Основные этапы развития ландшафтов Западной Сибири в голоцене. Природно-исторические периоды голоцена, их временные отрезки и колебания гидротермических условий приведены на рисунке 3. Предбореальный период 10000-9000 лет. В центральной части равнины господствуют елово-лиственничные, лиственнично-березовые и елово-березовые редколесья в сочетании с марево-полынными и злаково-полынными тундростепными ландшафтами.
Активизируется таяние многолетней мерзлоты, прерванное в дриасе, формируя замкнутые депрессии - очаги заболачивания, происходит первичная дифференциация почвенного покрова Дюкарев А. Г 2003 . Климат холоднее и суше современного.
Рисунок 3- Климатостратиграфическая схема позднего послеледниковья и голоцена Западной Сибири по Волковой В. С. и др 1989 Среднегодовая температура была от -6,0 -6,6?С. Среднегодовое количество осадков не превышало 400-450 мм Волкова В. С. и др 1989 . Бореальный период 9000 лет назад. Со второй половины бореала тундровые и лесотундровые ландшафты сменяются лесными 8500-8000 лет назад. Леса из березы и ели, березы и осины занимали не только территорию современной лесной зоны, но и весь юг Западно-Сибирской равнины.
Болотообразование вошло в относительно спокойную стадию развития. Формировались изолированные эвтрофные древесно-травяно-моховые и травяно-моховые болота в ложбинах стока, термокарстовых и суффозионных котловинах.
Зональная дифференциация болот отсутствовала. С продвижением на юг продолжительность пребывания болот в эвтрофной стадии возрастала. Заторфованность не превышала 5 Лисс О. Л 2003 . Среднегодовая температура колебалась от 0,6 до -8,0?С. Количество осадков не превышало 350 мм. Во второй половине бореала - 450-500 мм, климат несколько теплее Волкова В. С. и др 1989 . Атлантический период 8000-4500 лет. Характеризуется максимальным развитием лесной растительности.
Северная граница лесов достигала морской береговой линии. В начале атлантического периода в центральной части Западной Сибири были распространены березово-сосновые леса с елью. Около 7500 лет назад, после непродолжительного похолодания, на Обь-Иртышском междуречье стали преобладать березовые леса с елью и пихтой, а также с вязом по долинам рек. На песчаных почвах речных террас и ложбин древнего стока сформировались сосновые леса, которые с этого времени не претерпевали существенных изменений Бляхарчук Т. А. 1999 . Максимальное распространение темнохвойных и широколиственных приходится на конец атлантического - начало суббореального периода 6000-45000 лет. К этому периоду относится климатический оптимум голоцена в Сибири.
Годовое количество осадков 600-650 мм Волкова В. С. и др 1989 . Среднегодовые температуры достигали 1,2 1,5?С. Во вторую фазу потепления в условиях нарастающего дефицита влаги отмечается смещение южной границы лесной зоны к северу, которое, по некоторым оценкам, достигало 500-600 км Волкова и др 1989 . Смещение южной границы привело к формированию на месте современной южной тайги гемибореальных березовых и сосново-березовых лесов и лесных лугов - еланей.
Во влажные фазы атлантического периода шло активное формирование темноцветных карбонатных почв под влиянием карбонатных грунтовых вод и мелколиственными лесами с высокопродуктивным травостоем.
Гумусово-аккумулятивные горизонты этих почв сохранились в виде вторых гумусовых горизонтов дерново- подзолистых почв южной тайги имеющих возраст гумуса 7000 160 лет Добровольский Г. В. и др 1969 . В современных условиях такие почвы распространены на слабодренированных территориях сложенных карбонатными породами Васюганская равнина, где создаются условия повышенного гидроморфизма Уфимцева К. А 1964 Гаджиев И. М 1976 . В атлантический оптимум болотообразовательный процесс превратился из локального в локально-региональный. Заторфованность возросла до 15-20 . В пределах современных границ северной тайги и северной части средней тайги формировались плоские болота, в основном представленные комплексами сфагнового, травяно-сфагнового типа и в меньшей степени комплексами грядово-мочажинного типа. В южной части средней тайги значительные площади ещё занимали комплексы мезотрофных и эвтрофных древесно-травяно-моховых, травяно-моховых и травяных типов. На болотах южной части доминировали комплексы эвтрофного древесно-травяно-мохового, травяно-мохового и травяного типов Лисс О. Л 2003 . Суббореальный период 4500-2500 лет. Наиболее значительным было похолодание около 4500 лет назад.
На севере равнины распространяются березовые редколесья и тундры.
Южная граница лесной зоны мигрировала к югу на 200-300 км Волкова, 1999 , и на территории современной лесостепи были развиты березово-сосновые леса и заросли кустарниковых берез. В центральной части Западно-Сибирской равнины продолжали существовать сосново-березовые леса, широкое развитие получили кедрово-березовые и кедрово-сосновые леса Лапшина, 2003 . Потепление и сокращение количества осадков на юге лесной зоны вели к снижению роли темнохвойных пород и распространению сосново-березовых.
Наиболее заметным было потепление около 3500 лет назад, с которым было связано расселение липы, дуба, вяза по долинам рек Волкова В. С. и др 1989 . В самом конце суббореального периода вновь наступило относительное похолодание.
Болотообразовательный процесс, несмотря на климатические изменения в сторону уменьшения влажности, в силу саморазвития болотных систем, стал общерегиональным явлением. В средней тайге заторфованность возросла до 40 , а в южной до 30 . В северной тайге широкое распространение получают болотные комплексы озерково-грядово-мочажинного типа, в средней - грядово-мочажинного. В южной тайге значительные площади занимают болотные комплексы мезотрофного и евтрофного древесно-травяно-мохового типа Лисс О. Л 2003 . Процесс торфонакопления на уже существующих торфяниках характеризуется высокими темпами прироста торфа.
В целом, климат суббореального периода был близок современному Волкова В. С. и др 1989 . Субатлантический период последние 2500 лет. Отличается значительными и кратковременными колебаниями климата. Наиболее глубокое потепление приходится на его начало. В периоды потеплений климат приближался к современному. В центральной части Западной Сибири широкое распространение имели кедровые и кедрово-березовые леса. На юге лесной зоны произрастали березовые и сосново-березовые леса с участием ели и пихты, на крайнем юго-востоке - пихтовые и березово-сосново-лиственничные леса Лапшина Е. Д 2003 . Похолодания характеризовались обеднением состава древесной растительности в центральной части равнины, а на юге лесной зоны обусловили распространение березовых и березово-сосновых редколесий с кустарниковыми березками.
Наиболее сильным было похолодание около 400-500 лет назад малый ледниковый период, в течение которого увеличилось количество осадков, на юг продвинулись леса и многолетняя мерзлота, наличие которой фиксировалось в начале XX в. на Иксинском, Бакчарском, Кенгинском и Кенго-Чузакском болотах Томской губернии Рубчевский В 1908 , цит. по Жилиной Т. Н. 2004 . В лесной зоне продолжается активное аллохтонное заболачивание территорий.
Болотные экосистемы имеют тренд развития в сторону более гидрофильных типов, в южной тайге евтрофные рис. 7 и мезотрофные комплексы трансформируются в олиготрофные рис. 8 Лисс О. Л 2003 . Примерно 300 лет назад начался современный этап, характеризующийся общим потеплением и аридизацией климата.
Лапшина Е. Д. 2004 указывает на уменьшение водности болот на юге Западной Сибири, проявляющейся в залесении ранее открытых торфяников. Многие современные болотные фации с хорошо выраженным древесным ярусом не успели еще отложить собственного пласта торфа и развиваются на торфах более гидрофильных предшествующих фаций.
Для всего постатлантического времени наиболее характерны таежные типы почвообразовательных процессов, с которыми связано формирование лесных подстилок, подзолообразование, деградация гумусового профиля, элювиальное оглеение и заболачивание. Признаки деградации гумусового горизонта обнаруживаются в профилях большого спектра почв южной тайги и подтайги. В дерново-подзолистых почвах и дерново-глеевых остаточно- гумусовый горизонт хорошо выражен и отделен от современного гумусового горизонта.
В серых лесных почвах признаки остаточной гумусированности проявляются в сложном строение гумусового профиля более темной окраской его нижней части и увеличением здесь соотношения Сгк Сфк Гаджиев И. М 1982 Дюкарев А. Г 2003 . Голоценовая история Западно-Сибирских ландшафтов интересная и нелинейная. За 10000 лет геосистемы прошли развитие от криоаридных степей до современных лесоболотных ландшафтов, господствующими процессами в которых являются глеегенез и детритогенез.
Причем в первую половину голоцена детритогенез характеризовался более высокими показателями, чем во вторую Лисс О. Л 2003 . Это связано с некоторым ухудшением климатических показателей, но главным образом за счет олиготрофизации болот и уменьшения пространства, на котором могут развиться болота. Исследователями отмечаются смещения природных зон вслед за изменениями климата. Интересно указание Е. Д. Лапшиной 2003 на то, что смещения границ леса было не фронтальным, а связанным с внутренней перестройкой и изменениями в структуре растительных сообществ.
Например, лесостепные ландшафты с березовыми и сосново-березовыми лесами могут при похолодании и повышении увлажнения заменяться елово-пихтово-кедровыми лесами. Однако при этом леса эти будут наступать не фронтально, когда авангардные фитоценозы посылают семенной материал, развивающийся в сообщества с материнской физиономией и более южным положением и так далее, пока сохраняются благоприятные условия для мигрирующих сообществ. Темнохвойные леса будут наступать с вытесняющей диффузно-тыловой стратегией то есть из рефугиумов темнохвойной растительности в пределах лесостепной зоны. Это происходит путем расширения экологических ниш у одних и сужения их у других видов из местных флор и фаун. Рифугиумами могут быть долины речек с темнохвойными сообществами среди лесостепи, или подпологовые ярусы с угнетенными лиственными породами, парцеллы окон. Такой подход позволяет проще объяснить высокие скорости перемещения границ растительных зон в течение голоцена.
Описанные выше изменения факторов почвообразования определили Ильин Р. С 1930, Гаджиев И. М 1982 полигенетичность почвенного покрова Западной Сибири. 3. 4