 5 – 8 м. Формирование котловин происходит с разной интенсивностью: от 30 - 40 суток (в условиях повышенного антропогенного воздействия на почво-грунты, провоцирующего интенсивное оттаивание многолетней мерзлоты) до нескольких лет. Берега невысокие (0,4 – 2 м), часто изрезаны клинообразными заливами, во многих местах имеют ступенчатый профиль. В результате ветроволновых процессов сильно подвержены гидротермоабразии, что приводит к частичному или полному их осушению (при расположении в разных гипсометрических уровнях), либо к их слиянию между собой. В конечном итоге образуются водоёмы с весьма сложной конфигурацией и характером береговой линии, а иногда и аласы (рис. 2).

Рисунок 2. Термокарстовые озёра (Ноябрьский озёрный район)

        Морской. Котловины озер этого типа получили широкое распространение вдоль западных побережий полуострова Ямал: на III морской террасе, в приустьевых участках долин рек Юрибей, Ясавэйяха, Мордыяха, Сядораяха, а также на островах Шараповы и Марресальские Кошки.

        По исследованиям Ф. Э. Арэ с соавторами [1], в долинах вышеуказанных рек пойменный рельеф наблюдается лишь внутри речных излучин. Нетипичный поперечный профиль поймы, отсутствие руслового аллювия, засоленность отложений, слагающих пойму, наличие в ней и на террасе с глубины 3 – 3,5 м мощной прослойки (12 – 16 м) пылеватых и мелких кварцевых песков морского происхождения и некоторые другие признаки говорят о том, что низовья этих рек в недавнем прошлом были глубоко врезающимися в сушу морскими заливами, а большинство озер на пойме имеет морское происхождение и голоценовый возраст. Котловины таких озер полноводные (на террасе частично осушены), разнообразны по форме и величине. Активные современные процессы озерного термокарста в них не наблюдаются. На кривых распределения четко выделяются преобладающие значения уровня воды в озерах 15 – 18 м и глубины котловин 7 – 8 м, что говорит о законченности процессов их формирования [1]. Напротив, на островных территориях и в приморских побережьях западного Ямала активное образование озер продолжается. Оно сопряжено с процессами затопления морской водой прибрежных депрессий (рис.3), либо с отмежеванием морских заливов. Такие озера небольших размеров (не более 2 км2) и часто вытянуты параллельно урезу моря. В поперечном профиле котловины имеют всегда асимметричное строение с глубинами 0,3 – 0,8 м вблизи морского уреза и 3 – 12 м вблизи материкового берега (рис. 3 - 4).

Рис. 3. Образование озера морского генезиса у посёлка Харасавей

(западное побережье полуострова Ямал)

Рис. 4. Приморское озеро у юго-западного побережья Ямала

        Водно – эрозионный. К этому типу относятся котловины озер, расположенные в пределах речных долин всей территории провинции. По особенностям происхождения, морфологии и морфометрии данный тип можно подразделить на пять подтипов: старичный, затонный, веерный, вторично-пойменный, соровый.

        Котловины старичного генезиса образуются в результате спрямления речного русла и отчленения меандры старого русла, которая проходит в своем развитии стадии протоки, старицы, курьи, пойменного озера. Форма их котловин различная: серповидная, подковообразная, причудливо-извилистая. Площадь озер не превы- шает 1,5 км2. Наибольшие глубины отмечаются в верхних концах котловин, а в поперечном профиле – в зонах наиболее мощных потоков прежних русловых течений.

        Формирование затонных озер происходит путем отчленения от реки части акватории затона гребнем берегового вала. Растительность, покрывающая вал, способствует аккумуляции на нем наносов и препятствует их поступлению в затон.

        В процессе развития речной долины образуются веера блуждания русла (лайды). Они состоят из серии гряд (являющихся остатками древних береговых валов в пойме) и межгрядовых понижений (рис. 5). В последних, при повышенном переносе донных фракций и незначительном пойменном аллювии, формируются веерные пойменные озера. Этот подтип самый многочисленный из водно-эрозионных и самый разнообразный по очертаниям и глубинам котловин.

        Котловины вторично-пойменных озер представляют собой «окна», которые остаются в пойменном торфянике на месте участка торфяного массива, унесенного в половодье водой. При спаде половодья они остаются затопленными и образуют пойменные озера [16].

        Особым подтипом водно-эрозионных озер являются сезонные водоемы – соры (туманы). Располагаются они в приустьевых участках притоков Оби (рис. 6) и нижнего Иртыша. Образование их происходит в результате подпора вод в устьях притоков водами Оби и Иртыша в половодье. Соровый режим  не  является особым геоморфологическим процессом. Это разновидность пойменного выравнивания дна уже выработанной долины [4; 16] (рис.6), поэтому донные отложения соров состоят из чередующихся озерных и речных осадков, а форма, размеры и глубины котловин весьма непостоянны. Они зависят от продолжительности и высоты половодья главной реки и размеров речной долины притока. Так, в мае-июне площадь некоторых соров достигает 20 – 60 км2, с глубинами 3 – 12 м, а в августе уменьшается до размеров приустьевой акватории притока. Соответственно и глубины уменьшаются до 0,3 – 1,5 м. Зачастую обнажившееся днище «весеннего» сора к летне-осеннему времени полностью покрывается зарослями луговой растительности займищного типа.

Рис. 5. Образование лайд (Кондинский озёрный район)

Рис. 6. Войкойский сор (Нижнеобский озёрный район)

        Внутриболотный. К нему относится подавляющее  число  озерных  котловин  Сургутского, Вахского, Кондинского и Среднеобского озерных районов, которые по происхождению могут быть как первичными, так и вторичными (рис. 7). Основным признаком первичных является врез котловины в минеральный грунт и минеральное дно в современных условиях.

Рис. 7. Внутриболотные озёра (Среднеиртышский озёрный район)

        Образование вторичных связано с общим процессом развития болотных систем. Исходя из того, что в начальной фазе заболачивания территории торфонакопление шло лишь в пониженных частях рельефа, вначале появились изолированные болотные массивы. При дальнейшем процессе торфонакопления центральные части этих массивов, вследствие более быстрого в них прироста торфяной залежи, оказались приподнятыми над окраинами и прилегающими к ним минеральными не заболочен- ными участками. Сток с образовавшихся болотных массивов направлялся на нижерасположенные незаболоченные участки, которые, оказавшись окруженными приподнятыми над ними торфяными отложениями, становились местами скопления воды и образования озер [16]. Кроме того некоторые участки выпуклых торфяных поверхностей болотных массивов вследствие разрушения торфа (деструкции, выгорания и т. п.) также способствуют возникновению многочисленных озерков.

        Берега внутриболотных озер, как правило, торфяные, обрывистые, высотой 1 – 2 м, реже низкие (сплавинные), высотой 0,2 – 0,6 м, которые из-за ветроволновой дея- тельности подмываются и разрушаются. Это приводит к увеличению акватории (иногда до 90 – 140 км2) и к весьма сложной форме озерного зеркала (вследствие слияния с другими близкорасположенными озерами и внутриболотными «окнами»).

        Днище крупных внутриболотных озер (оз. Сырковое,   Вандмтор,   Тормамтор,   Пильтанлор, Сигтынэмтор, Имнлор и др.), как правило, ровное со слабовыраженным понижением к центральной части и сложено преимущественно минеральными грунтами (песками, супесями, суглинками). Вблизи берегов имеются торфяные и торфяно-минеральные отложения. В малых озерах все основание котловины покрыто размытым торфом. Все водоемы внутриболотного типа мелководные. Максимальные глубины лишь изредка достигают 5 м, а средние варьируют в очень узких пределах (1,4 – 1,8 м).

        Антропогенный (техногенный). Происхождение котловин этих озер является либо прямым следствием современной хозяйственной деятельности человека  (строительство  водоаккумулятивных дамб в устьях крупных оврагов или небольших речных долин), либо косвенным (прокладка насыпных трасс авто- и железных дорог, массированное использование тяжелого гусеничного транспорта при газо- и нефтепоисковых работах, разработка карьеров с песчано-гравийными смесями, выбросы буровых растворов, порывы нефтепроводов, пожары торфяников и т. д.). В результате действия антропогенных факторов происходит нарушение водофильтрационных процессов и термического режима мерзлых почво-грунтов, выгорают огромные торфяные массивы, скоротечно проявляются термо- и гидротермокарстовые явления. В конечном итоге появляется множество разнообразных по форме, размерам и глубине озер. В настоящее время они широко распространены в нефтегазовых районах Западно- Сибирской субарктики и Среднего Приобья (рис.8).

Рис. 8. Техногенное озеро у пос. Бованенково (п-ов Ямал)

        Геоморфологическая провинция структурно-денудационных равнин и плато юга Западной Сибири характеризуется сравнительно низкими средними показателями коэффициента озерности, изменяющегося от 2,5% в Кулундинском озерном районе до 9% в Ишимском (табл. 1). Меньшая озерность обусловлена относительно приподнятым характером рельефа (особенно по периферии провинции), формирующегося в условиях эпейрогенических поднятий и более аридного климата.

        Происхождение и разнообразие озерных котловин связано с геологической историей и строением местности, с характером современных экзогенных процессов.

В северной части Обь-Иртышского междуречья широко распространены озерные котловины внутриболотного типа, и главным образом вторичные. В долинах современных рек представлены все подтипы озер, обязанные своим происхождением

водно-эрозионным и водно-аккумулятивным процессам [16]. Однако в южной части провинции превалирующее распространение имеют три генетических типа озерных котловин.

        Суффозионно – просадочный. К нему относится около 80% озерных котловин междуречных пространств Ишимского, Среднеиртышского, Камышловского, Чано-Барабинского и Кулундин- ского озерных регионов. Основной причиной их возникновения являются суффозионные процессы, масштаб и интенсивность проявления которых здесь были усилены близким залеганием у поверхности сильно минерализованных неогеновых рыхлых отложений.Такие водоемы отличаются малыми глубинами (0,5 – 3 м), имеют в плане овальную, округлую или близкую к ним форму. Берега низменные, ровные, изредка с невысокими обрывами (0,2 – 0,4 м), поперечный профиль котловины пологоконический (рис. 9).

Рис. 9. Суффозионное озеро (Барабинский озёрный район)

           Остаточный. Он объединяет наиболее крупные водоемы древнеозерных равнин – оз. Чаны, Сартлан, Убинское, Ажбулат, Таволжан и др., которые во влажные эпохи четвертичного периода представляли собой большие озерные водоемы [13], а также многочисленные водоемы южных окраин провинции, расположенные в местах древних ложбин стока или древних дельт четвертичных прарек.

        В настоящее время большинство котловин мелководные (0,5 – 1,2 м), имеют в плане вытянутую или сложную форму, берега низкие, реже слабо обрывистые. В Кулундинском, Верхнеобском и в восточной части Чано-Барабинского озерных райо- нов являются наиболее характерными элементами ландшафтов (рис. 10).

Рис. 10. оз. Чаны

        Эоловый (сорово – дефляционный). Такие котловины встречаются лишь в южных районах Прииртышья – в пределах сорово-дефляционных впадин. Основным фактором их возникновения являются  эоловые  процессы  сухих  межледниковых эпох и настоящего времени. Пухлый солончак, образованный в плоских впадинах, разрыхляется и развевается при малейшем дуновении ветра. Рыхлый пылеватый аллювий впадин также легко поддается эоловым процессам и уносится за пределы впадины. Прекращение эоловой деятельности происходит лишь в том случае, если основание котловины приблизилось к уровню грунтовых вод и образовался мокрый солончак или когда вся впадина находится в области тектонического поднятия [13]. Все котловины этого типа мелководные (0,2 – 0,8 м), а зачастую полностью безводные. В плане имеют овальную или очень сложную конфигурацию (рис. 11).

Рис. 11. Соровый солончак в Курумбельской степи

        Итак, изложенное выше показывает, что в пределах Западной Сибири выделяется две геоморфологические провинции, различающиеся по структурному, генетическому и возрастному признакам, а также направленностью новейших тектонических движений. Каждая из них характеризуется преобладанием определенных форм рельефа, в том числе тех или иных генетических типов озерных котловин, своеобразием их морфологии и морфометрии. При этом четко прослеживается закономерное уменьшение озёрности с севера на юг, что обусловлено нижеследующими причинами:

1) изменением палеогеографической обстановки – зональностью ледниковых, приледниковых и внеледниковых отложений с севера на юг;

2) динамикой развития рельефа, идущего под дифференцированным контролем климато-тектонических факторов и, в частности, перестройкой гидрографической сети под непосредственным влиянием оледенений.

        Наряду с этим морфоструктурная дифференциация не дает полного представления о конкретных функциях озер и их размещении в рельефе. Она определяет лишь площади более (на низких уровнях рельефа) или менее (на высоких) интенсивной их концентрации. Но каждый генетический тип озёрной котловины оказывает заметное влияние на экологическое состояние водоёмов.  Следовательно, если коррелировать генетический тип озёрной котловины с фудаментально-прикладными возможностями элементно-геохимического и трофического мониторингов,  то, это, в свою очередь, позволяет оценивать не только степень экологической устойчивости озёрных экосистем к лимитирующим антропогенным и ландшафтным факторам окружающей среды, но и выявлять  её пространственно-временные закономерности, а также дифференцировать перспективы хозяйственного использования водоёмов.

       Сущность элементно-геохимического мониторинга заключается в том, что в озёрах сибирской субарктики и на всей территории Западно-Сибирской равнины определялось абсолютное содержание более 30 химических элементов в воде озёр, биоте,  верхнем слое органосодержащих озёрных илов  и в подстилающих породах (табл. 2)[13 - 16]. Затем абсолютные показатели (мг/л, мг-экв., % и т. п.) переводились в относительные – ландшафтно-геохимические коэффициенты: К_БА- коэффициент озёрно-биогенной аккумуляции (отношение средневзвешенного содержания элемента в золе биоты [%], к содержанию этого элемента в дренируемых породах [%]), и К_ЛМ – коэффициент водно-озёрной миграции (отношение содержания элемента в минеральном остатке озёрной воды [%], к его содержанию в дренируемых породах [%]). В последующем, на основе рассчитанных значений этих коэффициентов составляли формулы геоэкологической устойчивости (ФГУ).  Перед дробной чертой каждой из формул указывался класс водной миграции рассматриваемой озёрной экосистемы, что соответствует ландшафтно-геохимическим формулам А. И. Перельмана. С классами миграции обычно хорошо ассоциируются типы природных ландшафтов: тундровые, болотные, лесные, лесостепные,  и т. д. В числителе проставляли самые активные элементы озёрно-биогенной аккумуляции (К_БА элемента ≥ 1, при  K_ЛМ этого же элемента 

<1), а в знаменателе, наоборот -  элементы  активной водно-озёрной миграции (К_ЛМ ≥ 1,при К_БА этого же элемента < 1). Элементы располагались по мере уменьшения величин их коэффициентов. Рядом с дробью в конце формулы указывались лишь те элементы, которые проявляли себя активно как в том, так и в другом процессах (К_БА и К_ЛМ элемента ≥ 1). Чем больше элементов активно участвует в обоих процессах, тем динамичнее данная экосистема, а значит и выше степень её устойчивости к антропогенным воздействиям.  Важная заключительная часть ФГУ – их количественные показатели, которые учитывают всю исходную ландшафтно-геохимическую информацию, в том числе и об элементах, которые не вошли в формулу из-за низких значений коэффициентов (К_БА и К_ЛМ > 0, но < 1). Цифра в числителе после дробной черты – суммарная величина коэффициентов озёрно-биогенной аккумуляции,  в знаменателе – водно-озёрной миграции. Отношение этих чисел названо коэффициентом динамической напряжённости (К_ДН). Если его значение равно единице, то экосистема сбалансирована по круговороту вещества и энергии и является устойчивой. При К_ДН > 1 вещественно-энергетический баланс нарушен, то есть процесс накопления вещества доминирует над выносом и водоём подвержен нарастающей эвтрофикации. Чем больше значение этого коэффициента, тем выше её степень эвтрофикации. Напротив, если К _ДН < 1, то в экосистеме преобладает вынос вещества и энергии: чем меньше значение коэффициента, тем выше степень олиготрофии водоёма [13 - 16]:

Примером степени экологической устойчивости по результатам геохимического мониторинга могут служить водоёмы, указанные в таблице 5.

        Трофический мониторинг осуществлялся по методике В. Г. Драбковой с соавторами[5] и охватывал около 20 трофических параметров: по фитопланктону – число видов, количество клеток, биомассу, первичную продукцию (Ф) органического вещества, деструкцию (Д) органического вещества, коэффициент (Ф/Д), хлорофилл «а»; по зоопланктону и зообентосу – число видов, численность и биомассу (табл. 2 - 4).