Болота Западной Сибири их строение и гидрологический режим - Иванова К.Е., Новикова С.М.

{011} 01 - Краткий обзор исследований болот Западной Сибири
{019} 02 - Общая характеристика болотных ландшафтов
{033} 2.3. Основные типы болотных микроландшафтов
{047} 03 - Торфяная залежь болот и физико-механические свойства ее деятельного слоя
{075} 3.3. Водно-физические свойства деятельного слоя болот
{106} 3.4. Прочностные свойства торфяной залежи
{145} 5.2. Режим теплообмена в деятельном слое болот
{159} 5.3. Температурный режим торфяной залежи Западно-Сибирских болот
{225} 07 - Внутриболотные реки и некоторые особенности их гидрологического режима
{227} 7.2. Реки центральной части равнины
{256} 8.2. Озера северной части Западно-Сибирской равнины
{261} 8.3. Озера центральной части Западно-Сибирской равнины
{299} 8.4. Озера южной части Западно-Сибирской равнины
{307} 09 - Некоторые проблемы преобразования заболоченных территорий Западно-Сибирской равнины в связи с освоением се природных ресурсов
{309} 9.2. Мелиоративные мероприятия при обустройстве нефтяных и газовых месторождений
{311} 9.3. Промораживание болот естественным холодом для создания оснований под дороги и другие сооружения
{318} 9.4. Возможное преобразование структуры естественного ландшафта под влиянием подтоплений в речных системах
{320} 9.5. О влиянии возможного снижения уровней в речных системах на структуру естественного ландшафта
{321} 9.6. Влияние крупномасштабных осушительных мелиорации болот на тепловой режим и промерзание грунтов
{322} 9.7. Устойчивость болотных и болотно-озерных систем при преобразовании и освоении территорий
{330} 9.8. Опыт пионерного освоения болот на территориях нефтяных и газовых месторождений
{356} Таблица 1. Микроландшафт сфагново-кустарничково-сосновый. Болото в районе оз. Самот-Лор
{358} Таблица 2. Микроландшафт сфагново-кустарничковый, редко облесенный сосной. Болото в районе оз. Самот-Лор
{359} Таблица 3. Микроландшафт сфагново-кустарничковый, облесенный сосной, с отдельными понижениями. Болотный массив Мортымьинский
{360} Таблица 1. Для различных микроландшафтов
{361} Таблица 2. Низинные болота Барабинской низменности
{361} Таблица 3. Низинное болото в междуречье Ишима и Большой Тавы
{362} 4. Результаты лабораторных исследований связанной воды в образцах мохового очеса и слаборазложившегося торфа, отобранных из торфяной залежи верховых болот
{365} Таблица 1. Типологически однородные участки в составе комплексных микроландшафтов
{367} Таблица 3. Грядово-мочажинно-озерковый комплексный микроландшафт при различных процентных соотношениях площадей гряд, мочажин, озерков
{368} Таблица 4. Грядово-мочажинные комплексные микроландшафты при различных процентных соотношениях площадей гряд и мочажин
{369} Таблица 5. Грядово-озерковые комплексные микроландшафты при различных процентных соотношениях площадей гряд и озерков
{371} 6. Значения послойных и средних коэффициентов фильтрации торфяной залежи болотных микроландшафтов центральной части Западно-Сибирской равнины
{372} Таблица 2. Моховая и мохово-травяная группы микроландшафтов
{373} Таблица 3. Комплексная группа микроландшафтов
{375} 7. Коэффициенты фильтрации торфяной залежи болот южной части Западно-Сибирской равнины
{379} 8. Сведения об уровнях воды в различных микроландшафтах по данным наблюдений болотного поста в районе оз. Ленинградского
{383} Таблица 2. Болота междуречья Мулымьи и Малого Тетера
{386} 11. Среднемесячные уровни воды в сфагпово-кустарничковом, облесенном сосной микроландшафте за многолетний период, рассчитанные по данным наблюдений метеостанций
{390} 12. Уровни воды в различных болотных микроландшафтах
{395} 13. Сведения об уровнях воды на Узаклинском болотном массиве
{400} 16. Измеренные величины теплопотока в торфяных и минеральных почвогрунтах на заболоченных территориях Западно-Сибирской равнины
{400} Таблица 2. Суходольный участок в районе пос. Пангода с кустарничково-мохово-лишайниковой растительностью. Август 1972 г
{404} Таблица 5. Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиготрофных болот. Сфагново-кустарничково-сосновый микроландшафт
{406} 18. Суммарная солнечная радиация Q
{418} 22. Химический состав вод внутриболотных рек центральной части Западно-Сибирской равнины
{422} 23. Средние и характерные расходы воды некоторых внутриболотных рек южной части Западно-Сибирской равнины
{424} 24. Химический состав вод внутриболотных рек южной части Западно-Сибирской равнины в разные по водности годы
{444} 26. Характеристика озерной сети на некоторых речных водосборах Западно-Сибирской равнины
Автор: Иванова К.Е. Новикова С.М.
Теги: гидрология поверхностных вод гидрология суши геоморфология учение о формах земной поверхности палеонтология биология природоведение
Год: 1976
Похожие
Болота Западной Сибири, их роль в биосфере
Слово о болотах
Болотные системы Западной Сибири и их природоохранное значение
Гидрологические расчеты
Текст
                    

их строение
и гидрологический режим
ГЛАВНОЕ УПРАВЛЕНИЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ
ПРИ СОВЕТЕ МИНИСТРОВ СССР
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ
ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ
Болота
Западной Сибири,
их строение
и гидрологический режим
Под редакцией
К. Е. ИВАНОВА, С. М. НОВИКОВА
ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ ЛЕНИНГРАД 1976
Оглавление
Предисловие ........................................... 7
Введение .............................................. 9
1
Краткий обзор исследований болот Западной Сибири........................11
2
Общая характеристика болотных ландшафтов................................19
2.1.	Распределение болот по территории и геоморфологические условия
их залегания.........................................................  19
2.2.	Зональные особенности	болот........................................25
2.3.	Основные типы болотных	микроландшафтов.............................33
2.4.	Районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых олиготрофных
(сфагновых) болот......................................................39
3
Торфяиаи залежь болот и физико-механяческие свойства ее деятельного
слоя ...................................................................47
3.1.	Строение торфяной залежи...........................................47
3.2.	Строение деятельного слоя..........................................63
3.3.	Водно-физические свойства деятельного слоя болот...................75
3.4.	Прочностные свойства торфяной залежи..............................106
4
Уровеииый режим болот..................................................113
4.1.	Уровенный режим болот области распространения многолетней мерзлоты 113
4.2. Уровенный режим в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 117
4.3. Уровенный режим в зоне плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-
гипновых и лесных) болот...............................................130
4.4.	Уровенный режим в зоне вогнутых евтрофных (тростниковых) и засо-
ленных (травяных) болот.............................................. 133
5
Тепловой режим болот................................................   137
5.1.	Тепловые свойства торфяной залежи....................... .137
5.2.	Режим теплообмена в	деятельном слое	болот	.......	145
5.3.	Температурный режим	торфяной залежи	Западно-Сибирских	болот	159
5.4.	Промерзание торфяной	залежи...............................184
5.5.	Оттаивание торфяной	залежи................................196
'в
Тепловой баланс болот................................................,.199
6.1.	Радиационный баланс болот..................................•	 199
6.2.	Испарение с болот .	.	.	.	.	.	.................. 214
7
Внутриболотные реки и некоторые особенности их гидрологического
режима ...............................................................225
7.1.	Реки северной части равнины......................................226
7.2.	Реки центральной части равнины...................................227
7.3.	Реки южной части равнины.........................................244
8
Виутриболотиые озера .	  254
8.1.	Общая характеристика озер........................................254
8.2.	Озера северной части Западно-Сибирской равнины...................256
8.3.	Озера центральной части Западно-Сибирской равнины................261
8.4.	Озера южной части Западно-Сибирской равнины ......	299
9
Некоторые проблемы преобразования заболоченных территорий Западно-
Сибирской равнины в связи с освоением ее природных ресурсов ....	307
9.1.	О мелиорации заболоченных территорий в условиях освоения Западно-
Сибирской равнины....................................................307
9.2.	Мелиоративные мероприятия при обустройстве нефтяных и газовых
месторождений........................................................309
9.3.	Промораживание болот естественным холодом для создания оснований
под дороги и другие сооружения.......................................311
9.4.	Возможное преобразование структуры естественного ландшафта под
влиянием подтоплений в речных системах...............................318
9.5.	О влиянии возможного снижения уровней в речных системах на
структуру естественного ландшафта....................................320
9.6.	Влияние крупномасштабных осушительных мелиораций болот па теп-
ловой режим и промерзание грунтов....................................321
9.7.	Устойчивость болотных и болотно-озерных систем при преобразовании
и освоении территорий .............................................. 322
9.8.	Опыт пионерного освоения болот на территориях нефтяных и газовых
месторождений.............................,..........................330
Заключение	.....................................................335
Список литературы.....................................................337
Приложения	.....................................................345
1.	Краткая характеристика основных болотных микроландшафтов Запад-
ной Сибири	(южнее Сибирских Увалов)...................................347
2.	Объемный вес абсолютно сухого вещества (г/см3) в деятельном слое за-
лежи па различной глубине относительно СПБ (Экспериментальные дан-
ные по детальным исследованиям ГГИ, проведенным на болотах За-
падной Сибири)........................................................356
Таблица 1. Микролапдшафт сфагново-кустарпичково-сосновый. Болото
в районе оз. Самот-Лор..............................................356
Таблица 2. Микроландшафт сфагново-кустарничковый, редко облесен-
ный сосной. Болото в районе оз.	Самот-Лор..........................358
Таблица 3. Микроландшафт сфагново-кустариичковый, облесенный сос-
ной, с отдельными понижениями. Болотный массив Мортымьипский .	.	359
3.	Объемный вес .абсолютно сухого вещества (г/см3) в верхнем слое торфя-
ной залежи низинных болот. (По литературным источникам) .	.	.	360
Таблица 1. Для различных микролапдшафтов.......................  .	360
Таблица 2. Низинные болота Барабинской низменности (по данным
С. И. Долгова [67]).................................................361
Таблица 3. Низинное болото в междуречье Ишима и Большой Тавы
(по данным И. М. Голякова и П. И. Сребрянской [53]).................361
4.	Результаты лабораторных исследований связанной воды в образцах мо-
хового очеса и слаборазложившегося торфа, отобранных из торфяной
залежи верховых болот.................................................362
Таблица 1. В бассейне р. Мулымьи — притока р. Конды.................362
Таблица 2. Влагоемкость W (г/г абсолютно сухого вещества) сфагново-
го очеса при различном отрицательном гидростатическом давлении .	.	364
5.	Значения послойных коэффициентов водоотдачи £=/(z)..............365
Таблица 1. Типологически однородные участки в составе комплексных
микроландшафтов..................................................365
Таблица 2. Микроландшафты зоны олиготрофных (сфагновых) болот
Западно-Сибирской равнины ....................................... 366
Таблица 3. Грядово-мочажинно-озерковый комплексный микролапдшафт
при различных процентных соотношениях площадей гряд, мочажин,
озерков..........................................................367
Таблица 4. Грядово-мочажинные комплексные микроландшафты при
различных процентных соотношениях площадей гряд и мочажин .	.	368
Таблица 5. Грядово-озерковые комплексные микроландшафты при раз-
личных процентных соотношениях площадей гряд и озерков .	.	.	369
Таблица 6. Микролапдшафты зоны плоских евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипновых и лесных) болот и зоны вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот...........................370
6.	Значения послойных и средних коэффициентов фильтрации торфяной
залежи болотных микроландшафтов центральной части Западно-Сибир-
ской равнины.......................................................371
Таблица 1. Лесная и мохово-лесная группы микроландшафтов .	.	. 37!
Таблица 2. Моховая и мохово-травяная группы микроландшафтов .	. 372
Таблица 3. Комплексная группа микроландшафтов....................373
7.	Коэффициенты фильтрации торфяной залежи болот южной части За-
падно-Сибирской равнины............................................375
Таблица 1. Микролапдшафты Тармапского болотного массива .	.	.	375
Таблица 2. Болотные микролапдшафты зоны евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипновых) болот........................................•	376
Таблица 3. Болотные микролапдшафты зоны евтрофных и мезотрофных
осоково-гипновых и лесных болот (осредпенпые данные).............377
Таблица 4. Болотные микролапдшафты зоны вогнутых евтрофных
(тростниковых) и засоленных (травяных) болот.......................378
8.	Сведения об уровнях воды в различных микролапдшафтах по данным
наблюдений болотного поста в районе оз. Ленинградского ....	379
9.	Среднемесячные уровни воды......................................382
Таблица 1. Болотный массив, расположенный в бассейне р. Агана .	.	382
Таблица 2. Болота междуречья Мулымьи и Малого Тетера .... 383
10. Значения соответственных уровней для различных типов болотных
микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 384
11. Среднемесячные уровни воды в сфагново-кустарничковом, облесенном
сосной микроландшафте за многолетний период, рассчитанные по дан-
ным наблюдений метеостанций........................................386
12.	Уровни воды в различных болотных микролапдшафтах...............390
Таблица 1. Тарманский болотный массив (1960—1971 гг.) ....	390
Таблица 2. Баксинский болотный массив (1961 —1971 гг.) ....	392
Таблица 3. Карапузский болотный массив (1961—1971 гг.). Осушенный
болотный массив, засеянный многолетними травами................393
13.	Сведения об уровнях воды на Узаклинском болотном массиве .	.	.	395
14.	Значения соответственных уровней для различных типов болотных
микроладшафтов зоны плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-
гипновых и лесных) болот...........................................396
15.	Теплоемкость в зависимости от глубины уровня болотных вод (по дан-
ным В. В. Романова [171])..........................................398
16.	Измеренные величины теплопотока в торфяных и минеральных почво-
грунтах па заболоченных территориях Западно-Сибирской равнины 400
Таблица 1. Болотный массив в районе оз. Нумто, 1964 г..............400
Таблица 2. Суходольный участок в районе пос. Пангода с кустарнич-
ково-мохово-лишайниковой растительностью. Август 1972 г........400
Таблица 3. Мортымьинский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Грядово-мочажинный комплекс (гряда) ....	400
Таблица 4. Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Грядово-озерковый комплекс (гряда)..............401
Таблица 5. Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Сфагново-кустарничково-сосновый микроландшафт .	.	404
17.	Значения отношений теплопотока в торфяную залежь к радиационному
балансу для болот Западной Сибири (по данным экспедиционных
наблюдений)......................... ...........................405
18.	Суммарная солнечная радиация	Q -...............................406
19.	Эффективное излучение с болот.....................................409
20.	Основные сведения по гидрологической изученности малых внутрибо-
лотпых рек Западно-Сибирской равнины (по материалам экспеди-
ции ГГИ).............................................................412
21.	Средние и характерные расходы воды некоторых внутриболотных рек
центральной части Западно-Сибирской равнины (по материалам экс-
педиции ГГИ).......................................................  414
22.	Химический состав вод внутриболотных рек центральной части Запад-
но-Сибирской равнины.................................................418
23.	Средние и характерные расходы воды некоторых внутриболотных рек
южной части Западно-Сибирской равнины................................422
24.	Химический состав вод внутриболотных рек южной части Западно-
Сибирской равнины в разные по водности годы..........................424
25.	Основные сведения о морфометрии и морфологии внутриболотных рек
Западно-Сибирской равнины (по обследованиям экспедиции ГГИ) .	425
26.	Характеристика оз'ерпой сети на некоторых речных водосборах Запад-
но-Сибирской равнины.................................................444
27.	Сравнение толщин льда, вычисленных по зависимости (8.1) с наблю-
денными на оз. Ленинградское.........................................446
Предисловие
Западная Сибирь в настоящее время — это край несметных природ-
ных богатств и в первую очередь нефти, газа, торфа, древесины.
Открытие многочисленных месторождений нефти и газа (Самотлор-
ского, Федоровского, Медвежьего, Уренгойского и др.) в цент-
ральной и северной частях территории Западно-Сибирской равнины по-
ложило начало интенсивному развитию промышленности и гражданско-
го строительства в этом обширном сильно заболоченном регионе нашей
страны. Важную роль в ускорении роста производительных сил Запад-
ной Сибири сыграли XXIII и XXIV съезды КПСС, директивами которых
была определена задача создать на территории Западной Сибири круп-
ный народнохозяйственный комплекс на базе разведанных месторож-
дений нефти и газа, а также лесных богатств.
Ввиду специфических природных особенностей территории (высо-
кая заболоченность и обводненность при низких температурах воздуха
в течение большей части года) строительные нормы и правила произ-
водства работ, используемые в других районах страны, в рассматривае-
мом районе требуют корректировки и уточнения. Последнее возможно
лишь на основе проведения специальных исследований, учитывающих
особенности природных условий этой территории, и в первую очередь
почвенно-геологических, гидрологических и климатических, которые до
последнего времени еще слабо изучены.
Государственный гидрологический институт приступил к исследова-
нию гидрологического режима и строения болот Западной Сибири
в 1958 г. С этого года по 1960 г. экспедиционные работы, включающие
большой комплекс исследований (геоботанические, гидрологические, ме-
теорологические), проводились в южной части Западно-Сибирской рав-
нины (бассейны рек Туры, Оми, Баксы и Каргата), с 1964 г.— в цент-
ральной (район оз. Нумто, бассейны рек Конды, Пойка, Агана, между-
речья Ваха и Ватинского Егана, Пима и Тромъегана) и северной (ни-
зовье р. Таза, бассейн р. Правой Хетты) ее частях.
Полевые исследования осуществлялись большим коллективом ин-
женеров и техников отдела гидрологии болот и Западно-Сибирской эк-
спедиции ГГИ под руководством начальников экспедиций: П. К. Во-
робьева в 1958—1960 гг., С. М. Новикова в 1964 г., А. П. Богородицкого
в 1965—1968 гг., Ю. П. Азария в 1969—1974 гг. Научное руководство
экспедиционными исследованиями осуществлялось д-ром геогр. наук,
профессором К. Е. Ивановым и канд. техн, наук С. М. Новиковым.
С 1965 г. исследования болот центральной части Западно-Сибир-
ской равнины (районы нефтяных месторождений) ведутся по договору
с Главтюменнефтегазом. Причем разработка программ Западно-Сибир-
ской экспедиции ГГИ и обсуждение полученных результатов исследова-
7
ний ведется совместно с Гипротюменнефтегазом Миннефтепрома, яв-
ляющимся генеральным проектировщиком комплексного обустройства
нефтяных месторождений Западной Сибири.
Результаты перечисленных выше исследований легли в основу на-
стоящей монографии.
Отдельные разделы ее написаны: канд. техн, наук С. М. Новико-
вым — разд. 1, 4, 5, 7 — 9, п. 2.1, 3.1, 3.3, 3.4; д-ром геогр. наук К- Е. Ива-
новым — разд. 1, 9; канд. геогр. наук Е. А. Романовой — разд. 1, 2; канд.
геогр. наук Л. Г. Бавиной — п. 6.2; канд. техн, наук П. К- Воробьевым —
п. 3.2, 3.3; инж. Т. В. Качаловой — разд. 8; ст. инж, Л. А. Королевой —
п. 3.3.3; ст. инж. Л. В. Котовой — разд. 4, и. 5.4, 5.5; инж. Л. В. Москви-
ной— п. 5.2; ст. инж. Л. И. Усовой — п. 3.1, 3.4; канд. геогр. наук
К. И. Харченко — п. 6.1; ст, инж. Т. А. Цветановой — разд. 7.
В написании разд. 9 монографии принимал участие зам. главного
инженера института Гипротюменнефтегаз канд. техн, наук С. Н. Вас-
серман.
В обработке и подготовке материалов принимали участие ст. инж.
Ж. С. Гончарова, инженеры Л. В. Буш, Т. А. Кириллова.
В подготовке и просмотре рукописи большую помощь оказал канд.
геогр. наук | М. С. Протасьев~~|.
Научное редактирование монографии выполнено д-ром геогр. наук
профессором К. Е. Ивановым и канд. техн, наук С. М. Новиковым.
Введение
Западно-Сибирская равнина, занимающая площадь около
2 745 000 км2 и ограниченная с запада Уральскими горами, с севера
Карским морем, с востока р. Енисеем, с юга Кузнецким Алатау, пред-
горьями Алтая и Казахским мелкосопочником, по своим природным
условиям является уникальным районом земного шара. Главной отли-
чительной особенностью равнины является ее исключительно высокая
заболоченность, обусловленная климатическими и орографическими
условиями. Средняя заболоченность ее территории составляет около
50%, а отдельных районов (Сургутское Полесье, Васюганье, водосборы
рек Лямина, Пима, Агана и др.) — до 70—75%. В пределах равнины
насчитывается огромное количество озер. По приближенным данным,
полученным в ГГИ, общее число озер на рассматриваемой территории
превышает 800 тыс. Однако если учесть все имеющиеся на болотах во-
доемы площадью менее 1 га, то их число значительно возрастет. Нали-
чие среди болот бесчисленного множества озер создает своеобразный
болотно-озерный ландшафт на значительной части территории равнины.
В настоящее время северная часть Западной Сибири (к северу от
58-й параллели северной широты), характеризующаяся весьма высокой
заболоченностью, становится центром нефтегазодобывающей промыш-
ленности страны, способствующей бурному развитию всей экономики
этого богатейшего, но труднодоступного края и созданию здесь круп-
нейшего народнохозяйственного комплекса. На рассматриваемой терри-
тории сосредоточены огромные прогнозные запасы нефти и газа, около
10% лесных ресурсов страны, крупнейшие запасы железных руд и фор-
мовочных песков и каолина, в центральной и южной ее частях — об-
ширные площади богатых пойменных лугов.
Освоение природных ресурсов Западной Сибири, связанное с раз-
работкой нефтяных и газовых месторождений, строительством крупных
промышленных комплексов и населенных пунктов, прокладкой магист-
ральных нефте- и газопроводов, созданием путей сообщения (железных
и автомобильных дорог), улучшением водных путей, а также с реше-
нием вопросов по использованию лесных ресурсов, осушению болот и др.,
требует достаточно полной информации о природных условиях этой тер-
ритории, охватывающей различные физико-географические зоны.
Среди условий, определяющих выбор рациональных путей комплекс-
ного использования богатейших ресурсов Западно-Сибирской равнины,
ведущее место занимают гидрологические и метеорологические факто-
ры, под влиянием которых формируется водно-тепловой режим терри-
тории.
Гидрометеорологическая изученность равнины, особенно территории,
расположенной к северу от параллели г. Тобольска, весьма слабая. Гус-
9
тота стационарной гидрологической сети на реках рассматриваемой тер-
ритории в границах Ямало-Ненецкого и Ханты-Мансийского националь-
ных округов в 1,5 раза меньше, чем на территории, обслуживаемой Якут-
ским управлением Гидрометслужбы. По сравнению же с развитыми в хо-
зяйственном отношении районами страны густота гидрологической сети
северной половины Западно-Сибирской равнины в 30 раз меньше. Ввиду
малонаселенности края гидрологические посты приурочены в основном
к крупным и средним рекам. Реки с площадью водосбора менее 5000 км2
совершенно не изучены. Гидрологическая сеть на озерах и болотах этой
огромной территории практически отсутствует. Поэтому гидрометеоро-
логический режим обширных водораздельных пространств, занятых бо-
лотами, представляющими основной элемент ландшафта на всей тер-
ритории равнины, за исключением ее южных районов, до последнего
времени оставался совершенно не изученным. Как известно, именно бо-
лота определяют те трудные природные условия, в которых ведется
строительство и освоение богатств этого обширного края.
Данная монография является первой работой, в которой приводится
всесторонняя характеристика строения, природных свойств и гидроме-
теорологического режима обширных заболоченных территорий Запад-
но-Сибирской равнины и даются расчетные параметры гидрологических
элементов, которые могут быть использованы в практике проектирова-
ния, строительства и эксплуатации промышленных и хозяйственных объ-
ектов. В ней также рассматриваются перспективы мелиоративных работ,
возможные изменения природных процессов (заболачивание, осушение,
лесовозобновление и т. д.) при том или ином воздействии на водный
режим крупных и средних рек, а также некоторые пути использования
гидрометеорологических ресурсов при промышленном и хозяйственном
освоении края.
Ввиду значительных изменений в широтном направлении природных
условий равнины (климат, многолетняя мерзлота, характер заболочен-
ности) и различной гидрологической изученности разных районов ока-
залось наиболее целесообразным описание гидрографии и режима внут-
риболотных рек и озер (разд. 7, 8) вести отдельно для трех ее частей:
северной (южной границей, которой являются Сибирские Увалы), цент-
ральной (южная граница — параллель г. Тобольска) и южной. Наибо-
лее детальная характеристика природных условий заболоченных терри-
торий Западно-Сибирской равнины дана по ее центральной части, менее
детальная — по северной (зона многолетней мерзлоты).
1
Краткий
обзор исследований болот Западной Сибири
Начало исследований болот и заболоченных земель Западной Сиби-
ри 1 относится к концу XIX — началу XX столетия, когда при изучении
растительности и почв ее южной части были получены и характеристики
болот этой территории с позиций ландшафтоведения [54, 55, 109, 189].
До текущего столетия сведения о болотах Западно-Сибирской равнины
сводились в основном к описаниям их наличия в том или ином ее районе
и были опубликованы в отдельных изданиях, посвященных географиче-
ским и экономическим исследованиям.
Изыскания и мелиоративные работы, проведенные экспедицией
И. И. Жилинского в 1895—1904 гг. на заболоченных территориях, при-
легающих к Сибирской железной дороге, позволили собрать достаточ-
но детальные сведения о растительности и строении болот района Ба-
рабы и Нарымского края и высказать ряд положений о возможных пу-
тях их осушения и хозяйственного освоения [77].
Обследования земель южных районов Западно-Сибирской равнины,
включая и заболоченные земли, получили некоторое развитие в период
с 1913 по 1916 г. в связи с появлением проекта о переселении сюда
крестьян из Европейской части России. В это время по заданию Пере-
селенческого управления обследование земель проводилось в Барабе
П. Н. Крыловым (1913 г.), в западной части Нарымского края —
Д. А. Драницыным (1914, 1915 гг.), в Ишимском уезде Тобольской гу-
бернии— Б. Н. Городковым (1915, 1916 гг.), в Томской губернии —
Н. И. Кузнецовым (1915 г.). Целью этих обследований было выявление
наиболее пригодных для заселения земель, поэтому основное внимание
обращалось на изучение почв и растительности суходолов. Болота и за-
болоченные земли изучались лишь попутно. Полученные результаты
в отношении болот — их описания и характеристики,— содержатся в ра-
ботах [69, 70, 109].
Широкие и планомерные исследования болот Западной Сибири ста-
ли производиться только после Великой Октябрьской социалистической
революции, когда Советское государство приступило к комплексному
хозяйственному освоению природных богатств восточных райнов страны.
В 1923—1930 гг. исследуются болота южной части Западной Сибири.
По заданию Сибирского переселенческого управления в этих исследова-
ниях значительное участие принимает экспедиция Государственного лу-
гового института под руководством А. Я. Бронзова. За период с 1925 по
1 В настоящем обзоре наряду с гидрологическими исследованиями болот рассмат-
триваются также и тесно связанные с ними работы по геоботаническим, стратиграфи-
ческим, мелиоративным и некоторым другим обследованиям болотных ландшафтов.
11
1930 г. экспедиция обследовала Васюганские болота и собрала уникаль-
ный материал по растительному покрову и стратиграфии торфяной за-
лежи, по геологии, почвам и гидрографии этой обширной территории.
Главной целью указанной экспедиции являлось изучение болот, и в этом
отношении она была первой в Западной Сибири. Полученные ею резуль-
таты опубликованы А. Я. Бронзовым [22, 23], М. К. Барышниковым [15]
и Р. С. Ильиным [94].
Несколько позже в других районах Западной Сибири — Барабе и за-
падной части лесостепи — производила работы другая экспедиция под
руководством М. И. Нейштадта (1932, 1936 гг.), А. А. Генкеля и
П. Н. Красовского (1937 г.). В задачу этой экспедиции входило иссле-
дование типов болот и определение запасов торфа. Полученные данные
были использованы при составлении справочника торфяного фонда и
установлении закономерностей размещения типов торфяных месторожде-
ний на территории Барабы и западной части лесостепи. Некоторые ре-
зультаты, в частности оценка технических свойств торфяной залежи
займищ и рямов Барабы с описанием стратиграфии и возраста залежей,
опубликованы [41, 137].
В 30-х годах на севере Западной Сибири Институтом полярного зем-
леделия проводились работы по выявлению кормовых угодий и оленьих
пастбищ. Исследования, выполненные на полуостровах Ямал —
В. Н. Андреевым, Гыданском — Б. Н. Городковым и Малый Ямал —
В. С. Говорухиным, дали первые сведения о строении болот этого
района [48, 57, 58].
В связи с разработкой проекта сельскохозяйственного освоения Ба-
рабы Министерство сельского хозяйства СССР совместно с рядом на-
учно-исследовательских организаций (Почвенный институт АН СССР,
Всесоюзный и Северный научно-исследовательские институты гидротех-
ники и мелиорации и др.) создало специальную Барабинскую экспеди-
цию, которая в период 1944—1951 гг. выполнила большие изыскатель-
ские, научно-исследовательские и проектные работы и получила ценные
данные по климату, геологии, гидрографии, растительности, промышлен-
ности, сельскому хозяйству и другим характеристикам территории Ба-
рабы. Значительное место в этих исследованиях было отведено изучению
болот и заболоченных земель, проводившемуся по широкой программе
(выяснялись условия образования и типы болот, основные закономерно-
сти их территориального размещения и т. д.). Некоторые результаты
этой экспедиции, касающиеся вопросов генезиса и развития займищно-
рямовых болот, опубликованы в работе М. С. Кузьминой [112, 113], обоб-
щение же всех материалов, полученных экспедицией, в том числе и по
болотам Барабы, сделано в монографии А. Д. Панадиади [152]. В моно-
графии рассматриваются причины образования болот, дается описание
различных их типов с характеристикой торфяной залежи и водного пи-
тания.
На болотах центральной части Западной Сибири большие исследова-
ния в целях выявления торфяных месторождений были проведены в
1951—1956 гг. торфоразведочными экспедициями Гипроторфразведки
под руководством П. Е. Логинова и С. Н. Тюремнова. За указанные
шесть лет обследована (с применением аэрометодов) огромная терри-
тория Западно-Сибирской равнины в зонах лесостепи и тайги. Получен-
ные экспедициями результаты, опубликованные в работах [121, 122, 194],
послужили основой для районирования торфяного фонда Западной
Сибири.
12
В последующие 1961—1971 гг. аналогичные работы продолжает вес-
ти в бассейнах рек Тромъегана, Ваха, Кети, Васюгана Геолторфразвед-
ка под руководством А. В. Предтеченского.
В Томской области в течение многих лет выполняются геоботаниче-
ские обследования болот учеными Томского государственного универси-
тета им. В. В. Куйбышева Л. В. Шумиловой, Ю. А. Львовым и Г. Г. Ясно-
польской. В результате этих работ собран и обобщен большой материал
по растительному покрову и строению болот этой части Западно-Сибир-
ской равнины [127, 128, 208, 209].
Значительный вклад в дело изучения болот Западной Сибири внесен
Красноярским институтом леса и древесины СО АН СССР. Под руко-
водством Н. И. Пьявченко и его учеников Ф. 3. Глебова и М. Ф. Ели-
зарьевой были осуществлены комплексные исследования лесных биогео-
ценозов на болотах и заболоченных территориях этой части Сибири для
разработки мероприятий по повышению их продуктивности [46,
47, 73].
Исследования болот Западно-Сибирской равнины, связанные с изу-
чением их типологии, процесса заболачивания и возраста, ведутся Ин-
ститутом географии АН СССР. В работах Н. Я- Каца и М. И. Нейштад-
та [105, 140] дано районирование болот этой обширной территории, при-
ведены данные об абсолютном возрасте болот. Несмотря на то что эти
сведения об абсолютном возрасте болот (10 000—11 000 лет) получены
по единичным определениям, они представляют большой научный и
практический интерес.
Гидрологические исследования болот Западной Сибири начались
в 1958 г. с комплексных работ Западно-Сибирской экспедиции Государ-
ственного гидрологического института на гипново-осоковых и тростни-
ково-рямовых болотах лесостепной зоны. Руководителями указанных
работ являлись К. Е. Иванов, С. М. Новиков, В. В. Романов, Е. А. Ро-
манова, П. К. Воробьев. Эти исследования велись по программе, вклю-
чающей изучение типологии и морфологии болот, строения торфяной
залежи, уровенного режима, стока с болот и малых речных водосборов,
испарения, теплового режима и радиационного баланса, водоотдачи
торфяной залежи и метеорологического режима болот. В 1958—1959 гг.
такие экспедиционные работы проводились на Тарманском болотном
массиве (около г. Тюмени), в 1959 г.— на Талагульском и Узаклинском
болотных массивах в районе г. Барабинска (бассейн р. Оми), в 1960 г.—
на Баксинском болотном массиве, находящемся в верховьях рек Баксы
и Каргата, в 1962 г.— на болотных массивах, расположенных вдоль же-
лезной дороги Ивдель-Обь (Полуночное — Нары-Кары), в 1963—1964 гг.
в районе оз. Нумто и в бассейне р. Пима (Ханты-Мансийский националь-
ный округ).
Наиболее интенсивно и всесторонне исследования болот и заболочен-
ных земель Западной Сибири стали развиваться в последнее десятиле-
тие в связи с началом освоения открытых в ее пределах месторождений
нефти и газа, расположенных в большинстве случаев на территории бо-
лот и заболоченных земель. Начиная с 1964 г. к изучению болот, нахо-
дящихся в районах нефтяных месторождений Западной Сибири, присту-
пил Гипротюменнефтегаз, позднее — Тюменский инженерно-строитель-
ный институт, Калининский политехнический институт, Научно-исследо-
вательский институт оснований и подземных сооружений, Омский фи-
лиал Союздорнии и др.
13
Наиболее крупные работы по изучению инженерно-строительных осо-
бенностей заболоченных территорий Среднего Приобья ведутся Гипро-
тюменнефтегазом под руководством Я. М. Кагана, С. Н. Вассермана,
В. Л. Трофимова, Н. В. Табакова, Т. В. Леменкова. Результаты этих ис-
следований опубликованы в многочисленных работах [27, 28, 93, 95, 188].
Исследования физико-механических свойств торфяной залежи сибир-
ских болот, выполняемые Калининским политехническим институтом,
ведутся под руководством Л. С. Амаряна [2—5]. Работы перечисленных
выше институтов направлены в основном на решение ряда практических
задач, непосредственно связанных со строительством на болотах и за-
болоченных землях: обустройство нефтяных месторождений, инженер-
ная подготовка территорий под гражданское строительство, прокладка
нефтепроводов и различного рода коммуникаций и т. д. В период 1965—
1973 гг. экспедиция Государственного гидрологического института про-
должала выполнять комплексные исследования на болотах в районах
нефтяных и газовых месторождений: Тетеревско-Мортымьинского (бас-
сейн р. Конды), Правдинского (бассейн р. Пойка) Самотлорского (меж-
дуречье Ваха и Ватинского Егана), Варьеганского (бассейн р. Агана),
Федоровского (бассейн р. Тромъегана), Медвежьего (бассейн р. Нады-
ма), Тазовского (низовья р. Таза).
Продолжительность и программа экспедиционных работ на разных
месторождениях не были полностью одинаковыми и зависели от целого
ряда условий: размера месторождений, характера природных объектов,
срока ввода месторождений в эксплуатацию и т. д.
Материалы этих исследований позволили не только осветить законо-
мерности строения и водно-теплового режима болот, рек и озер указан-
ных выше районов месторождений, но и разработать ряд практических
рекомендаций по вопросам, относящимся к строительству и эксплуата-
ции нефтепромыслов в тяжелых природных условиях (высокая заболо-
ченность и обводненность территорий), в том числе по устройству дорог
на болотах, продлению периода бурения скважин в теплый период года,
методам освоения участков месторождений, расположенных под сред-
ними и крупными внутриболотными озерами, и др.
Полученные результаты исследований частично были опубликованы
в 1963—1971 гг. в работах К. Е. Иванова, С. М. Новикова, В. В.,Рома-
нова, Е. А. Романовой, П. К. Воробьева [13, 32, 35, 84, 86, 88, 89, 141,
145, 176, 177, 179, 182].
Заложенные и оборудованные экспедицией ГГИ болотные и речные
посты и гидрометеоплощадки после завершения экспедиционных поле-
вых работ передаются местным управлениям гидрометслужбы, которые
продолжают начатые наблюдения по стандартным программам, преду-
смотренным Наставлениями Гидрометслужбы.
Сведения о гидрологических работах, выполненных и выполняемых
в настоящее время учреждениями Гидрометслужбы в Западной Сибири,
приведены в табл. 1.1. В этой таблице содержатся данные, характери-
зующие состояние экспедиционных и стационарных исследований болот
рассматриваемого региона.
Помимо болотных станций и постов Гидрометслужбы на территории
Западно-Сибирской равнины работает ряд стационаров других ведомств,
на которых в той или иной мере ведутся гидрологические наблюдения.
Западно-Сибирским филиалом ВНИИГиМ в Тюменской области
в 1968—1969 гг. были заложены два опытных участка на торфяных поч-
вах: один— площадью 3 га в совхозе „Салаирский" (1968 г.), другой —
14
Таблица 1.1
Сведения о гидрологических работах, проводимых Гидрометслужбой на болотах
Западной Сибири
Зона	Наименование болотного массива	Местоположе- ние болотного массива	Период наблюдений		Состав экспедиционных исследований
			экспедицион- ных	стационар- ных	
Полиго- нальных болот	Без назва- ния	Бассейн р. Таза, в 5 км юго- западнее пос. Тазов- ского	VII—VIII 1971		Теплобалансовые иссле- дования. Маршрутные геоботанические и стратиграфические об- следования
Плоско- бугрис- тых болот	Без назва- ния	Бассейн р. Правой Хетты	VI—VIII 1972, VI—VIII 1973	—	То же
Крупно- бугрис- тых бо- лот	Без назва- ния	Район оз. Нумто	VII—IX 1964	С 1965 г. болотный пост Нумто Омского УГМС	»
Выпук- лых олиго- трофных (сфагно- вых) бо- лот	Мортымь- инский, Те- теревский, Супринский	Бассейны рек Мулы- мьи и Боль- шого Тете- ра	1965, 1966	С 1966 г. болотный пост Супра Омского УГМС	Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования. Теплобалансовые и водно-физические ис- следования. Гидроло- гические наблюдения на болотах, а также на реках Большом Тетере, Мортымье, Супре
	Пим-Тромъ- еганский	Водораздел рек Пима и Тромъегана	VII—IX 1964, VI—IX 1972, III—IX 1973		Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие о бследования. Гидрографические об- следования виутри- болотных рек и озер. Гидрофизические ис- следования торфяной залежи. Наблюдения на реках (Меудек-Яун, Моховая) и озерах (Вать-Лор, Безымян- ное)
	Самотлор- ский	Между- речье Ваха и Ватииско- го Егана	1967—73		Маршрутные геобота- нические и стратигра- фические обследования болот; гидрографичес- кие обследования рек и озер; теплобалансо- вые и водно-физичес- кие	исследования; гидрологические на- блюдения на болот- ных водотоках (Боль-
15
Продолжение табл. 1.1
Зона	Наименование болотного массива	Местоположе- ние болотного массива	Период наблюдений		Состав экспедиционных исследований
			экспедицион- ных	стационар- ных	
Выпуклых олиго- трофных (сфагно- вых) болот					шой Еган, Быстрый) и озерах (Ленинград- ское, Самот-Лор, Кы- мыл-Эмтор, Проточ- ное)
	Без назва- ния	Бассейн р. Агана, район оз. Сымту-Лор	VI 1970— X 1972		Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; гидрофизические ис- следования торфяной залежи; гидрографи- ческие обследования рек и озер; гидроло- гические наблюдения на болоте, реках (Сымту, ручьи) и оз. Сымту-Лор
	Без назва- ния	Бассейн р. Пойка	V—IX 1966		Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования болот; гидрографичес- кие	обследования внутриболотных рек
	Нововасю- ганский	Бассейн р. Васюгана	V—IX 1966	С 1968 г. болотный пост Новый Васюган За- падно-Си- бирского УГМС	
	Ильюшинс- кий	Бассейн р. Кети	V—IX 1966	С 1970 г. болотный пост Охот- база «Ин- гузет» За- падно-Си- бирского УГМС	
	Васюганс- кий	Бассейн р. Нюроль- ки	V—IX 1966	С 1968 г. болотный пост «мыль- джино» За- падно-Си- бирского УГМС	
Плоских евтроф- ных и мезо- т$офных	Тарманский	Бассейн р. Туры	1958, 1959	С 1959 г. болотная станция Тю- мень Омско- го УГМС	Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; гидрографические об- следования; теплоба-
16
Продолжение табл. 1.1
Зона	Наименование болотного массива	Местоположе- ние болотного массива	Период наблюдений		Состав экспедиционных исследований
			экспедицион- ных	стационар- ных	
(осоково- гипновых и лесных) болот					лансовые и гидрофи- зические исследова- ния; гидрологические наблюдения на боло- те, реках (Ахманка, Бухталка, Айга, Кап- ланка) и оз. Среднем Тарманском
	Баксинский	Водораздел рек Баксы н Каргата	VI—IX 1960	Болотный пост Коно- валовка За- падно-Си- бирского УГМС. Пе- риод дей- ствия 17/IV-61 — 23/V-71	Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; теплобалансовые ис- следования; гидрогра- фические обследова- ния рек; гидрологи- ческие наблюдения на болоте, реках Баксе и Каргате
Вогнутых евтроф- ных (тростни- ковых) и засолен- ных (тра- вяных) болот	Узаклин- ское	Бассейн р. Оми	V—IX 1959	С 1968 г. болотный пост Жар- ково Запад- но-Сибир- ского УГМС	Геоботанические н стра- тиграфические обсле- дования; гидрографи- ческие обследования рек; гидрологические наблюдения на боло- те, реках; гидрофизи- ческие исследования
		Бассейн р. Оми	V—IX 1959	С 1968 г. болотный пост Патю- каново За- падно-Си- бирского УГМС	
	Карапузское (осушенное)	Бассейн оз. Сартлан		С 1961 г. болотный пост Убин- ское Запад- но-Сибирс- кого УГМС	
площадью 14 га в колхозе „Свободный труд” (1969 г.). На этих участках
проводится изучение водно-теплового режима осушенных низинных тор-
фяников, условий и характера работы осушительных систем.
Другой опытно-мелиоративный стационар был заложен СевНИИГиМ
в Барабе на Убинском болотном массиве (Убинская ОМС).
Учреждениями Академии наук СССР в Западной Сибири открыты
пять стационаров:
1)	Томский — в Тимирязевском районе Томской области (работы ве-
дутся регулярно с 1960 г.);
2)	Бакчарский — в Бакчарском районе Томской области (работы
ведутся с 1963 г.);
17
3)	„Плотникове” — в Томской области на отрогах Васюганского бо-
лота (работает с 1956 г.);
4	и 5) „Харп” и „Ходыта” — в Тюменской области северо-западнее
пос. Лобытнанги (работы ведутся с 1970 г.).
Первые два стационара принадлежат Красноярскому институту леса
и древесины СО АН СССР. Здесь работы ведутся на лесных болотах.
Стационар „Плотникове” находится в ведении Ботанического сада СО
АН СССР г. Новосибирска. Стационары „Харп” и „Ходыта” принадле-
жат Институту экологии растений и животных Уральского научного
центра АН СССР.
2
Общая
характеристика болотных ландшафтов
2.1.	Распределение болот по территории и геоморфологи-
ческие условия их залегания
Западно-Сибирская равнина, расположенная в климатических зонах
избыточного, неустойчивого и недостаточного увлажнения, является уни-
кальным районом по широте охвата ее территории процессами болото-
образования и торфонакопления. Хорошо известно, что торфонакопле-
ние представляет собой результат двух противоположных по своему ха-
рактеру процессов: прироста органической массы живого растительного
покрова и разложения отмирающих частей растений. От соотношения
интенсивностей этих двух процессов зависит быстрота роста торфяной
залежи, причем необходимым условием для торфонакопления является
преобладание количества ежегодного прироста органической массы над
количеством ежегодно разлагающегося растительного материала. Ин-
тенсивность указанных процессов зависит, с одной стороны, от водного
режима в верхних горизонтах почво-грунтов, а с другой — от темпера-
турного режима и продолжительности вегетационного периода [83, 193].
Поскольку водный режим любого участка поверхности суши в естест-
венном состоянии определяется климатическими и гидрогеологическими
условиями, рельефом поверхности и составом почво-грунтов, а темпера-
турный режим на поверхности суши и в почво-грунтах в основном зави-
сит от климата, совместное действие этих факторов создает благоприят-
ные или, наоборот, неблагоприятные условия для болотообразования.
Вследствие исключительно равнинного рельефа междуречных ре-
гионов общая заболоченность рассматриваемой территории Западной
Сибири (рис. 2.1) находится в тесной зависимости от соотношения кли-
матических элементов водного баланса: осадков и испарения.
В зоне избыточного увлажнения, где норма осадков значительно пре-
вышает норму испарения с поверхности суши и поэтому верхние гори-
зонты почво-грунтов более или менее постоянно увлажнены, процессы
болотообразования имеют наибольшее развитие. Здесь распространены
полигональные, плоскобугристые, крупнобугристые и олиготрофные
сфагновые болота. Они занимают большую часть обширных междуреч-
ных пространств и располагаются не только в понижениях местности, но
и покрывают сплошным торфяным плащом повышенные ее участки, об-
разуя современные речные водоразделы. Размещение болот относитель-
но речной сети в пределах этой зоны показано на рис. 2.2 (врезки).
В зоне неустойчивого увлажнения, где норма осадков близка к нор-
ме испарения с суши, болота имеют меньшее распространение. В этой
19
Рис. 2.1. Карта-схема распределения болот на территории Западно-Сибирской
равнины.
/ — болота, 2 — реки.
зоне с плоскими евтрофными и мезотрофными (осоково-гипновыми и
лесными) болотами в создании избыточного увлажнения верхних слоев
почво-грунтов существенную роль начинает играть приток поверхност-
ных вод и поэтому болота приурочены преимущественно к отрицатель-
ным элементам рельефа — котловинообразным бессточным понижениям,
озерным котловинам и речным долинам. Расположение болот относи-
20
Рис. 2.2. Границы болотных зон Западно-Сибирской равнины.
1 — зона полигональных болот, 2 — зона плоскобугрнстых болот, 3 — зона крупнобугристых болот,
4 — зона выпуклых 'олиготрофных (сфагновых) болот, 5 — зона плоских евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипиовых н лесных) болот, 6 — зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных
(травяных) болот; на врезках: 7 — суходол, 8 — болото; 9 — граница Западно-Снбнрской равнины н
болотных зон, 10 — северная граница распространения отдельных крупнобугрнстых болот, It —
тельно речной сети в рассматриваемой зоне показано на рис. 2.2
(врезка).
В зоне недостаточного увлажнения, где испаряемость значительно
превосходит величину атмосферных осадков, болота занимают неболь-
шую площадь. Развитые здесь евтрофные (тростниковые) и засоленные
(травяные) болота встречаются в древних долинах рек и глубоких впа-
динах. На этих участках избыток влаги в верхних слоях почво-грунтов
создается в результате разливов рек, весенними и дождевыми поверх-
ностноприточными водами или, наконец, благодаря выходу на поверх-
ность грунтовых вод. Размещение болот относительно речной сети
в этой зоне показано на рис. 2.2 (врезка). В зонах избыточного и не-
устойчивого увлажнения болота могут оказывать заметное влияние на
водный режим этих территорий в целом.
Если заболоченность Западно-Сибирской равнины, как было указа-
но выше, определяется в основном соотношением климатических эле-
ментов водного баланса, то ее заторфованность в значительной мере за-
висит от температурного режима территории и геоморфологических
условий залегания болотных массивов и отдельных их участков. Низкие
температуры воздуха и почвы в вегетационный период не способствуют
росту растений, поэтому ежегодный прирост растительной массы в райо-
нах с холодным климатом весьма мал. Вместе с тем в таких районах и
разложение растительных остатков протекает медленно. С повышением
среднегодовых температур, а также температур и продолжительности
вегетационного периода ежегодный прирост растительной массы увели-
чивается; одновременно повышается и интенсивность разложения орга-
нического материала. Однако изменения скорости прироста раститель-
ного материала и интенсивности его разложения с изменением темпе-
ратурных условий происходят не в равной мере. В зоне избыточного
увлажнения при достаточно высокой влажности поверхностного слоя
почво-грунтов рост интенсивности процесса разложения идет медленнее,
чем увеличение прироста растительной массы, и поэтому средняя ско-
рость торфонакопления увеличивается по мере перемещения к югу. Ко-
личественное соотношение прироста и разложения растительной массы
проявляется в изменении средних глубин торфяных отложений, которое
прослеживается при переходе из районов с холодным арктическим и суб-
арктическим климатом в районы с умеренным климатом. Наибольшая
разница в интенсивности указанных процессов наблюдается в южной
половине зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот, где сред-
ние толщины торфяных залежей достигают максимальных значений.
При дальнейшем же продвижении к югу в связи с повышением темпера-
туры воздуха в условиях относительно сухого климата интенсивность
распада органических остатков возрастает быстрее по сравнению с уве-
личением ежегодного прироста растительной массы, благодаря чему
средние глубины торфяных отложений начинают постепенно убывать.
Таким образом, при некотором определенном соотношении основных
климатических факторов (увлажненности территории и ее температур-
ного режима) создаются оптимальные условия для накопления торфа.
В Западной Сибири последние наблюдаются в южной части зоны выпук-
лых олиготрофных болот, где процесс болотообразования и торфона-
копления достигает своего наибольшего развития.
Для определения интенсивности торфонакопления необходимо рас-
полагать данными о глубинах торфяной залежи и абсолютном возрасте
слагающих ее торфов. Сведения о мощности залежи по Западной Сиби-
22
ри имеются в достаточном количестве, особенно по болотам лесной и ле-
состепной зон, в то время как данные об абсолютном возрасте болот
этой территории практически отсутствуют. Известны лишь отдельные
измерения возраста болот, проведенные под руководством С. Н. Тюрем-
нова [194], Н. И. Пьявченко [162] и М. И. Нейштадта [140].
Согласно данным об абсолютном возрасте торфов придонных слоев,
полученным М. И. Нейштадтом по образцам, отобранным на берегу
Иртыша севернее Тобольска, заболачивание Западно-Сибирской равни-
ны началось около 10—11 тыс. лет назад [140]. По последним дан-
ным определения абсолютного возраста придонных слоев торфа по об-
разцам, взятым Западно-Сибирской экспедицией в районе Сургутского
Полесья (2 пункта отбора), возраст болот1 близок к 9 тыс. лет, т. е.
практически совпадает с данными, полученными М. И. Нейштадтом.
По данным той же экспедиции, абсолютный возраст придонных слоев
залежи болот, расположенных на Сибирских Увалах (1 пункт отбора)
и в бассейне р. Правой Хетты (1 пункт отбора), равен соответственно
7 и 5 тыс. лет. Интенсивность торфонакопления, вычисленная по упомя-
нутым выше определениям возраста, приведена в табл. 2.1. Если резуль-
таты определения возраста торфов распространить на всю территорию
равнины и допустить, что ее заболачивание началось практически одно-
временно по всей площади территории и одновременно на отрицатель-
ных и положительных элементах рельефа, то можно в первом прибли-
жении определить (путем деления средней глубины залежи на принятый
Таблица 2.1
Интенсивность торфонакопления на территории Западно-Сибирской равнины
Болотная зона	Глубина торфяной залежи, м		Интенсивность торфонакоп- ления при возрасте болот 10 тыс. лет, мм/гол		Интенсивность торфонакопле- ння (по образ- цам торфа, взятым экспе- дицией ГГИ), мм/год
	средняя	наиболь- шая	средняя	наиболь- шая	
1	1 2	1 3	1 4	5	6
1. Полигональных болот	0,5	1,5*	0,05	0,15	—
2. Плоскобугристых болот	0,8	3,0*	0,08	0,30	0,26
3. Крупнобугристых болот	1,0	3,0*	0,10	0,30	0,40
4. Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот	2,4	10,0	0,24	1,00	0,38
5. Плоских евтрофных и ме- зотрофных (осоково-гип- новых и лесных) болот	1,7	4,0	0,17	0,40		
6. Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засолен- ных (травяных) болот	1,2	2,0	0,12	0,20	 —
Примечания: 1. Глубина определена по данным измерений, выполненных
в зонах 1—3 экспедицией ГГИ, 4—6 — экспедициями ГГИ и Геолторфразведки.
2. За наибольшую глубину принята максимальная из измеренных величин.
3. Данные, полученные по рекогносцировочным исследованиям экспедиции ГГИ,
отмечены знаком звездочки *.
1 Определение абсолютного возраста выполнено в лаборатории геохронологии
НИГЭИ ЛГУ.
23
абсолютный возраст болот 10 тыс. лет) среднюю во времени и простран-
стве скорость торфонакопления в разных болотных зонах Западной
Сибири.
По данным табл. 2.1 (графа 4), средняя интенсивность торфонакоп-
ления на территории Западно-Сибирской равнины при таком варианте
процесса заболачивания изменяется в широких пределах: от 0,05 до
0,24 мм/год. Наименьшее из этих значений относится к Крайнему Се-
веру (полигональные болота), а наибольшее — к южной части лесной
зоны (олиготрофные болота). Приведенные в таблице средние значения
интенсивности торфонакопления позволяют также судить и об интен-
сивности заболачивания в разных частях Западной Сибири. Следует,
однако, иметь в виду, что при упомянутой выше схеме процесса забола-
чивания интенсивности торфонакопления в положительных и отрица-
тельных формах рельефа сильно различаются вследствие большой раз-
ницы в глубинах торфяной залежи. Последнее трудно объяснимо, хотя
некоторые различия в скорости торфонакопления в понижениях и повы-
шениях рельефа могли быть обусловлены неодинаковым увлажнением
поверхности торфяных отложений.
Возможно и, по-видимому, более вероятно допустить, что заболачи-
вание Западно-Сибирской равнины происходило другим путем: одно-
временно по всей территории, но начиная с отрицательных форм релье-
фа. В таком случае на повышенных участках рельефа торфонакопление
должно было начаться значительно позже. При этом варианте забола-
чивания территории Западной Сибири большая разница в толщине тор-
фяной залежи в каждой из ее климатических зон может быть объяснена
именно этим обстоятельством. Тогда о максимальной интенсивности
торфонакопления на Западно-Сибирской равнине во времени и в прост-
ранстве можно судить по данным графы 5 табл. 2.1, полученным путем
деления максимальных (измеренных) толщин торфяной залежи на при-
нятый возраст болот (10 тыс. лет).
Максимальная интенсивность торфонакопления, полученная по наи-
большим измеренным глубинам залежи (табл. 2.1), характеризует влия-
ние на этот процесс не только климатических факторов (температуры,
влажности), но в значительной степени и характера первоначального
рельефа местности. Наличие в рельефе местности положительных (хол-
мы, бугры и т. п.) и отрицательных (котловины, впадины и т. п.) форм
обусловливает различное увлажнение верхних слоев почво-грунтов на
разных участках суши и торфяной залежи в процессе ее развития, что
является одной из главных причин пространственной неравномерности
процесса торфонакопления при одних и тех же климатических условиях.
Наибольшая интенсивность торфонакопления на площади Западно-Си-
бирской равнины изменяется от 0,15 мм/год в зоне полигональных бо-
лот до 1,00 мм/год в южной части зоны олиготрофных болот. Распола-
гая столь скудными данными о возрасте торфяных залежей Западной
Сибири, нельзя получить достаточно полную характеристику интенсив-
ности процесса торфонакопления в ее разных болотных зонах и на раз-
личных элементах мезорельефа. Для этого в дальнейшем потребуются
более широкие определения абсолютного возраста торфяных отложений
с учетом их расположения в болотных системах и климатических зонах.
В результате торфонакопления произошло выравнивание „первично-
го” мезорельефа Западно-Сибирской равнины, особенно в районе наи-
большего развития болотообразования — в зоне олиготрофных болот,
занимающей 46% всей равнины; здесь сплошной торфяной плащ по-
24
крывает большинство водораздельных пространств, создавая относи-
тельно ровный современный мезорельеф поверхности.
В процессе торфонакопления происходит накопление и консервация
значительных масс воды на поверхности суши. По данным С. Л. Венд-
рова и М. И. Иейштадта [29, 140], в болотах Западной Сибири сосредо-
точено до 1000 км3 воды. По материалам же, полученным Государст-
венным гидрологическим институтом, количество воды в торфяной за-
лежи сибирских болот, расположенных южнее Сибирских Увалов, со-
ставляет около 994 км3, причем 218 км3 в несвязанном состоянии. Пред-
ставление о распределении запасов воды в торфяной залежи по болот-
ным зонам Западной Сибири дает табл. 2.2.
Таблица 2.2
Запасы воды в болотах Западно-Сибирской равнины, расположенных южнее
Сибирских Увалов
Болотная зона	Площадь болот, км2	Средняя глу- бина торфяной залежи, м	Запас воды в торфяной залежи, км3	
			несвязанная вода	общий запас воды
Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот	373 094	2,4	198,0	901,7
Плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) бо- лот	63 152	1,7	13,3	68,9
Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот	37 929	1,2	6,7	23,4
Всего по трем зонам			218,0	994,0
2.2.	Зональные особенности болот
Ниже рассматриваются характерные особенности болотных ланд-
шафтов в различных болотных зонах Западно-Сибирской равнины.
Н. Я- Кац [103] выделяет здесь семь болотных провинций: арктических
минеральных осоковых болот, плоскобугристых болот, крупнобугристых
болот, олиготрофных грядово-мочажинных болот, евтрофных и мезо-
трофных болот с участием олиготрофных сосново-сфагновых, тростни-
ковых и крупноосоковых болот, тростниковых и засоленных болот. Одна-
ко анализ результатов экспедиционных исследований, а также изучение
материалов аэрофотосъемки болот, картографических данных и сведе-
ний, содержащихся в работах М. С. Боч [19, 20], Н. И. Пьявченко [161,
162], В. Н. Андреева [6, 7], Е. А. Галкиной [40], Л. В. Шумиловой
[207] и др., показали, что на территории этой равнины правильнее вы-
делить шесть болотных зон: полигональных, плоскобугристых, крупно-
бугристых, выпуклых олиготрофных (сфагновых), плоских евтрофных
и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных), вогнутых евтрофных (тро-
стниковых) и засоленных (травяных) болот (см. рис. 2.2). В приводи-
мых названиях зон не отражена строго классификация морфологиче-
ских особенностей строения болот: первые три зоны названы по морфо-
25
логическим особенностям структуры болот, три последние — по харак-
теру рельефа поверхности болот. Принятые нами болотные зоны по
своим названиям и границам несколько расходятся с провинциями по
Н. Я. Кацу [103].
Каждая из болотных зон имеет свой преобладающий тип болот. Ха-
рактер и структура растительного покрова болотных массивов обуслов-
лены морфологией последних, климатом, а также водным балансом бо-
лотных систем и их отдельных частей. В табл. 2.3 приведено сопостав-
ление болотных и гидрологических зон с указанием основных физиче-
ских особенностей почво-грунтов этих зон.
Таблица 2.3
Приуроченность болотных зон к различным зонам увлажнения
Гидрологическая зона	Болотная зона	Особенности ми- неральных грунтов болотной зоны
Избыточного увлажнения	Полигональных болот Плоскобугристых болот Крупнобугристых болот Выпуклых олиготрофных (сфагновых) бо- лот	Мерзлые
		Талые
Неустойчивого увлажне- ния	Плоских евтрофных и мезотрофных (осоко- во-гипновых и лесных) болот	
Недостаточного увлаж- нения	Вогнутых евтрофных (тростниковых) и за- соленных (травяных) болот	Засоленные
Зона полигональных болот расположена в самой север-
ной части Западно-Сибирской равнины и в основном занимает полу-
острова Ямал, Гыданский и Тазовский.
Площадь этой болотной зоны составляет 13% площади всей равни-
ны. Рельеф плоский, с отметками поверхности, не превышающими 40 м
над ур. м. Водный баланс территории зоны в целом характеризуется
следующими величинами его составляющих: осадки 480 мм, из которых
40% приходится на теплый период года, сток 250 мм, испарение 230 мм *.
Равнинный характер местности, значительное превышение осадков
над испарением, а также близкое залегание к поверхности многолетней
мерзлоты обусловливают достаточно большую заболоченность терри-
тории. Средняя заболоченность ее около 20%, в отдельных районах
35—50%.1 2 Болота приурочены к плоским депрессиям водоразделов, реч-
ным долинам, морским побережьям и днищам спущенных озер (см.
рис. 2.2).
В данной зоне наиболее распространены полигонально-валиковые
комплексные болота. По степени обводненности выделяются такие раз-
новидности болот:
1 Водный баланс для всех болотных зон дается по средним многолетним данным,
полученным по картам, приведенным в работе Г. А. Плиткина [158).
2 Заболоченность территории болотных зон определена по типологической карте
болот масштаба 1 :2 500 000, на которой не показаны болота малых размеров и не
выделены заболоченные земли, в частности заболоченные тундры.
26
1)	слабо обводненные полигонально-валиковые болота с осоково-пу-
шицевой растительностью на полигонах и осоково-кустарничковой на
валиках;
2)	умеренно обводненные полигонально-мочажинно-валиковые боло-
та с осоково-моховой растительностью на полигонах;
3)	сильно обводненные полигональыо-озерково-валиковые болота
с редкой растительностью на полигонах.
Господствующей растительностью как на валиках, так и на полигонах
являются осока (Carex stans), пушица, кустарнички, сфагновые мхи и
лишайники; в морозобойных трещинах хорошо развиваются гипновые и
сфагновые мхи.
Строение полигональных болот весьма своеобразное. По описаниям
Н. Я. Каца [103], Б. Н. Городкова [58, 59, 60], В. Н. Андреева [6, 7], а так-
же по данным экспедиционных исследований ГГИ, полигоны имеют фор-
му прямоугольника и шестиугольника с наибольшими размерами сторон
20—25 м, иногда 5—15 м. Между собой они разделены морозобойными
трещинами в виде канавок шириной 0,2—1,0 м и глубиной 5—80 см, про-
резающих торф, а в некоторых случаях захватывающих минеральный
грунт. Вдоль трещин возвышаются низкие валики из торфяного грунта,
выпученного под воздействием мерзлоты. Валики затрудняют сток с по-
лигонов, что способствует их постоянному обводнению, а следовательно,
и процессу торфонакопления. В ряде случаев в центре полигона располо-
жены мочажины диаметром 2—5 м, реже — озерки.
По последним данным М. С. Боч и др. [19, 20, 21], обследовавших бо-
лота п-ова Ямал, полигоны описываемого типа болот в подзоне арктиче-
ской тундры имеют линейные размеры 15—40 м, оконтурены хорошо вы-
раженными валиками шириной 3—4 м и высотой 15—20 см.
Торф этих болот преимущественно олиготрофный, толщиной 20 см на
валиках и 40 см на полигонах. Торф на валиках в верхнем слое сфагно-
вый, а в нижнем — сфагново-травяной, на полигонах трЪвяно-гипновый.
Степень разложения торфа в верхнем слое 10%, в нижнем — 14%, в мо-
розобойных трещинах 22%. По мнению Б. Н. Городкова [58, 60], причи-
нами растрескивания почвы и образования полигонов являются: слабая
защищенность грунта снежным покровом, сильные морозы и залегание
вблизи поверхности многолетней мерзлоты. В более южных районах,
где снежный покров значительнее, полигональные болота постепенно
исчезают.
На молодых морских и речных террасах полигональные болота встре-
чаются в сочетании с низинными травяными болотами и зарослями кус-
тарников, достигают огромных размеров и носят местное название „лап-
ты”. Такие болота находятся, например, в низовьях рек Надий-Яха,
Морды-Яха, Юрибей, Ней-Тай-Яха.
Кроме полигональных болот в рассматриваемой болотной зоне встре-
чаются небольшие по площади некомплексные болота: осоково-гипно-
вые, осоково-пушицевые, приуроченные к речным долинам, ложбинам
стока, приозерным котловинам. Эти болота имеют торфяную залежь до
30 см, сложенную осоковыми и осоково-гипновыми торфами.
Значительную часть территории занимают также заболоченные зем-
ли: заболоченные кустарниковые, заболоченные моховые и кочкарные
тундры.
Заболоченные кустарниковые (ивняковые) тундры характерны для
участков, увлажняемых проточными водами; встречаются по берегам
водотоков, на сильно увлажненных склонах и в озерных котловинах.
’27
Заболоченная моховая тундра приурочена к местным понижениям на
междуречьях. Кочкарная заболоченная тундра распространена на во-
дораздельных пространствах; в восточной половине Обско-Тазовского
полуострова она занимает до 20% площади междуречий.
Зона плоскобугристых болот находится к югу от зоны
полигональных болот. Южная, граница этой зоны проведена весьма
условно через середину относительно широкой полосы, на которой рас-
пространены как плоскобугристые, так и крупнобугристые бо-
лота.
Площадь, занимаемая зоной плоскобугристых болот, составляет 8%
площади Западно-Сибирской равнины. Рельеф равнинный, с отметками
поверхности 50—80 м над ур. м.
Водный баланс зоны в среднем по территории: осадки 550 мм, сток
260 мм, испарение 290 мм.
Здесь, как и в предыдущей зоне, вследствие тех же причин (равнин-
ность рельефа, близкое залегание к поверхности многолетней мерзлоты
и значительное превышение осадков над испарением) имеет место боль-
шая заболоченность территории (40%). Болота располагаются на водо-
разделах, в долинах рек и вокруг озер.
Господствующим типом болот в рассматриваемой зоне являются
плоскобугристые (мелкобугристые по Б. Н. Городкову [56, 59])
болота.
Встречается несколько разновидностей этих болот. На водоразделах
наиболее распространены плоскобугристые болота с дикраново-лишай-
никовыми буграми и осоково-сфагновыми или гипновыми мочажинами.
По надпойменным террасам Обской губы и впадающих в нее рек, а так-
же по берегам озер развиты плоскобугристые болота со сфагново-ку-
кустарничковыми буграми и осоково-гипновыми мочажинами. Бугры
имеют высоту 30—50 см, реже 75 см (высота сфагновых бугров ниже,
чем дикрановых), грядообразные, с плоской вершиной. Площадь бугров
от нескольких квадратных метров до десятков и реже сотен квадратных
метров, поверхность бугров мелкокочковатая. Бугры чередуются с пло-
скими мочажинами, которые при наличии эрозии приобретают корыто-
образную форму. Соотношение площадей бугров и мочажин различное;
чаще преобладают площади, занятые мочажинами. Глубина торфа на
буграх 25—30 см, в мочажинах 1,0—1,5 м.
На морфологию бугров оказывают сильное влияние морозобойные
трещины. Под влиянием водной эрозии трещины углубляются, превра-
щаются в узкие канавообразные мочажины и делят бугры на прямо-
угольники (полигоны). Отмечается сухость торфяных бугров (обуслов-
ленная их своеобразным микрорельефом и трещиноватостью), наблю-
даются явления деградации торфяной залежи. Образование бугров на
болотах в зоне многолетней мерзлоты многие исследователи объясняют
процессами пучения сильно переувлажненных грунтов при их замерза-
нии. Д. А. Драницын [68, 70], например, связывает возникновение круп-
нобугристого рельефа с обилием поверхностных вод на болотах. Он от-
мечает, что в равнинной тундре бугры низкие из-за неглубокого протаи-
вания и малого накопления талой воды. А. А. Григорьев [62] также ука-
зывает, что мелкобугристый рельеф на болотах связан с менее обиль-
ным водно-грунтовым питанием. Однако эти объяснения не раскрывают
достаточно убедительно процесс образования бугров и этот вопрос в на-
стоящее время нужно считать открытым, требующим исследований по
специальной методике.
28
Кроме рассмотренных выше болот в данной болотной зоне распро-
странены также и некомплексные осоково-гипновые, осоково-пушицевые,
у озер злаково-осоковые болота, так называемые хасыреи.
Зона крупнобугристых болот расположена южнее зоны
плоскобугристых болот (см. рис. 2.2). По мнению Б. Н. Городкова [59],
южная граница крупнобугристых болот совпадает с южной границей
локального распространения многолетней мерзлоты. Площадь терри-
тории зоны относительно невелика и составляет лишь 6% площади всей
Западно-Сибирской равнины. Отметки поверхности территории в пре-
делах этой болотной зоны изменяются от 60 до 100 м, исключая отдель-
ные возвышенности в ее восточной части.
Водный баланс территории зоны в среднем составляет: осадки 600 мм,
сток 280 мм, испарение 320 мм. На рассматриваемую болотную зону
приходится максимум климатического стока Западно-Сибирской рав-
нины.
Заболоченность зоны крупнобугристых болот составляет около 25%.
Наибольшее количество болот сосредоточено на Пур-Тазовском водо-
разделе. Прослеживается приуроченность болот к плоским частям водо-
разделов и котловинам спущенных озер.
Крупнобугристые болота представляют собой сочетание бугров и
плоских понижений, имеющих различный растительный покров и сте-
пень обводненности. Крупные бугры разбросаны на большом расстоя-
нии друг от друга, среди обширных сильно обводненных понижений, за-
нятых осоково-сфагновой, реже гипновой растительностью, образуя
комплексы то с переувлажненными, то с относительно сухими пониже-
ниями. Ядро бугров мерзлое, прикрытое слоем торфа мощностью 1 —
2,5 м. Согласно В. С. Говорухину [48, 49], одним из важных условий об-
разования бугров является скопление достаточно большого количества
воды в верхних слоях почво-грунтов. По своей высоте (4 м и более) и
выпуклости вершины такие бугры отличаются от низких и плосковер-
шинных бугров предыдущей зоны. В плане менее высокие бугры имеют
округлую форму, а более высокие (свыше 4 м) — вытянутую, хребто-
образную. Площади и очертания бугров различные.
Б распределении растительности на буграх наблюдается определен-
ная закономерность: у их подножия прослеживается хорошо развитое
сфагново-кустарничковое кольцо, выше оно сменяется травяно-кустар-
ничково-лишайниковым, вершина же бугров покрыта корковыми лишай-
никами с угнетенными карликовыми кустарничками по трещинам. Вет-
ровая эрозия зимой часто уничтожает лишайниковый покров, и тогда
на не покрытых снегом вершинах бугров наблюдается обнаженный торф.
Возникновение этих бугров, как и бугров выше описанной зоны, веро-
ятно, происходит в результате мерзлого выпучивания при замерзании
талой воды в условиях многолетнемерзлых грунтов. Однако детально
механизм этого процесса в настоящее время не раскрыт. Для образо-
вания крупных бугров необходимы, по-видимому, сравнительно теплый
летний сезон и достаточно большая глубина оттаивания почво-грунтов,
насыщенных водой. Часто среди комплекса бугров и мочажин встреча-
ются озера значительных размеров, нередко соединенные между собой
ручьями.
Наряду с мелкозалежными болотами в рассмотренных выше зонах
встречаются массивы с торфяной залежью до 3—5 м. М. И. Нейштадт
[138] и затем Н. И. Пьявченко [161, 164], А. П. Тыртиков [190, 192],
М. С. Боч [19, 21] и др. относят эти болота к реликтовым. Для оконча-
29
тельного выяснения природы образования таких болот, расположенных
в различных частях рассматриваемой территории, необходимы данные
о их возрасте и детальном строении залежи.
Зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот
занимает центральную часть Западно-Сибирской равнины. Площадь зо-
ны составляет 46% площади всей территории равнины. По занимаемой
территории это самая большая болотная зона из шести рассматривае-
мых болотных зон.
Рельеф поверхности в пределах зоны относительно ровный, с отмет-
ками от 80 до 100 м над ур. м., за исключением района Сибирских Ува-
лов, где они достигают 190 м и более.
Годовое количество осадков в зоне выпуклых олиготрофных болот
в среднем равно 590 мм, причем на теплый период года приходится
60—70% их годовой суммы. Норма стока здесь составляет 200 мм, нор-
ма испарения — 390 мм.
Климатические и геоморфологические условия этой зоны являются
оптимальными для развития олиготрофных болот. Заболоченность тер-
ритории около 40%, а в отдельных ее частях (бассейны рек Лямина,
Пима, Тромъегана, Агана) увеличивается до 70%. Болота покрывают
в основном водораздельные пространства и широкие террасы крупных
рек. Некоторые междуречные пространства болота покрывают сплош-
ным плащом, образуя крупнейшие в мире болотные системы площадью
до 15 тыс. км1 2 и даже до 50 тыс. км2 (Васюганское болото и др.). Цент-
ральные части этих систем, занимающие около половины их площади,
имеют вид хорошо выраженных почти горизонтальных плато. Краевые
же их участки характеризуются пологими склонами, направленными
к дренирующим рекам. В центральных частях систем сосредоточено
основное количество наиболее крупных озер, сочетающихся с множест-
вом малых озерков часто встречаются также обширные сильно обвод-
ненные мочажины. Озера и мочажины разделены между собой узкими
грядами со сфагново-кустарничковой растительностью и угнетенной сос-
ной. Озерки и мочажины в сочетании с грядами образуют комплексные
микроландшафты: грядово-озерковые, грядово-мочажинно-озерковые.
В сильно обводненных мочажинах, имеющих в центре открытую водную
поверхность, растут сфагновые мхи с отдельными растениями шейхце-
рии, очеретиика, осоки топяной; в менее обводненных мочажинах раз-
вивается шейхцериево-сфагновая растительность. Небольшие участки
среди грядово-озерковых и грядово-мочажинно-озерковых комплексов
и особенно вдоль берегов относительно крупных озер, занимают сфагно-
во-кустарничково-сосновые микроландшафты2.
На склонах болотных систем располагаются грядово-мочажинные
комплексы, которые ближе к внешним границам систем на более кру-
тых склонах сменяются мохово-лесными и лесными микроландшафтами.
Периферийные участки болотных систем часто бывают сильно обвод-
нены.
На сравнительно небольших болотных системах центральное „плато”
занимает значительно меньшую площадь, чем склоны, на них отсутст-
1 Под «озерками» на болотах подразумеваются малые внутриболотные водоемы
(с открытой водной поверхностью) вторичного происхождения, входящие как структур-
ный элемент мнкроландшафта. Озерами называются внутриболотные водоемы как вто-
ричного, так и первичного происхождения относительно больших размеров, не являющи-
еся структурным элементом микроландшафта.
2 Определение болотного микроландшафта дано в п. 2.3 и работе [83].
30
вует грядово-озерковый комплекс (озерки встречаются единично). При
выпуклом рельефе центральной части болотных систем последняя заня-
та мохово-лесными болотными микроландшафтами, чередующимися
с грядово-мочажинными комплексами.
Совсем небольшие по площади болота, почти целиком покрыты сос-
ново-кустарничковой растительностью.
Для южной части рассматриваемой зоны характерны болотные сис-
темы с довольно пестрым чередованием олиготрофных, евтрофных и
отчасти мезотрофных болотных микроландшафтов. Сочетание указан-
ных трех экологических типов болотных микроландшафтов в сложных
болотных системах имеет место на водоразделе рек Демьянка — Туртас,
в верхних частях водоразделов между реками Чека — Тара, Тара — Тар-
тас, Тартас — Ича, Ича — Омь (южные склоны Васюганского болотного
массива), а также в бассейне р. Носки. По мнению А. Я. Бронзова [22,
23], развитию евтрофных осоково-гипновых болотных микроландшафтов
совместно с олиготрофными способствует карбонатность почво-грунтов.
Евтрофные микроландшафты, встречающиеся на указанных болотных
системах, весьма разнообразны. Наиболее характерными являются без-
лесные осоково-гипновые топи грядово-мочажинного строения, эти топи
занимают значительные площади среди выпуклых олиготрофных болот-
ных систем. Среди обширных осоково-гипновых топей часто встречаются
отдельными островками олиготрофные сфагново-кустарничково-сосно-
вые микроландшафты с преобладанием в моховом покрове Sphagnum
fuscum. Очертания границ этих микроландшафтов имеют обычно округ-
лую или вытянутую овальную форму.
Кроме указанных, встречаются евтрофные болотные микроландшаф-
ты с древесным ярусом из хвойных и лиственных пород, приурочены
обычно к краевым частям болотных массивов. Лесные березово-осоко-
во-сфагновые и сосново-березовые болота также широко распространены
в небольших мелких котловинах на водораздельных пространствах.
Средняя мощность торфяной залежи в зоне выпуклых олиготрофных
болот колеблется в широких пределах: от 2 м в северной части до 5—
6 м в южной.
Характерной чертой торфяной залежи болот этой зоны является мощ-
ный верхний слой из слаборазложившегося фускум-торфа и реже —
комплексного торфа. Ниже сфагновых торфов обычно залегают сфагно-
во-шейхцериевый, шейхцериевый и сфагново-пушицевый верховые тор-
фа. Верховые торфа часто слагают всю толщу Торфяной залежи либо
подстилаются маломощными слоями из переходных торфов, которые
в придонном слое сменяются низинными.
Под озерками и мочажинами в грядово-мочажинных и грядово-озер-
ковых комплексах торфяная залежь состоит из сфагново-мочажинного,
сфагново-шейхцериевого и шейхцериевого торфов.
Торфяная залежь осоково-гипновых болотных микроландшафтов сло-
жена осоковыми и осоково-гипновыми видами торфа. Отсутствие остат-
ков древесины в придонных слоях торфа осоково-гипновых болотных
микроландшафтов и вскипание от соляной кислоты придонных почво-
грунтов указывают на то, что эти участки болотных массивов не лесно-
го происхождения. Торфяная залежь в сфагново-кустарничково-сосно-
вых микроландшафтах сложена сфагновыми (фускум) торфами мощ-
ностью 2—4 м.
Описание болот рассматриваемой зоны приведено в работах
А. Я. Бронзова [22, 23], С. Н. Тюремнова [194], Е. А. Романовой [177—
31
179], Е. А. Романовой и Л. И. Усовой [182], Ю. А. Львова [127—129],
В. И. Маковского [130], Г. Г. Куликовой, О. Л. Лисс? и др. [167],
М. М. Сторожевой [186, 187], Г. Г. Яснопольской [209] и др.
Зона плоских евтрофных и мезотрофных (осоко-
во-гипновых и лесных) болот расположена южнее зоны вы-
пуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Площадь рассматриваемой
болотной зоны составляет 11 % площади всей равнины. Рельеф в пре-
делах этой зоны ровный, с высотными отметками 135—150 м над ур. м.
Водный баланс в среднем по территории зоны характеризуется следую-
щими величинами: осадки 510 мм, сток 90 мм, испарение 420 мм. В теп-
лый период года в среднем выпадает 60—70% годовой суммы осадков.
Заболоченность этой зоны составляет приблизительно 20%. Значитель-
ная часть ее территории характеризуется равнинностью междуречных
пространств, обилием межгривных бессточных понижений и наличием
древних русел, являющихся местами скоплений воды с близким от по-
верхности расположением водоупорного горизонта.
Наиболее распространенными типами болотных микроландшафтов
являются осоково-гипновые, осоковые, осоково-сфагновые и лесные. На
более крупных болотных массивах, сложенных несколькими болотными
микроландшафтами, окраинные части их и участки возле минеральных
островов заняты осоковыми микроландшафтами. В направлении к цент-
ральным частям болотных массивов- последние сменяются осоково-гип-
новыми, гипново-осоковыми и, наконец, гипновыми микроландшафтами.
В центральных частях болотных массивов на участках с малым укло-
ном поверхности и высоким обводнением развиваются евтрофные грядо-
во-мочажинные, мозаичные и пятнистые комплексные микроландшафты.
К более возвышенным участкам окраек болот приурочены микроланд-
шафты лесной и травяно-лесной групп. Вокруг озер и вдоль рек встре-
чаются полосы тростникового микроландшафта.
Осоково-гипновые болотные массивы распространены в западной
части зоны, где они занимают значительные площади междуречных
пространств и первые надпойменные террасы ряда рек, в частности
Туры, Тавды, Ашлыка, Вагая, Тавы, Левы, Оши. В этой же части зоны
на отдельных болотных массивах господствующими являются микро-
ландшафты лесной группы.
В восточной части зоны встречаются обширные однородные тростни-
ково-осоковые болотные массивы. Детальная характеристика болот рас-
сматриваемой зоны дается в работах Н. И. Пьявченко [163], Е. В. Ван-
дакуровой [26], А. М. Жарковой [75, 76], Е. А. Романовой [176], К. Е. Ива-
нова и Л. В. Котовой [87] и некоторых других.
Зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засо-
ленных (травяных) болот расположена в самой южной части
Западно-Сибирской равнины и занимает 16% площади равнины.
Водный баланс в среднем по территории зоны характеризуется сле-
дующими величинами: осадки 390 мм, сток меньше 10 мм (наблюдается
в основном весной в период снеготаяния), испарение 380 мм.
Заболоченность данной зоны равна 5%, причем наиболее заболочена
только ее северная часть (до 25—30%).
В северных районах зоны болотные массивы располагаются на меж-
дуречных пространствах и в долинах рек, а в южных районах — только
в озерных котловинах, речных старицах и в депрессиях, где приток по-
верхностных или грунтовых вод обеспечивает постоянное переувлаж-
нение верхних слоев почво-грунтов.
32
В северо-восточной части рассматриваемой зоны (Барабинская ле-
состепь) наиболее распространены однородные болотные массивы, за-
нятые целиком тростниковыми микроландшафтами, известные под на-
званием „займища”. Здесь они простираются на десятки километров и
более, занимая значительные площади. Уровень воды на этих болотах
в теплое время года часто стоит на поверхности болота.
Характерной особенностью болотных массивов этой части зоны явля-
ется наличие среди обширных „займищ” небольших по размерам вы-
пуклых болот — „рямов” с олиготрофными микролапдшафтами сосново-
сфагновой группы. Отличительной чертой этих рямов является резкая
выпуклость их поверхности (возвышение над поверхностью тростнико-
вых „займищ” 2—6 м) и мощный слой олиготрофного фускум-торфа.
Гидроморфологические особенности рямов подробно рассмотрены в ра-
боте К. Е. Иванова и Л. В. Котовой [87].
В южной части зоны на незасоленных почвах встречаются болотные
массивы с тростниково-осоковыми, а на почвах с большим содержанием
солей соды, сульфатов или хлоридов с тростннково-светлуховыми и свет-
луховыми болотными микроландшафтами.
Тростниково-осоковые болотные массивы обычно представляют со-
бой следующую стадию развития одноярусных тростниковых „займищ”
в связи с их обсыханием. Во втором ярусе растительности преобладают
кочкообразующие осоки. При дальнейшем обсыхании тростниково-осо-
ковых микроландшафтов последние переходят в осоково-вейниковые и
вейниковые, а в случае повышения концентрации солей — в вейниково-
светлуховые микроландшафты.
К засоленным болотам относятся солончаки с их галофитной расти-
тельностью.
Болота южной части зоны обычно небольших размеров.
Детальное описание болотных микроландшафтов зоны вогнутых ев-
трофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот приведено
в работах: А. А. Генкеля и П. Н. Красовского [41], Г. Я- Бронзовой [24],
М. И. Нейштадта [137, 139], Н. Я. Каца [102, 105], А. А. Смиренского
[183], М. С. Кузьминой [112—116] и др.
2.3.	Основные типы болотных микроландшафтов
В настоящей монографии болото в целом и отдельные его части рас-
сматриваются как элементы географического ландшафта. Основные так-
сономические единицы и типы болотных ландшафтов, установленные
Е. А. Галкиной [39], впоследствии получили достаточно подробную ка-
чественную и количественную геоботаническую и гидроморфологиче-
скую характеристику в работах Е. А. Романовой [174] и К. Е. Ива-
нова [83].
Болотный микроландшафт является наименьшей таксономической
единицей болотного ландшафта и представляет собой участок болота,
однородный по растительному покрову, микрорельефу поверхности, фи-
зическим свойствам верхнего горизонта торфяной залежи и водному
режиму.
Основные типы болотных микроландшафтов достаточно детально рас-
смотрены в работах [82, 86, 174, 177, 178] и др. Дальнейшие исследова-
ния болотных микроландшафтов Западно-Сибирской равнины по мате-
риалам типологического дешифрирования болот на аэрофотоснимках
2 Зак. 3185
33
с одновременными наземными обследованиями болот экспедициями Го-
сударственного гидрологического института в 1958—1973 гг. позволили
более детально рассмотреть структуру болотных микроландшафтов и
выявить их основные особенности.
Встречающееся на территории Западно-Сибирской равнины большое
число болотных микроландшафтов объединено в пять основных групп:
1 — лесные, 2 — мохово-лесные, 3 — моховые, 4 — мохово-травяные и
травяные, 5 — комплексные. В приложении 1 дается краткая характе-
ристика наиболее распространенных микроландшафтов в болотных зо-
нах, расположенных южнее Сибирских Увалов. Ниже приведено крат-
кое описание групп и некоторых основных типов болотных микроланд-
шафтов зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот.1
Лесные микроландшафты. Характеризуются наличием древесного
яруса с господствующей высотой деревьев 4—10 м и сомкнутостью крон
0,4—0,8. Они занимают в общем незначительную площадь на болотах
региона в виде отдельных массивов или приурочены к окрайкам и хо-
рошо дренируемым склонам болот, а также встречаются полосами ши-
риной 20—200 м вдоль внутриболотпых речек и вокруг озер.
В лесных микролапдшафтах развит кустарничково-травяной ярус
(на повышениях — багульник, Кассандра, брусника, в понижениях —
пушица, осоки). Моховой покров сомкнутостью 100%. Торфяная залежь
глубиной 2—4 м сложена различными торфами.
Выделяются следующие типы лесных микроландшафтов: березово-
сфагново- (вейниково) -осоковый, сосново-березово-сфагново-осоковый,
сосново-сфагново-кустарничковый.
Сосново-сфагново-кустарничковый микроландшафт встречается более
часто, хотя и занимает небольшую площадь на окрайках болотных мас-
сивов, а также вдоль речек и вокруг крупных озер. Микрорельеф кочко-
ватый. Древесный ярус состоит из сосны с единичными деревьями кедра
и березы (вдоль речек). Кустарничковый ярус представлен в основном
багульником, Кассандрой, брусникой, голубикой. Моховой ярус сплош-
ной и состоит из сфагновых мхов (Sphagnum fuscum, Sph. angustifo-
lium). Торфяная залежь верхового или смешанного типа, средней мощ-
ностью 2,0 м.
Мохово-лесные микроландшафты. Характеризуются тем, что в них
господствует как древесная, так и моховая растительность. В отличие от
лесных микроландшафтов древесный ярус несколько угнетен, высота
деревьев (сосны и кедра) 3—4 м, сомкнутость крон 0,3—0,5. Мохово-лес-
ные микроландшафты более распространены, чем лесные, они приуро-
чены в основном к склонам и окрайкам болот, а также встречаются
вдоль внутриболотных водотоков и вокруг озер; редко образуют цели-
ком изолированные болотные массивы.
Выделяются следующие типы микроландшафтов: сфагново-осоково-
березовый, сфагново-осоково-сосново-березовый, сфагново-пушицево-
сосновый, сфагново-кустарничково-сосновый.
Самым распространенным из них является сфагново-кустарничково-
сосновый микроландшафт. Он приурочен к более дренированным участ-
кам болот с уклонами поверхности 0,001—0,006. Встречается на склонах,
вдоль водотоков и вокруг озер и на приподнятых участках в централь-
ных частях болот. Микрорельеф хорошо выраженный, кочковатый, коч-
1 Для других пяти зон подобные описания не даются ввиду отсутствия достаточно
детальных комплексных наземных исследований в экспедиции ГГИ до 1975 г.
34
ки моховые, в виде подушек. Древесный ярус с сомкнутостью крон 0,3—
0,4 представлен сосной высотой 2,0—4,0 м. Травяно-кустарничковый ярус
состоит из багульника, Кассандры, голубики, морошки и др. Кустарнич-
ки растут преимущественно на моховых повышениях; в понижениях пре-
обладает пушица. Моховой ярус сплошной, из сфагновых мхов, с гос-
подством Sphagnum fuscum.
Торфяная залежь глубиной на окраинах до 1,0 м, па склонах и в цент-
ральных частях болота до 3- 5 м. Сложена в верхнем слое фускум-тор-
фом, реже комплексно-верховым и магелляпикум, на окрайках болот —
ангустифолиум-торфом. Основная толща залежи многослойная верхо-
вая, только в придонных горизонтах встречаются низинные и переход-
ные торфа. Степень разложения торфов в верхних горизонтах до 25%,
с глубиной увеличивается до 40%. Залежь пнистая, горизонты с пнями
встречаются на глубине 0,5—1,3 м.
Моховые редко облесенные микроландшафты. Характеризуются хо-
рошо развитым моховым покровом из сфагновых мхов, которые служат
основным эдификатором и торфообразователем. Они обычно редко об-
лесены угнетённой сосной высотой 0,5—3,0 м, сомкнутость крон 0,1—0,3.
Моховые микроландшафты приурочены к окрайкам и нижним склонам
выпуклых болот, а также окружают широкой полосой минеральные ост-
рова на болотах.
Выделяются следующие типы моховых микроландшафтов: сфагново-
пушицевый, редко облесенный сосной; сфагново-пушицево-кустарничко-
вый, редко облесенный сосной, с обилием сухостоя; сфагново-кустарнич-
ковый, облесенный сосной. Эти микроландшафты различаются между
собой но приуроченности на болотных массивах, по уклонам поверхно-
сти и по увлажненности. В сфагново-пушицевом микролапдшафте к пу-
шице примешиваются кустарнички, и далее, при улучшении воздушного
режима в верхнем деятельном горизонте, пушица постепенно отмирает,
ее почти полностью заменяют вересковые кустранички.
Наиболее распространен сфагново-кустарничковый редко облесенный
микроландшафт. Он приурочен к склонам болот. Микрорельеф бугристо-
кочковатый, кочки в виде моховых подушек высотой 0,15—0,30 м (ме-
стами 0,40 м). Диаметр кочек 0,5—1,5 м, кочки занимают до 60% пло-
щади поверхности. Древесный ярус из угнетенной сосны f. litwinowii вы-
сотой 2—3 м и f. willkommii высотой 0,5—2,5 м, с обилием сухостоя, в от-
дельных случаях сухостой составляет половину деревьев. Общая сомк-
нутость крон древесного яруса 0,2—-0,3. Травяно-кустарничковый ярус
сомкнутостью 60—70% состоит преимущественно из кустарничков: Кас-
сандры, багульника, подбела, реже встречаются голубика, морошка,
клюква, в понижениях - пушица. Моховой покров сплошной, из сфагно-
вых мхов, с господством Sphagnum fuscum, пятнами Sph. magellanicum,
Sph. angustifolium. Торфяная залежь верховая (фускум-залежь), степень
разложения в верхнем горизонте 10—20%.
Мохово-травяные и травяные микроландшафты. Характеризуются
тем, что эдификатором является моховая и травяная растительность;
древесная почти отсутствует. Они мало распространены на болотах
зоны, приурочены главным образом к переувлажненным окрайкам бо-
лот и узкими полосами (шириной до 100 м) встречаются вокруг мине-
ральных островов на болотах или в непосредственной близости от них.
В травяно-кустарничковом ярусе сомкнутостью 60—70% преобла-
дают осоки, пушица и вересковые кустарнички. Моховой ярус сомкну-
2*
35
тостью 100% представлен сфагновыми мхами: Sphagnum angustifolium,
Sph. apiculatum, Sph. balticum.
Выделяются три типа мохово-травяных микроландшафтов: сфагно-
во-осоковый, сфагново-осоково-пушицевый, сфагново-осоково-шейхце-
риевый.
Редко встречаются травяные микроландшафты, которые отличаются
от мохово-травяных хорошо развитым травяным ярусом, представлен-
ным главным образом осоками. Моховой покров сомкнутостью 30—40%
состоит из сфагновых и гипновых мхов. Торфяная залежь неглубокая,
сложена низинными осоково-сфагновыми и осоковыми торфами.
Среди травяных микроландшафтов выделяются: осоково-гипновый,
осоково-сфагновый с хвощом, осоково-сфагновый с вахтой и травяные
топи.
Мохово-травяные топи, характерные для болот рассматриваемой зо-
ны, тянутся широкими полосами от минеральных островов и крупных
озер, а также между отдельными повышениями болотных массивов. Ши-
рина топяных полос различная (200—600 м), длина достигает несколь-
ких километров. Это сильно переувлажненные участки болота с разре-
женными травяным и моховым покровами, торфяная залежь которых
насыщена водой сверх полной влагоемкости и находится во взвешенном
состоянии. Глубина торфяной залежи изменяется в широких пределах
(1 —4 м).
В зависимости от приуроченности выделяются три типа топей: сфаг-
ново-осоково-вахтовые с карликовой березой, расположенные между
выпуклостями болот и имеющие мощность торфяной залежи 2—4 м;
сфагново-осоково-вахтовые, идущие от крупных озер и минеральных
островов, с глубиной торфяной залежи их 1,5—3,0 м; сфагново-осоковые
слабопроточные прибереговые, занимающие незначительные площади,
с глубиной торфяной залежи до 1 м.
Комплексные микроландшафты. Занимают большую часть площади
болот рассматриваемой зоны. Они приурочены к центральным частям
и склонам болотных массивов с различными уклонами поверхности (от
0,0004 до 0,0026).
Характеризуются расчлененным грядово-мочажинным микрорелье-
фом, который представляет собой закономерное чередование вытянутых
перпендикулярно уклону болота узких гряд и понижений между ними —
мочажин. Форма гряд и процентное соотношение между площадями гряд
и мочажин находится в тесной зависимости от уклонов поверхности бо-
лот. С уменьшением уклона поверхности относительная площадь моча-
жин увеличивается. Резкая расчлененность микрорельефа влечет за со-
бой различную степень обводненности отдельных элементов грядово-мо-
чажинных комплексов и тем самым приводит к комплексности расти-
тельного покрова. На грядах преобладают кустарнички, в мочажинах —
пушица, шейхцерия, очеретник, осоки. Эдификатором как на грядах, так
и в мочажинах являются сфагновые мхи, которые существенно различа-
ются по видовому составу. На грядах господствует Sphagnum fuscum,
в мочажинах распространены более влаговыносливые сфагновые мхи:
Sphagnum angustifolium, Sph. balticum, Sph. dusenii.
По характерным формам микрорельефа поверхности и обводненно-
сти мочажин комплексные микроландшафты подразделяются на грядо-
во-мочажинные, грядово-мочажинно-озерковые и грядово-озерковые.
Грядово-мочажинные комплексы наиболее распростра-
нены из всех комплексных микроландшафтов, приурочены к склонам,
36
реже к центральным частям болотных массивов, иногда занимают до
50% их площади.
Гряды составляют 40—70% площади комплекса и возвышаются над
мочажинами на 0,20—0,40 м. Поверхность гряд имеет волнистый и коч-
коватый микрорельеф с незначительными превышениями до 25—30 см.
Ширина гряд изменяется от 2 до 10 м, в зависимости от приуроченности
участка и уклонов поверхности болот. Гряды обычно облесены сосной
высотой 1—2 м, отдельные деревья достигают высоты 3,0—3,5 м. Встре-
чается в обилии сухостой, который иногда составляет до 50% древес-
ного яруса. В травяно-кустарничковом ярусе сомкнутостью 60—80% пре-
обладают багульник, Кассандра, изредка встречаются подбел, клюква,
морошка, угнетенная голубика, в местных понижениях преобладает пу-
шица. Моховой покров сплошной, состоит из мха Sphagnum fuscum, на
понижениях единично встречаются зеленые мхи и лишайники.
Мочажины в грядово-мочажинных комплексах различаются по сте-
пени обводненности и составу растительности. По степени обводненно-
сти встречаются (от менее к более обводненным): сфагново-пушицевые,
сфагново-пушнцево-шейхцериевые, сфагново-шейхцериевые, сфагново-
шейхцериево-осоковыс, сфагново-осоково-очеретниковые мочажины.
Сфагново-пушицевые мочажины относятся к начальной стадии фор-
мирования грядово-мочажинных комплексов и распространены на окрай-
ках, реже на склонах болот. Площадь их составляет 30—40% площади
комплекса. Мочажины имеют слабовытянутую форму, без строгой ори-
ентировки по рельефу, ширина их 2—5 м, длина 5—10 м. Микрорельеф
в мочажинах кочковатый. Пушицевые кочки занимают 30—40% площа-
ди мочажин. Высота кочек 0,10—0,15 м, диаметр 0,20—0,25 м. Мочажи-
ны не облесены из-за сильной обводненности и слабой проточности. Тра-
вяной ярус сомкнутостью 40—50% состоит преимущественно из пушицы.
Кустарнички-подбел, клюква и угнетенная Кассандра — растут равно-
мерно по всей поверхности мочажины. Моховой покров сомкнутостью
100%, более рыхлый, чем на грядах, состоит из сфагновых мхов: Sphag-
num angustifolium, Sph. balticum. Торфяная залежь под мочажинами
комплексная, мощностью 1,0—4,5 м. Верхний слой (0,25—0,5 м) сложен
сфагново-мочажинным торфом, ниже залегают торфа, аналогичные гря-
довым: комплексно-верховой, фускум или сфагново-пушицевый. Это под-
тверждает вторичное образование мочажин.
Сфагново-пушицево-шейхцериевые мочажины встречаются в пере-
ходной полосе, где происходит смена сфагново-пушицевых мочажин
сфагново-шейхцериевыми. Они занимают 50% площади комплекса. Мо-
чажины имеют вытянутую форму, расположены параллельно грядам.
Ширина мочажин 5—7 м, длина 15—20 м. В травяном ярусе сомкну-
тостью 40—50% преобладает пушица, ближе к центру мочажины —
шейхцерия. По окрайкам мочажины встречаются подбел, клюква. В мо-
ховом ярусе — сплошной покров образуют Sphagnum balticum, Shp. du-
senii. Торфяная залежь мощностью 1—4 м, в верхнем горизонте (0,75—
1,0 м) залежь сложена сфагново-мочажинным торфом, степень разложе-
ния 5—10%, ниже залегают фускум и комплексно-верховой торфа, сте-
пень разложения их 15—35%.
Характерно, что с увеличением обводненности мочажин в травостое
пушица полностью вытесняется шейхцерией, а среди сфагновых мхов
начинает преобладать Sphagnum dusenii.
Сфагново-шейхцериевые мочажины приурочены к склонам и цент-
ральным частям болот, они занимают до 40—50% площади соответст-
37
вующих грядово-мочажинных комплексов. Мочажины имеют вытянутую
форму, шириной 5—15 м, длиной 50—100 м, часто они соединяются меж-
ду собой. Травяной ярус разрежен (сомкнутость 30%), господствует
шейхцерия, по краям мочажин встречаются осока топяная и очеретник.
Моховой ярус сплошной, рыхлый, из Sphagnum dusenii. Торфяная за-
лежь мощная, глубиной до 4,5 м. Верхний слой (1,0—1,5 м) сложен сфаг-
ново-мочажинным и шейхцериево-сфагновым торфами, глубже встреча-
ется преимущественно комплексно-верховой торф.
Сфагново-шейхцериево-осоковые мочажины распространены на более
обводненных склонах олиготрофных болот. Они занимают до 40—50%
площади грядово-мочажинного комплекса. Мочажины имеют вытяну-
тую форму шириной 10 —30 м, длиной 50- -100 м. Травяной ярус разре-
жен, представлен шейхцерией и осокой топяной, причем шейхцерия рас-
тет на окрайках мочажин, а осока — в более топяных центральных уча-
стках. Моховой покров из сфагновых мхов (Sphagnum dusenii), рыхлый,
насыщен водой. Торфяная залежь сложена в верхнем слое (0,5 —1,0 м)
сфагново-мочажинным торфом, ниже залегают шейхцериево-сфагновый
и комплексно-верховой торфа.
Сфагново-осоково-очеретниковые мочажины встречаются в централь-
ных частях олиготрофных болот и занимают 60% и более площади комп-
лекса. Мочажины большой площади, вытянутой формы, длиной от де-
сятков до сотен метров. Травяной ярус разреженный, представлен
осокой топяной, очеретником; встречаются пятна вахты и оголенного тор-
фа; последние занимают до 30% площади мочажин. Торфяная залежь
находится в разжиженном состоянии, особенно ее верхние горизонты, и
сложена верховыми (сфагново-мочажинными и сфагново-шейхцериевы-
ми) торфами.
Основная особенность торфяной залежи болотных грядово-мочажин-
ных комплексов заключается в том, что в верхних горизонтах торфа за-
легают линзами: под грядами — преимущественно фускум и комплекс-
но-верховой торфа, под мочажинами — мочажинные торфа (сфагново-
мочажинный и шейхцериево-сфагновый). Глубина расчлененной торфяной
залежи болотных комплексов зависит от типа мочажин if их возра-
ста. Под молодыми сфагново-пушицевыми мочажинами глубина сфаг-
ново-мочажинных торфов всего 0,25- 0,5 м, под сфагново-пушицево-
шейхцериевыми мочажинами такие торфа залегают до глубины 0,75-
1,0 м, а под сфагпово-шейхцериевыми мочажинами — до глубины 1,5 м.
Г ря дово-моч а жинно-озерковый комплекс встречает-
ся реже, чем грядово-мочажинные, занимает незначительные площади
на плоских участках и на контакте выпуклостей болот. Это своеобраз-
ные болотные топи, основная часть которых (до 50—60%) занята огром-
ными переувлажненными мочажинами шириной 50—100 м и длиной до
300 м. Среди мочажин разбросаны вторичные озерки, которые занимают
10—15% площади комплекса. Они имеют вытянутую форму, длиной
10—60 м. Глубина озерков 0,5—1,0 м, берега топкие, дно торфяное.
Гряды облесены сосной с единичными деревьями кедра, высота де-
ревьев 1—4 м. Кустарничковый ярус сомкнутостью 70%, состоит из Кас-
сандры и багульника с примесью клюквы, подбела, карликовой березки,
морошки. Моховой ярус сплошной, состоит из сфагновых мхов с господ-
ством Sphagnum fuscum, пятнами встречаются лишайники.
Мочажины сильно обводнены, труднопроходимы, центральная часть
их занята озерками. Травяной ярус в мочажинах сомкнутостью 40—50%
состоит из осоки топяной, очередника, шейхцерии. По урезу озерков
38
обильно растут вахта, очеретпик. Осока и очеретник растут отдельными
группами, придавая травяному покрову пятнистость. Моховой ярус раз-
реженный, сомкнутость 70—80%, с пятнами оголенного торфа. Встре-
чаются сфагновые мхи: Sphagnum papillosum, Sph. cuspidatum, Sph. du-
senii.
Глубина торфяной залежи изменяется в широких пределах (1,5-—
6,0 м), средняя мощность около 3 м. В верхнем слое залежь сложена
под грядами фускум-торфом мощностью до 3,5 м, а под мочажинами,
на глубину до 1 м — сфагново-мочажинным торфом, которые подстила-
ются комплексно-верховым торфом. Придонные слои торфяной залежи
(мощностью 0,25—0,90 м) сложены сфагново- и шейхцериево-псреходны-
ми торфами. Степень разложения торфов от 5—15% в верхних горизон-
тах до 20—50% в придонных горизонтах.
Г ря дово-озерков ы й комплекс приурочен обычно к централь-
ным частям болот и характеризуется чередованием гряд и озерков. Озер-
ки вытянутой формы, длиной от 30 до 300 м, реже 800 м, шириной 20—
200 м. Берега озер топяные, дно их торфяное.
Глубина воды в озерах 0,8—1,5 м. Подробное описание озер комплек-
са приведено в разд. 8.
Гряды высотой 0,3- 0,6 м и шириной 5—10 м, занимают до 40—50%
площади комплекса. Облесены сосной с примесью кедра, общая сомк-
нутость крон 0,3—0,4. Кустарничковый ярус сомкнутостью 60—80%,
представлен багульником, Кассандрой, реже встречаются подбел, брус-
ника, морошка, местами карликовая березка. Моховой покров сомкну-
тостью 100%, состоит в основном из сфагновых мхов (Sphagnum fuscum,
Sph. angustifolium) с пятнами лишайников и зеленых мхов. Мочажины
почти отсутствуют. По берегам озерков встречаются лишь узкие полосы
сплавин. Травяной ярус сплавин сомкнутостью 40—50%, пятнистый,
представлен шейхцерией, осокой топяпой и очеретником. По урезу озер
растет вахта. Моховой ярус рыхлый, мхи находятся как бы во взвешен-
ном состоянии в воде. Из сфагновых мхов преобладают Sphagnum cuspi-
datum, Sph. balticum.
Мощность торфяной залежи в грядово-озерковых комплексах изме-
няется от 1,2 до 4,7 м, средняя глубина около 3 м. Верхний слой торфя-
ной залежи под грядами (мощностью 0,5—1,75 м) сложен фускум-тор-
фом, а под редкими мочажинами (мощностью 0,25—1,0 м) —сфагново-
шейхцериевым торфом. Подстилающий слой (0,25—0,75 м) как под гря-
дами, так и под мочажинами сложен шейхцериево-сфагновым и комп-
лексно-верховым торфами. В придонном слое (0,2—0,7 м) торфяной за-
лежи преобладают переходные торфа. Степень разложения торфов от
5—10% в верхних горизонтах до 30—50% в придонном слое.
2.4.	Районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых
олиготрофных (сфагновых) болот
Исследования в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот За-
падно-Сибирской равнины, выполненные как наземным путем, так и с
помощью аэрофотосъемки, показали, что на этой обширной территории
имеются существенно различные по структуре болотных ландшафтов и
их гидрологическому режиму болотные районы. Эти районы различают-
ся между собой прежде всего распределением и соотношением площадей
суходолов и болот на территории зоны, а также приуроченностью и про-
39
центным соотношением площадей различных типов микроландшафтов
на болотных массивах и системах. Последнее обстоятельство при суще-
ствовании некоторых различий в гидрологических и гидрофизических
свойствах болотных микроландшафтов (уклоны поверхности, уровни бо-
лотных вод, толщина деятельного слоя, коэффициенты фильтрации, во-
доотдача и др.) обусловливает и гидрологические особенности болотных
районов.
2.4.1.	Принципы районирования болотных ландшафтов. Естественно-
географическое районирование болот Западно-Сибирской равнины про-
водилось различными организациями и отдельными учеными.
Одной из первых была издана мелкомасштабная (1 : 4 000 000) гео-
ботаническая карта СССР (1956 г.), составленная в Ботаническом ин-
ституте АН СССР под руководством Е. М. Лавренко и В. Б. Сочавы. На
этой карте выделены в контурах типы болот по растительности.
Непосредственно районированием болот Западной Сибири в различ-
ных целях занимались: С. Н. Тюремнов [194], П. Е. Логинов [121, 122],
М. Ф. Елизарьева [73], Л. В. Шумилова [206, 207], М. С. Кузьмина [114],
О. Л. Лисс и Г. Г. Куликова [120]. Кратко рассмотрим работы, относя-
щиеся к районированию болот зоны выпуклых олиготрофных (сфагно-
вых) болот.
В работах Тюремнова и Логинова проведено выделение торфяных
областей и районов в центральной части Западно-Сибирской равнины.
Лисс и Куликовой предложена схема районирования торфяных болот
Томской области. В упомянутых работах при выделении торфяных об-
ластей и районов учитывался ряд признаков: степень и характер затор-
фованности территории, залегание торфяников в рельефе, стратиграфия
торфяных месторождений.
Порайонной характеристике болот, главным образом по раститель-
ному покрову, уделено внимание при геоботаническом районировании
междуречья Оби и Енисея (юго-восточной части рассматриваемого нами
региона) в схеме, предложенной Елизарьевой [73].
Систематически в течение многих лет ботанико-географическим райо-
нированием и выделением районов болот Западной Сибири занималась
в Томском государственном университете Л. В. Шумилова. Разделяя
территорию на геоботанические провинции, Шумилова [205, 206] приня-
ла в качестве важнейших критериев районирования также степень забо-
лоченности, распределение болот, типологические особенности их.
В дальнейшем она [207] выделяет собственно болотные регионы Запад-
ной Сибири в пределах Тюменской области, т. е. на территории значи-
тельно большей, чем рассматриваемая здесь нами. Излагая принципы
построения схемы болотных районов, Шумилова ведущую роль в раз-
мещении региональных типов болот придает топогидрологическим усло-
виям и геоморфологии района. Основными признаками выделения бо-
лотных регионов в ее работе послужили: характер географического раз-
мещения типов болот, однотипность или разнотипность и преобладаю-
щие размеры отдельных массивов, а также закономерности их размеще-
ния. Таким образом, само понятие „тип болота” в этой работе приобре-
ло ландшафтный характер, поскольку фитоценологические таксоны ока-
зались топологически, а частично и генетически связанными в законо-
мерно повторяющиеся системы. К последним относятся или изолиро-
ванные болотные массивы, или сочетание таковых в более сложные
крупные болотные системы, приуроченные к определенной геоморфоло-
гической области, например к зандровой равнине Сургутского Полесья.
40
В соответствии с опытом многолетних гидрологических и геоботани-
ческих исследований болотных ландшафтов с применением аэрофото-
съемки [82, 83, 174, 180, 181] в данной работе принято гидроморфологи-
ческое районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых олиготроф-
ных (сфагновых) болот Западно-Сибирской равнины. Впервые оно было
выполнено Е. А. Романовой [177, 178] на примере выделения и описания
отдельных болотных районов. Исходными данными для такого райони-
рования болотных ландшафтов послужили материалы типологического
дешифрирования болот по крупномасштабным аэроснимкам и данные
экспедиционных и стационарных исследований ГГИ.
Сущность гидроморфологического принципа выделения районов за-
ключается в том, что в качестве главных признаков районирования при-
няты структуры болотных ландшафтов различных рангов (микроланд-
шафтов, массивов, систем) и их приуроченность к элементам рельефа
территории. Это позволяет связать выделяемые внутризональные райо-
ны с преобладающими типами водного питания и водно-теплового ре-
жима болот.
Следует отметить, что для выделения болотных районов использова-
ны такие количественные характеристики, как процент заболоченности
всей территории и озерности самих болотных ландшафтов, а также про-
центное соотношение площадей болотных микроландшафтов: лесных,
мохово-лесных, моховых, мохово-травяных, болотных комплексов (гря-
дово-мочажинных, грядово-озерковых, грядово-мочажинно-озерковых).
2.4.2.	Гидроморфологическая характеристика болотных районов. В со-
ответствии с указанным выше принципом выделены девять болотных
районов, которым присвоены названия по расположению их в бассейнах
соответствующих рек (и далее, по главным гидроморфологическим осо-
бенностям болотных ландшафтов): 1 — Северососьвинский, 2—Ка-
зымский, <3 — Обь-Кондинский, 4 — Кондо-Тавдинский, 5 — Лямип-Вах-
ский, 6 — Обь-Иртышский, 7 — Тым-Кетский, 8 — Чулымский, 9 —
Приенисейский (рис. 2.3).
Приведем краткую характеристику перечисленных болотных районов.
1.	Северососьвинский слабозаболоченный район с неболь-
шими олиготрофными болотными массивами котловинного залегания с
моховыми и мохово-лесными болотными микролаидшафтамн. Располо-
жен в бассейнах р. Сосьвы и ее притока Малой Сосьвы (левобережье
р. Оби в нижнем течении), является крайним северо-западным районом
болотной зоны. Этот район приурочен к ледниковым аккумулятивным
плоским и холмистым равнинам в основном эпохи максимального оле-
денения. Характерно чередование холмистого рельефа с приледниковы-
ми впадинами и расчленение территории района речными долинами.
В северной части района встречается остаточная вечная мерзлота.
Заболоченность района 16% Преобладают относительно молодые
олиготрофные болотные массивы, расположенные в сточных котловинах
и долинах рек. Более половины площади болот (55%) занято сфагново-
кустарничково-пушицевыми микроландшафтами, редко облесенными
сосной, высота сосны 3—5 м. Остальная площадь болот (45%) занята
сосново-кустарничково-сфагновыми и сосново-березово-сфагновыми мик-
роландшафтами. Грядово-мочажинные комплексы встречаются редко и
небольшой площади.
Несмотря на растительность верхового типа, торфяная залежь бо-
лотных массивов переходная, глубиной в среднем 1,5—2,0 м. Степень
разложения торфов высокая.
41
2.	Казымский среднезаболоченный район водораздельных мел-
ких и крупных выпуклых олиготрофных болотных массивов с мохово-
лесными и грядово-мочажинными микроландшафтами. Расположен
в бассейнах рек Казыма и Назыма (правый берег р. Оби в нижнем ее
течении), в северо-западной части болотной зоны. Район относится
к приподнятой равнине с эрозионным рельефом, слабо расчлененной
речными долинами.
Заболоченность района 30%. В южной части района находится «Бе-
логорский материк», где болота отсутствуют.
Рис. 2.3. Схема размещения болотных районов па территории зоны выпуклых
олиготрофных (сфагновых) болот.
1 — Северососьвинский, 2— Казымский. 3 - Обь-Кондинский, 4 — Кондо-Тавдннский,
5 - Лям ин-Ва хеки й (подрайоны: а — Лямии-Пимский, б --- Пим-Лга некий, в — Аган-
Вахский), 6 --Обь-Иртышский (подрайоны: а - Салым-Балыкскнй, б — Демьяно-Ва-
сюгаиский, в — Туртас-Иртышский), 7 — Тым-Кетский, 3 —Чулымский, 9 — Приенисей-
ский; А --граница болотной зоны, Б — граница болотных районов, В — граница бо-
лотных подрайонов.
Распределение площади болот по группам типов болотных микро-
ландшафтов следующее: лесных и мохово-лесных — 68%, грядово-мо-
чажинных — 26%, грядово-мочажинно-озерковых — 6%.
Особенностью болот северной части данного района является нали-
чие в торфяной залежи в течение всего лета мерзлого слоя, который,
по-видимому, является очаговым остатком вечной мерзлоты, распро-
страненной в районе Сибирских Увалов.
3.	Обь-Кондинский сильнозаболочеиный район крупных бо-
лотных систем с грядово-мочажинными комплексами, моховыми и мохо-
во-лесными микроландшафтами.
Район расположен в междуречье Оби и Копды, в западной части бо-
лотной зоны. Относится к аллювиальным террасовым равнинам.
Заболоченность района 57%. Болотные системы отличаются обилием
озер и минеральных островков. Последние вытянуты с запада на во-
сток. Соотношение площадей различных микроландшафтов на болотах
следующее: грядово-мочажинных 48%, грядово-озерковых 3%, лес-
ных и мохово-лесных 35%, моховых и мохово-травяных 14%.
42
Средняя глубина торфяной залежи 2,3 м, максимальная — более 6 м.
Наибольшие глубины (4—6 м) торфяной залежи встречаются в грядово-
мочажинных и грядово-мочажинно-озерковых комплексах.
4.	Ко и до - Т а в д и и с к и й сильнозаболоченный район водораз-
тельных олиготрофных болотных систем преимущественно с грядово-
мочажинными комплексами, мохово-лесными микроландшафтами и ев-
трофно-мезотрофными топями. Расположен в основном между реками
Кондой и Тавдой (левые притоки р. Иртыша), в юго-западной части зо-
ны. Поверхность сложена озерно-аллювиальными песками и глинами и
расчленена широкими речными долинами, в которых террасы слабо вы-
ражены и часто переходят одна в другую без заметного уступа. Верхние
террасы также сливаются с плато междуречий. Плато водоразделов за-
няты олиготрофными болотными системами, среди которых много озер.
Речные долины па большой протяженности заняты осоково-гипновыми
болотами.
Заболоченность района 40%. Па выпуклых олиготрофных болотах
преобладают грядово-мочажинные комплексы, которые занимают 48%
обшей площади болот; площади грядово-мочажинио-озерковых комп-
лексов составляют 6%. Лесные и мохово-лесные микроландшафты при-
урочены к более дренированным склонам болотных массивов и состав-
ляют 22% площади болот, ближе к окрайкам расположены мохово-тра-
вяные и травяные микроландшафты, занимающие 6% площади. Для оли-
готрофных водораздельных болот характерно сочетание их с евтрофно-
мезотрофнымп (осоково-гипновыми) топями, которые составляют до
18% площади болот района.
Торфяная залежь на олиготрофных болотах глубиной 4—6 м сложе-
на в основном фускум и комплексно-верховыми торфами, степень разло-
жения которых 20%. Торфяная залежь долинных болот осоково-гиппо-
вая, средняя глубина их 2 м, средняя степень разложения торфов 25%.
5.	Д я м и н - В а х с к и й исключительно заболоченный район круп-
нейших силыюобводиенных и заозерепных олиготрофных болотных
систем преимущественно с грядово-озерковыми и грядово-мочажинно-
озерковымп комплексами.
Район расположен южнее Сибирских Увалов, в правобережной части
бассейна р. Оби (в ее среднем широтном течении), в бассейнах притоков:
Лямин, Пим, Тромъеган, Аган, Вах. Это крупнейший северный район бо-
лотной зоны.
Район характеризуется относительно плоским рельефом с общим
уклоном местности с севера на юг порядка 0,0003- 0,0008. Обширная
зандровая равнина прерывается отдельными приподнятыми увалами и
прорезается многочисленными неглубокими речными долинами. Местами
речные водосборы сплошь покрыты болотами. Высота берегов и поверх-
ности болот вблизи рек над урезом меженных вод всего 1—3 м (исклю-
чая нижние участки наиболее крупных рек: Тромъегана, Агана, Ваха).
Вследствие малых врезов речных долин и малых уклонов рек весной во
время интенсивного снеготаяния и во время паводков уровни болотных
вод на периферии массивов находятся в подпоре.
Па болотах встречается много мелких вторичных озер с торфяным
дном и крупных первичных озер. Последние имеют площадь от 1 до
100 км2, глубину 1,5—2,0 м, редко до 4 м, многие из них имеют песчаное
дно. К востоку от р. Агана общая заболоченность и озерность болот
уменьшается, возрастает облесенность территории, тогда как западнее
леса образуют лишь узкие полосы вдоль рек.
43
Болотные системы района имеют весьма сложное строение и занима-
ют полностью водоразделы и склоны к рекам. Незаболоченные земли
встречаются лишь полосами шириной 0,5—1,0 км вдоль наиболее круп-
ных рек и шириной до 3 км вдоль устьевых участков этих рек.
Преобладающая часть площади болот (до 70%) занята грядово-
озерковыми и грядово-мочажинными комплексами (в составе которых
площадь гряд 60%, озер и мочажин 40%), а также многочисленными
внутриболотными озерами средних и крупных размеров.
Торфяная залежь имеет глубины 1,5—4,5 м, в среднем около 2 м.
В верхних горизонтах преобладает слаборазложившийся фускум-торф,
ниже залегают комплексно-верховой, ангустифолиум, шейхцериево-
сфагновый торфа. Преобладает залежь верхового типа, ближе к Сибир-
ским Увалам — смешанного типа. Залежь малопнистая, без погранично-
го горизонта. Подстилается торфяная залежь мелкозернистыми песками.
Процент заболоченности района весьма высокий (56%). Болота по
территории района распределены неравномерно. Также несколько видо-
изменяются и типы болотных систем. Поэтому целесообразно выделить
три подрайона (см. рис. 2.3), каждый из которых ограничен соответству-
ющими реками: Лямин-Пимский (а), Пим-Аганский (б), Аган-Вах-
ский (в).
Лямин-Пимский подрайон характеризуется наибольшей заболоченно-
стью территории (70%) и озерностью болот. Наиболее распространены
крупные болотные системы, на которых преобладают грядово-мочажин-
ные комплексы (52% площади болот). Грядово-озерковые комплексы
занимают всего 12%. Значительную часть площади болот (36%) состав-
ляют лесные и мохово-лесные микроландшафты.
Пим-Аганский подрайон имеет такую же, как и Лямин-Пимский, за-
болоченность территории (70%) и исключительно высокую озерность
болот. Здесь распространены крупные болотные системы преимущест-
венно с грядово-озерковыми комплексами, которые занимают 56% их
площади. Остальная часть площади занята грядово-мочажинными ком-
плексами (14%), мохово-лесными (18%) и моховыми (12%) микро-
ландшафтами.
Аган-Вахский подрайон имеет заболоченность 35%• Распространены
болотные системы с грядово-мочажинными (34%) и грядово-озерковыми
(37%) комплексами. На склонах болотных массивов распространены
лесные и мохово-лесные болотные микроландшафты (21%), моховые
занимают 8% площади болот.
6.	Обь-Иртышский сильнозаболоченный район крупных слож-
ных олиготрофных болотных систем с распространенными грядово-моча-
жинными, лесными и мохово-лесными болотными микроландшафтами.
Расположен на междуречных пространствах рек Оби и Иртыша, в их
среднем и нижнем течении. Это крупнейший район болотной зоны.
Район относится к Обь-Иртышской плосковолнистой аллювиально-
эрозионной равнине, сложенной озерно-аллювиальными песками и гли-
нами эпохи максимального оледенения [63]. Большая центральная часть
района — обширная платообразная равнина, расчлененная речными до-
линами, расходящимися к западу, северу и востоку. Несколько выделяет-
ся северная часть района, представляющая плоскохолмистую местность.
В западной части (вдоль долины р. Иртыша) развиты лессовидные су-
глинки с выработанными короткими оврагами.
Заболоченность всего района 36%.
Болотные системы полностью покрывают водоразделы рек. Площадь
44
таких болотных систем (например, Васюганское болото) доходит до не-
скольких десятков тысяч квадратных километров. Незаболоченные зем-
ли располагаются вдоль рек полосами шириной 1,5—5,0 км. Высота
берегов рек и поверхности болот над урезом воды в реках достигает
10—15 м.
В распределении микроландшафтов по территории болотных систем
наблюдается определенная закономерность. Плоские центральные части
их заняты в основном грядово-озерковыми комплексами. Склоны заня-
ты грядово-мочажинными комплексами со сфагново-шейхцериевыми
обводненными мочажинами. На более крутых склонах расположены лес-
ные и мохово-лесные микроландшафты. Окрайки заняты осоково-сфагно-
выми и другими сильнообводненными микроландшафтами. В южной
части района (Прииртышье) среди выпуклых олиготрофных болотных
массивов встречаются обширные площади евтрофно-мезотрофных болот-
ных топей, которые особенно характерны для южных склонов Васюган-
ской болотной системы.
Средняя глубина торфяной залежи 3 м, максимальные глубины 7—9 м,
местами до 10—12 м. Верхние горизонты сложены фускум-торфом, глуб-
же залегают слои верхового комплексного и сфагново-пушицевого тор-
фа, местами в придонном слое — древесно-переходные торфа. Исклю-
чение составляет южная часть района (Прииртышье), где встречается
верховая и низинная (в топях) залежь. В этом районе выделяется
три подрайона, границы которых показаны на рис. 2.3, а именно: Са-
лым-Балыкский (а), Демьяно-Васюганский (б), Туртас-Иртыш-
ский (в).
Салым-Балыкский подрайон занимает северную часть района.
Заболоченность его 30%. Здесь встречаются как отдельные болотные
массивы, так и крупные болотные системы. Преобладают лесные и мо-
хово-лесные микроландшафты (41%), а также грядово-мочажинные
комплексы (38%). Грядово-озерковые комплексы занимают всего 4%
площади, моховые и мохово-травяные микроландшафты составляют
окрайки болот (17%).
Демьяно-Васюганский подрайон занимает наибольшую центральную
часть района и характеризуется особо крупными олиготрофными болот-
ными системами, которые расположены на водоразделах первого поряд-
ка и отдельными языками заходят на водоразделы рек второго порядка.
Среди них выделяется хорошо известная в литературе Васюганская бо-
лотная система (площадью до 5 млн. га). На этих болотах берут свое
начало многие реки Обь-Иртышского водораздела: Демьянка, Большой
и Малый Балык, Большой и Малый Юган, Васюган и его притоки и др.
Заболоченность подрайона 35%• Преобладают по площади грядово-
мочажинные (33%) и грядово-озерковые (23%) комплексы. Лесные и
мохово-лесные микроландшафты занимают 44% площади болот. В гря-
дово-озерковых комплексах площадь гряд 85%, а озерков 15%.
Туртас-Иртышский подрайон самый южный в районе, наиболее за-
болочен и обводнен по сравнению с предыдущими подрайонами. Заболо-
ченность территории 45%. Площадь микроландшафтов на болотных си-
стемах распределяется следующим образом. Преобладают грядово-моча-
жинные (28%) и грядово-озерковые (29%) комплексы. Крутые скло-
ны массивов заняты лесными и мохово-лесными микроландшафтами
(16%). Отличительной особенностью олиготрофных болот этого подрай-
она является наличие на них сильнообводненных евтрофных и
евтрофно-мезотрофных (осоково-гипновых, часто грядово-мочажинных)
45
топей, которые занимают 27% площади болот. Указанные топи вытяну-
ты широкими полосами с севера на юг (на южных склонах Большого Ва-
сюганского болота). Из них берут свое начало правые притоки Иртыша
Омь, Тара, Шиш, Малый Туртас.
7.	Тым-Кетский сильнозаболоченный район вытянутых оли-
готрофных болотных массивов преимущественно с мохово-лесными, мо-
ховыми микроландшафтами и грядово-мочажинными комплексами.
Район расположен на территории бассейнов рек Тыма, Кети, правых
притоков р. Оби (восточная часть болотной зоны). Болота занимают
древнеледниковые впадины на водоразделах рек и их террасах и вытя-
нуты в направлении с северо-востока на юго-запад.
Заболоченность района 40%. Распространены олиготрофные болот-
ные массивы. Лесные и мохово-лесные микроландшафты занимают
26% площади болот, такую же площадь занимают моховые микроланд-
шафты. Грядово-мочажинные и грядово-озерковые комплексы, состав-
ляющие соответственно 38 и 10% площади, приурочены к центральным
частям болотных массивов. В долинах и поймах рек встречаются евтроф-
ные (низинные) болотные массивы.
8.	Чулымский среднезаболочеиный район долинных лесных и
облесенных смешанных олиготрофных и евтрофных болотных массивов.
Район расположен в бассейне р. Чулыма — правого притока р. Оби
(юго-восточный район болотной зоны).
В геоморфологическом отношении для района характерно сочетание
плоских понижений с волнистыми и холмистыми повышениями, чем опре-
деляется и расположение болотных массивов в речных долинах и на
водоразделах. Район примыкает к отрогам гор Кузнецкого Алатау и
Восточных Саян.
Заболоченность района 25%. Распространены отдельные относительно
молодые олиготрофные болотные массивы па водоразделах, 79% площа-
ди которых заняты лесными и мохово-лесными микроландшафтами.
В центральной части и на склонах этих массивов встречаются грядово-
мочажинные комплексы, занимающие 21% площади болот. В поймах
и долинах рек встречаются евтрофные лесные и осоковые болотные мас-
сивы.
Торфяная залежь имеет среднюю глубину 2—3 м. Однако глубины
изменяются в широких пределах, в зависимости от местоположения мас-
сивов. В мелких водораздельных западинах глубина залежи 1—2 м, в
наиболее глубоких котловинах — до 4 -6 м. Более половины мощности
торфяной залежи обычно составляет верховой торф, остальную часть —
переходные и низинные торфа.
9.	П р и е н и с е й с к и й слабозаболоченный район небольших болот-
ных массивов и систем с грядово-мочажинными комплексами, лесными и
мохово-лесными болотными микроландштафтами.
Это крайний восточный район болотной зоны, вытянутый вдоль до-
лины р. Енисея. Рельеф слабовсхолмленный. Наличие хорошо развитой
речной сети обусловливает небольшую заболоченность района, около
10%. Это самый низкий процент заболоченности из всех районов болот-
ной зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Лесные и мохово-
лесные микролапдшафты занимают 34%, моховые и мохово-травяные —
16%, грядово-мочажинные комплексы — 45% и грядово-озерковые -
5% общей площади болот.
46
3
Торфяная залежь болот
и физико-механические свойства ее
деятельного слоя
3.1. Строение торфяной залежи
В болотах Западной Сибири содержатся огромные запасы торфа, со-
ставляющие около 60% общесоюзных и 30% мировых его ресурсов [140].
По территории торфяные запасы распределены неравномерно: на-
ибольшие запасы сосредоточены в лесной и лесостепной зонах, наимень-
шие — в зонах тундры, лесотундры и степи. Данные о распределении
этих запасов по наиболее богатым торфом лесной и лесостепной зонам
Западно-Сибирской равнины и по типу торфяной залежи представлены в
табл. 3.1.
Таблица 3.1
Запасы торфа по природным зонам Западно-Сибирской равнины на 1967 г.
(М. И. Нейштадт, 1971 г.)
Зона и подзона	Площадь болот, тыс. га	Запасы торфа, млн. т	Распределение площадей болот и запасов торфа по типам торфяной залежи, %					
			верховая		переходная		низпнная	
			ПЛО' щадь	запасы	пло- щадь	запасы	пло- щадь	запасы
Лесная:	31 966	91 987	56	61.	18	14	26	25
северотаежная	10291	20 979	70	75	29	21	1	4
среднетаежная	6 440	22 831	89	91	10	8	1	1
южнотаежная западная	6 290	19 498	19	22	9	7	72	71
восточная	8 945	28 679	46	57	24	18	30	25
Лесостепная	572	1 090	10	20	7	8	83	72
Обе зоны в целом	32 538	93 077	56	62	20	15	24	23
Средние глубины торфяной залежи по указанным в табл. 3.1 ее ти-
пам составляют: по верховой залежи 2,7 м, по переходной— 1,7 м, по
низинной — 2,1 м [117].
Сведения о торфяной залежи болотных массивов Западно-Сибирской
равнины, исключая болота, расположенные в области многолетней мер-
злоты, достаточно многочисленны благодаря работам целого ряда науч-
ных и производственных организаций (см. разд. 1). По материалам,
приведенным в литературе, и главным образом по данным экспедициоп-
47
пых исследований ГГИ составлена характеристика строения торфяной
залежи по болотным зонам, рассмотренным в разд. 2.
Зона полигональных болот. Сведения о строении торфяной залежи
отдельных болот и районов этой зоны приводятся в ряде работ [7, 19,
20, 30, 104, 161], ознакомившись с которыми можно составить некоторое
представление о мощности и стратиграфии залежи всей исследуемой
территории.
Торфяная залежь болот этой зоны в общем неглубокая.
На полигональных болотах п-ова Ямал мощность торфяной залежи,
по данным В. Н. Андреева [7], составляет 0,5—1,5 м.
В арктической тундре п-ова Ямал, по исследованиям М. С. Боч [19,
20], полигональные болота характеризуются маломощной торфяной
залежью (не более 0,3 м), сложенной слаборазложившимися (8—25%)
сфагновым, сфагново-травяным, травяно-гипповым и травяным торфами.
В субарктической тундре Ямала эти болота имеют значительную
мощность торфа (до 3 м). Торфяная залежь их сложена: на полигонах
низинными осоково-хвощевым, травяным и только в верхнем слое сфаг-
новым или зеленомошным и кустарничковым торфами, а в трещинах
(канавах) между полигонами — сверху сфагново-гипновым, ниже осо-
ково-хвощевым торфами. Степень разложения указанных торфов изме-
няется от 5 до 25%.
На южном Ямале полигональные болота, по данным Н. И. Пьявченко
[161, 162], обычно имеют мощность торфяной залежи 1 —1,3 м, по в от-
дельных местах свыше 3 м. Торфяная залежь на полигонах в верхнем
ее слое (до 20—30 см) представлена верховыми сфагновыми торфами,
местами с примесью корешков кустарничков, а в нижележащих ее сло-
ях— преимущественно низинными (сфагновым, осоковым, гипновым,
хвощевым) торфами. В торфах полигонов обнаружено значительное ко-
личество древесных остатков, главным образом березы, ели и лиственни-
цы. Трещины между полигонами, глубиной обычно около 3 м, кое-где до
5 м, заполнены льдом, прикрытым сверху слоем торфа толщиной около
50 см. Торфяная залежь в трещинах состоит из низинных видов торфа,
отличающихся по ботаническому составу от верхнего слоя торфа на
прилегающих полигонах.
В районе Нового Порта (п-ов Ямал) болота, обследованные Н. Я- Ка-
цем и С. В. Кац [104], имеют следующее строение: под верхним дернис-
тым слоем толщиной 2 см залегает сфагновый торф мощностью 10—20 см,
представленный в основном Sphagnum lenense обычно с примесью Sph.
balticum, иногда Polytrichum и корешков вересковых кустарничков ниже
располагаются преимущественно осоковый, осоково-гипновый и гипно-
вый торфа с примесью хвоща и вахты.
В бассейне р. Щучьей торфяная залежь болот, по исследованиям
II. В. Властовой [30], образована главным образом сфагновым и осоково-
сфагновым торфами со степенью разложения 15—20%. Мощность торфа
этих болот небольшая, только на отдельных их участках достигает 2 м.
Полигональные болота в районе пос. Тазовского, обследованные эк-
спедицией ГГИ, по характеру строения торфяной залежи близки к поли-
гональным болотам южного Ямала. Мощность торфа на болотах этого
района изменяется в довольно широких пределах: от 1 до 5,3 м (рис. 3.1,
3.2). Верхний слой (5—20 см) торфяной залежи полигонов представлен
почти сухими лишайниково-кустарничковым или ангустифолиум торфа-
ми со степенью разложения 5—15%, но в некоторых местах непосредст-
венно под дерниной залегают сфагновые и гипновые низинные торфа со
48
значительной примесью вахты и хвоща. Ниже залежь состоит из низин-
ных преимущественно осоково-гипновых, гипновых, травяных и хвоще-
вых торфов, степень разложения которых составляет 15—25%, в придон-
ных слоях 25—40% Древесные торфа в торфяной залежи полигонов
встречаются редко, несмотря на то что крупные остатки древесной рас-
тительности довольно часто обнаруживаются как у самой поверхности,
так и в залежи. Трещины этих полигональных болот имеют строение,
аналогичное рассмотренному выше. Мощность чистого льда в одной из
Дополнительные знаки:
tit III
it;
nt ~ in £
38
эд
НО
91 r\ 92 О H3
Рис. 3.1. Условные обозначения видов торфа.
1 Верховые: 1 — сосново-пушицевый, 2 — сосново-сфагновый, 3 — пушицевый, 4 — пушицево-
сфагновый, 5 — шейхцериевый, 6 — шейхцериево-сфагновый, 7—фускум-торф, 8 —ангусти-
фолиум-торф, 9 — сфагново-мочажинный, /0 — магелляннкум-торф, //--комплексно-верховой;
I переходные: 12 — древесный, 13 — древесно-травяной, 14 — древесно-осоковый, 15 — древесно-
сфагновый, 16 — шейхцериевый, 17 — пушицевый, 18 — шейхцериево-сфагновый, 19 - - осоково
сфагновый, 20 — сфагновый, 21 — комплексно-сфагновый;! низинные: 22 — древесно-травяной,
23— древесный, 24 —- древесно-осоковый, 25 — древесно-гипновый, 26 — древесно-сфагновый,
27 — хвощевой, 28 — вахтовый, 29 — тростниковый, 30— осоковый, 31 — шейхцериевый, 32- -
травяной, 33 -- осоково-гипновый, 34 — осоково-сфагновый, 35 — гипновый, 36 — сфагновый.
Дополнительные знаки: 37 — песок, 38 — супесь, 39 — глина, 40 — торф, 41 — степень разло-
жения (в процентах), 42— скважина на повышении, 43 — скважина в понижении.
таких трещин, вскрытых в низовье р. Таза, оказалась около 4,5—5,0 м.
Торфяная залежь трещин представлена гипновым и сфагновым низин-
ными торфами со степенью разложения 5—20%.
Торфяная залежь полигональных болот практически всегда находится
в мерзлом состоянии; в течение лета—осени оттаивает лишь верхний
30—50-сантиметровый слой залежи.
Травяные и травяно-моховые некомплексные болота, встречающиеся
в рассматриваемой болотной зоне, характеризуются неглубокой торфяной
залежью (30—50 см), сложенной малоразложившимися (10—25%) ни-
зинными и переходными (осоково-гипновым, осоковым) торфами. Эти
болота в летний период года, как правило, полностью оттаивают.
В целом полигональные болота имеют неглубокую торфяную залежь,
порядка 0,3—1,5 м, за исключением реликтовых болот, где мощность
залежи достигает 3—5 м. По ботаническому составу торфяная залежь
49
~ ~ 10
у| М |у 40
X X
X 20
5.5
Рис. 3.2. Стратиграфические колонки торфяной залежи полигонального болота в райо
не пос. Тазовского
Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.
этих болот достаточно однородна и состоит преимущественно из сфаг-
новых, гинновых, осоковых и травяных торфов с незначительной при-
месью хвоща, вахты и древесных остатков (березы, ели, пихты).
Зона плоскобугристых болот. Торфяная залежь болот этой зоны сла-
бо изучена, и о строении ее можно судить лишь по некоторым сведениям,
содержащимся в работах Н. Я. Каца и С. В. Кац [104], II. И. Пьявченко
[161, 162], Р. В. Федоровой [199] и Н. В. Властовой [30].
В районе г. Салехарда торфяная залежь болот, но данным Н. Я. Ка-
ца, С. В. Кац и II. И. Пьявченко, отличается довольно пестрым строени-
ем при общей мощности залежи 0,9—1,2 м. В верхнем слое (1—2 см)
бугров опа сложена мохово-кустарничковой дерниной, в нижнем — пре-
имущественно осоково-гипновым торфом со значительным количеством
травяных остатков; в мочажинах — осоковым'и осоково-гипновым ни-
зинными, реже сфагновыми торфами. Степень разложения этих торфов
изменяется от 10 до 30%, но в отдельных местах возрастает (особенно в
придонном слое залежи) до 45%.
На террасах р. Полуй (по данным обследования Н. В. Властовой)
мощность залежи на вершинах и склонах торфяных бугров достигает
60 см, в наиболее же пониженных частях мочажин торф нередко совер-
шенно отсутствует. Кое-где среди этих болот встречаются бугры, сплошь
состоящие из минерального грунта и только с поверхности прикрытые
торфяным слоем толщиной 5—10 см. Торфяная залежь бугров в верхнем
се слое представлена сфагновым, в нижнем - гигшово-осоковым и осоко-
во-древеспым торфами со степенью разложения 20—25%, а в отдельных
случаях в придонном слое достигающей 50%. В понижениях (мочажи-
нах) между буграми в торфяной залежи распространены сфагновые и
сфагново-осоковые торфа со степенью разложения 15—20%.
В районе Обской губы торфяная залежь болот (по данным Р. В. Фе-
доровой) мощностью примерно 1,4 м как на буграх, так и в мочажинах
сложена низинными осоковым и сфагново-осоковым торфами с примесью
древесных и травяных остатков. Степень разложения торфов этих болот
в среднем около 20—25%, максимальная достигает 35—40% в придон-
ном слое. В торфяной залежи встречаются небольшие прослой-
ки льда.
В заполярной части междуречья Таза и Енисея, по исследованиям
II. И. Пьявченко п С. С. Федотова, мощность торфа па буграх обычно
1 -2 м, изредка 3 м. Торфяная залежь этих болот состоит в основном из
низинных (осоковых, гипновых и сфагновых) торфов, причем в верхнем
слое со значительной примесью вересковых кустарничков, а в придон-
ном - хвоща. В мочажинах залежь по ботаническому составу очень
близка к торфяной залежи бугров. Степень разложения торфов не пре-
вышает 30%.
На торфяных буграх наблюдается повсеместно деградация расти-
тельного покрова и верхнего слоя торфяной залежи, вследствие чего
торфонакопление на них происходит очень медленно.
Слой оттаивания торфяной залежи в летне-осенний период на буграх
обычно составляет 0,5 м, в понижениях залежь оттаивает полностью на
всю глубину.
Изложенное выше показывает, что плоскобугристые болота, обсле-
дованные в разных частях зоны, значительно различаются по строению
торфяной залежи. Это обстоятельство, а также недостаток данных по
стратиграфии не позволяют составить достаточно полную характеристи-
ку торфяной залежи болот всей рассматриваемой зоны.
51
Зона крупнобугристых болот. Характеристика торфяной залежи бо-
лот этой зоны составлена по материалам, полученным Западно-Сибир-
ской экспедицией ГГИ в районе пос. Пангода, а также по данным,
приведенным в работах А. П. Тыртикова [191, 192], Н. И. Пьявченко и
С. С. Федотова [165].
Мощность торфяной залежи крупнобугристых болот обычно состав-
ляет 1 —1,5 м и только в отдельных местах достигает 3—5 м. Торфяная
залежь, как указывает Л. П. Тыртиков, характеризуется неоднородно-
стью состава торфа и разной степенью его разложения. Верхний слой
залежи сложен сфагновым торфом, нижний — в большинстве случаев
осоковым низинным. В торфяной залежи широко распространены дре-
весные остатки (березы, ели, лиственницы).
В районе пос. Пангода торфяная залежь крупнобугристых болот мощ-
ностью 1,5—3,7 м сложена в основном низинными (сфагновым, осоковым,
хвощевым и древесным) торфами и только в понижениях между буграми
в верхнем слое (0,30—0,75 м) — верховым и переходным (сфагновым)
торфами. Степень разложения торфов в верхнем горизонте порядка 15—
20%, в придонном — 35—40% (рис. 3.3).
Торфяные бугры рассматриваемых болот в течение всего года имеют
мерзлое ядро, состоящее из торфа и минерального грунта (суглинка,
глины) с многочисленными прослойками льда толщиной до нескольких
десятков сантиметров. Оттаивание торфа в летне-осенний период па
буграх происходит в слое 20—60 см, а в понижениях (мочажинах) меж-
ду буграми — па всю глубину залежи (многолетняя мерзлота залегает в
минеральном грунте значительно ниже ложа понижений).
В южной лесотундре междуречья Таза и Енисея мощность торфа на
буграх, по исследованиям Н. И. Пьявченко и С. С. Федотова [165], не-
редко достигает 3—5 м. Торфяная залежь крупнобугристых болот з
основном низинного типа, лишь отдельные слои и участки ее можно от-
нести к переходному и верховому типам. На буграх торфяная залежь
состоит из осоковых, гипновых и сфагновых видов торфов с небольшой
примесью древесных остатков, вахты, хвоща и других болотных трав.
Особенно много хвоща встречается в придонных слоях залежи. Верхний
(деятельный) слой торфяной залежи, содержащий большое количество
остатков вересковых кустарничков, имеет повышенную степень разло-
жения (20—30%) по сравнению с основной толщей залежи (5—10%).
В придонных слоях степень разложения вновь несколько возрастает.
Отмеченное изменение степени разложения торфа по глубине залежи
можно объяснить, по-видимому, интенсивным разложением верхнего,
ежегодно оттаивающего слоя по сравнению с основной толщей залежи,
находящейся в мерзлом состоянии, где процессы разложения отсутст-
вуют.
Торфяная залежь в мочажинах между буграми сильно насыщена во-
дой и по ботаническому составу близка к залежи вышеуказанных буг-
ров, степень разложения несколько выше, при этом наиболее разложив-
шийся торф залегает в нижних слоях.
В этой болотной зоне, как отмечают Н. И. Пьявченко, А. П. Тыртиков
и др., повсюду ясно выражен процесс деградации многолетней мерзлоты
и разрушение бугров.
Зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Характеристика
торфяной залежи болот этой зоны приводится по многочисленным ма-
териалам Западно-Сибирской экспедиции ГГИ и отчасти по некоторым
данным, приведенным в работах М. К- Барышникова [15], А. Я. Бронзова
52
Рис. 3.3. Профиль круп,
нобугристого болота в
бассейне р. Правой Хет-
ты (пос. Папгода).
Микроландшафты: 1 — сфаг-
ново-осоковый, 2 — мохово-
лишайниково-кустарни ч к о-
вый, 3 — лишайниково-ку-
старничковый, 4 — мохово-
кустарничковый. Усл. обо-
значения видов торфа см.
рис. 3.1.
[22, 23], Н. В. Пластовой [30], П. Е. Логинова [121, 122], С. Н. Тюоем-
нова и др. [195].
Болота рассматриваемой зоны обладают более мощной торфяной
залежью по сравнению с другими болотными зонами Запа.пюй Сибири,
что хорошо видно из рис. 3.4. Заметим, однако, что приве.щнные на этом
рисунке кривые обеспеченности глубин торфяной залежи построены на
мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот, 3—зона вогнутых евтрофных (тро-
стниковых) болот.
основе разной по объему информации. Наибольшее количество измере-
ний (4000) использовано при построении кривой для зоны выпуклых оли-
готрофных болот, наименьшее (500) — при построении кривой для зоны
плоских евтрофных и мезотрофных болот (табл. 3.2).
Распределение глубин торфяной залежи по территории, занимаемой
олиготрофными болотами, довольно неравномерное. Средние мощности
Таблица 3.2
Количество измерений, используемых при построении
кривых обеспеченности глубин торфяной залежи для болотных
зон Западно-Сибирской равнины
Болотная зона	Количество измерений
Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот	4000
Плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот	500
Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот	1000
54
о
Рис. 3.5. Кривые обес-
печенности глубин торфя-
ной залежи по отдель-
ным болотным районам
и подрайонам зоны вы-
пуклых олиготрофных
(сфагновых) болот.
Районы: / --Казымский, 2 -
Обь-Кондинский, 3 — Кондо-
Тавдинский, 4 — Тым-Кет-
ский, 5 —Чулымский, 6 - •
Приенисейский; подрайоны:
7 _ Лямин-Пимскнй, 8 —
Пим-Аганский, 9 - Аган-
Вахский, 10 — Салы.м-Балык-
ский, 11 — Дсмьяно-Васю-
ганский.
торфяной залежи на болотах Сургутского Полесья (бассейны рек Ля-
мина, Пима, Тромъегана и правобережье р. Агана) и Приенисейского
района составляют 1,7—1,8 м, а на болотах, находящихся в бассейнах
рек Васюгана, Конды, Тыма, Салыма, Большого Югана и в южной части
водосбора р. Ваха, 2,5—3,2 м. Наибольшие же глубины залежи в рас-
смотренных районах достигают соответственно 4,0—4,5 м и 6,0—6,5 м и
более (в бассейне р. Васюгана отмечена глубина около 10 м). Значения
глубин торфяной залежи и распределение их по территории хорошо вид-
Рис. 3.6. Кривые обеспеченности глубин торфяной залежи в основных микролапдшафтах
но отдельным болотным районам и подрайонам зоны выпуклых олиготрофных (сфаг-
новых) болот.
Кривые 1—4— Лямин-Пимский и Пим-Аганский подрайоны; кривые 5—8 — Обь-Кондинский район и
Аган-Вахский и Салым Балыкский подрайоны. Микроландшафты: 1 и 5 — сфагново-кустарничково-
сосновый; 2 и 6 — сфагново-кустарничковый, облесенный сосной, 3 и 7 — грядово-мочажинный;
4 и 8 — грядово-озерковый.
по из рис. 3.5, на котором представлены кривые обеспеченности мощно-
сти залежи по болотным районам, рассматриваемым в п. 2.4. Например,
в Сургутском Полесье (рис. 3.5, кривые 7, 8) глубины торфяной залежи
порядка 3,0 м очень редки (обеспеченность меньше 7—8%), в то время
как в бассейне р. Васюгана (рис. 3.5, кривая 11) они встречаются значи-
тельно чаще (обеспеченность почти 30%). В пределах границ болотных
массивов глубины торфяной залежи также распределены неравномерно.
Установлено, что грядово-озерковые и грядово-мочажинные комплексы
имеют большую мощность торфяной залежи, чем мохово-лесные (сфаг-
пово-кустарничково-сосновые), а отчасти и моховые (сфагново-кустар-
ничковые, облесенные сосной) группы болотных микроландшафтов
(рис. 3.6).
56
Преобладающим типом торфяной залежи олиготрофных болот явля-
ется верховая залежь, составляющая до 75% общих запасов; переходная
залежь составляет 15%, низинная — 10—15%. На отдельных же заболо-
ченных территориях в бассейнах Лямина, Пима, Тромъегана, Агана и на
водоразделах Ваха и Тыма, Салыма и Большого Балыка верховая и
переходная залежи соответственно составляют 81—95% и 3—11%, а в
бассейне р. Васюгана и на водоразделе рек Кети и Тыма —55—73% и
22—39%. Роль низинной залежи возрастает до 50% и более только в
южной части данной болотной зоны и в бассейне р. Северной Сосьвы '.
Торфяная залежь верхового типа характерна для центральных и скло-
новых участков болотного массива и представлена в основном следую-
щими видами торфов: фускум, комплексным, сфагново-мочажинным,
шейхцериево-сфагновым, шейхцериевым с небольшими прослойками ма-
гелляникум, пушицево-сфагнового, пушицевого и сосново-сфагнового.
При этом фускум и комплексные торфа либо слагают всю толщу залежи,
что характерно для центральной части болотного массива, либо подсти-
лаются маломощным слоем из переходных торфов, которые на контакте
с минеральным грунтом сменяются низинными торфами. Верховые торфа
отличаются низкой степенью разложения (5—30%).
Торфяная залежь переходного типа обычно встречается по периферии
обширных водораздельных болот, а также на небольших по площади мас-
сивах, расположенных в поймах и на террасах рек. Причем на послед-
них болотных массивах она слагает всю толщу залежи. Переходная
торфяная залежь обычно представлена сфагновым, шейхцериево-сфаг-
новым, пушицевым, древесно-сфагновым и осоково-сфагновым видами
торфа, которые распространены в придонных горизонтах верховой за-
лежи.
Торфяная залежь низинного типа и соответственно низинные виды
торфа в целом составляют небольшую долю торфяной залежи зоны оли-
готрофных болот. Низинные торфа слагают всю толщу торфяной залежи
болот только в поймах рек, на болотах же водораздельных пространств
они распространены лишь в виде незначительных прослоек в придонном
слое верховой или переходной залежи и, как правило, вместе с переход-
ными торфами заполняют отрицательные формы первоначального релье-
фа ложа болота. Из низинных видов торфа наиболее распространены
сфагновые, осоковые, травяные, шейхцериевые, хвощевые и древесные
торфа со степенью разложения 25—30%, местами до 40—45%. На рис.
3.7—3.10 показаны характерные для зоны выпуклых олиготрофных болот
стратиграфические профили, построенные по данным экспедиции ГГИ.
Болота в бассейне р. Северной Сосьвы и в южной части данной зоны,
как уже отмечалось, имеют несколько иное строение торфяной залежи.
Из табл. 3.3 видно, что в бассейне р. Северной Сосьвы преобладает тор-
фяная залежь низинного типа. При этом залежи верхового, переходного
и смешанного типов приурочены только к надпойменным террасам, в то
время как низинная залежь распространена повсеместно. В видовом со-
ставе каждого из типов торфяной залежи болот бассейна р. Северной
Сосьвы господствуют те же торфа, что и для всей зоны выпуклых оли-
готрофных болот, рассмотренных выше.
В южной части этой болотной зоны (бассейны рек Тавды, Туртаса п
южные склоны Васюганья), среди олиготрофных болотных массивов
1	Болота средней и южной частей бассейна р. Северной Сосьвы детально исследова-
ны экспедицией Геолторфразведки в 1957, 1958 гг.
57
широко распространены осоково-гипновые топи, торфяная залежь кото-
рых целиком сложена низинными (преимущественно осоковым, гишювым
и осоково-гипновым) торфами со степенью разложения от 5 до 40%.
В придонных слоях торфяной залежи на болотах южных склонов Ва-
сюганья встречаются тростниково-осоковые и осоковые торфа, а в бас-
сейне р. Большого Туртаса древесно-осоковые, древесно-травяные и
шсйхцсрисвыс торфа.
Таблица 3.3
Распределение глубин и типов торфяной
залежи болот в бассейне р. Северной Сосьвы
(по данным Геолторфразведки)
Тип торфяной залежи	Доля от всей толщи торфяной залежи, %	Средняя глубина, м
Низинная	73	2,5
Переходная	1	1,5
Верховая	18	2,2
Смешанная	8	2,6
Строение торфяной залежи олиготрофных участков таких болот по
существу ничем не отличается от других болот этой зоны. На обширных
же осоково-гипновых топях встречаются выпуклые верховые массивы
типа „рямов”. Торфяная залежь рямов состоит из мощной толщи верхо-
вых торфов (главным образом фускум, комплексный) и небольших слоев
переходных и низинных торфов (по окрайке ряма), врезанных в окружа-
ющую низинную залежь топей. В центре рямов верховые торфа залега-
ют часто до минерального грунта. На рис. 3.11 представлен стратигра-
фический профиль рассмотренных выше болот.
Анализ стратиграфических профилей торфяной залежи болот Сургут-
ского Полесья, бассейнов рек Агана, Конды и междуречья Салыма и
Югана по отдельным болотным микроландшафтам показывает, что верх-
ние слои ее по видовому составу достаточно однородны. Последнее хоро-
Рис. 3.11. Стратиграфический профиль болотного массива в бассейне р. Большого Тур-
таса.
Усл. обозначения см. рис. 3.1 и 3.8.
58
Таблица 3.4
Процентное соотношение видов торфа, подстилающего растительный покров в основных микроландшафтах зоны выпуклых олиготрофных
болот Западной Сибири (по данным ГГИ)
Микроландшафт	1 Площадь, зани- маемая микро- ландшафтом, %	К -О- о. „ s		Виды торфа									
		Глубина тс ной залеж) от—-до	средняя	фускум	магелля- никум 1		ангусти- фолиум	дузениум	балтикум	комплекс- но-верхо- вой	1	сфагново- 1 мочажин- , НЫЙ	! i 1		пушице- во-сфаг- ново- вер- ховой	шейхце- риево- । сфагново-. верховой I 1		апикуля- тум
Сфагново-кустарничково-сосно- вый	25	0,5-5,0 2,4		73/35	10/2	2/0,5			14/10		1/0,5		
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной	6	0,5—4,5 2,2		60/15	5/1	2/1	3/-	2/10	14/20	9/-	3/0,2		2/—
Сфагново-кустарничково-пуши- цевый, облесенный сосной и сухостоем	4	0,5—5,0 2,0		28/10	4/3	15/2			27/6	17/4	2/1	1/-	6/1
Грядово-мочажинный	32	0,5-7,5 2,6		гр. 83/38	3/1	2/1			12/12				
				м.			1/05 |2,5/0,б|			90/41		4/1	|2,5/1	
Грядово-мочажинно-озерковый	11	1,0-6,5 3,2		гр. 100/46									•
				м.					22/--	78/-			
Гр ядово-озерковый	16	0,5-6,0 2,8		гр. 100/50									
												1	
Примечания: 1. Для составления таблицы использованы данные маршрутных исследований в районах Сургутского Полесья
(Пим-Агаи) и бассейнов рек Копды, Пойка, Ваха.
2.	В числителе — процент площади, занимаемой данным видом торфа, подстилающего растительный покров в рассматриваемом болот-
ном микроландшафте. В знаменателе — мощность данного вида торфа (в %) от общей мощности торфяной залежи в рассматриваемом
болотном микроландшафте.
3.	Для комплексных микроландшафтов в верхних строках приведены данные для гряд (гр.), в нижних—для мочажин (м.).
шо видно из табл. 3.4, в которой приведены результаты обработки дан-
ных по стратиграфии. В сфагново-кустарничково-сосновом микроланд-
шафте верхний слой залежи сложен преимущественно (73% ио площади)
фускум-торфом, составляющим 35% ее глубины. В комплексных микро-
ландшафтах (грядово-мочажинном, грядово-мочажинпо-озерковом) в
верхнем слое залежи гряд залегает исключительно фускум-торф, мощ-
ность которого составляет 34—50% мощности всей залежи, а в верхнем
слое залежи мочажин — преимущественно сфагново-мочажинный, реже
комплексно-верховой торф. Другие виды торфа (магелляпикум, ангусти-
фолиум, пушицево-сфагновый, шейхцериево-сфагновый) в верхнем гори-
зонте торфяной залежи встречается редко (табл. 3.4).
Мощность верхнего слоя торфяной залежи, сложенного одним и тем
же видом торфа, по отдельным болотным микроландшафтам изменяется
от 0,5 до 4,0 м.
Однородность верхнего слоя торфяной залежи однотипных, а в ряде
случаев и разных по типу микроландшафтов позволяет с большим осно-
ванием распространять водно-физические характеристики залежи, полу-
ченные в отдельных пунктах, на обширные пространства неисследован-
ных болот рассматриваемой зоны.
Т а б л и ц а 3.5
Характеристика пнистости торфяной залежи до глубины 1,5 м по группам
болотных микроландшафтов
Глубина зале- гания пней в торфе, м	Число пней в группе			Суммарное количество иней по горизонтам	Пнист ОСТЬ, %
	мохово-лесная	моховая	комплексная (на грядах)		
0,5	53	11	24	88	0,9
0,6	25	3	16	44	0,5
0,7	26	4	16	46	0,5
0,8	26	5	12	43	0,4
0,9	24	5	25	54	0,6
1,0	42	и	19	72	0,8
1,1	20	4	17	41	0,4
1,2	7	6	19	32	0,3
1,3	31	2	26	59	0,6
1,4	19	2	6	27	0,3
-1,5	18	2	о	25	0,3
Количество учетных пло- щадок	53	1 17	10	80	—
Примечание. Данные приведены по материалам Западно-Сибирской экспедиции
ГГИ (по болотам в бассейне рек Пойка, Ваха, Ватинского Егапа). Пнистосгь опреде-
лена методом зондировки (па каждой площадке 120 проколов) торфяной залежи.
В верхнем слое торфяной залежи (до 1,5 м) достаточно хорошо про-
слеживаются пнистые горизонты на глубинах 0,5; 1,0 и 1,3 м (табл. 3.5).
Зона олиготрофных (сфагновых) болот, как показал анализ строения
торфяной залежи, характеризуется следующими основными особенностя-
60
ми: 1) сравнительно большой мощностью (средние глубины 2,5—3,2 м,
максимальные — до 6м и более; 2) преобладанием залежи верхового
типа, сложенной в основном фускум, комплексным, сфагново-мочажин-
ным и шейхцериево-сфагновым торфами; 3) однородностью торфов верх-
них слоев залежи в однотипных, а в ряде случаев и разнотипных болот-
ных микроландшафтах; 4) распространением в придонном слое торфяной
залежи древесных торфов и почти отсутствием сапропеля, несмотря на
обилие озер.
Зона плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лес-
ных) болот. Болота этой зоны характеризуются довольно однообразным
но видовому составу строением торфяной залежи и сложены преимуще-
ственно осоковым и осоково-гипновым низинными торфами со степенью
разложения 15—65%. На отдельных болотных массивах в залежи
встречаются прослойки гипнового и тростникового торфов, последний
распространен, как правило, в придонном слое.
В пределах этой болотной зоны торфяная залежь осоковых и осоко-
во-гипиовых микролапдшафтов представлена осоковым и осоково-гипно-
вым торфами с небольшой прослойкой гшшовых, мощность которых из-
меняется в пределах 1—4 м, при средней глубине торфа 1,5 м. В качест-
ве иллюстрации на рис. 3.12 приведен стратиграфический профиль тор-
фяной залежи болот притеррасного болотного массива, расположенный
в долине р. Туры. Рямы, распространенные среди низинных болот этой
зоны, отличаются большой мощностью торфяной залежи (до 6,5 м), сло-
женной верховыми (преимущественно фускум), а в придонном слое ни-
зинными торфами.
Лесная группа болотных микролапдшафтов рассматриваемой зоны
слабо изучена, поэтому характеристика торфяной залежи их не приво-
дится.
Зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных)
болот. Торфяная залежь болот данной зоны мощностью чаще всего 1 —
2 м, в целом по составу достаточно однородная и сложена главным обра-
зом низинными (тростниковыми и осоковыми) торфами со степенью раз-
ложения 5—35%.
На болотах водораздела рек Тобола и Ишима, по исследованиям
А. А. Генкеля и П. Н. Красовского [41], торфяная залежь глубиной 1,5—
2,0 м представлена в основном тростниковым и тростниково-осоковым
торфами.
На территории Барабинской низменности торфяная залежь „зай-
мищ” (по данным М. С. Кузьминой, 1957 г.) сложена преимущественно
осоковым и тростниковым торфами и только в придонном слое — сфагно-
во-осоковым или осоково-сфагновым торфом. Глубина этих болот не пре-
вышает 2 м.
В восточной части Барабинской низменности тростниково-осоковые
и тростниковые болота (Узаклинский болотный массив, обследованный
экспедицией ГГИ) по строению торфяной залежи мало чем отличаются
от займищ. Их торфяная залежь в основном состоит из осокового, из-
редка тростникового и осоково-гипнового торфов со степенью разложе-
ния 10—35%.
Мощность залежи большей частью составляет 0,5—1,5 м, местами
в центральных участках Узаклипского болотного массива, где встреча-
ются осоково-гипновые микроландшафты, достигает 2,0 м.
Торфяная залежь травяных засоленных болот мощностью до 1,0 м
представлена исключительно осоковым низинным торфом.
61
Рис. 3.12. Стратиграфический профиль Тарманского
Микроландшафты: 1 — осоковый, 2 — осоково-гипновый, 3 — гипново-осоковый,
видов торфа см. рис. 3.1.
болотного массива (бассейн р. Туры).
4~ мозаичный, 5 — грядово-мочажинный. Ус/:.
обозначения
Рис. 3.13. Стратиграфический профиль Узаклинского болотного массива,
Микролапдшафты; 1 - сфагново-кустарничково-сосиовый, 2 березово-осоковый, 3 — осоковый, 4 -осоково-вейниковый, 5 —
тростниковый, о -- гростниково-осоковый, 7 - тростниковый. Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.
Отличительной особенностью болот рассматриваемой зоны является
наличие среди обширных низинных болот выпуклых верховых рямов.
Основная толща торфяной! залежи рямов, по данным исследований
ГГИ, сложена малоразложившимся верховым торфом (преимуществен-
но фускум) мощностью 1—4 м и степенью разложения 5-—15% с неболь-
шими прослойками комплексных, сосново-сфагновых, магелляникум и
ангустифолиум-торфов, мощность которых около 1,0 м, а степень раз-
ложения 10—20%. Ниже находятся переходные торфа (сфагновые, осо-
ково-сфагновые, осоковые); их мощность норой достигает 3 -3,5 м. Эти
горфа часто залегают непосредственно на минеральном грунте. На от-
дельных участках рямов (чаще у озер) под переходными торфами рас-
пространены низинные торфа (осоковые, сфагновые, осоково-сфагновые)
мощностью обычно до 1,0 м, изредка до 1,5 м. Довольно часто в придон-
ном слое залежи встречается сапропель толщиной около 0,5—
0,8 м [87].
Помимо рассмотренного строения торфяной залежи рямов встречает-
ся и несколько иная их стратиграфия, описанная Г. Я. Бронзовой [24] и
М. И. Нейштадтом [139].
По данным Г. Я- Бронзовой, основная толща торфяной залежи рямов
сложена малоразложившимся сфагновым верховым торфом, который
подстилается сфагново-тростниковым. Придонные слои торфяной залежи,
как правило, представлены тростниковым торфом, в редких случаях
встречается сапропель. Мощность верховых торфов в пределах 1—7 м, а
переходно-низинных — 0,5—1,5 м.
М. И. Нейштадт [139] отмечает, что на территории Барабинской лесо-
степи основная толща рямов состоит из сфагнового верхового торфа,
который подстилается осоково-тростниковым, а ниже его располагается
сапропель. В отдельных случаях верховой сфагновый торф залегает
непосредственно на сапропеле или на минеральном грунте.
Максимальная мощность торфяной залежи рямов изменяется от
2,5 до 8 м в зависимости от стадии развития ряма, его плановых разме-
ров и выпуклости.
Изложенное выше о строении торфяной залежи болот этой зоны
иллюстрируется профилем Узаклипского болотного массива (рис. 3.13).
3.2.	Строение деятельного слоя
Деятельным слоем торфяной залежи называется ее поверхностный
горизонт, в котором наиболее активно протекают процессы влаго- и теп-
лообмена болот с окружающей средой и в первую очередь с атмосферой
[171]. Теоретическое и экспериментальное обоснование разделения тор-
фяной залежи на два генетически разнородных горизонта — деятельный
и инертный — было сделано впервые в работах К. Е. Иванова [81] и
В. Д. Лопатина [124]. Позднее это разделение было уточнено в работах
[36,83,171,175].
В деятельном слое торфяной залежи происходит впитывание атмос-
ферных осадков и конденсация водяного пара из атмосферы, наиболее
интенсивное фильтрационное стекание воды вдоль склона болотного
массива, подток воды к испаряющей поверхности и поглощение ее кор-
невыми системами растений. Вследствие взаимодействия этих процессов
в деятельном слое постоянно изменяются влажность, аэрация и глубина
уровня болотных вод.
63
В этом же слое наблюдаются наибольшие суточные и сезонные коле-
бания температуры торфяной залежи и происходят фазовые превращения
воды и связанные с этим изменения состояния торфяной залежи: ее за-
мерзание и оттаивание.
Рассматриваемый слой является активным и в смысле торфообразо-
вания: в нем происходит отмирание массы живого органического веще-
ства и наиболее активно протекают аэробные биохимические процессы
разложения.
Деятельный слой сверху ограничен поверхностью растительного ков-
ра болота, характеризующегося обычно неровным микрорельефом *. По-
Рис. 3.14. Схематический
разрез деятельного слоя
торфяной залежи
СПБ — условная поверхность
на высоте средних отметок
микрорельефа, принимаемая
за верхнюю границу дея-
тельного слоя; Лк— го-
ризонт развития микро-
рельефа; Zp—мощность де-
ятельного слоя.
этому за его верхнюю границу целесообразно принять условную поверх-
ность, проходящую на высоте средних отметок выпуклых и вогнутых
форм микрорельефа 1 2. За нижнюю границу деятельного слоя принимают
поверхность, параллельную верхней границе и совпадающую с поверхно-
стью средних минимальных уровней болотных вод в данном микроланд-
шафте [83] (рис. 3.14).
Высокая активность деятельного слоя но влагообмену и зависимость
интенсивности гидрологических процессов от глубины залегания уровня
болотных вод обусловлены наличием особой структуры его органического
скелета и резким изменением ее по глубине. По описаниям структуры
разрезов мерзлых монолитов, отобранных из торфяной залежи верховых
болот [82, 83], самый верхний слой от поверхности головок мха до глуби-
ны 3—8 см состоит из вертикально расположенных стеблей мха, кустар-
ничков и трав. Поры между стеблями этих растений имеют хорошо вы-
раженную вертикальную ориентировку; размеры их зависят от густоты
растительного покрова. Под слоем живого мохового покрова залегает
слой, в котором отмершие стебли мха находятся в стадии перехода в го-
ризонтальное положение. Вследствие изменения способа укладки мохо-
вой очес отличается большим разнообразием размеров пор: от крупных
пор и полостей между стеблями до очень мелких пор-углов, образуемых
чешуйчатыми листьями на стеблях и ветках сфагновых мхов. Толщина
этого слоя в разных микроландшафтах различна, чаще от 5 до 20 см,
под западинами она, как правило, меньше, чем под кочками. Ниже слой
мохового очеса имеет горизонтальную ориентировку частиц и более плот-
ную их упаковку. Поры становятся более однородными по размерам.
1 При наличии мохового покрова за поверхность болота на данном участке при-
нимается поверхность головок .мха, при отстуствии мха — поверхность дернины на
уровне узлов кущения травянистых растений, а при отсутствии растительности вооб-
ще — поверхность торфа [136].
2 Для повышения точности взаимной увязки данных уровенных наблюдений и ха-
рактеристик водно-физических свойств торфяной залежи, поскольку они приводятся
к верхней границе деятельного слоя, но определяются обычно в различных пунктах
микроландшафта.
64
На болотах с травяным растительным покровом слой с не сложившей-
ся еще структурой тоньше, чем на моховых болотах, и состоит в основ-
ном из обломков стеблей и корневых систем отмерших и живых растений.
Поэтому деятельный слой залежи травяных болот имеет резкие измене-
ния размеров пор только в тонком поверхностном слое толщиной 3—
10 см. Ниже пористая структура торфа изменяется мало.
Форма и строение частиц органического скелета в моховом очесе
и торфе низкой степени разложения обусловлены морфологическими осо-
бенностями растений-торфообразователей. На верховых болотах основ-
ными торфообразователями являются различные виды сфагновых мхов.
Их листья в виде выпуклых чешуек покрывают ветви и стебли растения,
образуя таким образом частицы сложного строения с большой поверхно-
стью и внутренними порами. Травянистые же растения и кустарнички
образуют частицы менее сложного строения.
Размеры частиц зависят от вида растений и мало варьируют у раз-
ных индивидуумов одного и того же вида растений. Поэтому размеры
внешних пор в моховом очесе и слаборазложившемся торфе зависят глав-
ным образом от плотности укладки частиц в объеме торфяной
залежи.
Изменение способа укладки и уплотнение частиц растительных остат-
ков в торфогенном слое приводят к интенсивному росту объемного веса
абсолютно сухого вещества с глубиной. По экспериментальным данным,
полученным на верховых болотах, расположенных в бассейне р. Конды
и в междуречье Ваха и Ватинского Егана, естественное уплотнение мо-
хового очеса в торфогенном слое составило в разных микроландшафтах
300 — 480% по отношению к объемному весу сухого вещества в живом
моховом покрове, что соответствует уплотнению растительного вещества
в среднем на 2,5% на каждый сантиметр глубины.
Экспериментальное определение аналогичной характеристики на ни-
зинных болотах Западной Сибири показало, что объемный вес сухого
вещества торфяной залежи гипново-осоковых, осоково-тростниковых или
вейниково-осоково-тростниковых болот увеличивается в среднем на 0,2—
0,3% на каждый сантиметр глубины. При этом заметное уплотнение за-
лежи наблюдается до глубины 40—50 см от поверхности болота.
Помимо механического уплотнения, на структуру материала в тор-
фогенном слое залежи оказывают влияние биохимические процессы раз-
ложения растительных остатков. В результате разложения появляются
новые органические вещества, главным образом гуминовые кислоты и
гуматы. В торфе они образуют сложные коллоидные комплексы, хими-
ческий состав которых может определять фазовое состояние высокоди-,'
сперсной фракции и его гидрофильность.
В торфогенном слое верховых болот гуминовые вещества находятся
в молекулярно-дисперсном и коллоидно-дисперсном состояниях и поэто:
му легко вымываются атмосферными осадками в подстилающие слои
залежи и частично выносятся за пределы болотного массива [37, 166]^
Поэтому пористая структура деятельного слоя на верховых болотах
формируется в основном за счет грубодисперсной фракции неразложив;
шихся остатков сфагновых мхов и других растений.
На низинных же болотах, благодаря более высокой минерализаций
болотных вод, высокодисперсная фракция торфа состоит преимущест-
венно из гуматов (органо-минеральных соединений гуминовой кислоты с
двух- и трехвалей'гными металлами) в виде коагуляционных структур й
агрегатов, заполняющих промежутки между остатками неразложивших-
бб
3 Зак. 3185
ся растений и, таким образом, участвует в формировании пористой струк-
туры деятельного слоя торфяной залежи.
Изменчивость структуры материала в деятельном слое моховых бо-
лот имеет место не только в вертикальном (по глубине), но и в горизон-
тальном (в плане) направлениях. Изменчивость структуры мохового
очеса в плане связана с изменением по площади микроландшафта видо-
вого состава растительных сообществ. По данным полевых исследова-
ний [35, 36], различные виды сфагновых мхов, а также многие другие бо-
лотные растения могут нормально развиваться только при определенном
диапазоне глубин уровня болотных вод, т. е. при конкретных, ограничен-
ных узкими пределами условиях увлажнения и аэрации поверхностного
слоя торфяной залежи. Поэтому состав растительных сообществ на раз-
ных по высоте элементах микрорельефа существенно изменяется, обу-
словливая тем самым существующее изменение на различных микро-
участках деятельного слоя структуры мохового очеса: размеров, строения
и плотности сложения образующих его частиц. Общие сведения о строе-
нии деятельного слоя залежи, рассмотренные выше, относятся как к ев-
ропейским, так и к сибирским болотам.
Данных о строении деятельного слоя торфяных залежей Западной
Сибири очень мало [33, 52, 53, 67]. Сведения о характере микрорельефа
на поверхности этих болот, толщине и строении поверхностного слоя
торфяной залежи имеются лишь по болотным массивам, на которых ве-
дутся стационарные и экспедиционные наблюдения за водно-тепловым
режимом (см. табл. 1.1). Практически совсем не изучен деятельный слой
болот зоны многолетней мерзлоты.
Комплексное и наиболее детальное изучение деятельного слоя торфя-
ной залежи выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири проводи-
лось экспедициями Государственного гидрологического института с
1966 г. При этом в программе исследований особое внимание уделялось
получению объективных количественных характеристик горизонта раз-
вития микрорельефа и достаточно обоснованному определению средней
поверхности болота (СПБ?)1 в различных микролапдшафтах. Последнее
было особенно важно для привязки (в высотном отношении) всех экспе-
риментальных данных по строению и водно-физическим свойствам дея-
тельного слоя. Ниже дается характеристика деятельного слоя торфяной
залежи по полученным экспериментальным данным для микроландшаф-
тов зоны выпуклых олиготрофных болот.
Наиболее сложной по строению является верхняя часть деятельного
слоя, находящаяся в пределах высоты развития микрорельефа [35, 36].
Здесь деятельный слой состоит из множества соприкасающихся своими
основаниями выпуклых форм микрорельефа и не представляет собой
сплошного торфяного пласта. Для расчета средних характеристик
свойств среды, варьирующих в этой части деятельного слоя, нужны воз-
можно более точные морфометрические данные о строении микрорелье-
фа. Для получения этих данных при исследовании западно-сибирских
болот применялся статистический метод линейной таксации [34, 136]
поверхности, заключающийся в съемке профилей х(1) (где х — превы-
шение поверхности болота над уровнем грунтовых вод, I — расстояние
от некоторого постоянного начала) вертикального сечения горизонта
1 Средняя поверхность болота (СПБг)—условная поверхность, находящаяся на
высоте средних отметок выпуклых и вогнутых форм микрорельефа, определенная при
данной глубине (z) уровня болотных вод.
66
развития микрорельефа над уровнем болотных вод и вероятностно-ста-
тистическом анализе этих профилей.
Выполненный вероятностно-статистический анализ профилей х(1)
показал, что они обладают свойствами эргодических стационарных фун-
кций Это позволяет вести расчет статистических морфометрических
характеристик микрорельефа по одному произвольно выбранному в за-
данном направлении профилю х(1) достаточной длины и затем распро-
странять их на всю площадь микроландшафта.
Вычисленное по профилю х(Г) статистическое математическое ожи-
дание X ординат профиля численно равно глубине уровня болотных вод
относительно СПБг в момент съемки данного профиля х(Г). Благода-
ря свойству стационарности профилей х(1) величина X на всей площади
данного микроландшафта одинакова. Практически зеркало болотных
вод и СПБ2 могут считаться параллельными поверхностями. Это под-
тверждается результатами экспериментальной проверки свойства ста-
ционарности профилей х(Г), приведенными в табл. 3.6.
Таблица 3.
Результаты проверки свойства стационарности профилей х (/) относительно уровня
болотных вод
Название бо- лотного поста	Микроландшафт	№ профиля	Статистические характеристики горизонта микрорельефа				
			*=-*СПБ	S	с0		°Х
Мортымья	сфагново-кустарничковый,. об-	1	—36,7	10,5	0,35	0,48	± 1,27
	лесеннын сосной (с отдельны- ми мочажинами)	2	—36,2	11,7	0,35	—0,37	±1,48
Супра	сфагиово-осоково-кустариичко-	1	—28,3	8,6	0,44	0,27	±0,97
	вый, облесенный сосной	2	—28,4	8,2	0,44	0,30	±0,91
Урай	сфагново-кустарничково-сос-	1	—37,7	10,1	0,37	0,03	±1,20
	НОВЫЙ	2	—38,1	9,9	0,40	0,12	±1,17
		3	—37,1	10,1	0,40	0,03	±1,19
Примечание. гСПБ — глубина уровня болотных вод от СПБг, равная X. Дли-
на каждого из профилей х (/) составляла 90 м, интервалы между ординатами профиля
А /= 10 см, —вероятная ошибка определения X по профилю х(1).
Условие параллельности уровня болотных вод по отношению к СПБ
используется для приведения к СПБ экспериментальных характеристик
деятельного слоя и „привязки" к ней поверхности элементов микрорель-
ефа, а также поверхности опытных монолитов, отбираемых из торфяной
залежи, „нулей” отсчета уровня водомерных скважин, положения от-
дельных слоев торфяной залежи и т. п. Полевые работы производились
согласно разработанной в отделе болот ГГИ инструкции, основанной на
упоминавшихся выше исследованиях П. К. Воробьева [36].
На основании указанных выше свойств профилей х(1) и с помощью
известных из теории вероятности математической статистики приемов
т Дифференциальный ш (х) и интегральный W (х) законы распределения ординат
профиля х (I), а также их статистическое математическое ожидание X и дисперсия на
различных отрезках профиля, снятого в одном микроландшафте, практически мало от-
личаются и с увеличением длины профиля стремятся к постоянным нх значениям.
67
анализа эргодических стационарных случайных функций [119] были
определены для большого числа профилей х(/) статистическое матема-
тическое ожидание X, среднее квадратическое отклонение S, коэффици-
енты вариации Cv и асимметрии Cs, а также дифференциальный ы(х)
Рис. 3.15. Осредненные интегральные кривые W (х)
распределения высот микрорельефа для микролаидшаф-
тов зоны выпуклых олиготрофных болот Западной
Сибири.
1—9 — номера кривых IF(x), указанные в табл. 3.7.
щенные для различных групп микроландшафтов, имеющих наибольшее
распространение в зоне выпуклых олиготрофных болот Западно-Сибир-
ской равнины, приводятся в табл. 3.7 и на рис. 3.15.
1 Способы съемки профилей х (/) вертикального сечения горизонта микрорельефа
относительно уровня болотных вод и вероятностно-статистической обработки их, а так-
же приемы оценки точности полученных статистических характеристик изложены в На-
ставлении [136].
68
Данные табл. 3.7 показывают, что строение микрорельефа существен-
но и закономерно изменяется в зависимости от типа микроландшафта и
соответственно от места нахождения данной группы микроландшафтов
на болотном массиве относительно направления линий тока.
Судя по величине среднего квадратического отклонения S и ампли-
туды колебаний ординат профилей х(1) Ак, наибольшего развития го-
ризонт микрорельефа достигает в микроландшафтах, расположенных на
склонах болотных массивов (табл. 3.7).
Здесь микроландшафты представлены преимущественно комплекса-
ми различных растительных ассоциаций и имеют резко выраженные
крупные формы микрорельефа поверхности в виде обширных понижений
(иногда занятых озерами), мочажин и гряд. Микроландшафты, находя-
щиеся в центральной части крупных болотных массивов или занимающие
полностью отдельные небольшие выпуклые массивы, имеют несколько
меньшую мощность горизонта развития микрорельефа. Значительно мень-
ше, чем в других микроландшафтах, развит микрорельеф в безлесных
микроландшафтах, занимающих сильно обводненные ложбины на кон-
такте с суходолами или другими болотными массивами.
Из приведенных в табл. 3.7 значений коэффициента асимметрии
видно, что в подавляющем большинстве исследованных микроландшаф-
тов горизонт развития микрорельефа имеет симметричное или близкое
к нему строение. Меньшая часть микроландшафтов, для которых Cs
составляет 0,75—1,65, имеют асимметричное строение горизонта микро-
рельефа за счет увеличения удельного веса площади, запятой плоскими
понижениями и мочажинами.
В соответствии с общей теорией развития болотных массивов и опре-
делением понятия „микроландшафт” [83] микроландшафты, относящиеся
к одному и тому же типу, должны обладать одинаковым микрорельефом
и одинаковым составом растительного покрова, Поэтому осредненные
данные, приведенные в табл. 3.7, могут быть использованы для характе-
ристики строения микрорельефа микроландшафтов соответствующих
типов на других, неисследованных болотных массивах в зоне выпуклых
олиготрофных болот Западной Сибири.
Интегральные кривые U7(x), построенные по данным статистической
обработки профилей х(1), являются суммарными характеристиками рас-
пределения элементов микрорельефа по высоте относительно СПБ или
кривыми заполнения растительным веществом слоя развития микрорель-
ефа. По ним определялись различные морфологические характеристики
слоя развития микрорельефа: его толщина, площади (в % от общей
площади микроландшафта), которые занимают элементы микрорельефа
той или иной высоты относительно СПБ, а также устанавливались коли-
чественные соотношения свободной емкости межкочечных понижений и
объемов кочек в горизонте микрорельефа при различной высоте уровня
болотных вод относительно СПБ. Осредненные кривые Ц7(х) для выде-
ленных в табл. 3.7 болотных микроландшафтов приведены на рис. 3.15.
Они так же, как и данные табл. 3.7, могут быть использованы для ха-
рактеристики соответствующих микроландшафтов неисследованных бо-
лот.
В соответствии с определением деятельного слоя [81, 124] толщина
.его численно равна глубине среднего многолетнего минимального уровня
болотных вод в данном микроландшафте. Аналогично этому деятельный
слой болот, находящихся в зоне распространения многолетней мерзлоты,
должен представлять собой слой сезонного оттаивания торфяной залежи
69
Таблица 3.7
Статистические характеристики профилей х (Z) вертикального сечения горизонта
развития микрорельефа в различных микроландшафтах, обследованных в зоне
выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири
Тип микроландшафта	Приуроченность	Амплитуда изме- нения ординат профиля х(1) см	Среднее квадра- тическое откло- нение S см	Коэффициент 1 вариации Cv	Коэффициент асимметрии	№ кривой W (х) 1 на рис. 3.15*
Сосново-сфагново-кустарничко- вый (с отдельными мочажи- нами)	На контакте с минеральными островами	68	12,8	0,40	0,11	1
Сфагново-кустарничково-сосно- вый	Центр, дрениро- ванные участки	51	9,0	0,41	0,06-0,61	2
Сфагново-кустарничково-сосно- вый (с отдельными мочажи- нами)	Склоны	71	13,2	0,41	0,33—0,40	1
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной	Центральные участки	49	8,6	0,42	0,48	2
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной (с отдель- ными мочажинами)	Склоны,	56	10,0	0,34	—0,39 — —(—0,48)	3
Лишайниково-сфагново-кустар- ничковый, облесенный сос- ной	Пологие склоны	45	8,7	0,40	—0,14— —(-0,02)	2
Сфагново-пушицево-кустарнич- ковый, облесенный сосной	Окрайки	46	9,1	0,50	0,30-0,62	8
Сфагново-осоково-пушицево- кустарничковый с сухостоем и редкой низкорослой сос- ной	Окрайка, застой- ные топи	38	6,2	0,45	0,58-1,51	9
Сфагново-осоково-шейх церие- вый (с вахтой)	Проточные топи в истоках болотных ручьев и речек	34	5,6	0,40	0,23—0,75	4
Гр ядово-мочажинный комплекс: гряды (40%) сфагново-ку- старничковые, облесенные сосной; мочажины (60%) сфагново-шейх- цериево-осоковые	Центральная часть	98	17,1	0,37	0,47	5
Грядово-мочажииный комплекс: гряды (40—50%) сфагново-кус- тарничковые, облесенные сос- ной; мочажины (50—60%) сфагново-осоково-шейхцерие- вые	Склоны	54	14,2	0,71	0,40—0,46	6
Грядово-мочажинно-озерко- вый комплекс: гряды (40%) сфагново-кустар- ничковые, облесенные сосной и березой; мочажины (40%) сфагново-осоково-шейхцерие- вые; озерки—20% Грядово-озерковый комплекс: гряды (40%) сфагново-кустар- ничковые, облесенные сосной	Склоны (филь- трационные то- пи)	93	15,8	0,51	1,65	5
	Склоны	58	п,з	0,38	-0,11-0,16	7
* Для микроландшафтов с одинаковым или достаточно близким распределением
высот микрорельефа на рис. 3.15 приводятся осредненные кривые W (х).
7Q
и, следовательно, его мощность должна определяться величиной тепло-
энергетических ресурсов поверхностного слоя залежи. В данном случае
гидрологический термин „деятельный слой торфяной залежи” имеет та-
кое же смысловое значение, как и аналогичный термин, используемый в
мерзлотоведении. Поэтому расчет толщины деятельного слоя производит-
ся по данным уровенных наблюдений и наблюдений за оттаиванием тор-
фяной залежи в условиях многолетней мерзлоты (табл. 3.8).
Таблица 3.8
Толщина деятельного слоя торфяной залежи (слой сезонного оттаивания) болот
в зоне многолетней мерзлоты
Характеристика участка	Средняя толщина дея- тельного слоя, см
1. Полигональные болота (район пос. Тазовского):	
различные участки полигональных болот	35—40
полигон с лишайниково-кустарничковой растительностью	36
эрозионные ложбины стока со сфагново-осоковой расти- тельностью 2. Плоскобугристые болота (бассейн р. Правой Хетты):	47
плоские повышения с лишайпиково-сфагново-кустарничко- вой растительностью 3. Верховые болота в районах деградации многолетней мерзлоты (оз. Нумто):	49
сфагново-кустарничково-лишайниковый микроландшафт	40
проточные топи в таликовых понижениях со сфагново-осо- ково-шейхцериевой растительностью	32
Для определения толщины деятельного слоя микроландшафтов раз-
личных болотных зон Западной Сибири были использованы материалы
соответствующих видов стационарных наблюдений на болотных постах
Гидрометслужбы и экспедиционных исследований гидрометеорологиче-
ского режима болот Западной Сибири, полученные экспедицией ГГИ в
период с 1959 по 1972 г.
Расчет средних многолетних минимальных уровней воды для всех
микроландшафтов болотных зон, расположенных южнее Сибирских Ува-
лов, производился по наблюденным уровням периода летне-осенней ме-
жени (июнь — октябрь). При этом было замечено, что в некоторых ми-
кроландшафтах верховых болот минимальные зимние уровни, особенно
перед началом снеготаяния, были ниже, чем в летне-осеннюю межень.
Однако в расчет они не принимались, так как падение уровня болотных
вод ниже деятельного слоя в это время обусловлено главным образом
перераспределением влаги в торфяной залежи (термокапиллярным под-
током болотных вод к нижней границе промерзающего слоя залежи и
закреплением ее в этом слое) и мало зависит от влагообмена болот с
окружающей средой из-за резкого его уменьшения в этот период года
[131].
Результаты расчетов толщины деятельного слоя, выполненных по дан-
ным уровенных наблюдений, приведены в табл. 3.9 и 3.10 раздельно для
микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот и зоны плоских
евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых) и вогнутых евтрофных
71
(тростниковых) и засоленных (травяных) болот. Приведенные в этих
таблицах значения толщины деятельного слоя следует рассматривать как
приближенные, так как они были вычислены по сравнительно коротким
рядам уровенных наблюдений (до 12 лет). По мере удлинения рядов
наблюдений они могут быть уточнены. Однако можно утверждать, что
отклонения от приведенных значений при этом составят не более 10—
20%, так как произведенный параллельный расчет средних минимальных
уровней за 60-летний период по восстановленным уровням и за 8-летний
период по наблюденным уровням дал весьма незначительные расхожде-
ния между ними: 2—5 см (табл. 3.9).
Таблица 3.9
Толщина деятельного слоя торфяной залежи болотных микроландшафтов зоны
выпуклых олиготрофных болот
Микроландшафт	Толщина деятельного слоя, см	
	по данным на- блюдений за глубиной уров ня болотных вод	вычислен- ная по ме- теорологи- ческим данным1
Мохово-лесная группа:		
сфагново-кустарничково-сосновый	54	58
сфагиово-кустариичковый, облесенный сосной Моховая группа:	49	47
сфагново-осоково-пушицево-кустарничковый, облесенный сухостоем и низкорослой сосной Мохово-травяная (проточные топи):	22	—
сфагново-осоково-шейхцериевый Грядово-мочажинный комплекс:	16	—
гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной (50%), мочажины сфагиово-шейхцериевые (50%)	44	49
гряды сфагново-кустарничково-лишайниковые, ^облесенные сосной (50%); мочажины сфагново-осоковые (50%) Грядово-мочажиино-озерковый комплекс:	38	42
гряды сфагново-кустарничковые, редко облесенные сосной (40%); мочажины сфагново-шейхцериевые и сфагново-пуши- цевые (40%); озерки (20%) Грядово-озерковый комплекс:	33	—
гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной (40— — 50%); озерки (60—40%)	39	41
1 Расчет средних минимальных уровней выполнен по методике, рассмотренной в ра-
боте [142], по данным метеорологических наблюдений на станции Сургут за 60-летний
период.
Из табл. 3.9 и 3.10 видно, что толщина деятельного слоя в различ-
ных микроландшафтах существенно различается. На исследованных вер-
ховых болотах она изменяется от 16 до 54 см, а на низинных — От 26 до
95 см. При этом Наибольшая толщина деятельного слоя залежи была
получена на верховых болотах для группы мохово-леснык микроланд-
72
Таблица 3.10
Толщина деятельного слоя торфяной залежи болотных микроландшафтов зоны
плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных болот и зоны вогнутых
евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот
Микроландшафт	Толщина деятельного слоя, см	
	в данном мнкро- ландшафте	средняя для группы микро* ландшафтов
Лесная группа:		
березово-осоковый	74	85
березово-кустарниково-осоковый	95	
Травяно-лесная группа:		
осоково-березовый	49	
Кустарниковая (ивовая) группа:		
ивово-осоково-кустарниковый	24	
ивово-березовый	26	33
осоково-кустарниковый	49	
Травяная группа:		
осоковый кочкарник	49	
осоково-тростииковый	51	48
тростииково-осоковый	45	
Мохово-травяная группа:		
гипново-осоковый	52	
Комплексная группа:		
мозаичный (гипново-осоково-кустарниковый)	35	
грядово-мочажинный (гипново-осоково-кустарниковый)	38	36
Примечание. За поверхность болота при определении толщины деятельного
слоя принята средняя поверхность кочек, так как СПБг в этих микроландшафтах еще
не установлена.
шафтов, занимающих центральные части болотных массивов, а на ни-
зинных болотах для группы лесных микроландшафтов, расположенных
на дренируемых окрайках болот; наименьшая толщина — для сфагново-
осоковых проточных топей и для группы кустарниковых (ивовых) избы-
точно увлажненных микроландшафтов.
Сравнивая полученные значения толщины деятельного слоя
(табл. 3.9), с величиной	соответствующих микроландшафтов
(табл. 3.7), можно видеть, что горизонт развития микрорельефа в ряде
случаев составляет большую часть деятельного слоя.
Содержание сухого вещества в деятельном слое
торфяной залежи было определено в трех микроландшафтах зоны вы-
пуклых олиготрофных болот, находящихся в бассейне р. Конды и на
водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана. Исследование проводилось с
соблюдением условий строгой привязки экспериментальных данных к
элементам микрорельефа и СПБ. В одном микроландшафте отбиралось
73
от четырех до семи монолитов (колонн) торфяной залежи с ненарушен-
ной структурой на всю глубину деятельного слоя. При этом учитывалось
строение слоя развития микрорельефа в данном микроландшафте. Мо-
нолиты отбирались из повышенных и пониженных элементов микро-
рельефа с таким расчетом, чтобы по ним можно было получить данные
о величине и характере уплотнения органического вещества с глубиной
на разных микроучастках деятельного слоя, отличающихся ботаниче-
ским составом мохового очеса и имеющих различную высоту относитель-
но СПБ.
Характеристика объемного веса сухого вещества (р г/см 3) в колоннах
торфяной залежи определялась через 5 см по всей их глубине Ч
В результате для каждой колонны была получена экспериментальная
кривая изменения объемного веса сухого вещества с глубиной относи-
тельно СПБг p = f(H). Значения р и Н для этих кривых приведены в
приложении 2 по различным микроландшафтам.
Анализ семейства частных кривых p~f(H) совместно с кривыми рас-
пределения высот микрорельефа ш(х) и W(x) в данном микроландшаф-
те позволяет составить представление о пространственном изменении
плотности сложения органического скелета мохового очеса и торфа в де-
ятельном слое, включая слой развития микрорельефа, и проследить, в
частности, влияние высоты микрорельефа на вид кривых p = f (Н). Из при-
о	Ар
ложения 2 видно, что интенсивность уплотнения мохового очеса -г-тт
w	А П
до глубины 40 см на различных микроучастках деятельного слоя зави-
сит от высоты их поверхности относительно СПБ. Чем меньше высота
относительно СПБ, тем больше интенсивность уплотнения очеса с глу-
биной. Следовательно, частные кривые p = f(H), полученные по отдель-
ным колоннам, характеризуют изменение объемного веса сухого вещест-
ва с глубиной только на тех микроучастках деятельного слоя, высота
поверхности которых близка или равна высоте (А//) исследованных ко-
лонн торфяной залежи относительно СПБ. Поэтому расчет средних по-
слойных значений рн для деятельного слоя микроландшафта произво-
дился с учетом удельного веса площади микроучастков, занимаемой
элементами микрорельефа соответствующей высоты относительно СПБ.
Расчет выполнен по формуле
S Рн
--	м=1	/п , .
где рн — значения объемного веса сухого вещества (г/см3) в слое на глу-
бине Н см от СПБг, снимаемые с частных кривых р = /(//); FM — площа-
ди микроучастков (в % от всей площади микроландшафта), характери-
зуемые соответствующими частными кривыми p=f(H), снимаемые с
интегральной кривой распределения высот микрорельефа IF(x) по дан-
ным о привязках поверхности колонн торфяной залежи к СПБ.
Результаты расчета средних послойных значений рн для исследован-
ных микроландшафтов приведены в последних графах таблиц приложе-
ния 2.
1 Методика экспериментального определения объемного веса абсолютно сухого
вещества в колоннах торфяной залежи изложена в Наставлении [136].
74
Поскольку в других болотных зонах Западной Сибири аналогичные
подробные исследования не проводились, в приложении 3 приведены дан-
ные о содержании сухого вещества из литературных источников [32, 53,
67], полученные по единичным или нескольким колоннам торфяной за-
лежи, для ряда низинных микроландшафтов зоны евтрофных и мезо-
трофных (осоково-гипновых болот) и зоны тростниковых и засоленных
(травяных) болот. Эти данные не приведены в высотном отношении к
СПБг и не являются надежной средней характеристикой изменения объ-
емного веса сухого вещества в деятельном слое торфяной залежи соот-
ветствующих типов микроландшафтов. Однако их можно использовать,
для ориентировочных оценок возможных изменений структуры материа-
ла в деятельном слое неисследованных микроландшафтов этих болотных
зон.
3.3. Водно-физические свойства деятельного слоя болот
Водно-физические свойства торфяной залежи неосушенных болот За-
падно-Сибирской равнины изучены слабо. Имеющиеся в работах [52, 53,
67] экспериментальные характеристики капиллярной влагоемкости, во-
доотдачи и водопроводимости торфяной залежи ряда низинных болотных
массивов получены по ограниченному числу образцов и монолитов,
вследствие чего они могут существенно отличаться от их средних значе-
ний в соответствующих микроландшафтах. Кроме того, они не увязаны
с морфологическими характеристиками деятельного слоя, что почти
исключает возможность их распространения по территории. Поэтому
такие экспериментальные данные практически могут быть использованы
только для приближенной оценки вероятных изменений той или иной
из указанных характеристик по глубине в поверхностном слое
залежи.
Более детальное и широкое изучение водно-физических свойств дея-
тельного слоя торфяной залежи сибирских болот началось с 1966 г.
Западно-Сибирской экспедицией Государственного гидрологического ин-
ститута в районах нефтяных и газовых месторождений Тюменской обла-
сти, расположенных в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот.
Целью этих исследований являлось определение для различных типов
болотных микролапдшафтов средних или расчетных значений капилляр-
ной влагоемкости, водоотдачи и водопроводимости деятельного слоя
торфяной залежи.
Исследование водно-физических свойств деятельного слоя проводи-
лось одновременно с изучением его строения. Все экспериментальные
данные с возможно более высокой точностью привязывались к СПБг и
элементам микрорельефа. Это позволило рассмотреть влияние микро-
рельефа и связанной с ним изменчивости ботанического состава расте-
ний-торфообразователей на структуру материала в деятельном слое раз-
личных микроландшафтов и установить некоторые общие закономерно-
сти изменения водно-физических свойств материала в поверхностном
слое залежи.
Полученные результаты были использованы для усовершенствования
общей методики ведения исследования деятельного слоя болотных ми-
кроландшафтов и разработки методических приемов экспериментально-
го определения расчетных значений капиллярной влагоемкости, водоот-
дачи и водопроводимости торфяной залежи.
75
3.3.1.	Капиллярные свойства. Под капиллярными свойствами грунта
понимается его способность поднимать жидкую воду и удерживать не-
которое количество последней над уровнем грунтовых вод благодаря
подъемной силе поверхностного натяжения менисков во внешних порах.
Способность торфяной залежи всасывать и поднимать воду на неко-
торую высоту принято выражать величиной сосущей силы 1 1g Р или по-
тенциалом почвенной влаги 1 2 (Ф), а количество воды, которое тот или
иной слой залежи способен удерживать в своих порах при различной
глубине уровня болотных вод — капиллярной влагоемкостью этого слоя
WK(P), где Р — отрицательное гидростатическое давление в капилляр-
ных порах в см вод. ст., численно равное глубине уровня воды относи-
тельно середины слоя.
В торфяной залежи над уровнем болотных вод всегда находится не-
которое количество влаги, которая по форме взаимодействия с органи-
ческим скелетом мохового очеса (торфа) не относится к категории ка-
пиллярно-связанной воды. В данном случае имеется в виду: вода углов
пор, удерживаемая между чешуйчатыми листьями мха силами поверх-
ностного натяжения и расклинивающего давления; вода внутри клеток
отмерших и живых растений и вода в виде пленок на поверхности частиц.
Часть этой воды удерживается в сфагновом очесе и торфе низкой степе-
ни разложения очень слабыми силами и может участвовать в естествен-
ных процессах перемещения влаги в торфяной залежи. Поскольку разде-
ление связанной воды на ее категории и выделение последних в «чистом
виде» оказывается весьма сложным, при эспериментальном определении
кривых капиллярной влагоемкости W(P) к категории капиллярной воды
условно относят всю слабосвязанную воду.
Рассмотренные выше характеристики капиллярных свойств торфя-
ной залежи IgP, Ф и WK (Р) могут определяться разными методами и с
применением различных приборов. Определение же их в деятельном слое
торфяной залежи чаще всего производится по методу капилляриметров,
который позволяет получить подробную характеристическую функцию
-	= f (Р) распределения объемов связанной воды по величине сил,
удерживающих ее в порах сфагнового очеса (торфа), для любого доста-
точно тонкого (толщиной 5 см) слоя торфяной залежи.
Экспериментальные функции -^ = /('/’) или вычисленные по ним
кривые '^~=f(r)i'^=f(r)'A другие(где v и s — объем и площадь сечения
пор радиусом г) используются для расчета коэффициентов водоотдачи
торфяной залежи, высоты капиллярного поднятия воды и кривых распре-
деления равновесной влажности в зоне аэрации, капиллярной влагопро-
водности.
1 Сосущая сила IgP — характеристика натяженности влаги в почвенных капилля-
рах, обусловленной действием менисковых сил, равная логарифму абсолютной вели-
чины отрицательного гидростатического давления в см вод. ст., измеренного на данной
высоте относительно уровня болотных вод.
2 Потенциал почвенной влаги — количество работы, которое необходимо затратить
для того, чтобы переместить единицу массы воды от свободной ее поверхности (уров-
ня), где запас потенциальной энергии воды условно принимается равным нулю, на ту
или иную высоту над этой поверхностью. Вследствие того что масса воды, заключен-
ная в единице объема, равна единице, потенциал почвенной влаги численно равен аб-
солютной величине отрицательного гидростатического давления Р, выраженного в см
вод. ст.
76
Между отрицательным гидростатическим давлением Р (или IgP и Ф)
и равновесной влажностью W отдельных слоев торфяной залежи могут
быть получены эмпирические связи W (Р). Такие связи используются в
основном как тарировочные кривые при производстве наблюдений за
влажностью в соответствующих слоях торфяной залежи с помощью вла-
гопотенциометров.
Однородные слои торфяной залежи, имеющие одинаковую пористую
структуру, образуют одну общую для них связьТГ^Р). Однако в подавля-
ющем большинстве болотных микроландшафтов пористая структура мо-
хового очеса и торфа в деятельном слое залежи не остается одинаковой
как в вертикальном (по глубине), так и в горизонтальном (в плане) на-
правлениях в связи с естественной изменчивостью в этих же направле-
ниях плотности укладки частиц органического скелета и видового соста-
ва очеса. Поэтому связи W (Р) в общем их виде для построения профи-
лей равновесной влажности в деятельном слое залежи не используются.
Такие профили могут быть построены по связям более совершенным, учи-
тывающим фактические изменения пористой структуры материала в этом
слое залежи.
Для изучения общих закономерностей изменения влагоемкости W (Р)
мохового очеса и торфа в деятельном слое верховых болот вследствие
естественного уплотнения органического скелета при торфообразовании
в ГГИ были проведены специальные эксперименты по исследованию свя-
занной воды, удерживаемой отдельными частицами (живыми и отмер-
шими растениями сфагновых мхов) и различными по плотности и бота-
ническому составу образцами торфяной залежи с ненарушенной струк-
турой. Значительная доля образцов, предназначенных для данного ис-
следования, была отобрана из деятельного слоя верховых болот Запад-
ной Сибири, в бассейне р. Конды.
Экспериментальная часть исследования выполнялась с помощью
капилляриметров с гидравлической системой отсоса связанной воды по
методике, изложенной в Наставлении [136]. В результате были получе-
ны эмпирические кривые д-р-=/(г1) в диапазоне изменения отрицатель-
ного гидростатического давления Р от 0 до 150 см вод. ст. Вычисленные
по ним значения влагоемкости W (Р), исследованных образцов торфяной
залежи и отдельных частиц мохового очеса приводятся в таблицах при-
ложения 4.
Данные табл. 3.11, полученные путем интегрирования эксперимен-
тальных функций д-р- = f(P) по диапазонам отрицательного гидроста-
тического давления, показывают, что общее содержание слабосвязанной
воды (переходящей в свободное состояние при изменении Р от 0 до
100 см вод. ст.) зависит от объемного веса абсолютно сухого вещества
(р г/см3) сфагнового очеса (торфа) и существенно уменьшается с уплот-
нением органического скелета образцов. В рассматриваемых примерах
при изменении объемного веса сухого вещества от 0,0202 до 0,0816 г/см3
общее содержание слабосвязанной воды уменьшилось почти в два раза
(от 86,0 до 47,5%)- Из этих же данных видно, что с уплотнением органи-
ческого скелета в моховом очесе происходит резкое сокращение суммар-
ного объема и числа наиболее крупных пор с капиллярным натяжением
Р=04-10 см вод. ст. и увеличение числа пор меньшего размера с капил-
лярным натяжением Р = 104-40 см вод. ст. Увеличивается также число
мелких пор с капиллярным натяжением Р = 504-100 см вод. ст. Однако
77
Таблица 3.11
Количество связанной воды, отсосанной из разных по плотности (р г/см8) образцов
сфагнового очеса и торфа при последовательном ступенчатом изменении отрицательного
гидростатического давления от 0 до 100 см вод. ст.
Интервалы изменения Р,	р г/с№							
	0,0202		0,0417		0,0567		0,0816	
см вод. ст.	а	6	а	б	а	б	а	6
0—10	66,9	77,8	31,5	44,7	9,7	15,8	4,3	9,0
10—20	8,4	9,8	16,1	22,8	17,8	29,1	10,3	21,7
20—30	3,2	3,7	6,8	9,6	10,2	16,7	8,4	17,7
30-40	2,2	2,6	3,0	4,3	6,3	10,3	6,0	12,6
40—50	1,1	1,3	3,5	5,0	4,9	8,0	3,9	8,2
50—70	2,0	2,3	4,6	6,5	7,1	11,6	6,7	14.1
70—100	2,2	2,6	5,0	7,1	5,2	8,5	7,9	16,6
0—100	86,0	100	70,5	100	61,2	100	47,5	100
Примечание, а—количество связанной воды в % от объема образца; б — то
же в % от объема всей отсосанной воды.
общее содержание подвижной воды в мелких порах остается еще очень
малым по сравнению с крупными порами. Кроме того, суждение о каче-
ственной перестройке пористой структуры мохового очеса при его уплот-
нении было получено па основании анализа данных, приведенных в табл.
3.12. Это следует из сопоставления величин общей объемной влажности
W (Р) структурных образцов и вычисленной наибольшей предельной вла-
гоемкости частиц Нечаст (Р), которую они могли бы проявить в тех же
образцах очеса при условии свободной укладки без механического сжа-
тия и уплотнения. Соответствующие вычисления для четырех образцов с
равномерно увеличивающимся объемным весом сухого вещества приво-
дятся в табл. 3.12.
Из полученных данных видно, что разность W(Р) — ^част(Р), отобра-
жающая количество воды в образце сверх влагоемкости частиц, умень-
шается по мере уплотнения скелета очеса и сокращения размера внешних
пор между частицами. Для образца с объемным весом сухого веще-
ства 0,0816 г/см3 эта разность имеет отрицательный знак. Последний
указывает на то, что при столь плотной укладке частицы уже не прояв-
ляют своей наибольшей влагоемкости из-за механического сжатия
и уменьшения расстояний между чешуйчатыми листьями на ветках
и стеблях мха.
Таким образом, приведенный выше анализ экспериментальных дан-
ных показал, что капиллярная влагоемкость Ц7К (Р) сфагнового очеса
и слаборазложенного торфа, а также влагоемкость W4aCT(P) частиц
(растений) в их составе зависят от степени уплотнения органического
скелета в единице объема торфяной залежи. При этом общее количество
слабосвязанной воды, удерживаемой в углах пор между структурными
формами частиц и в порах между растениями, приходящееся на едини-
цу веса сухого органического вещества, по мере уплотнения очеса умень-
шается, а энергия связи системы вода — органическое вещество увеличи-
вается. Экспериментальные данные свидетельствуют также о том, что
78
Таблица 3.12
Общая влагоемкость W (Р) (в процентах) образцов сфагнового очеса и торфа,
характеризующихся различным уплотнением органического скелета р, и влагоемкость
частиц Нечаст (Р) (в процентах) в их составе при разном отрицательном
гидростатическом давлении Р
	р г/см3											
	0,0202			0,0417			0,0567			0,0816		
Р см вод. ст.	W (Р)	g я ST h	g 1 £ 1 W h 1	W (Р)	^част	(<7) 1ЭВЬД1 — - (</) zll 1	W (Р)	g л в* ь	g 1 £ S& h 1	W (P)	g a B*	(j) “Bh41 — — (d) Д1
0	98,5	32,3	66,2	97,2	66,7	30,5	96,2	90,7	5,5	94,5	130,5	—36,0
5	49,0	28,8	20,2	87,2	59,5	27,7	93,9	80,9	13,0	92,7	116,5	—23,8
10	31,6	24,7	6,9	65,7	51,1	14,6	86,5	69,5	17,0	90,2	100,0	—9,8
15	26,4	23,3	3,1	55,5	48,2	7,3	74,1	65,6	8,5	86,0	94,4	—8,4
20	23,2	22,1	1,1	49,6	45,6	4,0	68,7	62,0	6,7	79,9	89,3	—9,7
30	20,0	19,8	0,2	42,8	40,9	1,9	58,5	55,6	2,9	71,5	80,0	—8,5
40	17,8	17,5	0,3	39,8	36,1	3,7	52,2	49,1	3,1	65,5	70,6	—5,1
50	16,7	15,5	1,2	36,3	32,0	4,3	47,3	43,5	3,8	61,1	62,6	—1,0
70	14,7	13,2	1,5	31,7	27,2	4,5	40,2	37,0	3,2	54,9	53,3	1,6
100	12,5	12,0	0,5	26,7	24,7	2,0	35,0	33,6	1,4	47,0	48,3	—1,3
130	11,2	10,9	0,3	24,2	22,5	1,7	31,7	30,6	1,1			
слабосвязанная вода в углах пор и капиллярная вода в порах между час-
тицами удерживается в сфагновом очесе силами одного и того же по-
рядка.
Рассмотренные выше изменения характеристики распределения сла-
босвязанной воды в очесе при его уплотнении позволяют объемную
влажность в зоне аэрации деятельного слоя залежи представить как
функцию двух независимых переменных: отрицательного гидростатичес-
кого давления Р, действующего на связанную воду, и объемного веса су-
хого вещества р, являющегося показателем величины уплотнения орга-
нического скелета в единице объема,
W = f(P,p).	(3.2)
На рис. 3.16 приьедены графики связи экспериментальных значений
равновесной влажности ТГр в образцах мохового очеса с различным
объемным весом сухого вещества р при отрицательном гидростатичес-
ком давлении Р, равном 10 и 150 см вод. ст. Для промежуточных значе-
ний Р в диапазоне 10</Р/< 150 см вод. ст. связи WP (р) являются
столь же тесными. Эти графики показывают, что объемная влажность
при значениях действующего на связанную воду отрицательного гидро-
статического давления Р от 0 до 150 см вод. ст. находится в линейной за-
висимости от объемного веса сухого вещества:
Wp — тР р,	(3.3)
где №р — объемная влажность в %; тР — коэффициент удельной влаго-
емкости, характеризующий запас равновесной влаги в образце на едини-
цу веса твердой фазы очеса (г/г абсолютно сухого вещества).
79
Из рис. 3.16 видно, что эксперимен-
»Vp%
те

80
60
20
тальные данные образуют две связи
WP = mp р с разными угловыми коэффи-
циентами т для одних и тех же значе-
ний Р. Связь II построена по опытным
данным, полученным по образцам сфаг-
нового очеса и торфа с преобладанием
Sph. fuscum и Sph. angustifolium, а связь
I — по данным, полученным по образ-
цам из мочажин и западин на избыточно
увлажненных участках болот, сложенных
Sph. balticum, dusenium и cuspidatum
(очесом и торфом). С ростом абсолютной
величины отрицательного гидростатиче-
ского давления разница между угловыми
коэффициентами связей I и II уменьша-
Рис. 3.16. Графики связи WP =f (р) при различном
отрицательном гидростатическом давлении Р.
Болото Ламмин-Суо: 1 — сфагново-кустарничково-пуши-
цевый, облесенный сосной н сфагново-пушицевый микро-
ландшафты и гряды в грядово-мочажинном комплексе.
Болото в бассейне р. Конды (болотный пост Мортымья,
в районе озер Сырковое н Няр-Тов-Тур); 2 — сфагново-
кустарничковый, облесенный сосной мнкроландшафт»
п	, гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной; 3—
О	UflZ	р цСМ4 мочажины сфагново-пушнцево-шейхцериевые в грядово-
мочажинном комплексе.
ется, и при |Р|>70 см вод. ст. значения этих коэффициентов практиче-
чески становятся равными.
Связи между WP и р являются достаточно тесными и характеризу-
ются коэффициентами корреляции г от 0,75 до 0,96.
Из того же рисунка видно, что данные, полученные по образцам тор-
фяной залежи западно-сибирских и европейских болот образуют единые
связи Wp=mPp, что указывает на универсальность последних.
Дальнейший анализ экспериментальных данных показал, что между
коэффициентами удельной влагоемкости т и абсолютной величиной
отрицательного гидростатического давления |Р| имеется тесная корре-
лятивная связь, которая аппроксимируется уравнением
m = e«-*igpi	(3.4)
где е — основание натуральных логарифмов, п и k — коэффициенты для
рассмотренных выше групп видов сфагнового очеса, значения которых
устанавливаются по опытным данным. Для образцов сфагнового очеса
(торфа) с преобладанием Sph. fuscum и Sph. angustifolium n = 8,33; k=
=0,870, а для образцов Sph. balticum, Sph. dusenium и Sph. cuspidatum
n = 8,96; k= 1,165.
В соответствии с выражениями (3.3) и (3.4) формула для определе-
ния равновесной влажности в зоне аэрации деятельного слоя будет иметь
вид
WP = en~k,spp.	(3.5)
Вычислить полную влагоемкость очеса (торфа) Wn формула не позво-
ляет, так как при Р = 0 \q Р=± со. В этом случае надо предварительно
получить значение тР = 0 по следующему выражению, ограничивающему
верхний предел коэффициента влагоемкости:
80
mp=Q 100 (-i—	(3.6)
где yT — удельный вес (плотность) органического вещества, который для
сфагнового очеса и слаборазложившегося торфа в среднем равен
1,5 г/см3.
Тогда
№п = тР=о Р-	(3.7)
Для упрощения операции вычисления влажности по формуле (3.5)
на рис. 3.17 приводятся расчетные графики для сильно и слабо обводнен-
ных торфов. На этих графиках верхняя наклонная прямая (№п) соответ-
ствует значениям полной влагоемкости очеса (торфа) по формуле (3.7)
в зависимости от величины р.
Рис. 3.17 Универсальные графики для определения равновесной влажности в зоне
аэрации деятельного слоя верховых болот.
а — для сфагнового очеса и торфа с преобладанием Sph. fuscum, Sph. angustifolium; б — для
мочажин и других переувлажненных участков с преобладанием Sph. balticum, Sph. dusenii,
Sph. cuspidatum.
Формула (3.5) выведена путем исследования коррелятивных связей
W=f(p, Р). Поскольку эти связи были получены по ограниченному экспе-
риментальному материалу (данные 48 опытов) значения W, вычисленные
по формуле (3.5), включают в себя некоторую ошибку, обусловленную
недостаточно точным определением средних значений коэффициента
удельной влагоемкости т. Указанную ошибку приближенно можно опре-
делить, воспользовавшись известным в вариационной статистике
приемом оценки вероятных отклонений средней выборочной величины от
ее истинных значений по имеющимся экспериментальным данным.
Выполненный расчет показал, что эта ошибка ±Д117р при уровне
доверительной вероятности 0 = 0,9 составляет 1,4—3,1% в зависимости
от величины/3 (табл. 3.13).
Таблица 3.13
Вероятная ошибка ± Д1^р=о,9 расчета влажности по формуле (3.5)
при различных значениях Р
Р см вод. ст............ 5	10	15	20	25	30	40	50	70	100
± Д1Г 0=0,9 %......... 2,8	2,6	3,1	3,0 2,5 2,4 2,2 2,0 1,4	1,4
81
Проверка формулы (3.5) осуществлялась путем сопоставления рас-
четного и естественного профилей равновесной влажности в зоне аэрации
торфяной залежи при глубине уровня болотных вод 47 см ниже поверх-
ности болота в сфагново-кустарничково-пушицевом, облесенном сосной,
микроландшафте. Контрольные значения влажности по глубине зоны
аэрации, а также объемный вес сухого вещества определялись по четы-
рем монолитам, отобранным из торфяной залежи при равновесном со-
стоянии влаги с уровнем болотных вод. Профили влажности, вычислен-
ные по формуле (3.5) и построенные по данным контрольных определений,
Рис. 3.18. Профили рав-
новесной влажности и
объемного веса абсолют-
но сухого вещества в зо-
не аэрации торфяной за-
Микроландшафт сфагно-
ня болотных вод 47 см.
лежи при глубине уров-
во-кустарничковый, обле-
сенный сосной.
1 — данные непосредствен-
ных определений по разным
монолитам; 2 — влажность,
рассчитанная по формуле
= еп — k lq
а также экспериментальные кривые p = f(H), по которым произведен
расчет влажности, приведены на рис. 3.18.
Рисунок показывает, что расчетная влажность соответствует ее значе-
ниям, полученным по непосредственным измерениям, или находится в
пределах варьирования естественной влажности на данной глубине дея-
тельного слоя.
Формула (3.5) является обобщенным математическим выражением
сложной физической связи W—f(p, Р) для мохового очеса и слаборазло-
жившегося торфа верховых болот. Ею можно пользоваться для расчета
профилей равновесной влажности в зоне аэрации деятельного слоя при
различной глубине уровня болотных вод. Для этого нужны лишь сведе-
ния о содержании сухого вещества в виде кривых p = f(H). Расчет вели-
чин W ведется отдельно для каждого однородного слоя. При этом вместо
значений Р принимается глубина уровня болотных вод относительно сере-
дины рассматриваемого слоя.
Формула (3.5) может применяться также для расчета величины водо-
отдачи из любого тонкого слоя торфяной залежи, обусловленной сниже-
нием уровня болотных вод [35].
82
3.3.2.	Водоотдача. Изменение запаса влаги в зоне аэрации торфяной
залежи болотных массивов определяется величиной водоотдачи, завися-
щей от положения уровня болотных вод.
В понятие „водоотдача” отдельными авторами часто вкладывается
несколько различный смысл [35]. Поэтому необходимо подчеркнуть, что
в данной работе под водоотдачей понимается способность полностью
насыщенного водой грунта отдавать часть содержащейся в нем воды
(свободной и связанной) под действием отрицательного гидростатиче-
ского давления, вызванного снижением уровня грунтовых вод.
Процесс водоотдачи из болотных массивов происходит под действием
ряда факторов и зависит в основном от структуры, пористости и разме-
ров пор торфяного грунта, а также от его коллоидно-химических свойств,
определяющих силы связи воды с органическим скелетом мохового очеса
и торфа.
В процессе водоотдачи участвуют все слои зоны аэрации торфяной
залежи. Однако доля участия каждого из этих слоев в общем объеме
отдаваемой влаги различна. Она определяется величиной отрицательного
гидростатического давления, действующего в каждом слое, при данном
изменении глубины уровня болотных вод и силами связи между твердым
скелетом торфа и водой, заключенной в порах. Поэтому водоотдача V(z)
торфяной залежи, обусловленйая снижением уровня воды от zn-i до zn,
слагается из п элементарных объемов воды AVp, вытекающих из каждо-
го частного тонкого слоя зоны аэрации торфяной залежи под действием
отрицательного гидростатического давления Р, численно равного рас-
стоянию от середины слоя до уровня воды (P=z—H см):
Уг„ = 2 АИ"'1’ + АУд,	(3.8)
р=1 р
Р=п д 17п4-1
где 2 ^vp —водоотдача из зоны аэрации торфяной залежи, являю-
р=1
щаяся функцией величины Р; АУД — дополнительный объем воды, отжа-
тый из толщи торфяной залежи, находящейся ниже уровня болотных
вод
Водоотдача деятельного слоя торфяной залежи, которому свойствен-
ны резкие изменения по глубине пористой структуры материала, является
величиной переменной, зависящей от глубины залегания уровня болот-
ных вод. Поэтому ее характеристикой служит кривая связи величины
водоотдачи (в мм слоя h) или послойных коэффициентов водоотдачи
с уровнем болотных вод z, %z=f(z). Послойный коэффициент водоот-
дачи представляет собой отношение толщины слоя воды h, стекающей
из зоны аэрации, к величине снижения уровня болотных вод Az от неко-
торого начального положения Z\ до конечного z2:
"Л = /(*)•	(3.9)
Эти характеристики водоотдачи могут быть получены с достаточной
точностью по методу дренирования колонн торфяной залежи или вычис-
лены по изменению запаса влаги в зоне аэрации [35, 36].
Экспериментальное изучение процесса водоотдачи из деятельного
слоя верховых болот Западной Сибири показало, что кривые связи по-
1 При малом значении Р, действующего иа связанную воду, ДУд не оказывает
существенного влияния на общую величину коэффициента водоотдачи.
83
слойных коэффициентов водоотдачи с глубиной уровня болотных вод
lz=f(z), полученные по данным опытов с отдельными колоннами торфя-
ной залежи, могут характеризовать водоотдачу деятельного слоя только
на микроучастках, занимаемых отдельными элементами микрорельефа.
При этом для различных элементов микрорельефа (микроучастков) кри-
вые & — f(z) изменяются в зависимости от высоты поверхности микро-
участков относительно СПБг. При одинаковой высоте последних указан-
ные кривые практически совпадают.
Таким образом, единичные кривые lz = f(z) не могут характеризовать
водоотдачу микроландшафта в целом. Для этого необходимо построить
осредненную кривую lz = f(z) с учетом изменений этой характеристики
по площади в зависимости от высоты разных элементов микрорельефа
относительно СПБг. Поэтому монолиты (колонны) торфяной залежи для
построения частных кривых %z=f(z) отбирались из деятельного слоя за-
лежи на микроучастках с разным по высоте микрорельефом.
Микроучастки, на которых должны были отбираться монолиты, опре-
делялись с помощью интегральной кривой И?(х) распределения высот
микрорельефа [35, 36]. По этой же кривой определялись высота выбран-
ных микроучастков относительно СПБг и площадь, которую они зани-
мают, в процентах от площади микроландшафта (FM).
Как показал анализ хода уровней болотных вод, в период весеннего
половодья они поднимаются выше поверхности понижений микрорелье-
фа, в результате чего межкочечные понижения оказываются залитыми
водой. Поэтому осредненные значения послойных коэффициентов водоот-
дачи в горизонте развития микрорельефа вычислялись с учетом доли
площади его вертикального сечения, занятой моховым очесом (/4), и до-
ли площади, составляющей межкочечные понижения (/’св). Последние
получали по интегральной кривой W(х) распределения высот микро-
рельефа [35]. В соответствии с этим расчет послойных значений коэффи-
циента водоотдачи для деятельного слоя микроландшафта с учетом
его микрорельефа производился по формуле
п	\
2 Fm | F F
М=1	|	Т	К	св
п	I	100	100
2	/
(3.10)
где — послойные значения коэффициентов водоотдачи на глубине z от
СПБг, снимаемые со всех п частных кривых £г=/(г); FM— часть площади
микроландшафта, выраженная в процентах от всей его площади, харак-
теризуемая данной частной кривой водоотдачи. Значения FM, FT, FCB
устанавливались по интегральной кривой W(x) распределения высот
микрорельефа в данном микроландшафте.
Произведенная в работе [35] оценка погрешности расчета средних
послойных коэффициентов водоотдачи по экспериментальным частным
кривым gz=f(X) позволила сделать вывод что для построения осреднен-
ной кривой %z=f(z) с относительной вероятной погрешностью Рр=о,э=
= 10% необходимо отбирать из деятельного слоя микроландшафтов (не-
комплексного строения) от шести до восьми монолитов торфяной залежи
в зависимости от мощности горизонта развития микрорельефа. В комп-
лексных же микроландшафтах для построения осредненной кривой
lz=f(z) с такой же точностью потребуется несколько большее число
монолитов, которое устанавливается на основе анализа изменчивости
84
характеристик водоотдачи деятельного слоя в составляющих комплексов:
грядах и мочажинах. При этом гряды и мочажины рассматриваются от-
дельно и для них определяются необходимые количества монолитов.
Подробное экспериментальное исследование водоотдачи деятельного
слоя грядово-мочажинного и грядово-мочажинно-озеркового комплексов,
выполненное одновременно с изучением горизонта развития микрорелье-
фа и состава растительности в этих микроландшафтах, показало, что дея-
тельный слой гряд по строению горизонта развития микрорельефа и ха-
рактеру изменчивости кривых водоотдачи lz=f(z) аналогичен деятельно-
му слою однородных (некомплексных) микроландшафтов, обладающих
теми же растительными ассоциациями. Поэтому на грядах необходимо
отбирать такое же количество монолитов, как и в однородном микро-
Ландшафте с тем же типом растительных сообществ и идентичным рас-
пределением высот микрорельефа W(x).
Эти же исследования показали, что многие крупные мочажины гря-
дово-мочажинных комплексных микроландшафтов в зоне олиготрофных
болот Западной Сибири имеют сложное строение. В составе мочажины
имеются разные участки, отличающиеся между собой микрорельефом,
высотой над уровнем болотных вод и видовым составом растительности.
Например, широко распространенные здесь сфагново-осоково-шейхцерие-
вые мочажины имеют слегка повышенные окрайки с кочковатым микро-
рельефом, сложенные сфагново-осоковым очесом, и низкие более обвод-
ненные, иногда с открытой водной поверхностью, центральные части,
сложенные очень рыхлым сфагново-шейхцериевым или сфагновым оче-
сом. Они различаются и по средним кривым водоотдачи lz = f(z) (кри-
вые з, и на рис. 3.19). Вместе с тем из опытных данных, приведенных на
этом рисунке, видно, что послойные значения |г, полученные по моноли-
там, отобранным из залежи однотипных участков мочажин, варьируют
очень слабо. Это обстоятельство указывает на высокую устойчивость свя-
зей внутри этих участков и позволяет ограничиться минимальным коли-
чеством монолитов (порядка 1—2) при экспериментальном исследовании
водоотдачи того или иного участка в составе мочажин. Средние кривые
lw=f(z) для мочажин в целом рассчитываются по частным кривым gz =
=f(z) для однотипных участков с учетом фактического соотношения их
площадей.
Для определения доли площади микроландшафта, занятой мочажина-
ми и их различными участками, используются интегральные кривые рас-
пределения высот микрорельефа а(х) и 1^(х)г. Последняя кривая строит-
ся на основании дифференциальной кривой распределения высот микро-
рельефа на грядах 1 &>(х)г=~. Обе кривые приводятся обычно на одном
графике (рис. 3.19). По этим кривым определяются относительно
СПБг гряд1 2 интервалы высот, в которых находится поверхность однород-
ных участков микроландшафта. На рис. 3.19 в интервале высот от
z=xMaKC до z=x0 находится поверхность гряд, а в интервале высот от
г = х0 до z = xj поверхность переходов от гряд к мочажинам и окраек мо-
чажин, а от z=x1 до г=хМин—поверхность центральных частей моча-
жин. (Здесь х0 — ордината самой низкой точки поверхности гряд на про-
1 При вычислении параметров этой кривой значения пх принимаются только для
гряд, а значение N берется общим для гряд и мочажин.
2 СПБг гряд — условная поверхность, проходящая на высоте средних отметок гряд,
вычисляемых по ординатам профиля микрорельефа х (I) иа его отрезках, сответству-
ющих грядам.
85
Рнс. 3.19. Экспериментальные кривые водоотдачи (от а до и), полученные по
методу дренирования колонн торфяной залежи. Микроландшафт грядово-моча-
жинво-озерковый. Болото в районе оз. Сымту-Лор, в бассейне р. Агаиа.
/ и 2—интегральная U?(x) и дифференциальная <о(х) кривые распределения высот мик-
рорельефа; < кривая W(x) распределения высот микрорельефа на грядах; 4 и 5 —сред-
ние кривые = f{z) для микролаидшафта в целом и отдельно для гряд вместе с мо-
чажинами, без озерков.
филе вертикального сечения горизонта развития микрорельефа х(1)-,
Х[ — ордината наивысшей точки поверхности центральных частей моча-
жин на профиле х(/).) Тогда процент площади микроландшафта, заня-
той грядами, будет равен №(xi), окрайками мочажин — №(%i) — №(х0)
и мочажинами непосредственно — 100 — W(xi).
Рассмотренные выше методические приемы экспериментального опре-
деления типовых расчетных характеристик водоотдачи деятельного гори-
зонта болотных микроландшафтов разработаны в ГГИ на основе данных
комплексного изучения этого слоя залежи (его строения и водно-физиче-
ских свойств материала) на олиготрофных болотах Западно-Сибирской
равнины.
Исследование водоотдачи в целях получения расчетных характери-
стик %, = f(z) было выполнено в 14 микроландшафтах, входящих в состав
различных болотных систем и отдельных массивов, расположенных в
бассейне р. Конды (вблизи пос. Мортымья и г. Урай), на водоразделе
рек Ваха и Ватинского Егана (в районе оз. Самот-Лор), а также в пре-
делах водосборов рек Агана (в районе оз. Сымту-Лор) и Ватинского
Егана. Это исследование проводилось в микроландшафтах, имеющих
наибольшее распространение в зоне выпуклых олиготрофных (сфагно-
вых) болот Западно-Сибирской равнины.
Все полученные экспериментальные характеристики водоотдачи дея-
тельного слоя залежи приведены к СПБг соответствующих микроланд-
шафтов.
Значения средних послойных коэффициентов водоотдачи |z, образую-
щих расчетную кривую £,z = f(z), для однородных (некомплексных) мик-
роландшафтов вычислялись по формуле (3.10). По этой же формуле
были вычислены координаты осредненных кривых t,z = f(z) для типологи-
чески разных участков в составе комплексных микроландшафтов: от-
дельно для гряд t,r(z) и для мочажин ^yi(z), а в случае комплексного
строения мочажин (при наличии в их составе участков, отличающихся
растительным покровом и обводненностью) — дополнительно для их
окраек £о.м(Х) и центральных частей	Эти дифференцированные
характеристики водоотдачи деятельного слоя залежи для различных со-
ставляющих комплексных микроландшафтов приводятся в табл. 1 при-
ложения 5.
При наличии сведений о процентном соотношении площадей, занятых
грядами (Sr), озерами (So) и мочажинами (SM) или их окрайками
’ (So m) и центральными частями (S4.M), данными, содержащимися в
табл. 1 приложения 5, можно воспользоваться для расчета средних кри-
вых i,z=f(z) при любом соотношении составляющих комплексных микро-
ландшафтов. Расчет ведется по формуле
"Ё"	*5Г -Г ^о.м S0.M ^Ц.М *5ц.м So	/О 1 1 \
ёг =-----------------100----------------Г5.11)
Результаты расчета осредненных характеристик водоотдачи деятель-
ного слоя залежи, в виде координат кривых	приводятся для
исследованных однородных микроландшафтов в табл. 2, а для комп-
лексных — в табл. 3, 4, 5 приложения 5. Последние три таблицы состав-
лены для грядово-мочажинно-озеркового, грядово-мочажинного и грядо-
во-озеркового комплексных микроландшафтов, имеющих различное соот-
ношение площадей гряд, мочажин и озерков. При этом соотношения
87
площадей Sr, SM и So были подобраны такими, какие наиболее часто
встречаются в комплексных микроландшафтах указанных типов в преде-
лах зоны олиготрофных (сфагновых) болот Западно-Сибирской равнины.
__ В табл. 6 приложения 5 приведены координаты осредненных кривых
lz = f(z), вычисленные по данным различных литературных источников,
содержащих материалы экспериментального исследования водоотдачи
деятельного слоя торфяной залежи ряда болотных массивов в зоне мезо-
трофных (осоково-гипновых) болот и в зоне вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот.
Использованные для составления табл. 6 приложения 5 характери-
стики водоотдачи были получены по монолитам (колоннам) торфяной
залежи или рассчитаны по кривым изменения капиллярной влагоемкости
Рис. 3.20. Экспериментальные кривые
(г) для сфагиово-кустариичко-
во-сосновых микроландшафтов четы-
рех болотных массивов с различным
строением зоны микрорельефа.
1 и 3 — микроландшафты без обширных
мочажин (бассейны рек Ватинского Егана
и Конды); 2 и 4 — микроландшафты с от-
дельными мочажинами в микрорельефе
(водораздел рек Ваха и Ватинского Егаиа,
бассейн р. Агана).
различных слоев торфяной залежи.
Из-за недостаточного количества
повторных определений характеристик
водоотдачи в одном и том же микро-
ландшафте, осредненные их значения в
табл. 6 приложения 5 получены с мень-
шей точностью, чем данные табл. 2—5
того же приложения. Поэтому их.мож-
но использовать лишь в приближенных
расчетах, в частности, при вычислении
изменения влагозапасов торфяной за-
лежи неисследованных болот.
Рассмотрим вопрос о возможности
распространения полученных экспери-
ментальных характеристик водоотдачи
деятельного слоя торфяной залежи на
чеизученные болотные массивы.
На рис. 3.20 приведены эксперимен-
тальные кривые lz = f(z) для сфагново-
кустарничково-соснового микроланд-
шафта четырех различных болотных
массивов, расположенных в разных
районах центральной части Западно-
Сибирской равнины: в бассейнах рек
Конды и Ватинского Егана, на водо-
разделе Ваха и Ватинского Егана и в
бассейне р. Агана. На первых двух
массивах данный микроландшафт ха-
рактеризуется наличием обширных
сфагново-кустарничково-пушицевых за-
падин шириной 5—7 м, представляю-
щих собой начальную стадию образо-
вания мочажин; на последних двух —
таких западин нет. Из рис. 3.20^ видно,
что экспериментальные кривые lz=f(z)
для микроландшафтов, имеющих со-
вершенно одинаковое строение гори-
зонта развития микрорельефа, практи-
чески совпадают. Отклонения коэффи-
циентов водоотдачи от их средних
88
значений в слое ^«составляют 2—4%, т. е. примерно равны ошибке экспе-
риментального определения этих кривых.
Вместе с тем из рис. 3.20 видно, что экспериментальные кривые, отно-
сящиеся к тому или другому варианту данного типа микроландшафта,
образуют две осредненные кривые lz* = f(z), расходящиеся в диапазоне
глубин от z = 0 до z=—45 см, который'соответствует нижней половине
горизонта развития микрорельефа. Наибольшее расхождение между по-
слойными значениями gz* на этих глубинах составляет 25% их средней
величины. Ниже и выше этого диапазона глубин обе кривые &* = f(z)
сливаются в одну.
Аналогичная ^сартина была получена при совмещении эксперимен-
тальных кривых lz = f(z) для двух сфагново-кустарничковых облесенных
сосной микроландшафтов, несколько различающихся по строению гори-
зонта развития микрорельефа. Один из них (расположенный на болотном
массиве в бассейне р. Конды) имеет отдельные обширные западины (мо-
чажины), другой (находящийся на водоразделе рек Ваха и Ватинского
Егана) — не имеет таких западин. Наибольшие отклонения коэффициен-
тов gz от их средних значений |г* в данном случае составили 13—14%.
Причем эти отклонения имеют место, так же как и в рассмотренном выше
микроландшафте, в диапазоне глубин, соответствующем нижней полови-
не горизонта развития микрорельефа.
Совмещение экспериментальных кривых водоотдачи деятельного слоя
залежи для грядово-мочажинных комплексов (имеющих приблизительно
Sr 50% Sr 55%)	,
одинаковые отношения = 50% и S- = 45%7 болотных систем,
занимающих водораздельные пространства рек Ваха и Ватинского Егана
и находящихся в среднем течении р. Ватинского Егана, показало, что эти
кривые очень близки и отклоняются от их средней кривой lz* = f(z) не
более чем на 5—6%. Для сравниваемых грядово-озерковых микроланд-
шафтов (имеющих отношение у = находящихся в бассейне р. Ага-
на и на водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана, эти отклонения со-
ставляли менее 5%.
Рассмотренные выше результаты подтверждают одно из главных по-
ложений общей теории строения болотных ландшафтов — о постоянстве
значений гидрофизических характеристик деятельного слоя торфяной
залежи в микроландшафтах одного и того же типа (или одного и того
же варианта данного типа) — и позволяют рассматривать их как типо-
вые характеристики, которые могут быть распространены на соответ-
ствующие микроландшафты, расположенные на других неисследованных
болотных массивах данной природной зоны.
Приведенные в табл. 2—6 приложения 5 коэффициенты водоотдачи
lz=f('z) могут быть использованы для определения величины суммар-
ных изменений запаса влаги АЗ в деятельном слое болот за любой проме-
жуток времени при наличии данных об уровнях болотных вод. Расчет
величины АЗ в миллиметрах слоя воды ведется при этом по следующей
формуле:
АЗ =10?^	(3.12)
ZH
89
где АЗ выражается в мм, zu и zK — глубины уровня болотных вод (в см)
от СПБ2 в начале и конце расчетного периода времени, gz — послойные
значения коэффициента водоотдачи в интервале глубин от га до zK, сни-
маемые с кривой lz=f(z) для данного микроландшафта.
Данные табл. 2—6 приложения 5 могут использоваться также для
определения глубины уровня болотных вод zK при том или ином расчет-
ном значёнии суммарного изменения запаса влаги в деятельном слое
залежи:
zK — zn Az ~ zH — Cp. пав A3,	(3.13)
где ^ср.взв — среднее взвешенное значение коэффициента водоотдачи в
интервале глубин уровня от zH до zK. Практически величина Az определя-
ется путем последовательного суммирования d3 — элементарных изме-
нений запаса влаги на единицу снижения уровня от d3 = gzndz до d3 =
= %zKdz, т. е. до глубины zK, при которой S d3 = A3.
3.3.3.	Водопроводимость. Водопроводимость деятельного слоя торфя-
ной залежи, как и его водоотдача, является основной физической харак-
теристикой при исследованиях и расчетах водного режима болот. Чис-
ленной характеристикой водопроводимости служит коэффициент фильт-
рации, который получают экспериментальным путем.
Исследование водопроводимости деятельного слоя залежи на боло-
тах, расположенных в зоне многолетней мерзлоты *, по имеющимся у нас
сведениям, не проводилось. Поэтому составить даже качественную ха-
рактеристику водопроводимости торфяной залежи полигональных, пло-
скобугристых и крупнобугристых болот не представляется возможным.
Относительно широкие экспериментальные исследования фильтраци-
онных свойств деятельного слоя торфяной залежи проведены экспедицией
ГГИ в Западной Сибири в зоне олиготрофных болот. За 8-летний период
(с 1965 по 1973 г.) в полевых условиях проведены определения коэффи-
ентов фильтрации верхнего слоя торфяной залежи на различных болот-
ных микроландшафтах в районе бассейна р. Конды, на междуречье Ваха
и Ватинского Егана в бассейнах рек Ватинского Егана, Агана и на меж-
дуречье Пима и Тромъегана.
При исследовании водопроводимости коэффициенты фильтрации оп-
ределялись в фильтрационном лотке па крупных монолитах торфа с не-
нарушенной структурой и непосредственно в торфяной залежи методом
восстановления уровня воды в скважине после откачки [126, 136].
Первый метод использовался для определения коэффициентов фильт-
рации в верхнем 50—60-сантиметровом слое торфяной залежи, второй —
в основном для получения величин коэффициента фильтрации более глу-
боких слоев залежи.
Подробное описание конструкции лабораторного фильтрационного
лотка, методики определения коэффициентов фильтрации на крупных мо-
нолитах и метода восстановления уровня воды в скважине дано в На-
ставлении [136].
В экспедиционных исследованиях, выполненных в зоне выпуклых оли-
готрофных болот, использовался полевой фильтрационный лоток. Особен-
ности методики проведения опытов в этом лотке по сравнению с описан-
1 Толщина деятельного слоя болот в условиях вечной (миоголетией) мерзлоты для
одного и того же типа болот является величиной перемеииой (во времени) и опреде-
ляется глубиной оттаивания торфяной залежи.
90
ной в Наставлении обусловлены некоторыми отличиями его конструкции
и условиями производства опытов непосредственно в поле. Ниже приво-
дится краткое описание этих особенностей.
Отобранный в фильтрационный лоток монолит полностью насыщался
водой и выдерживался в таком состоянии 1—1,5 ч, после чего проводи-
лась таксация микрорельефа на монолите в 40—50 точках. Продолжи-
тельность опыта на каждом монолите составляла 1—3 дня и зависела от
водопроводящей способности испытуемого монолита. Опыты велись при
уклонах воды в лотке 0,002—0,0005, которые несколько превышают сред-
ние уклоны поверхности болотных вод в некоторых микроландшафтах.
Однако специально проведенные контрольные измерения показали, что
повышенные значения уклонов, при которых выполнялись опыты в поле-
вых условиях, не оказывают заметного влияния на точность определения
коэффициента фильтрации благодаря строгому соблюдению ламинарного
режима движения жидкости в натуре и в опытах.
Расход воды, протекающей (фильтрующейся) через монолит, опреде-
лялся объемным способом при каждом последовательном снижении уров-
ня воды в лотке. Величина снижения уровня в верхней части монолита
(в верхних слоях), обладающей большой водопропускной способностью,
составляла 2—3 см, в нижней части монолита — 5—10 см. Время вы-
держки уровня воды на каждом горизонте перед началом измерения рас-
хода, необходимое для установления равновесного распределения влаги
в зоне аэрации, постепенно увеличивалось по мере снижения уровня от
5—10 мин в верхних слоях монолита до 1,0—1,5 ч — в его нижних слоях.
Выбор мест для отбора монолитов, привязка монолитов к расчетной
поверхности микроландшафта (РПМ) и первичная обработка данных
опыта производились в соответствии с требованиями Наставления [136].
По данным опытов на фильтрационных лотках определялись средние
коэффициенты фильтрации k0 и строилась кривая зависимости k0 = f(H)
[И — толщина фильтрующего слоя) для каждого монолита. Путем гра-
фического дифференцирования зависимости ko=f(H) определялись по-
слойные значения коэффициентов фильтрации kz и строилась кривая kz=
=f(z) (z— уровень болотных вод).
Построение обобщенной кривой послойных коэффициентов фильтра-
ции для каждого микроландшафта велось путем осреднения частных кри-
вых послойных коэффициентов фильтрации, полученных по отдельным
монолитам, отобранным в данном болотном микроландшафте с таким
расчетом, чтобы они перекрывали друг друга по высоте отбора. При по-
строении обобщенной кривой коэффициенты фильтрации, соответствую-
щие полуповерхностному и поверхностному стоку в монолитах не учиты-
вались ввиду того, что на рассматриваемых болотах такого стока, как
правило, не наблюдается. Для построения обобщенной кривой использо-
вались данные не менее чем по 6—7 монолитам, а в большинстве случаев
10—12 частных кривых kz=f(z). Кривые послойных коэффициентов
фильтрации, характеризующие величины водопроводимости элементар-
ных слоев торфяной залежи на различных глубинах, позволяют сравни-
вать и обобщать экспериментальные данные, полученные в разных типах
болотных микроландшафтов. Коэффициенты фильтрации, как показыва-
ют экспериментальные данные, очень изменчивы не только по глубине,
но и по площади микроландшафта, что объясняется большой неоднород-
ностью структуры торфяной залежи под различными элементами микро-
рельефа. При сравнении послойных коэффициентов фильтрации отдель-
ных монолитов, отобранных на разных болотных массивах с одной и той
91
же высоты относительно расчетной поверхности микроландшафта, оказа-
лось, что в половине всех случаев отклонения от среднего превышают
100%, наибольшее отклонение достигает 190%.
Для деятельного слоя торфяной залежи грядово-мочажинно-озерко-
вого комплекса, где было отобрано и испытано 18 монолитов торфа, по-
лученные экспериментальные данные подверглись статистической обра-
ботке. Для каждого уровня воды z (через 1 см) были подсчитаны: сред-
нее арифметическое значение послойного коэффициента фильтрации kz,
среднее квадратическое отклонение а, коэффициент вариации(?„ =
kz
средняя квадратическая погрешность среднего арифметического
= ^^-Естественная вариация коэффициентов фильтрации kz очень
велика. В пределах зоны (горизонта) развития микрорельефа Съ коэффи-
циентов фильтрации достигают 1,2—1,8, ниже этой зоны, где структура
торфяной залежи боле однородна, значения Cv снижаются и на глубине
35—47 см от СПБ составляют всего лишь 0,4—0,6. Изменение величины
средней квадратической ошибки <тг в общих чертах повторяет ход коэф-
фициентов вариации: в пределах зоны развития микрорельефа она ко-
леблется от 25 до 40%, ниже имеет тенденцию к снижению [80].
Использование приемов математической статистики при определении
необходимого количества опытов для получения заданной точности оцен-
ки kz указывает на необходимость отбора очень большого числа моноли-
тов для получения рассматриваемой характеристики со средней квадра-
тической ошибкой менее 30%. Чтобы уменьшить среднюю квадратиче-
скую ошибку определения kz, например в 2 раза, количество испытывае-
мых монолитов должно быть увеличено в п2 раз. Так, еслиа7 = 30% (по-
лученную при осреднении коэффициентов фильтрации 10 монолитов)
надо уменьшить до 15%, количество испытываемых монолитов должно
быть увеличено до 100. Такой путь повышения точности определения kz
в данном случае весьма трудоемок и практически мало реален.
Опыт работы по изучению фильтрационных свойств деятельного слоя
верховых болот показывает, что для микроландшафтов с зоной развития
микрорельефа порядка 50—60 см достаточно надежную кривую kz =
= f(z) можно получить и при относительно небольшом числе использо-
ванных монолитов (10—12), если при отборе монолитов помимо микро-
рельефа учитывать еще и характер распределения растительного покрова.
В данном случае на намеченных уровнях отбора монолитов выбираются
наиболее характерные для этих высот участки (по составу растительного
покрова) и отбирается по два монолита торфа на каждом уров-
не от СПБ. Учет характера микрорельефа и растительного покрова при
отборе монолитов позволяет получить наиболее типичные для исследуе-
мого микроландшафта частные кривые kz=f(z), а на их основе и более
надежную обобщенную кривую kz=f(z).
Подтверждением вышесказанного в известной степени может служить
сравнение кривых kz = f(z), полученных по разному количеству моноли-
тов. В грядово-мочажинно-озерковом комплексе было отфильтровано
18 монолитов торфа, взятых на шести разных высотах от СПБ (по три
монолита на каждой высоте). Монолиты отбирались с учетом характера
распределения растительного покрова. Кривые kz=f(z), подсчитанные по
18, 12 и 6 монолитам, различаются в пределах 15%. Оценить точность
определения коэффициентов фильтрации деятельного слоя болотных мик-
роландшафтов можно и путем сравнения наблюденных уровней болотных
92
вод с уровнями, вычисленными по уравнению водного баланса, для рас-
чета стока по которому используется метод фильтрационных характери-
стик и полученные данные о коэффициентах фильтрации залежи. Резуль-
таты такого сравнения будут рассмотрены несколько ниже.
Как уже отмечалось выше, послойные коэффициенты фильтрации
позволяют сравнивать водопроводимость деятельного слоя торфяной за-
лежи различных болотных микроландшафтов, расположенных на одном
и том же болотном массиве, и однотипных микроландшафтов, располо-
женных на разных болотных массивах. Последнее особенно важно при
решении вопросов, связанных с распространением полученных экспери-
ментальных характеристик на неисследованные болотные массивы. Такое
распространение возможно потому, что вариация коэффициентов фильт-
рации, которая зависит в основном от характера растительного покрова
и микрорельефа, в однотипных микроландшафтах практически оди-
накова.
В период экспедиционных работ ГГИ в зоне выпуклых олиготрофных
болот Западной Сибири были проведены экспериментальные исследова-
ния на лотках 180 монолитов торфа с ненарушенной структурой, взятых
из 21 болотного микроландшафта (в том числе: пять — сфагново-кустар-
ничково-сосновых; три — грядово-мочажинных; четыре — грядово-озер-
ковых; два — сфагново-кустарничковых, облесенных сосной; два — сос-
ново-сфагново-кустарничковых; грядово-мочажинно-озерковый; сфагно-
во-кустарничково-пушицевый, облесенный сосной и сухостоем; сфагново-
осоково-пушицево-кустарничковый, облесенный сухостоем и редкой
•сосной; лишайниково-сфагново-кустарничковый; сфагново-осоково-шей-
хцериевый (топи)). Описание микроландшафтов, где велись исследова-
ния фильтрационных свойств, приведено в приложении 1.
В комплексных микроландшафтах коэффициент фильтрации опреде-
лялся отдельно для гряд и для мочажин. Значительный эксперименталь-
ный материал, полученный по целому ряду микроландшафтов, в том числе
и однотипных, но расположенных на разных массивах, позволил про-
верить высказанное в работах [82, 83] положение об устойчивости водно-
физических свойств деятельного слоя торфяной залежи однотипных
болотных микроландшафтов, независимо от местоположения его на
разных болотных массивах.
С этой целью было проведено сравнение графических зависимостей
kz=f(z) однотипных микроландшафтов.
Как уже отмечалось в самом начале данного раздела, эксперимен-
тальные работы велись в разных речных бассейнах этой обширной болот-
ной зоны в основном по одной и той же методике с использованием одно-
го и того же фильтрационного лотка. Некоторое отклонение от используе-
мой методики (в части распределения монолитов при отборе и назначе-
ния их количества) было допущено при работах на болотных массивах
в бассейне р. Конды. Поэтому при обобщении зависимостей kz=f(z) для
отдельных микроландшафтов предпочтение отдавалось кривым, полу-
ченным более детальным методом.
Приведенное сравнение показало, что не всегда зависимости kz = f(z),
полученные в одних и тех же микроландшафтах, близки друг к другу и мо-
гут быть обобщены (рис. 3.21). Бывают случаи, когда различие в вели-
чинах kz при одном и том же значении z по сравниваемым кривым kz=
~f(z) довольно велико. Детальный анализ строения микроландшафтов
привел к выводу, что, несмотря на одинаковые названия болотных мик-
роландшафтов (тип микроландщафта определяется либо при наземном
93
обследовании, либо -по аэрофотоснимкам), они все-таки несколько раз-
личаются по некоторым характеристикам: высоте зоны развития микро-
рельефа, характеру распределения растительности, глубине торфяной
залежи и степени разложения торфа. Последняя определяется в основ-
ном условиями дренирования залежи. Различие в указанных выше
характеристиках и является причиной различных зависимостей kz = f(z)
в однотипных микроландшафтах.
Рис. 3.21. Совмещенные кривые k=f(z) для сос-
ново-сфагново-кустарничкового микроландшафта.
1 — бассейн р. Ваха, 2 — бассейн р. Конды.
При анализе материалов было установлено, что одним из основных
факторов, определяющих форму кривой kz=f(z), является высота зоны
развития микрорельефа: чем больше высота этой зоны, тем кривая kz=
= f(z) более полога, и наоборот.
Характер растительного покрова также оказывает заметное влияние
на коэффициенты фильтрации залежи, особенно в верхних ее слоях. На
основании сравнения зависимостей послойных коэффициентов с учетом
перечисленных выше характеристик однотипных микроландшафтов ока-
залось возможным объединить кривые kz=f(z) по четырем из пяти сфаг-
ново-кустарничково-сосновых микроландшафтов (рис. 3.22). Из четырех
объединенных кривых левая характеризует фильтрационные свойства
сфагново-кустарничково-соснового микроландшафта, расположенного в
94
ZmhCM
Рис. 3.22. Совмещенные
кривые k=f(z) для
сфагново-кустарничково -
соснового микролаид-
шафта.
/ — бассейн р. Ваха, 2 —
бассейн р. Ватинского Ега-
«а,	3 — бассейн р. Агана,
4 — междуречье Пнма н
Тромъегана, 5— бассейн р.
Агана (хорошо дренируемый
микроландшафт).
районе междуречья Пима и Тромъегана. Коэффициенты фильтрации
здесь оказались несколько ниже, чем в других районах, по-видимому, из-
за наличия в моховом покрове микроландшафта лишайника (до 10%).
Кривая kz—f(z) пятого болотного микроландшафта, исследованного в
бассейне р. Агана, значительно отклонилась влево от остальных кривых.
Заниженные коэффициенты фильтрации в этом микроландшафте можно
объяснить лишь условиями расположения микроландшафта, обусловли-
вающими интенсивное его дренирование. Рассматриваемый микроланд-
шафт, занимающий относительно небольшую площадь, расположен между
двумя ручьями и поэтому хорошо дренируется. В приложении 6 рас-
четные фильтрационные характеристики по этому микроландшафту при-
ведены отдельно.
95
В связи с невозможностью выделить и дешифрировать на аэрофото-
снимке те особенности структуры микроландшафта (высота зоны разви-
тия микрорельефа, характер распределения растительности, глубина
торфяной залежи, степень разложения торфа), которые оказывают неко-
торое влияние на вариацию послойных коэффициентов фильтрации в
однотипных микроландшафтах, четыре рассматриваемые кривые kz=
— f(z) (см. рис. 3.22) объединены и представлены в виде обобщенной
кривой. Координаты ее, приведенные в приложении 6, могут быть исполь-
зованы для характеристики фильтрационных свойств деятельного слоя
торфяной залежи в сфагново-кустарничково-сосновом микроландшафте
зоны выпуклых олиготрофных болот Западно-Сибирской равнины.
Грядово-мочажинные комплексы, исследованные в бассейнах Ваха и
Ватинского Егана, по структуре очень близки между собой. Кривые kz=
= f(z) по этим комплексам показаны на рис. 3.23. Расхождение между
ними незначительное, поэтому они объединены в одну кривую, координа-
ты которой приведены в приложении 6. В бассейне р. Конды грядово-мо-
чажинный комплекс в отношении фильтрационных свойств исследовался
менее детально, поэтому коэффициенты фильтрации его деятельного слоя
сравнивались с коэффициентами фильтрации двух вышерассмотренных
комплексов по отдельным монолитам. Все сравниваемые кривые kz=f(z)
расположились достаточно близко друг от друга, что свидетельствует об
устойчивости этой характеристики для данного микроландшафта, незави-
симо от местоположения последнего.
На рис. 3.23 даны также совмещенные кривые kz = f(z) сфагново-ку-
старничковых, облесенных сосной микроландшафтов, расположенных в
бассейнах рек Ваха и Конды. По описанию, эти микроландшафты сходны
между собой. Кривые kz=f(z), как видно из рис. 3.23, близки. Однако
ввиду того что в бассейне р. Ваха водопроводимость залежи исследова-
лась более детально, чем в бассейне р. Конды, в качестве расчетной при-
нята кривая, полученная для бассейна Ваха (приложение 6).
Исследования фильтрационных свойств деятельного слоя в сосново-
сфагново-кустарничковом микроландшафте проводились также в бассей-
нах рек Ваха и Конды. Совмещенные кривые kz = f(z) этих микроланд-
шафтов представлены на рис. 3.21. Согласно описанию, рассматриваемые
микроландшафты различаются лишь по зоне развития микрорельефа: в
первом районе высота зоны развития 65—70 см, во втором — 40 см. Это
различие и обусловливает разные формы кривых, в результате чего
объединить их не представляется возможным, и расчетные значения ко-
эффициентов фильтрации приводятся для обоих микроландшафтов (при-
ложение 6).
Следует отметить, что сосново-сфагново-кустарничковые микроланд-
шафты с зоной развития микрорельефа 60—70 см приурочены обычно к
окрайкам болотных массивов, с зоной развития около 40 см — к большим
внутриболотным озерам.
Водопроводимость торфяной залежи в грядово-озерковом комплексе
изучалась на болотных массивах бассейнов рек Ваха и Агана и между-
речья Пима и Тромъегана, причем в бассейне р. Агана исследования про-
водились отдельно в центральных необлесенных частях рассматриваемого
комплекса и на его облесенных окрайковых участках. Грядово-озерковые
комплексы перечисленных районов по структуре несколько различа-
ются между собой. В бассейне р. Ваха этот комплекс характеризуется
обширными неправильной формы грядами, не ориентированными отно-
сительно друг друга, и расположенными между ними озерками. Вокруг
96
озер небольшие полосы сплавины. Обычно такие комплексы характерны
для центральных частей болотных систем. Грядово-озерковые комплексы
в бассейне р. Агана имеют хорошую ориентацию гряд и озерков, необле-
сенные центральные части комплекса и облесенные окрайковые участки
с более развитым микрорельефом. Такого типа комплексы располагаются
Рис. 3.23. Совмещенные кривые k, — f(z) для гряд грядово-мочажий-
ного комплекса (1,2) и сфагново-кустарничкового, облесенного сосной
микроландшафта (3, 4).
/ — бассейн р. Ваха, 2 — бассейн р. Ватинского Егана, 3 — бассейн р. Ваха, 4 —
бассейн р. Конды.
обычно на склонах болотных массивов. На междуречье Пима и.Тромъ-
егана грядово-озерковый комплекс характеризуется узкими (до 10t—20 м
шириной), четко ориентированными грядами без сплавинного окаймле-
ния и более широкими озерами правильной вытянутой формы.
Вследствие различий в структуре рассмотренных выше болотных ком-
плексов кривые kz=f(z), построенные для этих комплексов, отличаются
друг от друга и не могут быть объединены (рис. 3.24). Однако возмож^
4 Зак. 3185
97
ность дешифрирования на аэрофотоснимках всех указанных разновидно-
стей этих комплексов позволяет пользоваться в расчетной практике че-
тырьмя полученными кривыми kz=f(z) (см. приложение 6).
Таким образом, проведенный анализ зависимости послойных коэффи-
циентов фильтрации для различных микроландшафтов зоны выпуклых
Рис. 3.24. Совмещеийые
кривые kz—f(z) для
гряд грядово-озеркового
комплекса.
/ — бассейн р. Ваха, 2 —
бассейн р. Агана (окрайк©-
вые участки комплекса), 3 —
междуречье Пима и Тромъе-
гана, 4 — бассейн р. Агама
(центральные участки ком-
плекса).
элиготрофных болот Западной Сибири подтвердил положение К. Е. Ива-
нова [83] о сходстве водопроводимости деятельного слоя однотипных мик-
эоландшафтов, расположенных в различных географических районах.
Это обстоятельство позволяет использовать полученные зависимости и
для характеристики фильтрационных свойств совершенно неисследо-
занных болот центральной части Западно-Сибирской равнины.
Послойные коэффициенты фильтрации для наиболее распространен-
ных болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот,
долученные на основании экспериментальных данных, приведены в при-
южении 6.
«8
Для микроландшафтов, на которых производились опыты по опреде-
лению коэффициентов фильтрации методом восстановления уровня воды
в скважине после откачки, подсчитаны послойные коэффициенты фильт-
рации более глубоких слоев торфа. При этом обработка материалов по-
левых наблюдений выполнена по рекомендациям, приведенным в Настав-
лении [136].
В качестве иллюстрации на рис. 3.25. показана нижняя часть кривой
kz = f(z), построенная по экспериментальным данным, полученным при
опытах на крупных монолитах в фильтрационных лотках и непосредст-
венно в торфяной залежи (метод восстановления уровня).
Рис. 3.25. Нижняя часть кривой kz = f (z).
i — kg получены методом фильтрации крупных монолитов, 2—kz получены методом вос-
становления уровня воды в скважине после откачки.
Расчетные значения среднего коэффициента фильтрации k0 для основ-
ных болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот
даны в приложении 6. При расчете k0 толщина деятельного слоя z0 при-
нята численно равной среднемноголетнему минимальному уровню, в ре-
зультате чего коэффициенты фильтрации более глубоких слоев залежи,
полученные по методу восстановления уровня воды в скважине, не вошли
в расчет среднего коэффициента фильтрации.
Приведенные в приложении 6 значения коэффициентов фильтрации
деятельного слоя торфяной залежи могут быть использованы при раз-
личных гидрологических расчетах, и в частности при расчетах стока
с болот [83].
Как известно, для вычисления стока со всего болотного массива или
с какой-либо его части, кроме фильтрационных характеристик, надо рас-
полагать данными по уровням болотных вод, а также типологической
картой болотного массива и гидродинамической сеткой линий стекания
фильтрационных вод, которые составляются по материалам аэрофото-
съемки [83].
Сток с болотного массива, согласно предложенному К. Е. Ивановым
методу [83], рассчитывается по контуру, ограничивающему этот болотный
массив, по зависимости
(3.14)
/=|
где Q — фильтрационный расход, протекающий через весь контур; s —
количество микроландшафтов, пересекаемых контурам; Qj — фильтраци-
4'
99
«энный расход, протекающий через контур в пределах одного микроланд-
шафта, определяемый по формуле
Qj = S<7zH = f^sina  I,	(3.15)
i	i
где qz— единичный фильтрационный расход (на единицу длины контура
стекания) при уровне болотных вод гспв; а — угол между направлением
контура и направлением линии тока в точке их пересечения; I — длина
контура в пределах постоянного угла a; q2jf — нормальная (к контуру)
составляющая единичного расхода; п — количество участков, на которые
разбит контур в пределах одного микроландшафта.
Выражение для единичного расхода имеет следующий вид:
qz = k0 (z0 — z) i,	(3.16)
где z0— z— толщина фильтрующего слоя при уровне гспв; zo— толщи-
на деятельного слоя; i — частный уклон поверхности болотных вод; k0 —
средний коэффициент фильтрации в слое z0— z, определяемый по выра-
жению
k0 - ~	’	(3-17)
^0	4
где kz — послойный коэффициент фильтрации.
При расчете стока с микроландшафтов, имеющих сильно расчленен-
ный микрорельеф и относительно высокое стояние уровня (выше поверх-
ности понижений), уклон поверхности болотных вод принимается
величиной переменной, зависящей от уровня болотных вод. Для грядо-
во-мочажинного комплекса фильтрационные расходы вычисляются по
коэффициентам фильтрации гряд. При этом уклон поверхности болотных
вод на грядах определяется по зависимости
: _ _______‘ср_____
г р , Ч Р ’	(3.18)
"г 1 —--- ~м
/?п
им
где iCp — средний уклон поверхности микроландшафта (значения уклонов
приведены в табл. 2.4); Рт, Ры— доли площади, занимаемые соответст-
венно грядами и мочажинами; /гОр , /гОм — средние коэффициенты фильт-
рации в рассматриваемом слое соответственно на гряде и мочажине.
В том случае, когда уровень грунтовых вод находится выше поверх-
ности мочажин, уклоном водной поверхности в мочажинах можно пре-
небречь, тогда
. _ «ср
г ~ Рг 
Подробно теория этого вопроса изложена в работах К. Е. Иванова
[82, 83]. Величины Рг и Рм определяются по кривой обеспеченности высот
микрорельефа, полученной на основании линейной таксации микро-
рельефа.
Аналогично определяется переменный уклон и для микроландшафтов
с неориентированным микрорельефом, например для сфагново-кустар-
ничково-соснового, сфагново-кустарничково-пушицевого и др., в случае
100
когда уровень воды в них поднимается выше понижений микрорельефа.
Расчет при этом ведется по формуле 1
in =	(3-19)
где г’п — уклон болотных вод на повышенных элементах микрорельефа;
Рп — доля площади, занимаемой повышенными элементами микрорелье-
фа (определяется по интегральной кривой распределения высот микро-
рельефа).
Косвенная оценка точности определения коэффициентов фильтрации
деятельного слоя сибирских болот проведена путем сравнения наблюден-
ного уровня воды на болоте с уровнем, вычисленным по уравнению вод-
ного баланса
X = С + Е + Azg.	(3.20)
где X — осадки, С — сток, Е — испарение, Az — приращение уровня грун-
товых вод, | — коэффициент водоотдачи.
Расчет выполнен для грядово-озеркового комплекса, расположенного
на Самотлорском болотном массиве.
Приращение уровня грунтовых вод (в см) рассчитывалось по фор-
муле
/	1
X —\cqz — + Е
I со 1
A z —
(3.21)
Ю £
где ——гидроморфологический параметр для данного типа микроланд-
шафта, с — коэффициент размерности, qz— единичный фильтрационный
расход.
Все исходные данные (X, — , qz, Е и §), использованные при расчете
уровня, получены непосредственно по наблюдениям и эксперименталь-
ным исследованиям, выполненным в грядово-озерковом комплексе на Са-
мотлорском болотном массиве. Расхождения вычисленных и наблюден-
ных уровней оказались небольшими: до 6%, когда определялись только
для гряды, и до 16%, когда в расчеты вводилось испарение для всего
комплекса.
Приведенные результаты дают основания считать, что ошибки рас-
чета фильтрационного стока, выполненного на основании эксперимен-
тальных кривых kz — f(z), не больше 15—20%.
Следует иметь в виду, что приведенные фильтрационные характери-
стики можно использовать для расчетов стока с болот лишь при уровнях
болотных вод, не превышающих среднюю расчетную поверхность, так как
при более высоких уровнях сток осуществляется поверхностным путем и
не учитывается расчетными характеристиками, которые даны в прило-
жении 6. Анализ уровенных данных показывает, что поверхностный сток
на верховых болотах Западной Сибири практически не наблюдается,
только в сфагново-шейхцериево-осоковом микроландшафте (топи) уро-
вень 1%-ной обеспеченности достигает средней поверхности болота.
5 Для грядово-озеркового комплекса определение расчетного уклона ведется так же,
как и для микроландшафтов с неориентированным микрорельефом, с той лишь разни-
цей, что в зависимости (3.19) вместо icp вводится уклон гряд ц, который определяется
.	Ср
по формуле ir= р~-
101
Однако непосредственные наблюдения показывают, что в отдельные
годы, при дружной весне и глубоком промерзании залежи, часть стока
с болотных массивов проходит по замерзшей поверхности болота. Такой
сток характерен преимущественно для необлесенных микроландшафтов.
Следует отметить, что продолжительность стока по замерзшему слою за-
лежи весьма невелика (не более нескольких дней в году).
В зоне плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот
экспериментальные работы по изучению водопроводимости их деятельно-
Рис. 3.26. Кривые kz=f (г).
1 — для осоково-гипнового микроландшафта, 2 -- для мозаичного гипново-осокового
комплекса.
го слоя ведутся Тюменской гидрометеорологической болотной станцией
на Тарманском массиве. При определении фильтрационных свойств зале-
жи используется метод фильтрации в лотках (в лабораторных условиях)
и метод восстановления уровня воды в скважине после откачки (в поле-
вых условиях).
Испытание монолитов торфа ненарушенной структуры и первичная
обработка экспериментальных данных проводится в полном соответствии
с требованиями Наставления [136]. За период работы станции отобрано
и испытано 12 монолитов торфа: шесть — из осоково-гипнового микро-
ландшафта и шесть — из мозаичного гипново-осокового комплекса. Вы-
числение послойных коэффициентов фильтрации и обобщение экспери-
ментальных данных выполнено по методике, изложенной выше, при рас-
смотрении фильтрационных свойств залежи зоны выпуклых олиготроф-
ных болот.
102
Кривые kz—f(z) для осоково-гипнового микроландшафта и мозаично-
го гипново-осокового комплекса показаны на рис. 3.26. Нижние части
кривых начиная с уровня —9 см от СПБ очень близки друг к другу, верх-
ние— значительно расходятся, поэтому объединить эти кривые не пред-
ставляется возможным.
Кривые послойных коэффициентов фильтрации позволяют получить
надежные расчетные характеристики водопроводимости деятельного слоя
торфяной залежи на низинных болотах при уровнях воды, не превышаю-
щих среднюю поверхность понижений, что соответствует уровню, при
котором 25% площади микроландшафта залито водой. При более высо-
ком уровне сток с болота осуществляется не только фильтрационным пу-
тем, но и поверхностным. В этом случае величину стока с болота следует
определять только как сумму фильтрационной и поверхностной его со-
ставляющих. Расчет поверхностного стока для плоских осоково-гипновых
болот можно производить по методике, которая приведена в работе [10]
и теоретическое обоснование которой дано К. Е. Ивановым в работе [83].
При разработке этой методики было сделано допущение, что при очень
малых уклонах, характерных для плоских евтрофных и мезотрофных осо-
ково-гипновых болот, движение воды между кочками (поверхностное
стекание) подчиняется ламинарному закону и поэтому к расчету его при-
менима зависимость о = Апг (закон Дарси). Коэффициенты поверхност-
ного стекания kn были определены Л. Г. Бавиной [10] в лабораторных
условиях при фильтрации монолитов в лотке для различной степени за-
литости поверхности монолита. Полученная при этом зависимость ks=
=/(ЕЭал) распространялась на микроландшафт. На основании данной
зависимости и интегральных кривых распределения высот микрорельефа
(рис. 3.27) определены коэффициенты поверхностного стекания при раз-
ных уровнях болотных вод в осоково-гипновом и мозаичном гипново-осо-
ковом микроландшафтах (табл. 3.14). Приведенные данные позволяют
Таблица 3.14
Значения коэффициента k„ для некоторых микролаидшафтов
зоны евтрофных н мезотрофных осоково-гипновых болот
Площадь ммкро- ландшафга, зали- вая водой, н	Уровень болотивдс вед от СПВг ем		*и см/«
	оеоково-гиииовы* мнкролаидшвфт	мозанчмнй гипю- ро-осоковый мжкролаидшафт	
25	—3,0	—2,2	10
30	—2,5	—1,8	:	22
35	—2,0	—1,4	40
40	—1,8	-1,0	. 66
45	—1,4	—0,4	144
50	—1,0	0,0	156
60	0,0	0,9	340
70	1,6	1,9	600
80	4,2	3,2	960
90	11,0	5,5	1520
100	22,0	18,0	2500
103
Z^gg ом
Рис. 3,27. Кривые распределения и обеспеченности высот мик-
рорельефа. Тарманский болотный массив.
/ — для осоково-гипнового микроландшафта, 2— для мозаичного гип-
ново-осокового комплекса.
вычислить величину поверхностного стекания в рассматриваемых микро-
ландшафтах по зависимости
qn = kn iz,	(3.22
где kn — коэффициент поверхностного стекания, i — уклон поверхности
болотных вод, z — уровень воды над средней поверхностью понижений.
Анализ данных наблюдений за уровнем на низинных болотах Запад-
ной Сибири показывает, что в весенний и даже летний период вода на
болотах поднимается выше поверхности понижений (табл. 1 и 2 прило-
жения 12, приложение 13), и поэтому возможно поверхностное стекание
воды.
На Тарманском болотном массиве максимальный уровень в осоково-
гипновом микроландшафте за период наблюдений 1960—1972 гг. оказал-
104
ся равным +28 см над СПБ, а в мозаичном гипново-осоковом комплексе
+ 27 см над СПБ. Высокие уровни на этом массиве стоят длительное вре-
мя: в 1961 и 1971 гг. уровень выше СПБ стоял девять месяцев, в 1966 г.—
более восьми месяцев. Такое длительное стояние высоких уровней воды
на болоте свидетельствует о том, что уклоны водной поверхности в этот
период ничтожно малы. Анализ данных уровенных наблюдений по водо-
мерному болотному створу подтверждает это положение. Таким образом,
высокие уровни на низинных болотах не всегда являются свидетельством
большого стока с них. В табл. 1 приложения 7 приведены расчетные зна-
чения послойных коэффициентов фильтрации двух микроландшафтов зо-
ны плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот, исследо-
ванных на Тарманском болотном массиве. Коэффициенты фильтрации
более глубоких слоев залежи определены методом восстановления уров-
ня воды в скважине после откачки.
Полученные зависимости kz = f(z) трудно оценить с позиций возмож-
ности использования их для характеристик водопроводимости других
неизученных массивов из-за ограниченности материалов эксперименталь-
ных исследований по рассматриваемому району, а также из-за различ-
ных условий геоморфологического залегания такого типа болот. Послед-
нее же в значительной степени определяет их водный режим, а, следова-
тельно, в какой-то мере и водно-физические свойства залежи.
Сравнение полученных данных (табл. 1 приложения 7) со значением
послойных коэффициентов фильтрации на болотах ЕТС показывает, что
на этих болотах слои торфяной залежи глубже 40 см имеют почти одина-
ковую водопроводимость. В верхних слоях деятельного горизонта послой-
ные коэффициенты фильтрации залежи в осоково-гипновом микроланд-
шафте Тарманского массива, расположенного на первой надпойменной
террасе р. Туры, в 2—3 раза меньше коэффициентов фильтрации одно-
типного микроландшафта Лунинского массива, залегающего в пойме
р. Бобрика. Причиной таких расхождений, по-видимому, можно считать
различные условия геоморфологического залегания сравниваемых масси-
вов. Таким образом, данные, приведенные в табл. 1 приложения 7, мож-
но распространять на аналогичные микроландшафты рассматриваемой
зоны, расположенные на массивах террасного залегания.
На некоторых микроландшафтах зоны евтрофных и мезотрофных
болот экспедицией ГГИ выполнены работы по определению коэффициен-
тов фильтрации торфяной залежи методом восстановления уровня воды
в скважине. Полученные данные (табл. 2 приложения 7) позволяют ха-
рактеризовать водопроводимость более глубоких слоев торфяной залежи
этих болот. В связи с тем что низинная залежь по ботаническому составу
и степени разложения весьма однородна по глубине, водопроводимость
ее с глубиной меняется относительно мало. Значительно большие изме-
нения в величине коэффициентов фильтрации прослеживаются в зависи-
мости от вида торфа. Так, на глубине 70—90 см коэффициент фильтрации
осокового и осоково-древесного торфа почти в 10 раз меньше коэффици-
ента фильтрации гипново-осокового торфа. Сравнение полученных дан-
ных с величинами водопроводимости низинного торфа, приведенными в
работах [83, 126], показывает, что, несмотря на значительно меньшую
степень разложения, значения водопроводимости в однородном по виду
торфе на болотах ЕТС и Западной Сибири весьма близки. Это позволяет
считать возможным при отсутствии сведений о водопроводимости торфя-
ной залежи (отдельных видов торфа) сибирских болот в качестве пер-
вого приближения использовать данные экспериментальных исследова-
105
ний, полученные на европейских болотах [83]. Анализ и обобщение упо-
мянутых выше материалов позволили составить сводную таблицу сред-
них коэффициентов фильтрации для различных низинных микроланд-
шафтов (табл. 3 приложения 7).
В зоне вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных)
болот экспериментальных работ по определению коэффициентов филь-
трации на больших монолитах не проводилось. Имеются лишь отрывоч-
ные сведения о водопроводимости торфяной залежи болот этой зоны,
полученные при определении фильтрации методом восстановления
уровня воды в скважине.
В табл. 4 приложения 7 даны значения коэффициентов фильтрации,
определенные полевым методом экспедицией ГГИ на болотах Барабы
(Талагульский и Узаклинский массивы). Приведенные данные позволя-
ют получить представление о водопроводимости торфяной залежи в раз-
личных болотных микроландшафтах этой зоны.
Послойные коэффициенты фильтрации для тростниково-осокового
микроландшафта в слое 28—38 см от поверхности понижений уменьша-
ются от 0,0012 до 0,0001 см/с; для тростниково-осоково-вейникового (в
слое 20—30 см) —от 0,0020 до 0,0003 см/с, а для тростникового (в слое
34—60 см) — от 0,0145 до 0,0007 см/с. Эти данные могут служить в каче-
стве приближенных при оценке водопроводимости торфяной залежи неис-
следованных болотных массивов рассматриваемой зоны.
3.4. Прочностные свойства торфяной залежи
Физико-механические свойства торфяных грунтов представляют боль-
шой интерес для различных инженерных расчетов, связанных с освоением
заболоченных территорий. Вопросы передвижения транспорта по боло-
там и строительства на них (дорожного, промышленного, гражданского)
не могут быть решены без анания прочностных свойств грунта. Торф
относится к категории слабых грунтов, строительство на которых свя-
зано с определенными трудностями, обусловленными в первую очередь
изменением их физико-механических свойств с изменением влаж-
ности.
3.4.1. Прочностные свойства талой торфяной залежи. Прочностные
свойства торфяной залежи зависят от влажности, степени разложения и
ботанического состава торфа. Поэтому во всех работах, посвященных
исследованию физико-механических свойств таких грунтов, последние
увязываются с этими характеристиками.
Лабораторные исследования физико-механических свойств торфов
позволили выявить характер связи отдельных показателей этих свойств
со степенью разложения, влажностью и видовым составом торфа. Полу-
ченные при этом связи дают возможность, при наличии перечисленных
выше сведений о торфе, определять в первом приближении некоторые
прочностные характеристики торфяных залежей без проведения специ-
альных определений в поле. В последние годы в результате работ Кали-
нинского политехнического института [2, 3, 132] в области изучения физи-
ко-механических свойств слабых грунтов создана серия специальных
полевых приборов и разработана методика полевых определений целого
ряда физических характеристик торфяных грунтов, которая нашла широ-
кое применение на болотах не только ЕТС, но и в Западной Сиби-
ри [132, 147].
106
Используя эту методику и приборы, экспедиция ГГИ провела опреде-
ление некоторых характеристик, и в частности величин предельного на-
пряжения сдвигу (т), на болотах в центральной части Западной Сибири
(междуречье Ваха и Ватинского Егана, в бассейнах Агана и Тромъега-
на). Величина т измерялась с помощью сдвигомера-крыльчатки СК-8
1147] на разных болотных микроландшафтах при естественном залегании
торфяной залежи. При этом ставилась задача выявить зависимость меж-
ду значением предельного напряжения сдвигу и типом болотного микро-
Рис. 3.28. График изменения предельного напря-
жения сдвигу т с глубиной торфяной залежи
по группам болотных микролапдшафтов.
1 - мохово-лесная (сфагново-сосново-кустарничковый и
сфагново-кустарничково-сосновый); 2 — моховая (сфагно-
во-кустарничковый, облесенный сосной и лишайниково-
сфагново- кустарничковый, облесенный сосной); комплекс-
ная: 3 — гряды (сфагново-кустарничковые, облесенные
сосной) грядово-мочажинного и гр ядово-мочажин но-озер-
кового; 4 — гряды (сфагново-кустарничково-сосновые)
грядово-озеркового; 5 -- мочажины (сфагново-шейхне-
рнево-осоковые) грядово-мочажинного.
Нм
ландшафта. Определение т проведено на 24 площадках (на каждой пло-
щадке отрабатывалось по 30 вертикалей) в следующих болотных микро-
ландшафтах: сфагново-сосново-кустарничковом, сфагново-кустарничко-
во-сосновом, сфагново-кустарничково-пушицевом, облесенном сосной;
сфагново-кустарничковом, облесенном сосной; лишайниково-сфагново-ку-
старничковом, облесенном сосной; грядово-мочажинном (на гряде и мо-
чажине); грядово-мочажинно-озерковом (только на гряде), грядово-озер-
ковом. Описание микроландшафтов приведено в разд. 2 и в приложе-
нии 1. Результаты выполненных исследований представлены в табл. 3.15
и на рис. 3.28. Из приведенных данных видно, что в верхнем полумет-
ровом слое торфяной залежи (практически в деятельном ее горизонте)
различие в значениях т в разных микроландшафтах невелико (около
0,05 кг/см2).
 Анализ т более глубоких слоев показывает наличие определенной за-
кономерности в распределении величин предельного напряжения сдвигу
по различным болотным микроландшафтам: чем выше обводненность
микроландшафта, тем меньше т. В наиболее обводненных микроландшаф-
тах (сфагново-кустарничковый и лишайниково-сфагново-кустарничко-
вый, облесенные сосной; грядово-мочажинный и грядово-мочажинно-
озерковый) величина предельного напряжения сдвигу, слабо изменяясь
по глубине, не превышает 0,19 кг/см2. В более „сухих” микроландшафтах
(сфагново-сосново-кустарничковый, сфагново-кустарничково-сосновый и
грядово-озерковый) величина т сильно меняется по глубине, достигая
значения 0,25 кг/см2 и выше. Исключение составляет сфагново-кустарнич-
ково-пушицевый, облесенный сосной микроландшафт, в котором при от-
носительно высоком стоянии уровня болотных вод имеют место большие
величины т. Как показывает анализ ботанического состава торфа, причи-
ной повышенной прочности метрового слоя торфяной залежи в этом мик-
107
©	Таблица 3.15
Значения предельного напряжения сдвигу т(кг/см2) по болотным микроландшафтам
Микроландшафт	Уровень воды за теплый пе- риод года, см	Глубина от поверхности болота, м														
		0,2	0,4	0,6	0,8	1,0	1,2	ы	1,6	1,8	2,0	2,2	2,4	2,6	2,8	3,0
Сфагново-сосново-кустар- ничковый	—46	0,10	0,14	0,20	0,23	0,25	0,27	0,27	0,24	0,24	0,24					
Сфагиово-кустарничково- сосновый	—44	0,12	0,15	0,16	0,17	0,18	0,21	0,23	0,22	0,24	0,24	0,24	0,24		0,32	
Сфагново-кустарничко- вый, облесенный сос- ной	—36	0,14	0,15	0,16	0,16	0,15	0,16	0,14	0,18	0,16	0,14					
Сфагново-кустарничково- пушицевый, облесен- ный сосной и сухо- стоем	—22	0,14	0,16	0,27	Д29*	0,28	0,23	0,18_	0,20	0,16	20,16	0,18	- '•			
Лишайниково-сф агново- кустарничковый, обле- сенный сосной	—24	0,09	0,14	0,15	0,15	0,17	0,19 ।	0,17	0,14	0,12	0,13	0,13	0,18	0,20		
Грядово-мочажинный: гряда мочажина	—35	0,10	0,12	0,14	0,16	0,16	0,18	0,15	0,14	0,13	0,12	0,14	0,16	0,18		
	—2	0,06	0,06	!		0,08	1	1	0,09		0,11	| 0,14				0,16
Гр я дово- моч а ж и нно-озер- ковый (гряда)	—36	0,11	0,12	0,15	0,17	0,17	0,19	0,16	0,16	0,16	0,16	0,16	0,18			
Грядово-озерковый (гря- да)	—40	0,11	0,14	0,17	0,20	0,23	0,27	0,24	0,20	0,16	0,13	0,15	0,16	0,16		
роландшафте является наличие в нем остатков волокон пушицы, обла-
дающих повышенной прочностью [78].
В болотных комплексах (грядово-мочажинный, грядово-мочажинно-
озерковый) прочностные свойства гряд и мочажин сильно различаются.
Выше, при рассмотрении прочностных характеристик микроландшафтов,
и в частности грядово-мочажинного и грядово-мочажинно-озеркового,
приводились величины т, определенные на грядах. Значения предельного
напряжения сдвигу т в верхнем полутораметровом слое торфяной залежи
мочажин, как видно из табл. 3.15 и рис. 3.28, почти вдвое меньше т гряд
в этом же слое. И лишь в более глубоких горизонтах залежи значения
предельного напряжения сдвигу торфяной залежи гряд и мочажин вы-
равнивается. Поскольку мочажины в грядово-мочажинных и грядово-
мочажинно-озерковых комплексах могут занимать от 30 до 60% площа-
ди всего комплекса, при оценке прочностных характеристик залежи та-
ких микроландшафтов необходимо принимать во внимание величины т не
только гряд, но и мочажин. Как видно из рассмотренного, каждый болот-
ный микроландшафт имеет вполне определенную зависимость х = ((Н).
Характер этой зависимости в значительной мере обусловлен обводнен-
ностью микроландшафта, поскольку торфа, слагающие торфяную за-
лежь, особенно в верхних горизонтах, различных болотных микроланд-
шафтов, весьма однородны по составу и степени разложения. Анализ
данных по стратиграфии торфов на площадках измерений т показал, что
до глубины 1,5—2,0 м торфяная залежь сложена преимущественно фус-
кум-торфом, который в большинстве случаев подстилается комплексно-
верховым торфом. Детальные наземные исследования стратиграфии
торфяной залежи болотных массивов в разных районах зоны верховых
олиготрофных болот показывают аналогичное выше рассмотренному
строение верхнего слоя залежи (см. п. 3.1.).
Наличие характерных связей x=f(H) для разных болотных микро-
ландшафтов дает возможность широко использовать при изучении проч-
ностных характеристик торфяной залежи болот материалы аэрофото-
съемки. Методы типологического дешифрирования аэрофотоснимков
болот, разработанные советскими болотоведами [ПО], позволяют доста-
точно быстро и надежно определять типы микроландшафтов. Располагая
такими продешифрированными аэрофотоснимками или составленной ти-
пологической картой и кривыми связи x=f(H) для разных микроланд-
шафтов, можно определить значения т практически для любого болотного
массива большей части зоны выпуклых олиготрофных болот, занимаю-
щей территорию всей центральной части Западной Сибири. Такая воз-
можность представляется благодаря тому, что кривые x=f(H) получены
для шести наиболее распространенных микроландшафтов, составляю-
щих в общей сложности около 94% площади болот указанной выше зоны.
Таким образом, рассмотренный путь определения прочностных ха-
рактеристик торфяной залежи позволяет в первом приближении полу-
чать данные о величинах предельного напряжения сдвигу без выезда в
поле, т. е. камеральным путем. Задачей дальнейших исследований в этом
направлении является набор массового экспериментального материала
по величинам т для рассмотренных болотных микроландшафтов в целях
уточнения полученных для них расчетных кривых x=f(H), а также опре-
деление подобных зависимостей для еще не изученных болотных микро-
ландшафтов.
Наряду с определением прочностных свойств сибирских болот при
естественном залегании торфяной залежи были проведены отдельные из-
109
Рис. 3.29. Распределение предельного нап-
ряжения сдвигу по глубине торфяной зале-
жи в естественном состоянии (1) и под
нагрузкой (2) в сфагново-кустарничково-
сосновом микроландшафте.
мерения т залежи, находящейся
под нагрузкой. В качестве экспе-
риментальных площадок выбраны
дороги, проходящие по болоту.
Определение величин предельно-
го напряжения сдвигу выполня-
лось одновременно под полотном
дороги (под насыпью) и на есте-
ственном болоте вблизи дороги
На рис. 3.29 приведена кривая
x = полученная в сфагново-
кустарничково-сосновом микро-
ландшафте. Поскольку кривые
распределения т по глубине для
торфяной залежи, находящейся
под нагрузкой, и для залежи в
естественном залегании несопо-
ставимы ввиду осадки первой под
нагрузкой, на рис. 3.29 на оси ор-
динат приведены не сами глубины, а доли глубины залежи в точке из-
мерений. Такой прием позволяет выявить влияние нагрузки на изменение
прочностных характеристик. Аналогичные кривые построены также для
других экспериментальных площадок, расположенных в грядово-моча-
жинном микроландшафте.
На всех экспериментальных площадках под насыпью произошло уве-
личение т залежи под влиянием ее уплотнения в среднем в 1,5—2,0 раза,
причем наибольшее увеличение наблюдалось в верхних слоях. С глуби-
ной разница в величинах т залежи под нагрузкой и без нагрузки умень-
шается и в придонных горизон-
тах становится близкой к нулю. Нем
Это свидетельствует о том, что О
внешняя нагрузка на залежь
воспринимается в основном ее
верхними слоями, т. е. влияние
нагрузки по мере роста глубины ю
ослабевает. Исключение в этом
отношении составляют топя-
ные участки, где торфяная за-
лежь на всю глубину сильно 20
разжижена. Необходимо отме-
тить, что влияние времени
здесь не рассмотрено, так как
данные т под нагрузкой отно-
сятся к двух-трехгодичным
промежуткам времени после
создания нагрузки. Закончи-
лась ли здесь компрессия, еще
не выявлено.
3.4.2 Прочность промерзше-
го слоя торфяной залежи.
Прочность мерзлого торфа за-
DunuT пт ___________ r~ tv/ кии. о.ои. оремеппии сиииишоясипс па пщпи
агосодержания ^мерЗЛ0Г0 торфа на гряде при температуре 0° С
в период нарастания мерзлого (/), —5° С (2) и —6°С (3).
о 1
Л 2
30
w
о 10	20	30	40	50	60 70йкг!смг
Рис. 3.30. Временное сопротивление на изгиб
по
слоя: чем больше W, тем
выше прочность мерзлого
торфа. Так по данным
С. А. Чечкина [203], при
влажности гряд грядово-
мочажинного комплекса
порядка 30—35% проч-
ность мерзлого слоя со-
ставляет 0,6—0,9 кг/см2,
а при полном влагонасы-
щении	(W = 94-?96%)
прочность мерзлого сфаг-
нового очеса достигает
32—36 кг/см2, т. е. возра-
стает в 40—60 раз.
В значительной степе-
ни прочность мерзлого
слоя торфяной залежи за-
висит от состава и плот-
ности растительных остат-
Рис. 3.31. Временное сопротивление на изгиб мерз-
лого торфа на мочажине при температуре 0° С (1),
—5е С (2), —6° С (3) и —14е С (4).
Рис. 3.32. Временное сопротивление на сжатие мерз-
лого торфа на тонн при температуре 0е С (1) и —2° С
(2).
ков, которые выполняют
армирующую роль, повышая прочность мерзлого слоя [171].
На территории Западной Сибири в зоне олиготрофных (сфагновых)
болот на отдельных болотных микроландшафтах экспедицией ГГИ были
проведены исследования прочностных характеристик мерзлого торфа в
естественных условиях (участки с ненарушенным моховым и снежным
покровом с глубиной промерзания 40—50 см) и на специально про-
мораживаемых (под дорожной трассой) площадках. Последние промо-
раживались до глубины
100—150 см. Результаты
этих исследований изло-
жены в работе [64]. В ес-
тественных условиях, как
следует из указанной ра-
боты, прочность мерзлого
торфа в различных бо-
лотных микроландшаф-
гах, в частности значение
временного сопротивле-
ния на изгиб и сжатие,
значительно увеличива-
ется с глубиной. Причем
на гряде (рис. 3.30)
верхние слои торфяной
залежи вследствие низ-
кого стояния уровня бо-
лотных вод( — 35 см), об-
условливающего относи-
тельно малое влагосодер-
жание очесного слоя до
момента замерзания, об-
ладают незначительными
величинами прочности
111
(<7 = 54-10 кг/см2). В более глубоких слоях (25—35 см), непосредственно
расположенных вблизи уровня воды (в зоне капиллярной каймы), проч-
ность мерзлого слоя резко возрастает, достигая 30 кг/см2.
Прочность мерзлого торфа на мочажине (рис. 3.31) по всей глубине
гораздо выше прочности на гряде, что объясняется высоким влагосодер-
жанием этого микрорельефа в период замерзания. Сопротивление на
изгиб, как следует из рис. 3.31, с глубиной постепенно возрастает, что
связано с увеличением количества растительного вещества. На прочност-
ные свойства мерзлого торфа как мочажин, так и гряд существенное
влияние оказывает его температура. С понижением температуры проч-
ность промерзшей залежи возрастает. Так, временное сопротивление на
изгиб при температуре 0°С составляет 15—20 кг/см2, а при температу-
ре — 15° С — 50—60 кг/см2, т. е. в 3—4 раза больше.
Кривые временного сопротивления на сжатие мерзлого торфа (рис.
3.32) имеют иной характер: прочность вначале увеличивается, а затем с
глубины 15—20 см уменьшается. Это обстоятельство объясняется нали-
чием значительного количества пузырьков газа в торфе на глубине 15—
40 см, что и является причиной уменьшения прочности мерзлого торфа.
На основании проведенных опытов А. Г. Дерюгин [64] получил ана-
литическую зависимость прочности мерзлого торфа от содержания рас-
тительного вещества, которая выражается эмпирической формулой
о = 10,5	8,7 ~^сух  100,	(3.23)
** общ
где о — временное (предельное) сопротивление на изгиб, кг/см2; JFcyx —
объем сухого растительного вещества в торфе; и/Общ — общий объем об-
разца.
Эту формулу, как показали опыты исследования, можно применять
при вычислении прочности полностью насыщенного льдом мерзлого тор-
фа при 0°С до глубины 40 см. Для более низких слоев торфяной залежи
расчеты по этой формуле вести нельзя, так как она не учитывает сниже-
ния прочности из-за увеличения степени разложения торфа.
Результаты испытаний образцов мерзлого торфа на искусственно
промороженных зимних дорогах показали, что наименьшая прочность
в верхнем 20-сантиметровом слое (порядка 20 кг/см2) увеличивается на
глубине 20—40 см (до 38 кг/см2), а затем снова уменьшается. Увеличе-
ние прочности с глубиной до 40 см, по-видимому, связано с увеличением
содержания растительного вещества, а уменьшение ее после 40 см мож-
но объяснить увеличением степени разложения торфа и содержания
незамерзшей влаги.
Рассмотренные выше результаты экспериментальных исследований
мерзлого торфа сибирских болот указывают на значительную изменчи-
вость прочностных свойств промерзшего слоя торфяной залежи в раз-
личных болотных микроландшафтах и элементах микрорельефа (гряды,
мочажины) и в первом приближении могут служить расчетными харак-
теристиками.
112^
4
Уровенный
режим болот
Различия в уровенном режиме болот Западно-Сибирской равнины
обусловлены изменениями климатических факторов, морфологическими
особенностями болот различных зон и составом болотных микроланд-
шафтов.
Положение уровня воды относительно поверхности болот является,
как известно, одной из главных характеристик обводненности болот, пред-
ставляющей большой интерес при их освоении. Располагая данными о
режиме колебания уровней болотных вод и используя известные в на-
стоящее время связи уровней с водно-физическими характеристиками
деятельного слоя (водоотдача, водопроводимость, влажность и др.),
можно производить расчеты водообмена и водного баланса болот, су-
дить о механических свойствах торфяной залежи, проводить соответству-
ющие мероприятия по регулированию водного режима заболоченных и
переобводненных территорий. Поскольку степень изученности гидрологи-
ческого режима болот по территории неодинакова, характеристика уро-
венного режима болотных вод в различных зонах дается с разной сте-
пенью детальности в зависимости от наличия материалов наблюдений.
4.1.	Уровенный режим болот области распространения
многолетней мерзлоты
Эта область включает в себя зоны полигональных, плоскобугристых
и крупнобугристых болот, уровенный режим которых практически не
изучен. Единственными материалами, позволяющими судить о режиме
уровней воды на болотах этого района, являются данные наблюдений
Западно-Сибирской экспедиции ГГИ, выполненные в летний период
1971 г. на полигональных болотах в районе пос. Тазовского.
Следует заметить, что уровень болотных вод в условиях многолетней
мерзлоты является интегральной характеристикой соотношения трех эле-
ментов водного баланса: осадков, испарения и горизонтального стока
(притока). В зонах с талыми подстилающими грунтами четвертым эле-
ментом водного баланса, который может влиять на уровень воды на бо-
лотах, является вертикальный водообмен болотных вод с грунтовыми во-
дами подстилающих торфяную залежь горизонтов.
В условиях многолетней мерзлоты особенностью грунтовых вод на
болотах и в минеральных почво-грунтах является то, что они сущест-
вуют только в теплый период года и представляют собой воды, образо-
113
вавшиеся в результате насыщения слоя сезонного оттаивания грунта та-
лыми и дождевыми водами. Водоупором этих вод служит мерзлый слой.
Поскольку глубина оттаивания верхнего слоя почво-грунтов не является
величиной постоянной, а меняется как от года к году, так и в течение
года, мощность водоносного горизонта также изменяется во времени.
Так, в зимний период, когда полностью промерзает деятельный слой
Рис. 4.1. Современный график колебания уровня болотных вод (г), темпе-
ратуры воздуха (I), глубины оттаивания (НОт) и осадков (h) на полиго-
нальном болоте в районе пос. Тазовского за июль—август 1971 г.
Микроландшафты: 1 — сфагново-осоковый, 2 — сфагново-кустарничково-осоковый, 3 —
сфагново-кустарничковый; 4 — полигонально-валиковое болото, 5 — эрозионная ложби-
на стока.
(в данном случае слой сезонного оттаивания), мощность водоносного го-
ризонта равна нулю, в период же максимального оттаивания грунта
(август-сентябрь) она достигает максимального значения. Изменение
мощности водоносного горизонта ведет к изменению стока через дея-
тельный слой болот, что в конечном счете сказывается на величине и хо-
де уровня воды.
На рис. 4.1 приведен ход уровня воды на болотном массиве, располо-
женном в рассматриваемой зоне в районе пос. Тазовского. Наблюдения
за уровнем грунтовых вод на этом болотном массиве проводились в сле-
дующих микроландшафтах: сфагново-осоковом (топяном) и сфагново-
114
кустарничково - осоковом,
расположенных в эрози-
онной ложбине стока,
сфагново- осоково-кустар-
ничковом, занимающем
межполигональную тре-
щину.
Эрозионные ложбины
стока имеют вытянутую
форму шириной 5—10 м,
длиной 20—30 м и более,
заняты они сфагново-осо-
ковым и сфагново-осоко-
во-кустарничковым мик-
роландшафтами. Травяно-
кустарничковый ярус со-
мкнутостью	40—60%
представлен преимущест-
венно осокой кругловатой
с примесью пушицы узко-
листной (сфагново-осоко-
вый микроландшафт) и
местами с примесью ку-
старничков багульника,
карликовой березки, мо-
рошки (сфагново-кустар-
ничково-осоковый микро-
ландшафт). Моховой по-
кров сомкнутостью 100%
состоит из сфагновых
мхов (Sphagnum angusti-
folium, Sph. obtusum, Sph.
compactum, Sph. balti-
cum). Мощность торфя-
ной залежи до 30 см.
Межполигональные тре-
щины шириной 0,7—
1,0 м заняты сфагново-
осоково - кустарничковым
микроландшафтом. Тра-
вяно-кустарничковый по-
кров сомкнутостью 50%
состоит из осоки топяной,
багульника, морошки,
карликовой березки. Мо-
ховой покров сплошной и
состоит из сфагновых мхов
(Sphagnum balticum) с
незначительной примесью
зеленых мхов (Dicranum,
Aulocomnium) и лишай-
ников. Мощность торфя-
ной залежи 1,0—1,6 м.
Рис. 4.2. Совмещенные графики колебания уровня болотных вод за многоводный 1971 (1, 3) и маловодный 1969 (4, 2) годы.
Болотный пост Нумто.
Микроландшафты: 1, 2 — сфагиово-осоково-шейхцсрневый; 3, 4 — сфагново-кустарничково-лишайниковый.
115
116
Таблица 4.1
Среднемесячные и экстремальные уровни болотных вод (см от средней поверхности болота) в основных микроландшафтах,
характерных для южной части зоны крупнобугристых болот, за период 1967—1971 гг. Болотный пост Нумто
Характеристика уровня	| I | II | III | IV | V | VI | VII | VIII | IX | X | XI | XII
Сфагново-кустарничково-лишайниковый (узкие перешейки между озерами или топями)
Средний	—70	—84	—	—	—	-41	—51	—59	—55	—55	—55	-61
Средний максимальный	—65	—76	-96	—	—	—31	-41	-51	—48	—51	—52	-57
Средний минимальный	—76	—91	—	—	—		—59	—63	—59	—59	—58	—64
Абсолютный максимум	—44	—55	—77	—	—	-14	—24	—33	—32	—26	—25	—25
	1967	1967	1967			1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971
Абсолютный минимум	— 100	— 118	—	—	—	—	—73	—75	—72	—76	—78	—80
	1969	1969					1969	1969	1969	1969	1969	1969
			Кустарничков		о-лиша	Зниково-сфагновый						
Средний	—	—	—	—	—	—19	—29	—44	—38	—48	—	—
Средний максимальный	—	—	—	—	—	—7	— 15	—26	-27	—36	—	—
Средний минимальный	—	—	—	—	—	—31	—42	—53	—49	—60	—	—
Абсолютный максимум	—	—	—	—	—	8	4	—5	— 10	- 6	—	—
						1971	1971	1971	1971	1971		
Абсолютный минимум	—	—	—	—	—	—80	—52	—74	—63	-80		
						1968	1967	1967	1967	1969		
Сф	агново-	кустарничково-лишайниковый, облесенный сосной и кс							др ОМ			
Средний	—66	—	—	—	—	—10	-23	—31	—22	—30	—41	—52
Средний максимальный	—61	—	—	—	6	0	— 12	—15	— И	—20	—32	—46
Средний минимальный	—	—	—	—	—	— 18	—34	—38	—38	—38	—48	-58
Абсолютный максимум	—50	—64	—	—	- 13	10	—7	—4	—3	—2	— 11	—28
	1967	1968			1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971-
Абсолютный минимум	—	—	—	—	—	—28	— 42	-52	—49	-60	—64	—74
						1967	1967	1967	1969	1969	1969	1969
Примечания: 1, Средняя поверхность болота (СПБ) определена методом линейной таксации.
2. В числителе даны экстремальные значения уровней, в знаменателе — годы, в которые онн наблюдались.
Анализ данных наблюдений за уровнем воды, полученных на рассмат-
риваемом болоте с учетом местоположения изучаемых микроландшаф-
тов, показал, что в микроландшафтах, расположенных на повышенных
участках рельефа, амплитуда колебания уровня больше, чем в микро-
ландшафтах, занимающих пониженные участки. Это можно объяснить,
по-видимому, главным образом различием в коэффициентах водоотдачи
деятельного слоя болотных микроландшафтов. Как показывают наблю-
дения (см. рис. 4.1), разница в амплитудах колебания уровня может со-
ставлять около 10 см при амплитуде колебания на пониженных участках
болота порядка 12 см. Ввиду высокого стояния уровня болотных вод, что
обусловлено небольшой глубиной сезонного оттаивания торфяной зале-
жи, колебания уровня на болотах рассматриваемой зоны находятся в тес-
ной зависимости от режима выпадения осадков. Совершенно очевидно
(см. рис. 4.1), что помимо осадков на изменение уровня в течение теплого
периода года оказывает влияние сток и испарение с болот, а также ре-
жим оттаивания деятельного слоя. Приведенная весьма краткая харак-
теристика уровенного режима болот относится к основным, наиболее рас-
пространенным, болотным микроландшафтам зоны полигональных болот.
Ввиду отсутствия непосредственных наблюдений за уровнем болотных
вод в зоне плоскобугристых и крупнобугристых болот, дать аналогичную
краткую характеристику их уровенного режима не представляется воз-
можным. Можно, однако, полагать, что режим уровней воды на обшир-
ных понижениях, расположенных между буграми, сходен с ходом уров-
ней в сфагново-осоковом микроландшафте зоны полигональных болот.
Режим уровней воды на торфяных буграх зон плоскобугристых и
крупнобугристых болот совершенно не изучен.
Общая картина хода уровня воды на плоскобугристых и крупнобуг-
ристых болотах в какой-то степени может быть освещена режимом
уровней на болотных микроландшафтах в районе Сибирских Увалов,
в которых наблюдается близкое залегание вечной мерзлоты.
Наблюдения за промерзанием в сфагново-кустарничково-лишайни-
ковом микроландшафте (болотный пост Нумто) показывают, что во вто-
рой половине декабря—начале января сезонная мерзлота смыкается
с вечной мерзлотой. Поэтому в этих микроландшафтах уровенный режим
болотных вод сходен с уровенным режимом рассмотренных выше поли-
гональных болот, как это видно из представленного на рис. 4.2 хроно-
логического графика колебания уровня. В табл. 4.1 приведены обобщен-
ные за 5 лет данные по уровням в болотных микроландшафтах района
оз. Нумто.
4.2.	Уровенный режим в зоне выпуклых олиготрофных
(сфагновых) болот
Характеристика уровенного режима болот северной части зоны при-
водится на основании материалов наблюдений болотного поста Нумто,
расположенного в районе Сибирских Увалов. Болотный массив без наз-
вания в районе оз. Нумто является достаточно типичным для северной
части рассматриваемой зоны.
Основной группой болотных микроландшафтов, на которых к концу
летнего периода, как правило, мерзлота не наблюдается, являются сфаг-
ново-осоково-шейхцериевые (топяные) микроландшафты. В их травяном
ярусе на одних участках преобладает осока, на других — шейхцерия, на
многих участках имеется значительная примесь пушицы; в сильно обвод-
117
Таблица 4.2
Среднемесячные и экстремальные уровни болотных вод (см от средней поверхности болота) в основных микроландшафтах,
характерных для северной	части зоны выпуклых олиготрофных болот,	за период 1967—1971	гг. Болотный	пост	Нумто
Характеристика уровня	|	1	| II | III | IV | V | VI |	VII | VIII | IX | X | XI | XII
Сфагново-осоково-шейхцериевая топь с пушицей
Средний	прмз	прмз	прмз	прмз	прмз		—27	-25	—21	—17		прмз
Средний максимальный						—17	—21	-20	—17	— 17	—17	
Средний минимальный						прмз	—35	—29	—24	—23	прмз	
Абсолютный максимум	— 19	—20	—51	—	—8	—7	— 14	—10	— 9	— 6	+ 3	+ 8
	1971	1971	1971		1970	1968	1971	1971	1971	1971	1971	1971
Абсолютный минимум	прмз	прмз	прмз	прмз	прмз	прмз	—51	—36	—28	—33	прмз	прмз
							1970	1969	1969	1969		
Сфагново-шейхцериево-осоковая топь
Средний	—64		прмз	прмз		—22	—30	—32	—25	—26 ‘	—32	—44
Средний максимальный	-55	-74			— 2	— 9	—22	—24	—21	—22	—27	—37
Средний минимальный	—73	прмз			прмз	—32	—38	—37	—29	—33	—38	—51
Абсолютный максимум	—43	—53	—71	— 1	-|- 8	— 4	—17	—13	—11	— 5	— 5	—10
	1967	1967	1967	1967	1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971
Абсолютный минимум	—99	прмз	прмз	прмз	прмз	—41	—52	—49	—38	—54	—59	—72
	1970					1971	1969	1969	1969	1969	1969	1968
Сфагново-осоково-шейхцериевая топь
Средний	прмз	прмз	прмз	прмз		—19	—28	—25	—20	—21		прмз
Средний максимальный					— 3	-10	-21	—21	— 17	— 17	—22	
Средний минимальный					прмз	—25	—32	—29	—23	—31	прмз	прмз
Абсолютный максимум	—54	-97	—	ч- 2	8	— 4	— 14	— 12	— 7	— 2	— 2	— 6
	1967	1971		1967	1971	1969	1968	1971	1971	1971	1971	1971
Абсолютный минимум	прмз	прмз	прмз	прмз	прмз	—35	—37	—40	—29	—46	прмз	прмз
						1970	1970	1967	1967	1967		
Примечания: 1. Средняя поверхность болота (СПБ) определена методом линейной таксации.
2. В числителе даны экстремальные значения уровней, в знаменателе — годы, в которые они наблюдались.
ненных местах травяной ярус деградировал и наблюдается оголенная
торфяная залежь.
Годовой ход уровня характеризуется низкой зимней меженью, подъ-
емом уровня воды до максимальных годовых значений в период весен-
него снеготаяния и высоким стоянием уровня в течение всего летне-осен-
него периода (рис. 4.2).
Интенсивный весенний подъем уровня начинается после перехода
среднесуточной температуры воздуха через 0°С. Средняя дата устойчи-
вого перехода среднесуточной температуры воздуха через 0° С за пери-
од 1967—1972 гг. приходится на 14/V, наиболее ранняя — на 17/IV, на-
иболее поздняя — на 21/V.
Наивысший уровень наблюдается обычно в последней декаде мая,
реже — в первой половине мая. Средняя дата наступления максималь-
ного уровня на болоте 22/V, т. е. максимум наблюдается в среднем через
8 дней после устойчивого перехода температуры воздуха через 0°С. Од-
нако эта величина сильно варьирует в зависимости от метеоусловий каж-
дого года. В течение всего летнего периода уровень на болотах достаточ-
но высок, что, по-видимому, можно объяснить обильными осадками и
близостью многолетней мерзлоты к дневной поверхности. Относительно
интенсивный спад уровня начинается в октябре — ноябре и продолжа-
ется затем в течение всего зимнего периода.
По зимнему режиму уровней болотных вод данные весьма ограни-
чены, поскольку большинство скважин зимой промерзает.
Зимняя межень характеризуется низким стоянием уровня воды на
болоте; в отдельных микроландшафтах уровень опускается до 90—
100 см от поверхности болота. Средние многолетние и экстремальные
значения уровней в нескольких микроландшафтах этой части зоны при-
ведены в табл. 4.2, а хронологический график хода уровней на рис. 4.2.
Как уже отмечалось в разд. 2, наиболее распространенными группа-
ми болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот
являются мохово-лесные, занимающие 26% всей площади зоны, грядо-
во-мочажинные — 36% и грядово-озерковые — 16%.
Режим уровней в этих микроландшафтах рассматривается на осно-
вании экспедиционных наблюдений, проведенных на болотных массивах
междуречья Ваха и Ватинского Егана, бассейна р. Агана, междуречья
Мулымьи и Малого Тетера и бассейна р. Супры (см. табл. 1.1).
Внутригодовой ход уровней имеет общую закономерность, свойствен-
ную всем типам болотных массивов и их отдельным микроландшафтам:
повышение уровней весной в период таяния снега, последующее посте-
пенное их снижение после весеннего максимума, летний минимум, прихо-
дящийся на вторую половину августа, осеннее повышение уровней,
наблюдающееся большей частью в начале сентября и конце октября,
зимнее незначительное снижение уровня, продолжающееся до начала
снеготаяния, или стабильное его стояние в течение зимнего периода
(рис. 4.3). Колебания уровня в различных болотных микроландшафтах,
как видно из рис. 4.3, синхронны, различны только их амплитуды.
Благодаря высокому стоянию уровня воды на болотах, последний
быстро реагирует на все изменения в приходе и расходе влаги на поверх-
ность болота.
Весенний подъем уровня начинается во второй половине апреля —
начале мая, практически с момента перехода температуры воздуха через
0°С, т. е. начала снеготаяния. Средняя дата устойчивого перехода сред-
несуточных температур воздуха через 0° С, зависящая в основном от ши-
119
X L.
N R
роты местности, может
быть приближенно опре-
делена по рис. 4.4, а бо-
лее точно по рис. 5.35.
Продолжительность подъ-
ема в разные годы различ-
на и зависит от дружно-
сти весны. Максимальный
весенний уровень, кото-
рый является, как прави-
ло, и максимальным годо-
вым, наблюдается в сред-
нем через 15 дней после
начала подъема. Весеннее
половодье иногда выра-
жено двумя подъемами
(1968, 1970 гг.). Послед-
нее наблюдается в тех
случаях, когда в период
интенсивного снеготаяния
наступает резкое похоло-
дание. Подъем уровня
приостанавливается и да-
же начинается спад. Даль-
нейшее повышение темпе-
ратуры вызывает новый
подъем. Нередки случаи
(1969, 1972 гг.), когда на
спаде весеннего половодья
выпадают обильные осад-
ки, обусловливающие но-
вый подъем, который по
величине часто превосхо-
дит максимум, вызван-
ный снеготаянием. Вели-
чина подъема уровня в
весенний период в различ-
ных микроландшафтах не-
одинакова: наибольшая —
в мохово-лесных и мохо-
во-кустарничковых, обле-
сенных сосной микроланд-
шафтах, где она достига-
ет 80 см, наименьшая —
в топях и на мочажинах
грядово-мочажинных ком-
плексов (10—15 см). По-
следнее объясняется раз-
личием в величинах коэф-
фициентов водоотдачи
деятельного слоя в этих
микроландшафтах, а так-
же относительно- высоким
120
стоянием уровня в зимний период в грядово-мочажинном и грядово-
озерковом комплексах, о чем будет сказано ниже.
Несмотря на относительно большую величину весеннего подъема
уровней в микроландшафтах лесной и мохово-лесной групп, а также на
грядах комплексных микроландшафтов уровни редко выходят на по-
верхность, покрывая водой лишь наиболее низкие межкочечные по-
нижения. В моховых и мохово-травяных микроландшафтах, а также в
Рис. 4.4. Зависимость даты перехода среднесуточной
температуры воздуха через 0° С от широты
местности.
IX
мочажинах комплексных микроландшафтов в весенний период вода часто
стоит выше поверхности болота.
В летний период наблюдается общий спад уровней, обусловленный
стоком и испарением с болот. Плавность хода уровней нарушается от-
дельными подъемами, вызванными выпадающими осадками.
В осенний период в отдельные годы происходит небольшое повышение
уровня, которое обусловлено уменьшением испарения и некоторым уве-
личением осадков. Примерно со второй половины октября, в связи с по-
нижением температуры воздуха и прекращением атмосферного питания,
в сфагново-кустарничково-сосновом и сфагново-кустарничковом, обле-
сенном сосной микроландшафтах начинается плавный спад уровней, ко-
торый продолжается в течение всего зимнего периода, до начала весен-
121
него снеготаяния, в то время как в грядово-мочажинном и грядово-озер-
ковом комплексах обычно падение уровня происходит лишь до момента
промерзания деятельного слоя мочажин или совсем не наблюдается
(см. рис. 4.3). Промерзшие мочажины становятся своего рода плотинами
для фильтрационного стока с этих микроландшафтов. Поэтому в этих
микроландшафтах в средние и холодные зимы уровень с конца декаб-
ря — начала января практически не изменяется до начала весеннего сне-
готаяния. Влияние промерзания на режим стока сказывается через дея-
тельный горизонт торфяной залежи, что нарушает синхронность колеба-
Рмс. 4.5. График связи соответственных уровней
болотных вод за теплый период года.
ния уровня воды в зимний период в различных болотных микроланд-
шафтах.
Как видно из приведенных в приложении 8 данных, годовой мини-
мальный уровень приходится как на летне-осенний, так и на зимний пе-
риоды.
В приложении 9 (табл. 1.2) приведены аналогичные результаты на-
блюдений за уровнями в других районах зоны, которые подтверждают
приведенную выше характеристику.
Синхронность колебания уровней в различных частях болотного мас-
сива, являющаяся следствием высокого стояния их и условий фильтра-
ционного стока через деятельный горизонт болот, обусловливает доста-
точно тесную связь между соответственными уровнями в различных мик-
122
123
Таблица 4.3
Сравнение вычисленных (по метеорологическим данным) и наблюденных уровней болотных вод (см).
Сфагново-кустарничковый, облесенный сосной микроландшафт
			Май			Июнь			Июль			Август			Сентябрь		
			уровень			уровень			уровень			уровень			уровень		
Метеостанция	Год	Характеристика уровня	исленный	поденный	Ф о ЕС * о	S 3 X ф ч	«е 3 X X ф ЕС 2	хождение	3 а X ф г; X	«X 3 X X ф § ч	ф X X ф ЕС * о	меленный	люденный |	ф х ф ЕС £ о	X X ф ч X	люденный	ф ф ЕС £ о
				ко			ко	л	3	я	я	3	ко я	я	3	я	
			и	=	С.	и			аз	-	(X	са	X	л	я		о.
Шаим	1965	Средний	-29	—29	0	—38	—36	2	-43	—49	—6	—46	—51	—5	—45	—46	—1
		Максимальный	—24			—31	-32	— 1	-34	—42	—8	—36	-47	—11	-39	—38	1
		Минимальный	-36	—36	0	—46	—43	3	-51	-58	—7	-53	-58	-5	—50	-56	—6
	1966	Средний	—26	—28	—2	—32	—29	3	—37	-33	4	—43	—40	3	—45	—38	7
		Максимальный	—21	-16	5	-26	—23	3	—28	-30	—2	—33	-36	—3	-38	—36	2
		Минимальный	—32	—38	-6	—40	—38	2	-45	—39	6	—52	—46	6	—51	—42	9
Нижневартовск	1967	Средний				—26	—32	—6	-31	—36	—5	—37	-40	—3	-48	—42	6
		Максимальный				— 19	—23	—4	—26	—26	0	—31	—32	-1	—42	—36	6
		Минимальный				—32	—39	—7	—38	—43	—5	—46	—45	1	—54	—48	6
	1968	Средний	-25	—26	— 1	—30	—28	2	—37	—35	2	—42	—46	—4	—38	—34	4
		Максимальный	— 19	-20	— 1	—23	—24	— 1	-31	—30	1	—36	-40	—4	—33	—27	6
		Минимальный	—31	—33	—2	—36	—32	4	—44	—40	4	—51	-50	1	—43	—39	4
	1969	Средний	—32			—34	—36	—2	—34	-33	1	—36	—37	-1	—36	—34	2
		Максимальный	—27			—28	-33	—5	—28	— 17	И	—28	—33	—5	—31	—30	1
		Минимальный	—38			—40	—39	1	—41	-39	2	—43	—40	3	—41	—37	4
	1970	Средний	-36	—25	11	—41	—26	15	—43	-34	9	—41	—38	3	—46	—37	9
		Максимальный	-31	— 19	12	—35	—20	15	—37	—28	9	—33	-30	3	—41	—32	9
		Минимальный	—42	—33	9	—48	—32	16	-51	—41	10	—48	—45	3	—52	—42	10
	1971	Средний	-32	—24	-8	—38	—39	1	—42	—48	6	—37	—45	8	—34	—40	6
		Максимальный	—26	— 12	14	—32	—35	3	—36	—37	1	—29	—38	9	—29	—36	7
		Минимальный	—39	—37	2	-44	—46	2	—49	—59	10	—44	—63	19	-39	—43	4
	1972	Средний	—30	—30	0	—36	—22	14	-38	—32	6	—42	—34	8	—40	—34	6
		Максимальный	—24	—24	0	-30	— 16	14	-32	—25	7	—34	—29	5	—35	—30	5
		Минимальный	—37	—31	6	—42	—28	14	—45	-38	7	—49	—43	6	—45	—43	2
роландшафтах (рис. 4.5). Коэффициент корреляции такого типа связей
колеблется в пределах 0,80—0,94.
Поскольку в зимний период синхронность в колебаниях уровней в
различных болотных микроландшафтах нарушается процессами промер-
зания, связи соответственных уровней в этот период часто оказываются
весьма слабыми. Поэтому для расчетов могут быть использованы лишь
связи, построенные на основании данных наблюдений за теплый период
года (май — октябрь). На основании этих графиков составлена таблица
соответственных уровней для всех основных типов болотных микроланд-
шафтов рассматриваемой территории (приложение 10), которая по дан-
ным наблюдений или расчета уровня в каком-либо одном микроланд-
шафте позволяет получить значения уровней в других микроландшафтах
конкретного болотного массива, что важно при практических расчетах.
Кратковременные наблюдения за уровнями на болотах рассматривае-
мой зоны не позволяют непосредственно по ним получить расчетные зна-
чения уровней болотных вод, необходимые для практики. Поэтому для
определения расчетных величин использован другой путь. На основе
кратковременных экспедиционных наблюдений была проверена приме-
нимость для условий сибирских болот методики расчета уровней по ме-
теорологическим данным, разработанной по материалам наблюдений на
болотах ЕТС [142, 143]. В табл. 4.3 приведены результаты сравнения вы-
численных и наблюденных величин. Из таблицы следует, что расхожде-
ния между вычисленными и наблюденными уровнями невелики и лежат
в основном в пределах 1—5 см. Обеспеченность отклонений вычислен-
ных уровней от наблюденных дана в табл. 4.4, из которой следует, что
обеспеченность непревышения ошибки, равной 5 см, составляющей 17%
амплитуды изменения среднемесячных уровней за теплый период, около
60%. В отдельных случаях расхождения достигают 10 см и даже несколь-
ко больше, что объясняется некоторым несовершенством расчетной мето-
дики, заключающимся в неучете характера весеннего снеготаяния, вре-
мени перехода температуры воздуха через 0°С, а также зимних отте-
пелей.
Таблица 4.4
Отклонения вычисленных уровней от наблюденных (см) различной обеспеченности
Характеристика уровня	Обеспеченность, %												
	1	5	10	20	30	40	50	60	70	80	90	95	99
Среднемесячный	17	12	10	7	6	5	4	3	2,5	2	1	0,8	0,2
Максимальный	19	13	10	8	6	5	4	3	2	2	1	0,5	0,1
Минимальный	20	14	12	9	7	6	5	4	3	2	2	1	0,3
Исходными данными для расчета уровней по этой методике являются,
как известно, атмосферные осадки и суммарная солнечная радиация [142].
Расчет среднемесячных уровней воды за теплый период года (май —
сентябрь) ведется для сфагново-кустарничкового облесенного сосной
микроландшафта. В других болотных микроландшафтах уровни опреде-
ляются с помощью таблиц соответственных уровней (приложение 10).
Для определения экстремальных значений уровней за отдельные лет-
ние месяцы построены графики связи среднемесячных уровней с макси-
мальными и минимальными (рис. 4.6, 4.7). При построении этих графи-
124
ков использовались данные наблюдений на болотах ЕТС и Западной Си-
бири. На тесноту приведенных связей, а следовательно, и на точность
определения по ним экстремальных уровней влияют осадки: их количе-
ство и характер распределения в течение месяца. При относительно рав-
номерном распределении осадков точки хорошо ложатся на прямую ли-
нию связи, при выпадении же большого количества осадков в виде от-
дельных интенсивных ливней точки на графике обычно отклоняются от
Рис. 4.6. Графики связи среднемесячных и максимальных уровней болот-
ных вод в сфагново-кустарничковом облесенном сосной микроландшаф-
те за теплый период года.
/ — май, 2 — июнь, июль, 3 — август, 4 — сентябрь.
линии связи. Величины и обеспеченность отклонений вычисленных экст-
ремальных уровней от наблюденных приведены в табл. 4.3, 4.4.
По рассмотренной выше схеме рассчитаны среднемесячные, макси-
мальные и минимальные уровни болотных вод по данным 44 метеороло-
гических станций, расположенных в зоне выпуклых олиготрофных болот
(приложение 11). Продолжительность используемых при этом рядов на-
блюдений колеблется от 6 до 63 лет. В связи с этим приведенные в при-
ложении 11 уровни хотя и близки между собой, но являются не вполне
сравнимыми.
. Исследования пространственной изменчивости уровней болотных вод
в однотипных микроландшафтах, выполненные К. Е. Ивановым [83], а в
125
последнее время Е. Л. Балясовой [14], показали, что в генетически одно-
родных микроландшафтах, расположенных на разных болотных масси-
вах, равнообеспеченные среднегодовые и экстремальные уровни практи-
чески одинаковы. Этот важный вывод позволяет при определении рас-
четных значений уровней на слабоизученных или совершенно неисследо-
ванных массивах использовать расчетные уровни, полученные на основе
длительных наблюдений.
Рис. 4.7. Графики связи среднемесячных и минимальных уровней болот-
ных вод в сфагново-кустарничковом облесенном сосной микро.тандшаф-:
те за теплый период года.
7 май, 2 — июнь, 3 — июль, 4 — август, 5 —• сентябрь.
Принимая во внимание вышесказанное, по вычисленным уровням для
станции Сургут, имеющей наиболее длительный ряд наблюдений (63 го-
да), были построены кривые обеспеченности средних, максимальных и
минимальных уровней за теплый период года (рис. 4.8). По этим кривым
с помощью таблицы соответственных уровней (приложение 10) опреде-
лены уровни различной обеспеченности в других, наиболее распростра-
ненных в рассматриваемой болотной зоне микролапдшафтах (табл. 4. 5).
Кроме того, па рис. 4.9 приведены кривые обеспеченности Среднеме-
сячных уровней в сфагново-кустарничковом, облесенном сосной микро-
ландшафте, рассчитанные по данным метеостанции Сургут за каждый
месяц теплого периода года. Пользуясь описанным выше приемом и
126
Рис. 4.8. Кривые обеспе-
ченности максимальных
(1), средних (2) и ми-
нимальных (3) уровней
болотных вод за теплый
период года, рассчитан-
ных по данным метео-
станции Сургут. Микро-
ландшафт сфагново-ку-
старничковый, облесен-
ный сосной.
Рис. 4.9. Кривые обеспеченности среднемесячных уровней болот-
ных вод за каждый месяц теплого периода года, рассчитанных
по данным метеостанции Сургут.
I — май, 1 — июнь, 3 —июль, 4 — август, 5 — сентябрь.
Таблица 4.5
Расчетные уровни болотных вод (см от расчетной поверхности болота) различной
обеспеченности (за теплый период года)
Мжкроландшафт	Характеристика уровня	Обеспеченность, %								
		I 1	5 1	10 1	25 1	50 |	75 |	90 |	95	S9
Сфагиово-кустар-	Средний	—29	—34	—36	—38	—42	—46	-50	->53	—60
яичковый, обле- сенный сосной	Максимальный	—18.	—21	—22	—25	—28	—32	-36	т38	—44
	Минимальный	—80	—69	—65	—59	-53	-50	—47	—44	—39
Сфагиово-кустар-	Средний .	—39	—44	—47	—49	-53	—57	-61	-64	—71
ННЧКОВО-СОСНО- вый	Максимальный	—28	—31	-32	—35	—38	—42	—47	—49	—55
	Минимальный	—92	—81	—77	—70	—64	—61	—58	—55	—50
Сфагиово-лишайни-	Средний	—34	—39	—42	—44	—48	—53	—57	-60	-67
ково-кустарнич- ковый, облесен-	Максимальный	—23	—26	—27	—30	—33	—37	—42	—44	—51
ный сосной	Минимальный	—88	—77	—73	—66	-60	—57	—54	-51	—45
Лишайниково-сфаг-	Средний	—32	—37	—40	—42	-45	—49	—53	-55	-62
ново-кустарнич- ковый, облесен- ный сосной	Максимальный	—22	—25	—26	-29	—31	—35	—40	—42	—47
	Минимальный	—81	—71	—67	-61	—55	-53	-50	—47	—42
Сфагново-кустар-	Средний	—18	—20	—22	—23	—25	—27	—29	—30	—34
ничково-пушице- вый, облесенный	Максимальный	—12	—14	—14	—16	—17	—19	—22	—23	—26
СОСНОЙ	Минимальный	—44	-39	—37	—33	—30	—29	—27	—26	—23
Сфа г ново-осоково-	Средний	—10	—12	—14	—15	—17	-20	—21	-23	—
шейхцериевый (топь)	Максимальный	— 4	— 6	— 6	— 8	-10	— 12	— 14	— 15	—18
	Минимальный .			—	—26	—23	—£1	—20	-18	—16
Г рядово-мочажин-										
иый комплекс:										
Гряды:										
сфагново- кустар-	Средний •	—25	—29	—30	—31	—35	—37	—41	—42*	—48
ничковые, обле- сенные сосной	Максимальный	—17	—19	—20	—22	—24	—27	—30	—31	—36
	Минимальный	—	—1—	-52	—47	—42	—41	—38	—36	—32
Мочажины:										
сфагново»шейхце-	Средний	—2	— 4	— 5	— 6	— 8	-^9	—11	-13	—16
риевые	Максимальный	-и	_и з	2	+ 1	— 1	-!з	— •5	— 6	— 8
।	Минимальный	—	-421	—19	-16	— 13	-11	—10	— 8	- 6
сфа г ново-осоково-	Средний	—3	— 7	-10	— 12	—15	-19	—22	-25'	—32
шейхцерйевые	Максимальный	+7	+ 5	+ 4	+ 1	— 2	— -5	—10	—12	—17
	Минимальный	—	—	—	—31	—25	—22	—20	—17	—12
Гряды:										
сфагново-t кустар-	Средний :	—34	—39	—42	—44	—48	-52	—56	—59	-56
ничково-йушице- вые, облесенные	Максимальный	-24	—26	—28	—30	—33	—37	—42	-44	—50
СОСНОЙ .	Минимальный	—	—	—	-65	—59	-56	—53	—50	—45
Мочажины:										
сфагново-пуши-	Средний	—17	-22	—25	—27	—31	—35	—39	—42	—48
цево-шейхцерие-	Максимальный	__ 7	— 9	—10	—13	—16	—20	—251	—27	-33
вые					—47	—42	—39	—36	-33	—28
	Минимальный									
128
Микроландшафт	Характеристика уровня	Обеспеченность %								
		1 1 5		10 1	25 |	50 |	75 |	90 |	95 |	99
Гряды:	Средний	—25	—29	—30	—31	—35	—37	—41	—42	—41
сфагново- кустар-	Максимальный	—17	— 19	—20	-22	—24	—27	—30	—31	—Зг
ничково-лишай-								—38		
никовые, обле- сенные сосной	Минимальный	—	—	—52	—47	—42	—41		—36	—31
										
Мочажины:	Средний	6	+ 3	+ 2	+ 1	- 2	— 4	— 7	— 8	—1:
сфагпово-осоко- во-очеретниковые	Максимальный	+ 13	+10	-1-10	-|- 8	-|- 6	+ 4	-1- 2	+ 1	
	Минимальный	—	—	—	—12	— 8	— 7	— 5	— 3	0
Г рядово-мочажин-										
но-озерковый										
комплекс:										
Гряды:										
сфагново-кустар-	Средний	—29	—33	—36	—37	-40	—43	—46	—49	—5-
ничковые, редко облесенные сос-	Максимальный	—20	—23	—23	—26	—28	—32	—36	—37	—4‘
ной	Минимальный	—	—62	—59	—53	—49	—46	—44	—42	—з;
сфагново-кустар-	Средний	-40	—44	—46	—48	-51	—54	—58	-60	—6г
ничковые, обле- сенные сосной	Максимальный	—31	—34	—34	-37	—39	— 42	—46	—48	—5;
(четко ориенти- рованы)	Минимальный	—	—74	—70	-65	—60	-58	-55	—53	—4‘
Г рядово-озерко-										
вый комплекс:										
Гряды:										
сфагново-кустар-	Средний	-24	—27	—28	—30	—33	—36	—39	—41	—4
ничковые, обле- сенные сосной	Максимальный	—15	— 17	—18	—20	-23	—25	—28	—30	—3‘
(неориентирован- ные)	Минимальный	—62	-53	—50	—46	—41	—39	—37	—34	—3
сфагново-кустар-	Средний	-33	—38	—41	—44	—47	—51	—55	—57	—6-
ничковые, обле- сенные сосной и	Максимальный	-23	—26	—27 -70	—30	—33	—36	—41	—44	—45-
березой (нечетко ориентированы)	Минимальный	—	—74		—64	—57	—55	—52	—49	—4*-
										
сфагново-кустар-	Средний	-22	—25	—27	—28	—31	—33	—35	—31	—41
ничковые (ориен- тированные)	Максимальный	— 15	-16	—17	—19	—21	—23	—27	—28	—31
	Минимальный	—	—49	—46	—41	—38	—35	—34	—32	—21
рис. 4.9, можно определить среднемесячные и экстремальные уровни зс
любой месяц теплого периода практически для всех наиболее распро-
страненных микроландшафтов.
Данные этих определений, приведенные в табл. 4.5, с достаточной
для практики точностью могут быть использованы при характеристик;
уровенного режима неисследованных массивов зоны выпуклых оли
готрофных болот. Для этого необходимо располагать типологическог
картой или аэрофотоснимком исследуемого конкретного массива, кото
рые дают четкое представление о типах болотных микроландшафтов i
характере их размещения на массиве.
К Зак. 3185
121
4.3.	Уровенный режим в зоне плоских евтрофных и мезо-
трофных (осоково-гипновых и лесных) болот
На территории этой зоны находится единственная в Западной Сиби-
ри болотная станция Тюменская (Омское УГМС), которая ведет наблю-
дения на Тарманском болотном массиве, расположенном на первой
надпойменной террасе р. Туры, и болотный пост Коноваловка (Западно-
Сибирское УГМС), ведущий наблюдения на массиве водораздельного
залегания.
Тарманское болото является типичным для рассматриваемой зоны
массивом террасного залегания. Болотные микроландшафты, на которых
изучается уровенный режим, охватывают основные их типы в рассматри-
ваемой зоне (см. разд. 2).
Весенний подъем уровня начинается в конце марта — начале апреля,
когда температура воздуха в дневные часы становится положительной, а
болото находится еще в промерзшем состоянии.
Подъем уровня в различных микроландшафтах происходит неодно-
временно, что объясняется главным образом относительным расположе-
нием их на массиве. Так, йапример, в осоковом кочкарнике, расположен-
ном на окрайке массива, примыкающем к заливному лугу, с которого в
период весеннего снеготаяния поступает вода на болото, подъем уровня
по срокам несколько опережает начало подъема в других микроланд-
шафтах. При этом и водоотдача из снега в осоковом кочкарнике начина-
ется несколько раньше, чем на облесенных участках болота. Но в целом
сдвиг в сроках наступления характерных уровней невелик: всего 2—3
дня. Характеристика весеннего подъема уровня в различных микроланд-
шафтах приведена в табл. 4.6.
Таблица 4.6
Сведения о весеннем подъеме уровня болотных вод в различных микроландшафтах.
Тарманский болотный массив (1960—1972 гг.)
Характеристика подьема	Осоковый кочкарник	Осоково-гип- иово-кустар- никовый	Грядово-мо- чажинный	Гипново-ссо* ковый
Дата начала подъема	29/III	1/IV	31/III	1/IV
Дата высшего весеннего уровня	8/V	10/V	11/V	7/V
Продолжительность подъема (дни)	40	40	41	36
Величина весеннего подъема (см)	64	48	38	33
Средняя дата наступления максимального весеннего уровня за пери-
од наблюдений приходится на конец первой декады мая. Средняя много-
летняя дата перехода среднесуточной температуры воздуха через 0°С
17/IV. Таким образом, максимальный уровень на болоте наблюдается
примерно через месяц после перехода температуры воздуха через 0°С.
Годовая амплитуда колебания уровня в различных микроландшаф-
тах неодинакова и изменяется в широких пределах: в осоковом кочкар-
нике— от 51 до 106 см, в осоково-гипново-кустарниковом микроланд-
шафте— от 42 до 92 см, в формирующемся грядово-мочажинном ком-
плексе— от 39 до 79 см и в мозаичном гипново-осоковом микроландшаф-
те — от 36 до 66 см.
130
Обводненность болота характеризуется продолжительностью стояния
уровня воды у поверхности болота или выше ее (табл. 4.7).
Как следует из табл. 4.7, степень обводненности массива от года к го-
ду меняется в широких пределах. Так, наибольшая продолжительность
стояния уровня у поверхности болота и выше ее имела место в 1966 г.,
наименьшая — в 1969 г.
Таблица 4.7
Продолжительность стояния уровня воды (дни) на Тарманском болотном массиве
на высоте средней поверхности болота и выше ее
Микроландшаф т
1960 г. 1961 г. 1962 г.
1963 г. 1964 г. 1965 г. 1966 г. 1967 г. 1968 г.
1969 г. 1970 г.
Осоковый кочкар-
ник
О соково-гип ново-
кустарниковый
Грядово-мочажин-
ный комплекс
(мочажина)
Мозаичный гипно-
во-осоковый
46	247
30	132
29	57
33	84
78	60	33
62	44	0
50	18	0
58	14	0
81
70
228	8
224	8
64	163	0
24 212	0
70	2	82
43	0	66
21	0	58
34	0	57
и
85
62
42
47
Интенсивность спада уровней и его продолжительность зависят от
хода температуры воздуха и режима осадков. Атмосферные осадки вы-
зывают подъем уровня болотных вод, причем чем ниже уровень от по-
верхности болота, тем больше его реакция на выпадающие осадки. Это
объясняется уменьшением коэффициента водоотдачи по глубине торфя-
ной залежи.
Летний минимум в ходе уровней наблюдается чаще всего в июле, ре-
же в августе и совсем редко в сентябре. В годы с обильными летними
осадками, когда болото сильно обводнено, летний минимум слабо выра-
жен. В период летне-осенней межени ход уровня характеризуется чере-
дованием подъемов и спадов различной высоты (от 15—20 см до 50 см).
В некоторые годы летний максимум превышает весенний (1966, 1967,
1969 гг.)
В течение зимнего периода уровень на болотах понижается, причем в
разные годы характер снижения уровня неодинаков. В одни годы уровень
достигает минимального значения к концу ноября и остается почти на
одной и той же отметке до начала снеготаяния, в другие— минимальные
уровни наблюдаются в феврале—марте. Понижение уровня воды на бо-
лоте за зимний период составляет 10—60 см. Наибольшее снижение уров-
ня наблюдается в осоковом кочкарнике (до 60 см), наименьшее — в гря-
дово-мочажинном и мозаичном гипново-осоковом микроландшафтах
(до 40 см).
В приложении 12 (табл. 1) приведены среднемесячные и характерные
уровни воды в различных микроландшафтах Тарманского болотного
массива, а на рис. 4.10 — график колебания уровня воды на нем за мало-
водный и многоводный годы.
Анализ приведенного материала показывает, что обводненность болот
в разные по увлажнению годы изменяется в широких пределах: в сухие
5’
131
годы уровни на болоте на 40—60 см ниже, чем во влажные. Такая боль-
шая разница в уровнях в значительной степени отражается на характере
водообмена болота с окружающей средой и на физико-механических
свойствах торфяной залежи.
По данным наблюдений на Тарманском болотном массиве за 11-лет-
ний ряд установлены связи соответственных уровней в различных бо-
лотных микроландшафтах и составлена таблица (приложение 14, графы
6—12).
Значительный процент болот рассматриваемой зоны представляют со-
бой болотные массивы водораздельного залегания. Режим этих болот-
ных массивов рассматривается на примере наблюдений, проведенных на
Баксинском болотном массиве (болотный пост Коноваловка).
Рис. 4.10. Совмещенный график колебания уровня воды в мозаичном
гипново-осоковом микролапдщафте за многоводный 1966 г. (1) и ма-
ловодный 1960 г. (2).
Период действия болотного поста Коноваловка 17/IV-61 г.—23/V-71 г.
Все наиболее распространенные микроландшафты водораздельных
массивов данной болотной зоны охвачены наблюдениями (приложе-
ние 1).
Весенний подъем уровня на этих болотах начинается в конце марта —
начале апреля с наступлением положительных температур.
Средняя дата наступления максимального весеннего уровня прихо-
дится на третью декаду апреля. Весенний максимальный уровень за ред-
ким исключением является максимальным годовым. Величина весеннего
подъема достигает 40 см.
Годовая амплитуда колебания уровня в различных микроландшаф-
тах неодинакова и изменяется в широких пределах: в осоковом кочкар-
нике— до 115 см (почти ежегодно скважины в этом микроландшафте
перемерзают), в гипново-осоковом — от 45 до 87 см, в осоково-березо-
вом — от 50 до 90 см.
Интенсивность спада уровней и его продолжительность зависят от хо-
да температуры воздуха и режима осадков. В период летне-осенней ме-
жени ход уровня характеризуется чередованием подъемов и спадов раз-
личной высоты (от 10 до 30 см). Иногда летний максимум на 1—2 см пре-
вышает весенний.
Летний минимум в ходе уровней наблюдается чаще всего в августе,
реже в июле и совсем редко в сентябре.
В зимний период уровень на болотах понижается. В одни годы он до-
стигает минимального значения к концу ноября и держится почти на од-
ной и той же отметке до начала снеготаяния, в другие годы минимальные
132
уровни наблюдаются в феврале—марте. Годовой минимум уровней чаще
приходится на летне-осеннюю межень.
В приложении 12 (табл. 2) приведены среднемесячные и экстремаль-
ные уровни воды в различных микроландшафтах Баксинского болотного
массива, а на рис. 4.11 —график колебания уровня воды на нем за мно-
говодный и маловодный годы.
Различия в среднегодовых уровнях на этом массиве в разные по ув-
лажнению годы несколько меньше (до 35 см), чем на болотах террасно-
го залегания (Тарманский массив). По-видимому, одной из причин отно-
сительно небольших изменений уровня от года к году на болотах
водораздельного залегания является наличие интенсивного сброса болот-
ных вод при высоком стоянии уровня.
Рис. 4.11. Совмещенный график колебания уровня воды в гипново-осо-
ковом микроландшафте за многоводный 1961 г. (1) и маловодный
1968 г. (2).
По данным наблюдений на Баксинском болотном массиве за период
1961—1970 гг. установлены связи соответственных уровней в различных
болотных микроландшафтах и составлена таблица (приложение 14, гра-
фы 1—5), которая позволяет при наличии данных наблюдений в каком-
либо одном микроландшафте определить уровни в других.
Можно полагать, что в аналогичных микроландшафтах неисследован-
ных болотных массивов, расположенных в подобных геоморфологических
условиях, уровенный режим похож па вышеописанный. В связи с этим
приведенные сведения об уровнях Тарманского и Баксинского массивов
могут быть использованы для приближенной оценки режима уровней на
неизученных массивах рассматриваемой болотной зоны.
4.4.	Уровенный режим в зоне вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот
Уровенный режим неосушенных болот этой зоны рассмотрен на при-
мере болота Узаклипского, осушенных — на примере болота Карапузско-
го. Краткие сведения о проводимых на них наблюдениях приведены в
табл. 1.1.
Измерения уровня на неосушенном массиве велись в следующих бо?
лотных микроландшафтах: осоковом кочкарнике, осоковом и березово-
133
осоковом. Краткая характеристика этих микроландшафтов дана в при-
ложении 1.
Весенний подъем уровня на Узаклинском болоте (рис. 4.12), вызван-
ный снеготаянием, начинается в первой половине апреля и характеризу-
ется большой интенсивностью (до 60 см/сутки). Высота подъема в бере-
зово-осоковом микроландшафте составляет 0,5—0,7 м, в осоковом коч-
карнике — до 1,5 м.
Максимальный весенний уровень, являющийся и максимальным го-
довым, наблюдается через 5—9 дней после начала подъема.
Продолжительность стояния максимального уровня составляет 1—3
дня, высоких уровней — 2,5—3,0 месяца.
Рис. 4.12. Совмещенный график колебания уровня воды в различных болотных микро-
ландшафтах за 1971 г.
/ — березово-осоковый, 2 — осоковый.
Понижение весеннего уровня на болоте продолжается практически
до середины августа. В течение первых 2,5—3,0 месяцев снижение уров-
ня происходит очень плавно, со средней интенсивностью 0,25см/сутки, в
течение последнего месяца (с середины июля до середины августа) бо-
лее интенсивно (2 см/сутки). В период плавного снижения уровней на
болоте (вторая половина апреля — июнь) наблюдаются отдельные не-
большие (до 15 см) подъемы, вызванные осадками. Летняя межень ха-
рактеризуется неустойчивым уровенным режимом. Повышения уровня
воды на болоте при выпадении осадков характеризуются большой интен-
сивностью (до 20—25 см/сутки), но по высоте значительно уступают ве-
сеннему подъему.
В осенний период (октябрь—ноябрь) в связи с уменьшением испаре-
ния уровень на болоте несколько повышается; зимой наблюдается плав-
ный спад, нарушаемый небольшими подъемами во время оттепелей.
Минимум в годовом ходе уровня, как следует из данных наблюдений,
приходится либо на весенний предпаводочный период, либо на период
летней межени. Годовая амплитуда колебания уровня в осоковом кочкар-
нике достигает 170 см, в осоковом микроландшафте— 122 см.
Сведения о среднемесячных и экстремальных уровнях за период на-
блюдений на Узаклинском массиве приведены в приложении 13.
Колебания уровня в различных болотных микроландшафтах синхрон-
ны, однако амплитуды колебаний различны. Наличие синхронности в хо-
де уровней позволило по данным наблюдений установить связи между
134
соответственными уровнями в некоторых микроландшафтах, которые мо-
гут быть использованы при восстановлении пропусков в наблюдениях, а
также при определении уровней на слабоизученных болотах, когда име-
ются данные измерений лишь в одном каком-либо микроландшафте.
Наблюдения за уровнем на осушенном Карапузском массиве ведутся
по четырем водомерным скважинам, расположенным на участке, засеян-
ном многолетними травами.
Весенний подъем уровня на этом болоте начинается в конце марта —
первой половине апреля. Максимальный весенний уровень наблюдается
в апреле, редко — в последних числах марта или в первых числах мая.
Весенний максимальный уровень является обычно и максимальным го-
довым (табл. 3 приложения 12).
Рис. 4.13. Совмещенный график колебания уровня воды на Карапузском болотном
массиве за многоводный 1964 г. (1), средний 1965 г. (2) и маловодный 1968 г. (3).
На осушенных массивах в отличие от неосушенных болот наблюда-
ется значительное различие в годовом ходе уровня во влажные и сухие
годы (рис. 4.13), что обусловлено большой аккумулирующей емкостью
зоны аэрации осушенной торфяной залежи. В годы с малым количеством
осадков последние почти полностью аккумулируются в верхнем 2-метро-
вом осушенном слое, практически не достигая уровня болотных вод. По-
этому в такие годы колебания уровня на болоте даже в весенний период
очень малы (до 30—40 см). В остальное время года наблюдается плав-
ный (~0,5 см/сутки) весенне-летний спад уровня и более плавный
(~0,10—0,15 см/сутки) летне-осенний подъем; при этом в ходе уровня,
который находится на глубине 180—200 см от поверхности, не прослежи-
ваются даже отдельные незначительные всплески в период выпадения
дождей.
В средние и особенно во влажные годы ход уровня на болоте совер-
шенно иной. Вследствие малых коэффициентов водоотдачи осушенной за-
лежи подъемы уровня очень резкие и большие по величине. Так, в весен-
ний период при интенсивности роста уровня 20—22 см/сутки высота
подъема составила 220 см. Максимум наблюдается 1—2 дня, после чего
начинается относительно быстрый (от 0,5 — до 4,0 см/сутки) спад уров-
ня, продолжающийся до июля—августа. Плавность хода уровня на спа-
де нарушается отдельными подъемами, вызванными осадками. В летнюю
межень уровни не опускаются ниже 140 см от поверхности болота. В пе-
риод летне-осеннего подъема, который длится до середины октября, в
135
ходе уровня прослеживается влияние отдельных наиболее дождливых
периодов. С середины октября — начала ноября наблюдается осенне-
зимнее снижение уровня на болоте, которое продолжается до начала ве-
сеннего снеготаяния. Влияние оттепелей на ход уровня в период зимне-
го спада прослеживается очень слабо. Годовой минимум уровня в сред-
ние и влажные годы приходится на весенний, предпаводочный период
(март-апрель), в сухие годы — на летний (июнь—июль). Годовая ампли-
туда колебания уровней на Карапузском массиве изменяется в широких
пределах (от 43 до 229 см). Приведенные данные позволяют получить
представление о режиме уровней осушенных болот рассматриваемой зо-
ны на фоне режима уровней естественных болот. Совершенно очевидно,
что переносить полученные выше характеристики уровня по Карапузско-
му болоту на другие мелиорируемые массивы можно лишь при учете
типа болота, характера его геоморфологического залегания, типа осу-
шительной системы и характера использования.
5
Тепловой
режим болот
Благодаря постоянному теплообмену болот с атмосферой и подстила-
ющими минеральными грунтами температура торфяной залежи непре-
рывно меняется в пространстве и во времени. Величина этих изменений,
зависящая главным образом от радиационного баланса поверхности бо-
лота и водно-тепловых свойств торфяной залежи, не остается постоян-
ной, а меняется как в течение года, так и в течение отдельных суток. Ко-
лебания температуры торфяной залежи во времени обусловлены измене-
нием прихода солнечной радиации и теплового баланса поверхности
болота; изменения же температуры торфяной залежи по площади болота
и по глубине определяются в основном водно-тепловыми свойствами
грунта.
Исследованию тепловых свойств торфяной залежи посвящен ряд ра-
бот [107, 149—151, 171, 203], в которых на основании экспериментальных
исследований рассматриваются тепловые константы торфяного грунта
и сфагнового очеса (объемная теплоемкость ср, коэффициент теплопро-
водности X, коэффициент температуропроводности Kt) и факторы, влия-
ющие на их изменение.
Остановимся кратко на рассмотрении этих величин.
5.1.	Тепловые свойства торфяной залежи
Объемная теплоемкость торфяной залежи и особенно ее
верхнего (деятельного) слоя, в котором содержание растительного веще-
ства особенно мало (в среднем 1,5—2,5% по объему), зависит в основном
от ее влажности. Поскольку объемная влажность деятельного слоя болот
меняется в широких пределах, то и диапазон изменений объемной тепло-
емкости весьма велик. Так, по данным В. В. Романова [171], при измене-
нии влажности в верхнем 5-еантиметровом слое сфагнового очеса от 4,5 до
97,5% объемная теплоемкость изменяется от 0,116 до 0,991 кал/(см3-°С).
При отсутствии капиллярной влаги объемная теплоемкость деятельного
слоя возрастает с глубиной в связи с повышением содержания внутрикле-
точной влаги. Таким образом, при высоком стоянии уровня болотных вод
(вблизи поверхности)величина ср рассматриваемого слоя уменьшается
с глубиной, а при низком его стоянии, наоборот, увеличивается. Значения
объемной теплоемкости деятельного слоя в некоторых болотных микро-
ландшафтах при разных уровнях болотных вод приведены в приложе-
нии 15.
137
Исследование тепловых свойств деятельного слоя низинных болот в
последние годы проводилось К. К. Павловой {149, 151]. По результатам
ее исследований (149] построен график связи объемной теплоемкости с
влажностью торфа (рис. 5.1) для осоково-вейниково-гипнового микро-
ландшафта. На этот график нанесены точки, полученные на низинном
осушенном болоте с тем же видом торфа, как и на неосушенном. Все точ-
ки на графике легли на одну прямую связи, которая при 117=0 отсекает
Рис. 5.1. Зависимость объемной теплоемкости ср
от объемной влажности №.
1 — естественное болото, 2 — осушенное болото.
на оси ординат величину,
равную 0,10 кал/(см3-°С). По
данным, приведенным в ра-
боте [203], объемная теп-
лоемкость торфа низин-
ных болот при 117 = 0 со-
ставляет 0,20 кал/(см3-°С).
Это свидетельствует о том,
что показанная на рис. 5.1
зависимость может быть
использована для прибли-
женной оценки величины ср
торфяной залежи низинных
болот практически для всего
диапазона изменения ее
влажности на болотах.
Для сравнения величин
ср деятельного слоя торфя-
ной залежи с величинами ср
минеральных почво-грунтов
в табл. 5.1 приведены ре-
зультаты исследований си-
бирских болот, а также дан-
ные по болотам ЕТС,
заимствованные из работ
В. В. Романова [171] и К. К. Павловой [149]. Данные этой таблицы мо-
гут быть использованы для определения объемной теплоемкости в зоне
аэрации деятельного слоя при наличии данных об уровне болотных
вод. Объемная влажность при этом вычисляется по формуле (3.5).
Теплопроводность деятельного слоя болот в значительной
мере определяет интенсивность прогревания и охлаждения грунта. Чис-
ленной характеристикой ее является коэффициент теплопроводности, ко-
торый широко используется при теплобалансовых расчетах. Коэффици-
ент теплопроводности деятельного слоя как верховых, так и низинных
болот меняется в широких пределах: от 40-10—5 (сфагновый очес при
117 = 4,5%) до 335-Ю-5 кал/(см • с-°С) (низинный осоково-гипновый торф
при 117=94%). Как показали исследования [149, 171], теплопроводность
торфяного грунта и сфагнового очеса зависит главным образом от тем-
пературы и влажности грунта. Эмпирическая зависимость теплопровод-
ности от указанных выше факторов для сфагнового очеса, полученная
В. В. Романовым [171], имеет вид
W-V6,10 +m(U7—10) + 1,583 • 10-5(/ — 6) + 0,0417 х
X 10-5W — 6),	(5.1>
где V—коэффициент теплопроводности при 117=10% и / = 6°С, равный
12-10-5 кал/(см • с-°С); т — параметр, изменяющийся в пределах от-
138
Сравнение тепловых констант болот ЕТС, Западной Сибири и минеральной почвы
Таблица 5.1
	Деятельный слой моховых и мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес)							Деятельный слой травянб-моховых ннзннных мнкроландшафтов						Минеральная почва						
	р	’’'об	G гепень запол- нения пор, %	X  10» при 20’С	/°C	ср	kt-10s	р	«"об	Степень запол- нения пор, %	к  10» при 20'С	ср	kt- 10»	Р	«"сух	^об	Степень запол- нения пор, %	к  10»	ср	kt- 10»
		Болота ЕТС		по В. В. Романову)				Болота ЕТС. Микроландшафт осоково- вейниково-гипновый. Торф осоково- гипновый, степень разложения 20—25% (по К. К. Павловой)						Мелкодисперсная почва (по М. С. Керстену)						
	0,04	4.5	—	—	—	—	—	0,11	4,5	—	—	—	—	0,9	5	4,5	6,8	54	0,225	2,40
		10,0	10,3	40	20	0,116	3,45		10,0	10,7	21	0,144	1,46		10	9.0	13,6	88	0,270	3,26
		18,0	18,5	52	20	0,196	2,61		18,0	19,3	25	0,224	1.12		20	18,0	27,2	123	0,360	3,42
		27,0	27,5	65	20	0,286	2,27		27,0	29,0	30	0,314	0,96		30	27,0	41,0	145	0,450	3,22
		36,0	37,0	78	20	0,376	2,07		36,0	38,7	36	0,404	0,89		40	36,0	54,6	155	0,540	2,87
		45.0	46,3	91	20	0,466	1,95		45,0	48,3	43	0,494	0,87		50	45,0	68,2	166	0,630	2,64
		54,0	55,5	104	20	0.566	1,87		54,0	58,0	50	0,584	0,86		60	54,0	82,0	175	0,720	2,43
		66,0	67,8	121	20	0,676	1,79		66,0	70,9	63	0,704	0,89		73,3	66,0	100,0	185	0,840	2,20
		80,0	82,3	141	20	0,816	1,73		80,0	85,9	84	0,844	1,00							
		90,0	92,3	156	20	0,916	1,70		90,0	96,7	106	0,944	1.12	1.6	5	8,0	20,2	144	0,400	3,60
		97,5	100,0	166	20	0,991	1,68		93,5	100,0	114	0,979	1,16		10	16,0	40,4	235	0,480	4,90
															20	32,0	80,8	327	0,640	5,11
															24,8	39,7	100,0	355	0,717	4,96

Продолжение табл. 5.1
Деятельный слой моховых н мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес)							Деятельный слой травяно-моховых низинных мнкроландшафтов						Минеральная почва						
р	^об	Сте- пень запол- нения пор, %	X • 10’	ГС	ср	kt . 10а	Р	^об	Сте- пень запол- нения пор, %	X  10» при 2О’С	ср	kt -ю3	Р	^сух	«’'об	Сте- пень запол- нения пор, %	X  10'	ср	kt -ю*
Болота Западной Сибири (по материалам экспедиции ГГИ)							Осушенное болото. Торф осоково- гипновый, степень разложения 35 %						Крупнодисперсная почва (по М. С. Керстену)						
0,023	26	26,4	79	23	0,269	2,94	0,21	4,5	—	—	—	—	0,9	5	4,5	6,8	111	0,225	4,93
	26	26,4	52	19	0,269	1,93		10,0	11,5	—	—	—		10	9,0	13,6	138	0,270	5,12
0,029	32	32,6	31	3	0,332	0,93		18,0	20,7	21	0,264	0,80		20	18,0	27,2	164	0,360	4,55
								27,0	31,1	29	0,354	0,82		30	27,0	41,0	179	0,450	3,99
0,024	25	25,4	42	16	0,260	1,62		36,0	41,4	36	0,444	0,82		40	36,0	54,6	190	0,540	3,52
	30	30,5	22	5	0,310	0,71		45,0	51,8	46	0,534	0,86		50	45,0	68,2	199	0,630	3,16
	32	32,5	74	19	0,330	2,24		54,0	62,1	54	0,624	0,86		60	54,0	82,0	206	0,720	2,86
	32	32,5	38	13	0,330	1,15		66,0	75,9	67	0,744	0,90		73,3	66,0	100,0	213	0,840	2,54
	32	32,5	30	5	0,330	0,91		80,0	92,0	86	0,884	0,97							
	33	33,5	133	23	0,340	3,92		86,9	100,0	98	0,953	1,03	1,6	5	8,0	20,2	299	0,400	7,48
	37	37,6	55	15	0,380	1,45								10	16,0	40,4	370	0,480	7,72
	40	40,6	54	10	0,410	1,32								30	32,0	80,8	443	0,640	6,93
0.025	42	42,7	22	3	0,430	0,51								48	39,7	100,0	464	0,717	6,47
0,72-10~5до 1,00-10~5; W—объемная влажность, %; t — температура
залежи.
Связь коэффициентов теплопроводности, вычисленных по зависимо-
стям (5.1) и (5.12) с использованием материалов экспедиционных наблю-
дений за температурой и теплопотоком на болотах Западной Сибири,
приведена на рис. 5.2. Разброс точек на графике достаточно велик, что
объясняется некоторым несовпадением мест установки термометров и
тепломеров, данные по которым использовались при расчетах X по зави-
симости (5.12).
Рис. 5.2. Связь коэффициентов
теплопроводности, вычисленных
по зависимостям (5.1) X; и
(5.12) Х2.
1 — понижение на гряде, 2 — повы-
шение на гряде.
Рис. 5.3. Зависимость теплопро-
водности сфагнового очеса X
от его температуры t и влаж-
ности W.
/) 47=9,7%;	2)	47=37,8%;
3) 47 = 53,3%;	4)	47=73.8%;
5 ) 47 = 86,2%.
Зависимость (5.1) позволяет приближенно определить не только вели-
чину коэффициента теплопроводности сфагнового очеса при наличии дан-
ных о его температуре и влажности, но и теплопроводность торфа всего
деятельного слоя.
Для приближенного определения теплопроводности верховых торфов
можно воспользоваться графиком, приведенным на рис. 5.3.
Коэффициент теплопроводности торфов низинных болот (как неосу-
шенных, так и осушенных) можно вычислить по зависимости К- К- Пав-
ловой [149]:
X • 105 - -МгаЙьаД- + 0,145 • 100 0134^(/_ 6),	(5.2)
и,ииу UO
где W — объемная влажность, %; I — температура залежи.
Эта формула справедлива для торфов со степенью разложения 20—
45% при условии, что №>20%, />6°С.
В случае отсутствия данных о температуре торфяной залежи коэффи-
циент теплопроводности может быть приближенно определен по форму-
лам того же автора:
141
при W от 0 до 25%
X • 105 = 10,8е°-0418
при W от 25 до 100%
X • 105 = 18,1 е°'0196.
(5-3)
(5.4)
Температуропроводность торфяной залежи и ее деятель-
ного слоя обычно требуется при оценке температурного режима болот.
Коэффициент температуропроводности kt зависит в основном от влажно-
Рис. 5.4. Зависимость ко-
эффициента температуро-
проводности	kt	от
объемной влажности W.
1 — сфагновый	очес	(по
В. В. Романову), 2 — осу-
шенное верховое болото (по
К- К. Павловой), 3 — есте-
ственное низинное болото
(по В. Ф. Шебеко), 4 — ми-
неральная почва (по М. С.
Керстену).
сти грунта. Однако характер этой зависимости для верховых и низинных
микроландшафтов различный (рис. 5.4). Так, коэффициент температуро-
проводности низинных торфов с повышением влажности увеличивается,
в то время как в очесном слое верховых (олиготрофных) болот с ростом
влажности он уменьшается. Более сложная зависимость kt от W наблю-
дается на верховых осушенных болотах, где при низких значениях влаж-
ности (до 35—40%) коэффициент температуропроводности уменьшается
с ростом W, а при высоких ее значениях (более 6О°/о) увеличивается по
мере повышения влагосодержания залежи. Таким образом, коэффициент
температуропроводности торфяной залежи осушенных верховых болот
имеет минимум при влажности 50—60%.
Для минеральных почв зависимость kt = f(W) имеет своеобразный
характер, отличающийся от вышерассмотренного для торфяных грунтов:
по мере роста влажности коэффициент температуропроводности вначале
возрастает, а затем постепенно уменьшается. Коэффициенты температу-
ропроводности минеральных почв всегда выше, чем торфяных грунтов,
что и обусловливает более быстрое их прогревание по сравнению с болот-
ными почвами. Относительно большие различия в величинах коэффици-
142
ентов температуропроводности торфяных и минеральных почво-грунтов
являются причиной того, что при одинаковых климатических условиях
глубина проникновения суточной температурной волны на болотах в не-
сколько раз меньше, чем на суходолах, градиенты же температур в вер-
хнем 5-сантиметровом слое в несколько раз больше. Данные о темпера-
туропроводности различных по составу почво-грунтов позволяют при
наличии наблюдений за температурным режимом на одних почвах (на-
пример, минеральных) подойти к оценке температурных условий других
почв (например, болотных), используя зависимости, приведенные в ра-
боте [203].
Анализ связей тепловых констант торфяной залежи (ср, X, kt) с опре-
деляющими их факторами (объемная влажность, температура) показы-
вает, что эти зависимости, полученные на разных болотных массивах,
объединяются по типам болотных микроландшафтов, видам торфов и
степени их разложения. Благодаря этому географическое положение бо-
лотных массивов существенно не отражается на характере этих зависи-
мостей. Последнее обстоятельство является важным, поскольку оно от-
крывает возможность использования тепловых констант и зависимостей
типа ср-/(№), X=fi(№, t), kt=f2(W), полученных на болотах ЕТС, для
расчетов теплового режима неисследованных в этом отношении болот
Западной Сибири.
Тепловые характеристики торфяной залежи в талом и мерзлом ее со-
стоянии сильно различаются, что обусловлено в первую очередь разными
величинами тепловых констант воды и льда. При температуре, близкой
к 0°С, теплоемкость воды составляет около 1 кал/(г-°С), льда — вдвое
меньше (0,5 кал/(г-°C). Теплопроводность воды при 0°С порядка
(120—130) -10-5 кал/(см-с-°С), теплопроводность же льда в этом случае
почти вчетверо больше [(500 • 10~5 кал/(см • с • ° С)].
Исследованиям фазового состава мерзлых торфов и определению их
тепловых свойств посвящен ряд работ [107, 149—151, 171, 203], в которых
показано, что промерзший слой торфяной залежи, в которой твердая фа-
за состоит из льда и органического вещества, представляет трехфазную
систему (лед плюс органическое вещество, вода, воздух). Все термиче-
ские константы его также зависят от
температуры и влажности залежи. На
рис. 5.5 приведена зависимость объем-
ной теплоемкости мерзлого торфа раз-
личной влажности от температуры.
Объемная теплоемкость замерзшей
торфяной залежи болот по величение
значительно меньше, чем талой, и для
деятельного слоя изменяется от 0,130
до 0,450 кал/(см3-°С) в зависимости
от степени заполнения пор льдом. Из
рис. 5.5 видно, что при высокой влаж-
ности теплоемкость торфяной залежи
изменяется очень резко при снижении
температуры от 0 до — 2°С. Последнее
объясняется тем, что при влажности
торфа свыше 65% часть воды в нем на-
ходится в свободном состоянии и за-
мерзает при отрицательной температу-
ре, близкой к 0°С.
Рис. 5.5. Зависимость объемной теп-
лоемкости мерзлого торфа различной
влажности от температуры. Осушен-
ное верховое болото Тоома.
/) 47=80%,	2) 60%,	3) 30%,	4} 25%,
5) 15%.
143
При низкой влажности торфяной залежи, когда почти вся вода в ней
находится в связанном состоянии, теплоемкость торфа с понижением тем-
пературы изменяется очень мало и плавно.
По исследованиям В. В. Романова [171], в сфагновом очесе верховых
болот практически вся вода находится в твердом состоянии уже при тем-
пературе — 7°С. Изменение теплоемкости этого слоя при понижении тем-
пературы происходит скачком в диапазоне температур от 0 до — 1°С.
Для определения теплоемкости замерзшего сфагнового очеса В. В. Ро-
мановым предложены формулы:
ср = 0,4^	0,48^,	(5.5)
ср = 0,475 dn,	(5.6)
Рис. 5.6. Зависимость теплопроводио-
сти мерзлого торфа от его влажности.
1, 2 — осушенное низинное болото в пой-
ме р. Трубеж при температуре торфа со-
ответственно от 0 до —3° С н от —3,5 до
—20° С; 3—низинное болото в пойме
р. Броваркп.
где cfi — объемный вес сухого вещест-
ва, г/см3; W — объемная влажность де-
ятельного слоя, %; dn — плотность про-
мерзшего образца во влажном состоя-
нии, г/см3.
Эти формулы справедливы для тем-
ператур залежи ниже —2, —3°С. Зави-
симость (5.6) может быть использова-
на для приближенной оценки величин
теплоемкости промерзшей залежи всего
деятельного слоя.
Теплопроводность промерзшей тор-
фяной залежи из-за переноса тепла за
счет миграции влаги от талой зоны к
мерзлой зависит в основном от ее вла-
жности и практически не зависит от
температуры [149—151]. На рис. 5.6 по-
казана зависимость теплопроводности
мерзлого слоя торфяной залежи от
влажности, заимствованная из указан-
ной работы [151]. Аналитическое выра-
жение ее имеет следующий вид:
при W от 0 до 65%
Хм • 105 =- 16,4е0’0650%	(5.7)
при W более 65%
% • 105 - 20,82ео,0392117,	(5.8)
где Хм — теплопроводность мерзлого торфа, кал/(см • с • ° С) W —
объемная влажность, %; е— основание натуральных логарифмов.
Приведенные зависимости могут быть использованы для определения
величины Хм как для осушенных, так и неосушенных низинных болот.
Теплопроводность мерзлого сфагнового очеса верховых болот, по дан-
ным В. В. Романова [171], колеблется в пределах 14-10-5 — 222-10-5
кал/(см-с-°С) при изменении влажности от 16 до 90%. В первом прибли-
жении она может быть определена по эмпирическим зависимостям, при-
веденным в работе [149]:
Хм = 2,61 • 10-в1Г’39,	(5.9)
Хм = 15,7  10-4d1’39,	(5.10)
144
где W — объемная влажность образца, %; d — объемный вес образца,
г/см3.
Формулы (5.9) и (5.10) могут быть использованы также и для при-
ближенной оценки теплопроводности нижних горизонтов деятельного
слоя верховых болот.
Температуропроводность торфяной залежи болот особенно в период
ее промерзания и оттаивания зависит от процессов выделения или погло-
щения тепла, связанных с фазовыми превращениями воды. Поэтому
скорость распространения тепла в залежи определяется величиной эф-
фективного коэффициента температуропроводности [107], который уста-
навливается экспериментально. Истинный же коэффициент температу-
ропроводности, учитывающий фазовые превращения воды, может быть
определен по зависимости, полученной А. Г. Колесниковым и Г. А. Мар-
тыновым [107]:
^„ст"	(5Л1)
где q— скрытая теплота льдообразования, кал/г; ср—объемная теп-
лоемкость почвы, кал/(см3-°С); W — общая влажность почвы, г-воды/
di
г-почвы; -----изменение льдистости почвы при изменении ее темпера-
туры.
5.2.	Режим теплообмена в деятельном слое болот
До недавнего времени в связи с отсутствием достаточно надежных
приборов для определения потока тепла в грунт последний определялся
обычно расчетным путем, в частности, по зависимости типа
(5.12)
где Q — тепловой поток, кал; F — площадь поперечного сечения теплово-
го потока, см2; % — коэффициент теплопроводности, кал/(см-с-°С);
т — время, с; ----градиент температуры t по глубине г.
Для вычисления теплопотока по формуле (5.12) необходимы очень
детальные (по времени и глубине) и качественные наблюдения за темпе-
ратурой торфяной залежи, а также данные о величине коэффициента
теплопроводности. В связи с тем что градиенты температуры в деятель-
ном слое торфяной залежи сильно меняются как во времени, так и по
глубине, расчет потока тепла в торфяную залежь по вышеприведенной
зависимости является весьма трудоемким.
Широкое внедрение в практику исследований теплового режима поч-
во-грунтов тепломера АФИ [136] позволило получить достаточно обшир-
ный экспериментальный материал по величинам теплопотока в деятель-
ном слое различных болот ЕТС и Западной Сибири.
Наблюдения за режимом теплообмена в деятельном слое торфяной
залежи Западно-Сибирских болот проводятся ГГИ с 1964 г. В 1964 г. теп-
лобалансовые исследования велись на болотном массиве в районе
оз. Нумто на участке с многолетнемерзлыми грунтами. В 1965—1966 гг.
эти наблюдения проводились на Мортымьинском болотном массиве в
грядово-мочажинном комплексе, а в 1967—1970 гг.— на Самотлорском
145
болотном массиве в грядово-озерковом и сфагново-кустарничково-сосно-
вом микроландшафтах. В 1972 г. в бассейне р. Правой Хетты были про-
ведены наблюдения за теплопотоком в деятельном слое (в слое сезонно-
го оттаивания) минеральных почво-грунтов.
Сведения о пунктах наблюдений за теплопотоком, глубинах установ-
ки тепломеров, а также о периоде наблюдений приводятся в табл. 5.2.
Результаты экспериментальных исследований, выполненных на указан-
ных выше массивах, представлены в табл. 1—5 приложения 16.
Рис. 5.7. Ход потока тепла Q и радиационного баланса R в тече-
ние суток на болотном массиве в районе оз. Нумто. Сфагново-ку-
старничково-лишайниковый микроландшафт, 1964 г.
I-9/VIII, 2—20/VIII, 3—6/IX.
Используя эти данные, рассмотрим режим теплообмена в деятельном
слое торфяной залежи по болотным зонам (с севера на юг).
На рис. 5.7 приведен график изменения величины теплопотока в тече-
ние суток на болоте с многолетней мерзлотой. Как видно из этого рисун-
ка, направление теплопотока в суточном ходе меняется: в дневные часы
(светлая часть суток) поток направлен в торфяную залежь, в ночное вре-
мя — из торфяной залежи. В периоды смены направлений теплопотока,
что обычно наблюдается в утреннее и вечернее время, он равен нулю.
В светлую часть суток ход теплопотока в основном определяется ходом
радиационного баланса. Однако наблюдается некоторое запаздывание в
наступлении экстремальных значений теплопотока. Максимальная вели-
чина теплопотока в это время обычно наблюдается в 13—15 ч. Причем
абсолютная величина его в период интенсивного прогревания торфяной
залежи в 3—4 раза больше максимальной величины теплопотока в ноч-
ное время.
Поток тепла в торфяную залежь в условиях вечномерзлых грунтов от-
носительно велик и в отдельные сутки достигает 16% величины радиаци-
онного баланса. Это в значительной степени объясняется большими гра-
146
Пункты наблюдений за теплопотоком в торфяные и минеральные почво-грунты
Таблица 5.2
Наименование болотного массива	Местоположение болотного массива	Болотный микроландшафт	Элемент микрорельефа, иа котором установлены тепломеры	Глубина установки тепломера, см	Период наблюдений	Сроки наблюдений	Примечание
Без названия	оз. Нумто	Сфагново-ку- старничково- лишайниковый	Торфяные г Межкочечное пони- жение	р у н т ы 2,5	VIII—IX 1964 г.	Наблюдения серий- ные (12 сроков в сутки)	Зона круп- нобугрис- тых болот
Мортымьин- ский	Бассейн р. Му- лымьи, д. Мор- тымья	Грядово-моча- жинный	Повышение (моховая подушка на гряде)	2,5	VI—IX 1965 г.	В 6 сроков с прове- дением серийных наблюдений (12 сроков в сутки)	Зона выпук- лых (сфаг- новых) олиго- трофных болот
					VI-IX 1966 г.	В 8 сроков	
Самотлор- ский	Междуречье Ваха и Ватинского Егана (оз. Ле- нинградское)	Грядово-озер- ковый Сфагново-ку- старничково- сосновый	Межкочечное пони- жение на гряде	2,5 20	VI 1967 г.— IX 1968 г. VII 1969 г,— IX 1970 г.	В 3 и 4 срока с одновременной ре- гистрацией тепло- потока на электро- литических интег- раторах Х-603. Эпи- зодически серий- ные наблюдения (24 срока в сутки)	
			Повышение (моховая подушка на гряде)	2,5 20			
			Повышение (моховая подушка)	2,5	X 1969 г,— V 1970 г.	В 4 срока с одновре- менной регистра- цией теплопотока на электролитиче- ских интеграторах Х-603	
Продолжение табл 5.2
Наименование болотного массива	Местоположение болотного массива	Болотный микроландшафт	Элемент микрорельефа, на котором установлены тепломеры	Глубина установки тепломера, см	Период наблюдений	Сроки наблюдений	Примечание
Минеральные почво-грунты
Без назва-	Левобережье	Суходольны й-	Ровная площадка	На поверх-	VIII 1972 г.
ния	р. Правой Хет-	участок, по-		ности по-	
	ты, пос. Панго-	крытый ку-		чво-грун-	
	да	старничково-		та под мо-	
		мохово-ли-		ховой и	
		шайниковой		лишайни-	
		растительно-		ковой рас-	
		стью		тительно-	
				стью вы-	
				сотой 5—	
				—7 см	
В 4 срока с одновре- Зона плоско-
менной регистра-	бугристых
цией теплопотока	болот
на электролитиче-
ских интеграторах
Х-603
диентами температуры и высокой влажностью верхнего слоя залежи.
Среднее его значение 10,5 кал/(см2-сутки), полученное по отдельным
эпизодическим измерениям, составляет 7% величины /?.
В табл. 2 приложения 16 приведены данные по теплопотоку в верхнем
слое суходольных участков, покрытых лишайниковой и моховой расти-
тельностью. Толщина растительного слоя (живые и отмершие части рас-
тений), под которым были установлены тепломеры, составляет 5—7 см.
Сравнение данных, приведенных в табл. 2 приложения 16, показывает,
что теплопоток на участках суходола, покрытых лишайником, почти
вдвое больше, чем на участках с моховой растительностью. Последнее
можно объяснить, по-видимому, более высокой влажностью верхнего
растительного слоя на участках с лишайником. Ввиду отсутствия данных
о радиационном балансе поверхности в период измерения теплопотока
(табл. 2 приложения 16) сравнить величины Q, полученные на болоте и
суходоле в рассматриваемой зоне, не представляется возможным.
Наиболее полные сведения о режиме теплообмена сибирских болот
получены по центральной части Западно-Сибирской равнины, которую
занимает зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Наблюдения
за теплопотоком в этой зоне проводились на Мортымьинском болотном
массиве, расположенном в бассейне р. Конды, и на Самотлорском масси-
ве, залегающем на водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана. Измерения
теплопотока выполнялись с помощью тепломеров АФИ, установленных
на разных элементах микрорельефа и на различных глубинах (см.
табл. 5.2).
Полученные данные позволяют достаточно детально рассмотреть ре-
жим теплообмена в торфяной залежи указанных выше болот в течение
суток, теплого сезона и года в целом.
Суточный ход теплообмена в торфяной залежи четко делится на две
части: на теплообмен в светлое время суток, когда поток тепла направлен
в торфяную залежь, и па теплообмен в ночное время, когда направление
потока тепла меняется на обратное. В период прогревания торфяной
Таблица 5.3
Экстремальные значения теплотока в торфяную залежь
(кал/(см3  ч.)) на Мортымьинском болотном массиве.
Грядово-мочажинный комплекс (гряда)
Год, месяц, декада	Приток тепла, Qx			Отток тепла, Q2			Q’Cp
	наиболь- ший 		наимень- ший	средний	наиболь- ший	наимень- ший	средний	
							Q’CP
1965 VII 1	3,14	0,88	2,06	— 1,02	—0,06	—0,54	3,8
2	2,99	0,32	1,81	—1,20	—0,30	—0,74	2,4
3	1,67	0,30	0,86	—0,98	—0,21	—0,54	1,6
VIII 1	3,59	0,62	1,65	—1,21	—0,22	—0,85	1,9
2	2,91	0,44	1,23	—1,31	—0,12	—0,63	2,0
3	1,27	0,34	0,70	—1,03	—0,48	—0,70	1,0
IX 1	1,42	0,29	0,91	—3,39	—0,07	—0,97	0,94
2	1,87	0,39	0,91	—0,74	—0,05	—0,42	2,2
149
Продолжение табл. 5.3
Год, месяц, декада	Приток тепла, Q,			Отток тепла, Qg			Q‘CP Qjcp
	наиболь- ший	наимень- ший	средний	наиболь- ший	наимень- ший	средний	
1966VI 3	1,98	0,71	1,69	—1,16	-0,08	—0,77	2,2
VII 1	2,09	0,46	1,49	—1,21	—0,39	—0,76	2,0
2	2,53	0,97	2,05	—1,32	-0,61	—0,95	2,2
3	1,62	0,59	1,17	—0,94	—0,25	—0,55	2,1
VIII 1	1,87	0,54	1,49	—1,09	—0,40	—0,72	2,1
2	1,52	0,82	1,06	—0,72	—0,24	—0,49	2,2
3	1,16	0,14	0,76	—0,86	—0,29	—0,63	1,2
IX 1	1,31	0,62	0,94	—0,84	—0,24	—0,44	2,1
залежи (май — сентябрь) приток тепла в нее в светлую часть суток всег-
да больше оттока тепла за ночь (рис. 5.8), в период же ее охлаждения
(октябрь, ноябрь) —наоборот (рис. 5.9). В зимний период (декабрь —
апрель) наблюдается только отток тепла из залежи.
Соотношения максимальных величин притока и оттока тепла Qi и Q2
за сутки приведены в табл. 5.3. Данные этой таблицы показывают, что в
период интенсивного прогревания торфяной залежи (июнь, июль) сред-
ние за декаду величины максимального притока в 2—3 раза превышают
величины максимального оттока тепла. Разница же в максимумах при-
тока и оттока за отдельные сутки значительно больше. Однако по абсо-
лютной величине приток тепла в залежь даже в самые теплые дни летне-
Таблица 5.4
Экстремальные значения теплопотока в торфяную залежь (кал/(см2  ч))
на Самотлорском болотном массиве. Грядово-мочажинный комплекс (гряда)
Дата	Микро- рельеф	Глуби- на ус- тановки тепло- мера,см	Приток тепла			Отток тепла			Суточная амплитуда теплопо- тока, кал/(см*-ч)
			наи- боль- ший	наи- мень- ший	сред- ний	наи- боль- ший	наи- мень- ший	средний	
1968	Понижение	2,5	1,48	0,06	0,96	—0,86	—0,16	—0,49	2,34
5/VIII	<	20	0,57	0,02	0,31				0,55
	Повышение	20	0,74	0,04	0,32				0,70
6/VIII	Понижение	2,5	1,90	0,14	1,11	—0,64	—0,05	—0,39	2,54
	<	20	0,57	0,10	0,34				0,47
	Повышение	20	0,79	0,14	0,42				0,65
28/	Понижение	2,5	0,85	0,11	0,54	—0,90	—0,18	—0,63	1,75
VIII									
	€	20	0,06	0,0	0,03	—0,26	—0,01	—0,16	0,32
	Повышение	20	0,10	0,0	0,06	—0,34	—0,04		0,44
150
Продолжение табл. 5.4
Дата	Микро- рельеф	Глуби- на ус- танов- ки теп- ломера , см	Приток тепла			Отток тепла			Суточная амплитуда теплопото- ка, кал/(см*-ч)
			наи- боль- ший	наи- мень- ший	сред- ний	наиболь- ший	наимень- ший	средний	
1969	Понижение	2,5	3,12	0,03	1,22				3,09
5/VII									
	<	20	1,50	0,58	1,02				0,92
	Повышение	2,5	2,13	0,04	0,96	—0,40	—0,20	—0,30	2,53
	<	20	1,51	0,54	0,93				0,97
24/VIII	Понижение	2,5	2,36	0,01	1,23	—1,03	—0,07	—0,55	' 3,39
	<	20	0,58	0,0	0,21	—0,18	—0,04	—0,13	0,76
	Повышение	2,5	2,10	0,16	1,14	—1,18	—0,06	—0,57	3,28
	<	20	0,44	0,01	0,22	—0,11	—0,07	—0,09	0,55
1970 29/VIII	Понижение	2,5	3,34	0,13	1,11	—0,67	0,0	—0,11	4,01
	<	20	1,43	0,25	0,82				1,18
	Повышение	2,5	1,95	0,06	0,78	—0,47	—0,16	—0,34	2,42
	<	20	0,98	0,0	0,51				0,98
го периода очень мал (не более 3,6 кал/(см2 • ч)) и составляет всего лишь
10% величины радиационного баланса.
Максимальная амплитуда суточных колебаний Q в верхнем 3-санти-
метровом слое залежи на рассмотренных болотах Западной Сибири, по
данным экспедиционных наблюдений, довольно велика и составляет до
4,01 кал/(см2-ч) (табл. 5.4). С глубиной амплитуда уменьшается, в 20см
от поверхности болота она не превышает 1,18 кал/(см2-ч). Как видно из
табл. 5.4, на повышенных элементах микрорельефа (кочках) амплитуда
теплопотока в 1,5 раза меньше, чем на пониженных элементах (запади-
нах).
Наибольший интерес при оценке тепловых ресурсов болот представ-
ляет суммарный теплопоток Q за сутки, декаду, месяц. На рис. 5.10 по-
казан ход теплопотока в течение теплого периода года, на этом же гра-
фике приведены данные по радиационному балансу.
Ход теплопотока, как видно из рисунка, повторяет ход радиационного
баланса. Используя это обстоятельство была построена связь между ве-
личинами теплопотока и радиационного баланса для различных элемен-
тов микрорельефа поверхности болот (рис. 5.11—5.13). Разброс точек
на графике довольно велик, что объясняется влиянием на величину теп-
лопотока ряда других факторов, например обводненности торфяной за-
лежи. Полученные связи могут быть использованы как расчетные для
определения декадных и месячных значений теплопотока по данным о
радиационном балансе. Точность расчета Q по этим графикам для пони-
женных элементов микрорельефа составляет 52 кал/(см2-декада), для по-
вышенных—31 кал/(см2-декада), в среднем для болота — 90 кал/(см2-ме-
сяц). По графику (рис. 5.13) вычислены среднемесячные значения тепло-
потока для ряда пунктов центральной части Западно-Сибирской равни-
ны и составлены карты месячных значений Q за теплый период года
151
Я мл/(смгч)
Рис. 5.8. Ход потока теп-
ла Q и радиационного
баланса R в течение су-
ток на Мортымьинском
болотном массиве. Гря-
дово-мочажинный комп-
лекс, гряда, 1965 г.
/—30/VI. Р—16/VII. J-19/VIII,
4- 18/IX.
Рис. 5.9. Ход потока тепла Q в те-
чение суток па Самотлорском бо-
лотном массиве. Сфагново-кустар-
ничково-сосновый микроландшафт.
J--------L_______I__________
8	12	16	20ч
1—9/Х-69 г., 2-10/1-70 г.
R кал/(смг-сутки)
400 Г
Рис. 5.10. Ход потока тепла Q и радиационного баланса R в течение теплого периода
года на Самотлорском болотном массиве. Грядово-озерковый комплекс, гряда, 1969 г.
1 — понижение на гряде, 2 — повышение на гряде.
Рис. 5.11. Зависимость теплотока
Q от радиационного баланса R.
Самотлорский болотный массив.
Грядово-озерковый комплекс, по-
нижение на гряде.
Рис. 5.12. Зависимость теплопото-
ка Q от радиационного баланса R.
1 — Самотлорский болотный массив,
грядово-озерковый комплекс, повыше-
ние на гряде; 2—Мортымьинский бо-
лотный массив, грядово-мочажинный
комплекс, повышение на гряде.
Рис. 5.13. Зависимость теплопото-
ка Q от радиационного баланса R.
Микролапдшафты мохово-лесной и
моховой групп, облесенные гряды
комплексных микролапдшафтов.
Рис. 5.14. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп н для гряд комплексных микроланд-
шафтов. Июнь.
154
Рис. 5.15. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микролаид-
шафтов. Июль.
Рис. 5.16. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микролапд-
шафтов. Август.
Рис. 5.17. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микролаидшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микроланд-
шафтов. Сентябрь.
(рис. 5.14—5.17) для болотных микроландшафтов мохово-лесной и мо-
ховой групп, а также для гряд болотных комплексов.
Ход потока тепла в торфяную залежь в течение года на Самотлорском
болотном массиве показан на рис. 5.18. Как видно из этого рисунка, в го-
довом ходе прослеживается один максимум, приходящийся на начало ле-
та (июнь), и один минимум, который наблюдается в начале зимы (де-
кабрь). В период максимума наибольшие суточные величины теплопото-
ка достигают 46,3 кал/(см2-сутки) (приток), в период минимума —
44,2 кал/(см2*сутки) (отток). В начале весны (май) и середине осени
Рис. 5.18. Ход потока
тепла в торфяную за-
лежь Q, температуры
воздуха t и высоты снеж-
ного покрова h в тече-
ние года на Самотлор-
ском болотном массиве.
Грядово-озерковый комп-
лекс, гряда.
1 — понижение на гряде,
2 — повышение на гряде.
(сентябрь) наблюдаются дни, в которые суточные величины теплопотока
равны нулю. В эти дни происходит смена направления потока в годовом
ходе от отрицательного к положительному (весной), и наоборот (осенью).
Период с положительным теплопотоком (притоком) длится 140 дней,
с отрицательным теплопотоком (оттоком) — 225 дней. Величины притока
тепла в торфяную залежь болот и оттока из нее за 1969—70 гг. оказались
очень близкими: расхождение составило 24 кал/год в сторону положи-
тельного теплопотока. По температурным условиям рассматриваемый
год; был близок к среднему: средняя температура воздуха за холодный
период была на 0,7° С выше нормы, за теплый период — на 2,3° С ниже
нормы. Однако, если рассматривать величины теплопотока отдельно на
повышенных и пониженных элементах микрорельефа, то можно заметить,
что приток тепла за год на понижениях примерно на 700 кал больше, чем
отток, на повышениях—наоборот (табл. 5.5). Отсюда следует, что роль
микрорельефа в прогревании и охлаждении торфяных залежей болот
весьма велика.
158
Таблица 5.5
Годовые значения теплопотока в торфяную залежь Самотлорского
болотного массива (северная часть зоны выпуклых олиготрофных болот)
Характер тепло- потока	Период наблю- дений	Продолжи- тельность пе- риода, сутки	Теплопоток Q кал /(см8- период)		
			на пониже- нии	и а повыше- нии	средний
Отток	Осень-зима 1969—70 гг.	225	1200	1547	1374
Приток	Весна-лето 1970 г.	140	1936	860	1398
Расхождение	—	—	+736	—687	+24
5.3.	Температурный режим торфяной залежи Западно-
Сибирских болот
Температурный режим торфяной залежи Западно-Сибирских болот
изучен крайне слабо. Стационарные наблюдения ведутся лишь на Тю-
менской болотной гидрометеорологической станции, расположенной в зо-
не плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот. Экспеди-
ционные наблюдения, обычно кратковременные, эпизодически выполня-
ются в разных районах Западно-Сибирской равнины (см. табл. 1.1).
Температурный режим неосушенных болот ЕТС в той или иной мере
рассматривается в работах [12, 72, 170, 203], а болот Западной Сибири —
в работах [198, 203].
В настоящей работе дается характеристика температурного режима
болот, находящихся в разных частях Западно-Сибирской равнины (се-
верной,центральной и южной), преимущественно по материалам наблю-
дений Западно-Сибирской экспедиции ГГИ.
5.3.1.	Температурный режим болот северной части равнины.
Температурный режим торфяных залежей болот этой территории, рас-
положенной в зоне многолетней мерзлоты, имеет свои особенности, про-
являющиеся прежде всего в малой глубине распространения суточных
колебаний температуры и в наличии в течение всего года отрицательных
температур на глубине свыше 60 см.
Наблюдения за температурой торфяной залежи в этой зоне велись
Западно-Сибирской экспедицией ГГИ в двух пунктах: на полигональном
болоте в районе пос. Тазовского и на массиве, расположенном на границе
зоны крупнобугристых и выпуклых олиготрофных болот вблизи оз. Нум-
то. Описание болот зоны многолетней мерзлоты было дано в разд. 2. На-
блюдения на полигональном болоте были начаты 10/VII 1971 г. при тол-
щине оттаявшего слоя залежи около 20 см и закончены 31/VII. Комплект
электротермометров был установлен на глубинах 2, 5, 10, 15, 20, 40, 80,
120 и 160 см от поверхности. Поверхность исследуемого полигона харак-
теризуется мелкокочковатым микрорельефом. Кочки, покрытые мха-
ми и лишайниками, высотой 5—15 см и диаметром 15—20 см, занима-
ют до 40% площади полигона. Кустарничковый покров (багульник, мо-
рошка, подбел) разреженный, сомкнутостью 20%, и только на кочках
159
сомкнутость его достигает 60—70% Сплошной лишайниково-моховой
покров характеризуется лишь незначительной примесью на кочках зеле-
ных и сфагновых мхов.
Наблюдения на втором, указанном выше, болотном массиве велись в
1964 г. (начаты 9/VIII при толщине оттаявшего слоя залежи около 40 см
и закончены 20/IX). Электротермометры были установлены в сфагново-
кустарничково-лишайниковом микроландшафте. Микрорельеф участка
Рис. 5.19. Ход радиационного баланса, температуры воздуха и темпе-
ратуры торфяной залежи в течение суток. Полигональное болото в
районе пос. Тазовского. 1971 г.
/ — радиационный баланс; 2 — температура воздуха; 3 — температура торфяной
залежи на поверхности болота; 4, 5, 6, 7 — соответственно на глубинах 5, 10, 15
и 20 см.
наблюдений мелкокочковатый, средняя высота кочек порядка 10 см. Рас-
тительность представлена мхами, среди которых преобладает сфагнум,
на кочках лишайник; из кустарничков на кочках — багульник, Кассандра,
карликовая березка, подбел; в понижениях — редкий подбел; из трав —
пушица.
Суточный ход температуры на поверхности болота и на различных
глубинах показан на рис. 5.19. На этом же рисунке приведен ход темпе-
ратуры воздуха и радиационного баланса. На поверхности болота макси-
мум температуры наблюдается между 12 и 14 ч, минимум — между 0 и
2 ч. С глубиной происходит запаздывание сроков экстремальных значе-
ний температуры (по времени), что подтверждается данными, приведен-
ными в табл. 5.6. На глубине 15 см максимум температуры наблюдается
в среднем на 7 ч позже, чем на поверхности. Это свидетельствует о низ-
ких коэффициентах температуропроводности деятельного слоя болот.
160
Зак. 3185	161
®	Таблица 5.6
Время наступления (числитель) и значения (знаменатель) экстремальных температур торфяной залежи
иа различных глубинах в течение отдельных суток. Полигональное болото 1971 г.
	Максимальная температура, сС						[	Минимальная температура, °C						|	Амплитуда, °C					
	глубина, см																	
Дата	поверх- ность	2	5	10	15	20	поверх иость	2	5	10	15	20	поверх- ность	2	5	10	15	20
13/VIII	12	15	16	17	18		1	3	4	5			28,5	13,4	5,1	3,4	1,1	0,2
	32,5	16,2	7,9	2,7	2,7	0,0	4,0	1,6	2,8	2,5	1,6	0,2						
19/VII	12	14	17	18	19		2	2	3	3	6		34,8	21,2	8,3	4,0	2,0	0,5
	35,0	23,0	11,8	7,0	4,8	1,2	0,2	1,8	3,5	3,0	2,8	0,7						
2/VIII	12	13	16	17	18			3	4	4	6		21,1	11,4	4,3	5,3	2,3	0,9
	29,5	17,4	10,4	11,0	7,0	4,2	'8,4	6,0	6,1	5,7	4,7	3,3						
3/VIII	12	12	13	13	19		2	3	4	4	6		19,3	10,1	3,3	4,6	1,5	0,3
	28,7	17,2	10,8	11,4	7,3	4,5	9,4	7,1	7,5	6,8	5,8	4,2						
9/VIII	13	13	17	18	21		2	4	4	4	6		29,5	17,1	8,9	4,5	1,2	0,9
	35,3	22,3	16,2	10,5	7,5	5,2	5,8	5,2	7,3	6,0	6,3	4,3						
10/VIII	13	13	18	15	16		2	3	4	5	5		26,4	15,2	4,2	3,4	1,4	03
	31,4	21,0	12,2	11,4	8,0	5,3	5,0	5,8	8,0	6,6	6,9	5,OJ						
28/VIII	13	13	14	17	22		2	3	3	5	6		7,5	4,7	1,5	0,9	0,4	1,0
	9,3,	6,2	5,8	4,2	5,1	4,5	1,8	1,5	4,3	3,3	4,7	3,5						
Среднее за- паздыва- ние на- ступления экстре- мальных темпера- тур с уве- личением глубины, ч	0	1,0	3,5	4,0	7,0		0	1,0	2,0	2,5	6,0							
Таблица 5.7
Значения коэффициентов температуропроводности верхнего слоя
торфяной залежи полигонального болота. 1971 г.
Дата	Глубина горизонтов от поверхности, см				
	0-2	2—5	5—10	10—15	15-20
13/VII	0,00025	0,00036	0,0061	0,0020	0,0455
19/VII	0,00059	0,00038	0,0018	0,0018	0,0018
2/VIII	0,00040	0,00033	—	0,0014	0,0013
3/VIII	0,0036	0,0027	—	0,00059	0,0073
9/VIII	0,00050	0,00058	0,0026	0,00050	0,0121
10/VIII	0,00047	0,00020	0,00182	0,00114	0,0091
28/VIII	0,00063	0,00022	0,0073	—	—
Суточная амплитуда колебаний температуры на разных глубинах ме-
няется в широких пределах: от 34,8°С на поверхности болота до 0,2°С на
глубине 20 см. Таким образом, глубина распространения суточных изме-
нений температуры на рассматриваемых полигональных болотах не пре-
вышает 20—25 см. В табл. 5.7 приведены значения коэффициентов тем-
пературопроводности деятельного слоя полигональных болот, вычислен-
ные на основании данных табл. 5.6 по зависимости
Аг = Аое-2!^ М ,
где Az— амплитуда температуры на глубине z\ Ао — амплитуда темпе-
ратуры на поверхности болота; kt — коэффициент температуропроводно-
сти, см2/с; т — время, с.
Коэффициенты температуропроводности деятельного слоя в сфагново-
кустарничково-лишайниковых микроландшафтах полигональных болот
на порядок меньше, чем коэффициенты температуропроводности верх-
него слоя залежи в грядово-озерковом комплексе выпуклых олиготроф-
ных болот (табл. 5.7, 5. 12). Последнее объясняется повышенной влаж-
ностью торфяной залежи полигональных болот. Аналогичный темпера-
турный режим торфяных залежей болот наблюдается также на границе
зон крупнобугристых и олиготрофных сфагновых болот (район Сибир-
ских Увалов) в микроландшафтах, имеющих остаточную многолетнюю
мерзлоту. Суточный ход температуры торфяной залежи на болоте этого
района при глубине ее оттаивания около 50 см показан на рис. 5.20. Зна-
чения температуры на разных глубинах и характер ее изменения здесь
очень близки к суточным колебаниям температуры на полигональных
болотах (рис. 5.19). На сходство температурного режима болот рассмат-
риваемых районов указывают также данные, приведенные в табл. 5.8.
Наличие мерзлого горизонта в нижних слоях деятельного слоя торфя-
ной залежи сказывается на плавности кривой хода среднесуточной тем-
пературы по глубине. Вблизи мерзлого горизонта (рис. 5.21) наблюда-
ется довольно резкий перелом кривой, что объясняется большими поте-
рями тепла в этом слое на оттаивание мерзлоты.
Сравнение суточных амплитуд температуры торфяных и минеральных
грунтов этой зоны (табл. 5.9) показывает, что на всех глубинах амплитуда
162
Рис. 5.20. Ход радиационного баланса, температуры воздуха и темпе-
ратуры торфяной залежи в течение суток. Сфагново-кустарничково-ли-
шайниковый микроландшафт в районе оз. Нумто. 1964.
1— радиационный баланс; 2 — температура воздуха; 3— температура торфяной за-
лежи на поверхности болота; 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10 — соответственно на глубинах 2,5, 5,
10, 15, 20, 30 и 40 см.
Рис. 5.21. Распределение среднесуточной температуры торфяной залежи по глубине.
Полигональное болото в районе пос. Тазовского (а): 1, 2, 3, 4 — соответственно 16/VII, 26/VII,
11/VIII и 30/VIII 1971 г. Сфагиово-кустариичково-лишайииковый микроландшафт (б) и сухо-
дольный участок в районе оз. Нумто (в): 1, 2, 3, 4 — соответственно 9/VIII, 20/VIII, 5/IX, 20/IX
1964 г. Суходольный участок, покрытый лишайником, в районе пос. Пангода (г): 1, 2, 3, 4 — со-
ответственно 1, 4, 15 и 31/VIII 1972 г.
Таблица 5.8
Среднедекадная температура торфяных и минеральных почво-грунтов
Глубина, см
Месяц, декада	поверх- ность	2	5	10	15	20	30	40	60	80	120	160
	Район пос.		Тазовского (устье р.			Таза). Полигональное болото. 1971 г.						
VII 2	16,3	10,6	7,1	5,6	3,0	0,4	—	—0,8	—1.8	—2,3	—3,2	—4,2
3	10,0	7,6	6,4	4,8	4,2	2,7	—	—0,4	—1,6	—2,0	—2,8	—3,8
VIII1	17,5	11,8	8,8	8,1	6,1	4,4	—	—0,2	—1,3	—1,8	—2,5	—3,4
2	13,4	9,7	8,4	6,8	6,8	5,1	—	-0,1	—1,2	—1,6	—2,3	—3,2
3	7,8	5,5	6,1	4,8	5,7	4,3	—	0,2	—1,1	—1,4	—2,2	—2,9
Район пос. Нумто (Сибирские Увалы). 1964 г.
Болото (сфагиово-кустарничково-лишайниковый микроландшафт)
VIII 2	8,3	—	6,5	5,3	5,6	4,2	4,4	1,7	—	—	—	—
3	9,7	—	7,5	6,0	6,3	4,7	4,5	2,2	—	—	—	—
IX 1	7,4	—	7,5	7,1	5,6	4,9	4,8	2,7	—	—	—	—
2	8,3	—	7,0	6,2	5,3	4,7	4,6	2,7	—	—	—	—
Суходол
VIII 2	10	—	—	—	—	9,8	—	9,7	—	9,5	—	8,8
3	И	—	—	—	—	9,9	—	9,4	—	8,5	—	8,4
IX 1	8	—	—	—	—	8,4	—	8,4	—	7,8	—	8,4
2	9	—	—	—	—	8,4	—	8,4	—	7,2	—	8,1
Район пос. Пангоды (бассейн р. Правой Хетты) 1972 г.
Суходол*
VIII 1	18,0	—	10,5	10,1	9,6	9,1	—	6,6	—	4,3	2,5	1,6
2	14,9	—	10,1	9,8	9,4	8,9	—	7,5	—	5,6	3,8	2,6
3	11,1	—	8,3	8,1	7,8	7,7	—	6,6	—	5,5	4,3	3,5
* Измерение температуры на глубинах до 20 см производилось коленчатыми тер-
мометрами, а на глубине 40 см и более — термисторами.
Таблица 5.9
Амплитуда суточных колебаний температуры на болоте* и суходоле
в районе оз. Нумто за период с 9/VIII по 20/IX 1964 г.
Глубина, см	Болото			Суходол			^С "V
	средняя А6	макси- мальная	мини- мальная	средняя А с	макси- мальная	мини- мальная	
Поверхность	11,3	34,2	3,2	9,0	24,2	0,4	0,8
20	0,3	0,7	0,0	1,3	3,4	0,3	4,3
40	0,2	0,8	0,0	0,9	2,4	0,2	4,5
* Сфагново-кустарничково-лишайинковый микролаидшафт.
164
колебания температур торфяной залежи меньше, чем в минеральных
(А \
-яМ равно 4,3, на
Лб /
глубине 40 см — 4,5. На поверхности болота амплитуда колебания суточ-
ных температур несколько больше, чем на суходоле, что объясняется
весьма низкой температуропроводностью самого верхнего (1—2 см) слоя
торфяной залежи. Малая температуропроводность деятельного слоя рас-
сматриваемых болот (табл. 5.14) обусловливает медленное прогревание
торфяной залежи, и особенно ее нижних горизонтов, в летний период. Это
подтверждается данными, приведенными в табл. 5.10 и на рис. 5.22. На-
блюдения в районе оз. Нумто также свидетельствуют (см. рис. 5.19) о
слабом прогревании торфяной залежи на участках с многолетней мерз-
лотой.
Таблица 5.10
Температуры торфяной залежи на разных глубинах в начале и конце периода
наблюдений (11/VII—31/VIII). Полигональное болото в районе пос. Тазовского
Глубина, см	40		60		80		120		160	
Дата	11/VII	31/ VIII	11/VII	31/ VIII	11/VII	31/ VIII	11/VII	31/ VIII	11/VII	31/ VIII
Температура,°C	—0,8	0,6	2,0	—1,0	—2,3	—1,3	—3,2	—2,1	—4,3	—2,8
Разность темпе- тур, °C	1,4		1,0		1,0		1,1		1,5	
Как показал анализ температур воздуха по метеостанции Тазовский
за многолетний период наблюдений, 1971-й год по температурным усло-
виям зимы (S( — t) = — 4832° С) был несколько холоднее среднего года
(S(— t) = — 4400°С), а по температурным условиям лета (S( + /) =
— + 1070° С)—близок к нему (S(+t) =+ 1029° С). Поэтому приведенная
выше характеристика температурного режима полигональных болот,
а также данные по температуре их торфяной залежи, содержащиеся в
табл. 5.8, могут быть отнесены к средним условиям и использованы в ка-
честве первого приближения при оценке теплового режима этих болот.
В связи с отсутствием непосредственных наблюдений за температур-
ным режимом болот рассматриваемой территории была сделана попытка
подойти к оценке теплового режима болот по данным наблюдений сете-
вых метеостанций. На рис. 5.23 представлена связь среднесуточных тем-
ператур поверхности болота и суходола( метеоплощадка). Разброс точек
на графике довольно велик, что, по-видимому, объясняется недостаточ-
ной точностью самих измерений, особенно на болотах. Вследствие этого
точность определения температуры поверхности болота по такой связи от-
носительно низка (средняя квадратическая ошибка около 1,2—1,5°С).
Приведенный график вполне определенно показывает, что температура
поверхности болот в среднем на 1°С ниже температуры поверхности су-
ходольных участков. Это обстоятельство следует принимать во внимание
при характеристике температурного режима болот в летние месяцы
(июль—сентябрь) по имеющимся данным наблюдений за температурой
поверхности почво-грунтов на суходолах. Поскольку такие наблюдения
165
Ч^кал/(смг-сутки)
на метеостанциях, расположенных в зоне многолетней мерзлоты, очень
редки, широко использовать приведенный выше график (рис. 5.23) для
определения температуры болот не представляется возможным.
По данным экспедиционных наблюдений были построены связи меж-
ду температурой поверхности болота и температурой воздуха. Анализ
связей среднесуточных и среднедекадных температур показал, что луч-
шей и пригодной для расчета является связь между среднедекадными
значениями температуры (рис. 5.24). При построении этого графика
использованы данные наблюдений в районе пос. Тазовского (пять декад
наблюдений) и в районе оз. Нумто (четыре декады наблюдений). По гра-
Рис. 5. 24. Связь между среднедекад-
ными температурами поверхности
торфяной залежи и температурами
воздуха.
1 — полигональное болото в районе пос.
Тазовского, 1971 г.; 2— сфагНово-кустар-
ничково-лишайииковый микроландшафт в
районе оз Нумто, 1964 г.; 3— среднемесяч-
ные значения.
Рис. 5.23. Связь йежду температурами
поверхности минеральных и торфяных
почво-грунтов (сфагново-кустарнич-
ково-лишайниковый микроландшафт)
в районе оз. Нумто. 1964 г.
1 — среднесуточные, 2 — среднепеитадные.
фику можно проследить характер связи между температурами воздуха
и поверхности болота: при температуре воздуха выше 12° С поверхность
болота на 1—2° С теплее воздуха, при температуре воздуха ниже 12° С —
на столько же градусов холоднее. Такой характер связи объясняется как
низкой теплопроводностью поверхностного слоя торфяной залежи, так
и малыми теплозапасами деятельного слоя болот.
Зависимость между температурами на глубине 5 см и на поверхности
болот (рис. 5.25) имеет следующий вид:
/5= 0,28/пов +4,4,	(5.14)
где /пов и ts — среднедекадная температура соответственно на поверхно-
сти болота и на глубине 5 см.
На рис. 5.25 приведены графики связи среднедекадных температур
на различных глубинах деятельного слоя торфяной залежи: на поверхно-
сти и 5 см, на 5 и 10 см, на 10 и 15 см, на 15 и 20 см, на 20 и 40 см. Анализ
графиков показывает, что прямые связи температур на глубинах 5 и 10,
10 и 15, 15 и 20 см имеют одно и то же аналитическое выражение:
167
О 2	4	6	8	10 t5°Z	0	2	4	6 t15°C
Рис. 5.25. Связь между среднедекадными температурами торфяной залежи на различных глубинах.
/ — полигональное болото в районе пос. Тазовского, 1971 г. 2 — сфагново-кустарничково-лишайниковый мнкроландшафт в районе оз. Нумто,
1964 г.
tz+i= 1,11^ —2,1,	(5.15)
где z — любая глубина от поверхности.
Указанная зависимость может быть использована лишь для расчета
температуры торфяной залежи на глубинах 10, 15 и 20 см.
Связь между температурами на глубине 20 и 40 см оказалась очень
слабой (рис. 5.25), что объясняется влиянием мерзлого слоя, находив-
шегося в период наблюдений на глубине около 40 см. Выражения (5.14) и
(5.15) и рис. 5.24 позволяют по данным наблюдений за температурой воз-
духа на метеостанциях определить температуру поверхности болота и на
разных глубинах деятельного слоя.
Рис. 5.26. Зависимость глубины оттаивания мерз-
лых грунтов от суммы положительных температур.
Полигональное болото в районе пос. Тазовского,
1971 г.
Эти зависимости могут быть использованы для приближенной оценки
температурного режима болот в зоне многолетней мерзлоты в период ее
прогревания. При этом следует иметь в виду, что они справедливы лишь
для оттаявшего слоя. Поэтому при определении температуры болот на
разных глубинах необходимо знать глубину оттаивания залежи на мо-
мент расчета. Последняя может быть получена по графику связи
H = f£( + t)] (рис. 5.26) заимствованному из работы [135].
5.3.2.	Температурный режим болот центральной части равнины. Эта
территория, как и северная часть равнины, характеризуется отрицатель-
ной среднегодовой температурой воздуха и в то же время отсутствием
многолетней мерзлоты, что и обусловливает некоторые особенности тем-
пературного режима болот этого региона по сравнению с тепловым ре-
жимом как более северных, так и более южных болот Западно-Сибирской
равнины.
Наблюдения за температурой торфяной залежи в обширной зоне оли-
готрофных сфагновых болот (с широким распространением грядово-мо-
чажинных и грядово-озерковых комплексов), занимающей всю централь-
ную часть равнины, проводились на двух массивах: Мортымьинском
(бассейн р. Конды) и Самотлорском (междуречье Ваха и Ватинского
Егана). На первом из них наблюдения велись на грядах в грядово-моча-
жинном комплексе в летние периоды 1965 и 1966 гг., на втором — в гря-
дово-озерковом комплексе с 1967 по 1973 г. Описание болотных ком-
плексов дано в приложении 1. Для измерения температуры на разных
169
Рис. 5.27. Суточный ход температуры торфяной залежи в грядово-озерковом комплексе
(гряда). Сургутское Полесье, 1968 г.
I — радиационный баланс, 2 — температура поверхности торфяной залежн; 3, 4, 5, 6, 7, 8 — соответственно на
глубинах 5, 10, 15, 20, 30 и 60 см.
Таблица 5.11
Время наступлении (числитель) и значения (знаменатель) экстремальных суточных температур на различных глубинах
деительного слоя в течение суток. Грядово-озерковый комплекс, грида сфагново-кустарничковая, облесенная сосной. 1968 г.
	Максимальная температура, °C					Минимальная температура,				°C	Амплитуда,			°C	
Дата	глубина, см														
	поверх- ность	5	10	15	20	поверх- . ность	5	10	15	20	поверх- ность	5	10	15	20
5/VIII	13	15	16	18	21	3		6	8	9	10	23,0	11,9	5,5	4,0	1,8
	28,0	22,9	17,3	15,9	12	5,0	11,0	11,8	11,9	10,2					
6/VIII	13	16	19	20	21	3	6	8	10	11	20,3	6,8	3,5	2,9	1,8
	27,S	19,3	16,1	15,4	12,4	7,6	12,5	12,6	12,5	10,6					
18/VIII	12	15	18	19	21	5	8	9	10	11	16,6	7,7	3,7	2,7	1,0
	16,6	12,1	10,0	9,8	8,4	0,0	4,4	6,3	7,1	7,4					
Среднее з ап аз дыв а н ие наступления экстремаль- ных температур с уве- личением глубины, ч	0	3	5	6	8	0	3	5	6	7					
глубинах залежи использовались термисторы; температура поверхности
болота измерялась с помощью термопауков системы АФИ (ПТПП-2К)
[136].
Полученные данные говорят о большом сходстве температурного ре-
жима этих двух болотных массивов. Это объясняется незначительным раз-
личием в климатических условиях районов их расположения и одина-
ковыми или очень близкими водно-физическими свойствами торфяной
залежи в пределах деятельного слоя. Суточный ход температуры и ради-
ационного баланса болота показан на рис. 5.27. Как видно из графика,
изменения температуры залежи в течение суток в значительной степени
зависят от радиационного баланса. На поверхности болота ход темпера-
туры строго повторяет ход радиационного баланса, и время наступления
максимумов температуры и радиационного баланса практически совпа-
дает. С глубиной колебания температуры постепенно затухают и на глу-
бине 30 см не прослеживаются. Значения суточных амплитуд температу-
ры на разных глубинах приведены в табл. 5.11. Эти данные использованы
Таблица 5.12
Значения коэффициентов температуропроводности деятельного слоя
торфяной залежн. Грядово-озерковый комплекс. Гряды сфагново-кустарннчковые,
облесенные сосной. 1968 г.
Дата	Глубина горизонтов от поверхности, см			
	0—5	5-10	10-15	15-20
5/VIII	0,0021	0,0017	0,0091	0,0013
6/VIII	0,0008	0,0020	0,0279	0,0036
15/VIII	0,0045	0,0017	0,0125	0,0013
28/VIII	0,0017	0,0018	0,0079	0,0010
при вычислении коэффициентов температуропроводности деятельного
слоя по зависимости (5.13). При сравнении полученных данных с коэф-
фициентами температуропроводности деятельного слоя на болотах
ЕТС в соответствующих болотных микроландшафтах обнаруживается
их большое сходство [171].
Как следует из данных, приведенных в табл. 5.11, по мере роста глу-
бины не только уменьшается амплитуда суточных колебаний температу-
ры, но и происходит запаздывание наступления экстремальных значений
температуры. Так, запаздывание наступления максимальной суточной
температуры на глубине 10 см составляет в среднем 5 ч, на глубине
15 см — 6 ч, на глубине 20 см — 8 ч. В отдельных случаях время запазды-
вания может несколько отличаться от приведенных выше значений, что
объясняется различными величинами радиационного баланса, влажности
верхнего слоя и наличием остаточного мерзлого слоя. В отличие от болот
зоны многолетней мерзлоты на рассматриваемых болотных массивах про-
гревание деятельного слоя залежи происходит несколько быстрее (при
тех же или близких значениях радиационного баланса в летние месяцы)
вследствие более высоких коэффициентов температуропроводности
(табл. 5.12).
Максимумы и минимумы в годовом ходе температуры показаны на
рис. 5.28. На поверхности болота и на глубинах до 40 см максимум тем-
172
пературы обычно приходится на июль, а минимум — на ноябрь — де-
кабрь. На глубинах более 80 см температура в течение всего года остает-
ся положительной. Таким образом, процесс замерзания болот может про-
исходить только в верхнем 80-сантиметровом слое. На минеральных
почво-грунтах нулевая изотерма опускается значительно ниже 80 см, до-
стигая глубины 160 см (рис. 5.29). С глубиной происходит запаздывание
Рис. 5.28. Годовой ход температуры торфяной залежи в грядово-озерковом комп-
лексе (гряда). Сургутское Полесье, 1968 г.
1 — радиационный баланс, 2 — температура поверхности торфяной залежи; 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9,
10 п 11 — соответственно на глубинах 5, 10, 15, 20, 50, 100, 160, 240 н 370 см.
наступления экстремальных температур. Так, на глубине 40 см сдвиг во
времени наступления максимума составляет 9 суток, а на глубине
240 см — 100 суток (табл. 5.13). Сведения о годовых амплитудах колеба-
ния температуры торфяной залежи приведены в табл. 5.13. Амплитуда
температуры на поверхности болота достигает 34,7°С. Однако с глубиной
она быстро уменьшается и на 50 см от поверхности болота составляет
всего лишь 6,0°С, а на 370 см — около 1,0°С. В этой же таблице приведе-
ны аналогичные данные по температуре минеральных почво-грунтов.
Сравнение температур на болотах и суходолах показывает, что на всех
173
Таблица 5.13
Время наступления и значения максимальной среднесуточной температуры
на различных глубинах торфяных и минеральных почво-грунтов.
Сургутское Полесье. 1968 г.
Глуби- на) см	Болото				Суходол				А Аб
	дата	темпе- рату- ра, '•С	запаздывание наступления максимума с увеличением глубины, сутки	годовая ампли- туда, Аб	дата	темпе- рату- ра, °C	запаздывание наступления максимума с увеличением глубины, сутки	годовая ампли- туда, ^с	
Пове- рхно- сть	16/VII	24,7	0	34,7
5	16/VII	22,2	0	30,9
10	17/VII	18,9	1	27,0
15	17/VII	18,0	1	22,8
20	17/VII	14,7	1	16,0
25	8/VIII	10,7	23	11,4
30	8/VIII	9,8	23	—
35	23/ VIII	9,8	38	10,4
40	23/ VIII	9,1	38	9,1
50	27/ VIII	6,6	42	6,3
60	27/ VIII	6,2	42	6,0
80				
100	II дек. IX	5,2	~ 60	4,6
120				
160	Шдек. IX	4,2	~ 70	2,8
240	Шдек. X	3,1	~ 100	0,9
320				
370	I дек. IV	3,4	—	0,6
15,16/VII 16/VII	30 25,5	0 1	—	
16/VII	24,0	1	—	
16/VII	22,7	1	—	
16/VII	25,2	1	31,7	
—	—	—	—	
—	—	—	—	
—	—	—	—	
17/VII	20,8	2	25,0	2,8
				3,5
17/VII	18,0	2	21,2	
23/VII	15,6	7	17,6	
—	—	—	—	
24/VII	12,8	8	13,7	
25/VI 11	11,4	41	11,4	4,1
25/VIII	9,4	41	8,6	9,6
27/VI 11	8,2	43	7,4	12,3
Примечания 1. На болоте наблюдения проводились на гряде (сфагново-ку-
старничковая, облесенная сосной) грядово-озеркового
комплекса.
2. На суходоле начиная с глубины 20 см температура изме-
рялась вытяжными термометрами.
без исключения глубинах амплитуда колебания температуры в торфяной
залежи меньше, чем в минеральных почво-грунтах, что также свидетель-
ствует о более низкой температуропроводности торфяных грунтов.
Как уже отмечалось ранее, сведения о температурном режиме болот
центральной части Западной Сибири весьма ограничены ввиду отсутст-
вия стационарных наблюдений на болотах. Поэтому для получения более
174
полного представления о температурном режиме торфяных залежей бо-
лот этого района была использована изложенная схема расчета темпера-
туры на разных глубинах по температуре воздуха.
На рис. 5.30 представлен график связи среднедекадных температур
поверхности болота и воздуха на высоте 2,0 м. Коэффициент корреляции
связи равен 0,95±0,011, средняя квадратическая ошибка определения
температуры поверхности болота составляет 1,8°С.
~8 1 '2 '3^1 '2	'2*ЗМ'2 'si/ '2'3\1*2 '3I/ '2'3*1 '2'3 И '2*3*1 *2'3\1 '2'3^1 '2*з!
/ И 111 IV V VI VII VIII IX X XI ХЦ
Рис. 5.29. Годовой ход температуры минеральных грунтов. Сургутское По-
лесье, 1968 г.
1 — температура поверхности; 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11 — соответственно иа глубинах
5, 10, 20, 40, 60, 80, 120, 160, 240 и 320 см.
Эмпирические зависимости температур на разных глубинах торфяной
залежи олиготрофных болот, построенные по типу связей, представлен-
ных на рис. 5.25, показали, что вполне удовлетворительные зависимости
имеют место лишь до глубины 40 см. На графиках рис. 5.31 точки обра-
зуют две линии связи: одна — относится к периоду интенсивного прогре-
вания залежи (от начала прогревания до наступления максимальных
температур воздуха), вторая — к периоду постепенного охлаждения за-
лежи, что обычно наблюдается в августе—сентябре.
Поскольку при построении связей на рис. 5.30 и 5.31 использовались
данные наблюдений на болотных массивах, расположенных в разных
районах зоны олиготрофных болот, они могут применяться для всех бо-
175
Пределы изменения среднесуточных
центральной части Западно-Сибирской равнины
Глубина, см	I	II	III	IV	V	VI
40	0,8— (—0,2)	0,4—(—1,5)	0,2— (—1,4)	(—0,3) —0,2	(—0,1)—0,6	(—0,5)—11,3
60	1,0—0,3	0,7—0,0	(—0,2) —0,4	(—0,2) —0,3	(—0,2) —0,3	(—0,2)—1,6
80	1,3—0,6	1,0—0,3	0,2—0,7	0,1—0,3	0,1—0,3	0,0—0,9
120	2,2—1,2	1,9—1,0	1,4—0,8	0,6—1,2	0,6—1,2	0,4—1,2
160	2,4—1,8	2,4—1,4	2,2—1,3	1,1—1,9	1,0—1,8	0,9—1,4
370	2,6—3,4	3,3—2,9	3,3—2,4	3,4—2,3	2,1—3,1	1,9-3,0
			Пределы изменения среднесуточных			температур Болото
Глубина, см	I	II	ш	IV	V	VI
40	2,0—1,1	1,6—0,8	1,3—0,7	0,6—3,6	0,6—8,6	5,9—13,3
60	3,1—1,8	2,3—1,5	2,0—1,2	2,3—1,1	1,1—6,9	4,6—11,1
80	4,6—2,7	3,5—2,2	3,4—1,9	1,7—2,9	1,6-6,2	3,7—9,5
120	5,6—3,7	4,4—3,2	3,7—2,8	3,2—2,5	2,4—4,4	3,1—6,7
160	6,6—4,9	5,6—4,3	4,8—3,9	4,3—3,8	3,3—4,2	3,4—5,6
240	7,0—5,8	6,5—5,4	5,9—5,1	5,4—4,7	5,1—4,4	4,4—5,0
320	7,4—6,2	7,3—6,1	• 7,2—5,8	7,0—5,6	6,8—5,3	6,6—5,2
лотных массивов этой зоны, за
исключением участков болот
с остаточной мерзлотой. Воз-
можность распространения по-
лученных эмпирических связей
подтверждается также и дан-
ными температурных наблюде-
ний на болотах ЕТС (болото
Ламмин-Суо), представленны-
ми на рис. 5.31.
Для характеристики темпе-
ратурного режима более глу-
боких слоев торфяной залежи
на основе анализа и обобще-
ния всего имеющегося ма-
Рнс. 5.30. Связь среднедекадной тем-
пературы поверхности торфяной зале-
жи с температурой воздуха. Сургут-
ское Полесье.
1 — 1967, 1968 гг., 2 — 1969, 1970 гг.
176
Таблица 5.14
температур торфяной залежи болот
(зона выпуклых олиготрофных болот)
VII	VIII	IX	X	XI	XII
(-0,2) —15,0	14,3—2,3	9,6—1,8	6,7—1,3	8,7—0,4	2,2—0,0
(-0,2) —8,5	9,1— (-0,2)	8,2—0,0	5,7—1,8	4,4—0,8	2,3—0,7
(-0,1) —5,9	7,9-(-0,1)	7,0—0,1	5,3—2,0	3,6—1,0	1,5—0,9
0,4—3,9	6,1—0,4	6,3—0,6	5,5—1,8	4,9—1,6	3,6—1,5
0,9—2,7	0,8—4,7	1,0—5,0	1,8—4,7	2,1—4,7	3,9—2,1
1,9—2,9	1,9—3,0	1,9—2,8	2,0—3,2	2,3—3,2	3,2—2,5
		9		Таблица 5.15	
торфяной залежи олиготрофных болот ЕТС. Ламмин-Суо					
VII	VIII	IX	X	XI	XII
10,4—15,3	14,9—11,0	14,1—8,1	10,4—4,6	7,8—2,3	3,8—1,6
9,1—13,4	13,4—10,5	12,8—9,1	10,8—5,9	8,1—3,4	5,3—2,4
7,6—12,0	9,8—12,5	12,1—9,2	11,2—6,9	9,0—4,5	6,9—3,3
5,8-9,1	7,8—10,2	10,2—8,8	9,8—7,5	8,7—5,8	7,4—4,5
4,7—7,4	6,3—8,4	7,4—8,6	8,6—7,4	8,3—6,5	7,7—5,6
4,4—5,6	5,0—6,4	5,7—7,0	6,4—7,3	6,5—7,4	7,3—6,2
5,1—6,6	5,2—6,8	5,4—7,1	5,6—7,4	5,9—7,6	6,1—7,8
териала наблюдений на болотах рассматриваемой территории составлена
таблица пределов изменения среднесуточных температур за каждый ме-
сяц (табл. 5.14). Эти данные позволяют с достаточной для практики точ-
ностью характеризовать пределы изменения температуры торфяной за-
лежи в течение года на болотных массивах центральной части Западно-
Сибирской равнины, за исключением болотных массивов или их отдель-
ных участков с остаточной мерзлотой.
Сравнение пределов изменения температур, приведенных в табл. 5.14,
с аналогичными данными по болотам ЕТС (табл. 5.15), расположенных
на тех же широтах, показывает, что торфяная залежь олиготрофных бо-
лот Западной Сибири имеет более низкую температуру, чем европейские
болота того же типа. Последнее является следствием более суровых кли-
матических условий Западной Сибири, где зона выпуклых олиготрофных
болот полностью расположена на территории со среднегодовой темпера-
турой воздуха ниже 0°С.
5.3.3.	Температурный режим болот южной части равнины. Темпера-
турный режим болот южной части равнины, расположенной на террито-
рии с положительной среднегодовой температурой воздуха, характеризу-
ется относительно глубоким (до 70 см) проникновением нулевой изотер-
мы, интенсивным нарастанием температур в весенний период и более ран-
ним, чем в центральной части, наступлением максимальных температур.
Изучение температурного режима низинной торфяной залежи болот, как
177
I___I____l—l______I 1 I I I I I I
0	2	4	6 в 10 12 14 16 18 20 b10°Z
Рис. 5.31. Связь между среднедекадными температурами на разных глубинах деятельного слоя болот. Сургутское Полесье.
1 — май; 2 —июнь; 3 — июль; 4 — август; 5—сентябрь; 6 и 7 — соответственно на подъеме и спаде температуры воздуха на болоте Ламмнн-Суо (ЕТС).
уже отмечалось выше, ведется Тюменской болотной гидрометеорологи-
ческой станцией на Тарманском массиве с 1961 г. Комплект ко-
ленчатых и вытяжных термометров установлен в осоково-гипновом мик-
роландшафте, краткое описание которого приведено в приложении 1.
На этом же массиве в 1958—1959 гг. экспедицией ГГИ проводились
наблюдения за температурой торфяной залежи с помощью термистров, а
над температурой поверхности болота — с помощью термопауков [136].
Рис. 5.32. Суточный ход температуры торфяной залежи в осоково-гипновом микро-
ландшафте. Тарманский болотный массив. 1958 г.
/—температура поверхности торфяной залежи; 2, 3, 4, 5, 6, 7 и 8 — соответственно иа глубинах 5,
10, 15, 20, 40, 80 и 120 см.
На рис. 5.32 показан суточный ход температуры на разных глубинах
торфяной залежи в летний период очень сухого 1958 г., когда уровни на
болоте были очень низкими и в осоково-гипновом микроландшафте нахо-
дились в 100 см от поверхности болота. Несмотря на сухое и жаркое ле-
то глубина распространения суточных колебаний температуры была не-
велика и составляла, как и на болотных массивах центральной части рав-
нины, около 30 см.
С глубиной прослеживается резкое уменьшение амплитуды колебаний
температуры, особенно в верхнем 5-сантиметровом слое, где разница
между амплитудами достигает 30°С (табл. 5.16). Градиенты температу-
ры в этом слое в отдельные дни превышают 4°С. Величины суточных ам-
179
00
Т а б л и ц а 5.16
Время наступления (числитель) н значения (знаменатель) экстремальных температур на различных глубинах в течение
отдельных суток. Тарманский болотный массив, осоково-гипновый микроландшафт. 1958 г.
	Максимальная температура» СС					Минимальная температура				°C	Амплитуда				
Дата	глубина, см														
	поверх- ность	5	10	15	20	поверх- ность	5	10	15	20	поверх- ность	5	10	15	20
12/VII	9	14	17	17	19	0	2		9	9	9	21,2	2,7	1,5	0,6	0,2
	33,9	17,8	15,8	15,0	13,1	12,7	15,1	14,3	14,4	12,9					
13/VII	13	13	17	23	23	4	6	6	10	16	31,5	3,8	1,7	1,7	1,5
	38,5	17,5	15,5	15,7	13,6	7,0	13,7	13,8	14,0	12,1					
14/VII	10	14	16	18	20	1	6	7	7	11	24,1	3,7	2,0	1,0	0,2
	36,8	17,9	15,8	15,1	12,8	12,7	14,2	13,8	14,1	12,6					
26/VII	12	13	16	17	18	2	2	6	6	11	17,4	5,7	1,7	0,5	0,3
	32,8	21,5	17,1	15,2	14,0	15,4“	15,8	15,4	14,7	13,7					
9—10/VIII	12	17	19	21	4	3	7	9	10	14	30,6	3,1	1,2	0,9	0,6
	35,5	16,6	14,8	14,3	13,6	4,9	13,5	13,6	13,4	13,0					
10—11/VIII	12	15	20	21	23	2	6	8	11	12	32,8	2,9	1,3	0,8	0,4
	38,3	16,9	15,1	14,5	13,1	5,5	14,0	13,8	13,7	13,2					
Среднее запаздывание наступления максималь- ных температур с уве- личением глубины, ч	0	3	7	8	10	0	3	5	6,5	10					
Примечание. Уровни болотных вод в период наблюдений находились на глубине около 1,0 м от поверхности болота.
плитуд температуры на различных глубинах (табл. 5.16) оказались зна-
чительно меньше соответствующих амплитуд на олиготрофных болотах
(табл. 5.11). Последнее свидетельствует о более низкой температуропро-
водности торфяных залежей евтрофных болотных микроландшафтов
(табл. 5.17).
Таблица 5.17
Значения коэффициентов температуропроводности деятельного слоя
торфяной залежи.
Тарманский болотный массив. Осоково-гипновый
микро ландшафт. 1958 г.
Дата	Глубина горизонтов от поверхности» см		
	0-5	5—10	10-15
12/VII	0,00021	0,00236	0,0074
14/VII	0,00026	0,00236	0,0019
9—10/VIII	0,00017	0,00094	0,0455
10—11/VIII	0,00015	0,00132	0,0171
Максимум в годовом ходе температуры на рассматриваемых болотах
(на глубинах до 40 см), как и на массивах зоны выпуклых олиготрофных
болот, приходится на июль (рис. 5.33). Наступление минимума темпера-
туры наблюдается в феврале — марте, т. е. на три-четыре месяца позже,
чем на болотах Среднего Приобья. Годовые амплитуды колебания тем-
пературы на разных глубинах торфяной залежи изменяются от 15,9°С на
глубине 20 см до 4,2°С на глубине 160 см (табл. 5.18). По величине они
близки к значениям амплитуд на соответствующих глубинах олиготроф-
ных болот (см. табл. 5.13) и значительно меньше, чем на минеральных
почво-грунтах.
Таблица 5.18
Дата наступления и значения максимальной среднесуточной температуры
на различных глубинах торфяных и минеральных почво-грунтов.
Бассейн р. Туры. 1958 г.
Глубина, см	Болото (осоково-гипновый микро- ландшафт)				Суходол				лс лб
	дата	темпе- ратура, °C	запаздыва- ние на- ступления максимума с увеличе- нием глу- бины, сутки	годо- вая ам- плиту- да, лб	дата	темпе- ратура, °C	запаздыва- ние на- ступления максимума с увеличе- нием глу- бины, сутки	годовая амплитуда, ^с	
20	23/VII	13,9	21	15,9	22/VII	19,5	19	22,1	1,4
40	23/VII	12,2	21	12,7	22/VII	17,4	19	19,4	1,5
60					23/VII	15,7	20	16,6	
80	9/VIII	8,9	38	8,2	24/VII	14,4	21	14,7	1,8
120					20/VIII	12,8	36	12,4	
160	8/IX	6,4	68	4,2	28/VIII	11,6	44	10,6	2,5
240					1/IX	9,6	48	7,7	
181
Пределы изменения среднесуточных температур торфяной залежи болотных
Глубина, см	I	II	Ш	IV	V	VI	
40	—1,8—1,0	—2,3—0,5	—1,6—0,3	—0,6—0,2	—0,2—8,8	—0,2—13,8	
80	0,7—2,9	0,3—2,3	0,1—1,9	0,1—1,6	0,1—4,2	0,2— 9,0	
160	2,9—4,6	2,5—3,8	2,3—3,4	2,0—3,1	2,0—2,8	1,8— 4,8	
Для характеристики изменения температурного режима верхнего слоя
торфяной залежи рассматриваемых болот при разных метеорологических
условиях на рис. 5.34 приведен график колебания температуры (средне-
декадные значения) на глубинах 20 и 40 см в сухой 1962 г. ( 2Хг0д=
= 277 мм) и влажный 1971 г. (2ХГОД = 504 мм). По температурным услови-
ям теплого периода эти годы характеризуются следующими величинами:
в 1962 г. сумма положительных средне-суточных температур составляла
2406°С, в 1971 г. — 2238°С при норме 2344°С. Несмотря на некоторые раз-
личия в метеорологических условиях рассматриваемых лет существен-
ных расхождений в температурном режиме верхнего слоя торфяной за-
лежи в эти годы не наблюдалось, что указывает на относительную ста-
бильность температурного режима торфяных грунтов. Принимая во вни-
Рис. 5.33. Годовой ход среднедекадных температур торфяной залежи в осоково-гипно-
вом микроландшафте. Тарманскнй болотный массив. 1968 г.
1 — температура поверхности торфяной залежи; 2, 3, 4, 5, 6, 7 н 8 — соответственно на глубинах 5,
10, 15, 20, 40, 80 и 120 см.
182
Т аб л и ц а 5.19
массивов зоны евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот
	VII	VIII	IX	X	XI	XII
	1,0-15,2	7,4—14,6	5,0—13,2	1,8—8,8	0,7—3,9	—0,6—1,8
	0,2—11,9	4,1—11,9	6,3—10,7	3,4-9,1	2,2—5,7	1,4—3,9
	1,8- 6,7	2,2— 7,7	4,3— 7,8	4,6—7,7	3,9-6,8	3,4—5,6
t°C
18 г
Рис. 5.34. Колебания среднедекадных значений температуры торфяной залежи на глу-
бинах 20 (1 и 3) и 40 (2 и 4) см соответственно в сухой 1962 г. и влажный 1971 г.
183
мание данные, приведенные в табл. 5.16, можно полагать, что это спра-
ведливо и для залежи глубже 5 см.
Для характеристики температурного режима более глубоких слоев
торфяной залежи болот южной части Западно-Сибирской равнины в
табл. 5.19 приведены пределы изменений среднесуточных температур, по-
лученные в результате обобщения материалов наблюдений на Тарман-
ском массиве за 10 лет. Эти данные в качестве первого приближения мо-
гут быть использованы при характеристике теплового режима торфяных
грунтов в осоково-гипновых, гипново-осоковых и грядово-мочажинных
микроландшафтах неисследованных массивов зоны евтрофных и мезо-
трофных осоково-гипновых болот.
5.4.	Промерзание торфяной залежи
Процесс промерзания грунта определяется рядом факторов: ходом
температур воздуха, изменением высоты и плотности снежного покрова,
тепловыми и водно-физическими свойствами грунта. В зависимости от
результирующего влияния этих факторов глубина промерзания болот в
районах с различными физико-географическими и климатическими усло-
виями существенно различается. Более того, в связи с большой изменчи-
востью в пределах территорий болотных систем водно-физических свойств
деятельного слоя торфяной залежи промерзание различных участков бо-
лот, при одних и тех же климатических условиях, происходит по-разно-
му. На Западно-Сибирской равнине, характеризующейся большим разно-
образием физико-географических и климатических условий, можно про-
следить лишь некоторую тенденцию уменьшения глубины промерзания
болот с севера на юг, обусловленную повышением среднегодовой темпе-
ратуры при одновременном весьма большом разнообразии условий и ха-
рактера промерзания в различных типах болотных систем и болотных
микроландшафтов.
Помимо перечисленных выше факторов на интенсивность процесса
промерзания определенное влияние оказывают большие теплозапасы тор-
фяной залежи и соответственно подток тепла к границе промерзания из
более глубоких слоев грунта. В зоне многолетней мерзлоты, где теплоза-
пасы залежи весьма малы и обусловлены лишь сезонной аккумуляцией
тепла в летний период года, где подток тепла отсутствует, промерзание
болот идет весьма быстро с наступлением отрицательных температур.
В центральной и южной частях Западно-Сибирской равнины подток теп-
ла к нижней границе промерзания из более глубоких слоев в значитель-
ной мере замедляет процесс промерзания торфяной залежи и уменьшает
максимальную глубину сезонного промерзания.
Наблюдения за промерзанием болот Западно-Сибирской равнины в
настоящее время проводятся в северной ее части, в районе Сибирских
Увалов (болотный пост Нумто); в центральной части — в Сургутском
Полесье (экспедиция ГГИ) и в южной части равнины — в бассейне
р. Туры (Тюменская болотная гидрометеорологическая станция). Сведе-
ния о периоде наблюдений приведены в табл. 1.1.
Промерзание болот начинается одновременно с наступлением отри-
цательных температур воздуха. Начальная фаза его достаточно детально
рассмотрена в ряде работ (65, 171, 203) по материалам наблюдений на
болотах ЕТС и частично Западной Сибири. Поскольку болота Западной
Сибири по своему строению очень мало отличаются от европейских болот
184
Рис. 5.35. Карта средних дат перехода среднесуточной температуры воздуха через 0°С.
1 — осенью, 2 — весной.
в соответствующих физико-географических условиях, приведенные в этих
работах, описания процесса промерзания полностью можно отнести к си-
бирским болотам. Следует, однако, отметить, что существующая в систе-
ме Гидрометслужбы СССР методика наблюдений за промерзанием болот
не позволяет достаточно надежно зафиксировать начальный момент про-
мерзания торфяной залежи. Поэтому при практических расчетах за дату
н см
80
60
20

начала промерзания приходится принимать
дату устойчивого перехода температуры воз-
духа через 0°С, определяемую по рекоменда-
циям, приведенным в разд. 8. При более
приближенных расчетах'за дату начала про-
мерзания болот может быть принята дата пе-
рехода температуры воздуха через 0°С, публи-
куемая в справочниках по климату. Однако
следует иметь в виду, что в отдельных болот-
ных микроландшафтах, например в проточных
топях и топях выклинивания, начало промер-
зания может наступать значительно позже
в связи с повышенной проточностью болот-
ных вод на этих участках. В зоне многолетней
мерзлоты болота начинают промерзать в кон-
———|це сентября — первых числах октября (рис.
60	5.35).
Осенью и в начале зимы, когда высота
снежного покрова, как правило, еще очень
мала, промерзание болот в этой зоне проис-
ходит с достаточно большой интенсивностью
(1,0—1,5 см/сутки), и при небольшой толщи-
не оттаявшего за летний период грунта (40—
60 см), уже к концу ноября — началу декабря наблюдается смыкание
промерзающего верхнего слоя со слоем многолетней мерзлоты. Время
О 2Q щ
Рнс. 5.36. Связь глубины
промерзания торфяной зале-
жи с суммой отрицательных
среднесуточных температур
воздуха. Болотный массив в
зоне многолетней мерзлоты.
этого слияния неодинаково как по территории, так и по времени — от года
к году, что обусловлено различными глубинами сезонного оттаивания и
разными метеорологическими условиями конкретных лет. Приближенное
определение дат смыкания верхнего мерзлого слоя торфяной залежи
с многолетнемерзлыми грунтами, выполненное с помощью графиков свя-
зи глубины промерзания с суммой отрицательных температур воздуха
(рис. 5.36), показало, что в районе пос. Тазовского наиболее ранний
срок приходится на третью декаду ноября, а наиболее поздний — на
первую декаду января. На болотах района Сибирских Увалов слияние
слоя сезонного промерзания с многолетней мерзлотой происходит зна-
чительно позже: наиболее позднее — в третьей декаде января (табл. 5.20).
На юге северной части равнины встречаются участки болот, где мно-
голетняя мерзлота залегает на значительной глубине и поэтому практи-
чески не влияет на процесс их промерзания. Увеличение толщины промер-
зшего слоя торфяной залежи на таких участках происходит в течение
всей зимы.
В центральной и южной частях Западно-Сибирской равнины, несмот-
ря на значительные различия в типах болотных микроландшафтов и ре-
жиме водного питания, имеется много общего в процессе промерзания,
поскольку здесь повсеместно отсутствует многолетняя мерзлота. Значи-
тельная протяженность этой территории с севера на юг обусловливает
большое различие в датах начала промерзания болот, что хорошо иллю-
186
Т а б л и ц а .5.20
Глубины промерзания (см) деятельного (талого) слоя болот
в зоне многолетней мерзлоты
Зима
20/1	31/1	10/1I
Сфагново-кустарничково-лишайниковый микроландшафт
1968-69 г.
1969-70
1970-71
1971-72
Сфагново-осоково-шейхцериевый микроландшафт
1968-69
1969-70
1970-71
1971-72
2
10
14
21
16
16
22
19
35
19
29
20
21
32
32
27
38
34
48
32
42
50
37
46
54
42
46
63
49
58
73
58
73
85
стрируется изолиниями средних дат начала промерзания торфяной зале-
жи (рис. 5.36). На карте видно, что наиболее раннее промерзание болот
наблюдается в северо-восточной части территории, наиболее позднее —
в юго-западной. Различная обводненность деятельного слоя благодаря
неровной, обычно кочковатой поверхности болота (высота кочек и мохо-
вых подушек в отдельных микроландшафтах достигает 50—60 см) явля-
ется причиной большой изменчивости глубин промерзания в различных
элементах микрорельефа, особенно в начальный период промерзания [18].
Получить достаточно надежную осредненную по микроландшафту глу-
бину промерзания для указанного периода обычно трудно, так как для
этого необходимо иметь большое количество точек измерений. Согласно
приведенным в работе [18] данным, коэффициент вариации глубин про-
мерзания в сфагново-кустарничково-пушицевом микроландшафте, при
средней глубине 8,2 см, равен 0,36, а среднее квадратическое отклонение
составляет 2,9 см. При малой глубине промерзания, наблюдающейся в
начале нарастания мерзлого слоя, коэффициенты вариации, очевидно,
увеличатся. Более того, при столь значительной изменчивости глубин
промерзания по элементам микрорельефа средняя величина ее будет ма-
ло отражать действительное состояние промерзания торфяной залежи на
болоте, так как на одних микроучастках промерзший слой может быть
значительным, а на других — практически может отсутствовать. Поме-
ре увеличения глубины промерзания торфяной залежи различия в тол-
щине промерзшего слоя как по площади отдельных микроландшафтов,
так и по болотному массиву в целом постепенно сглаживаются, хотя и
сохраняются участки (внутриболотные топи) с глубиной промерзания
значительно меньшей, чем в других прилегающих к ним микроландшаф-
тах. Последнее связано с отепляющим влиянием сосредоточенных фильт-
рационных потоков болотных вод, выклинивающихся на поверхность из
глубоких слоев залежи. По мере увеличения высоты снежного покрова
187
интенсивность нарастания мерзлого слоя постепенно снижается, что хо-
рошо видно из рис. 5.37, на котором показана связь толщины промерзше-
го слоя с суммой отрицательных температур воздуха. На этих графиках
четко выделяются две линии связи, соответствующие периодам интенсив-
ного и замедленного промерзания болот. Для центральной части равни-
ны переход от первого периода ко второму приходится в среднем на вто-
рую половину ноября (при Е ( —0=300°С), а для южной ее части — на
первую половину декабря (при 2 ( — /)=250°С). В работе [203] эти пе-
риоды для некоторых районов выделяются по высоте снежного покрова:
первый из них назван осенним бесснежным, соответствует высоте снеж-
ного покрова до 10 см, второй — зимний,— соответствует высоте снега бо-
Рис. 5.37. Связь глубины промерзания с суммой отрица-
тельных температур воздуха. Зима 1971-72 г.
1 — болотный массив в центральной части равнины, 2 — болотный
массив в южной части равнины.
лее 10 см. Однако, согласно С. А. Чечкину [203], этот критерий разделения
промерзания болотных массивов на два периода неприемлем для всех
типов болот разных географических районов, поскольку на интенсивность
их промерзания значительное влияние оказывает также степень увлаж-
ненности торфяной залежи перед началом ее промерзания. На основе за-
висимостей вида Hnp=f (2 —t), построенных по данным наблюдений
(рис. 5.37), в качестве первого приближения для центральной части рав-
нины за осенний период промерзания болот можно принять период с сум-
мой отрицательных среднесуточных температур воздуха до 300°С, а за
зимний период — с 2 ( — t) более 300° С; для южной ее части — соответст-
венно 250°С и более 250°С.
Интенсивность нарастания мерзлого слоя в мочажинах на болотных
массивах зоны выпуклых олиготрофных болот изменяется в осенний пе-
риод от 0,4 до 1,1 см/сутки (средняя 0,75 см/сутки), в зимний период от
0,1 до 2,3 см/сутки (средняя 0,29 см/сутки). В зоне же плоских евтроф-
ных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот промерзание
торфяной залежи происходит с несколько меньшей интенсивностью:
в осенний период — от 0,1 до 1,3 см/сутки (средняя 0,35 см/сутки), в зим-
ний период — от 0,1 до 1,0 см/сутки (средняя 0,22 см/сутки). Сравнение
этих данных с величинами, приведенными в работе [203] для болот ЕТС,
позволяет сделать вывод, что интенсивность промерзания болот, распо-
ложенных в центральной части Западно-Сибирской равнины, значитель-
188
но выше интенсивности промерзания соответствующих болот ЕТС, осо-
бенно в зимний период. Исключение составляют лишь болота Печерско-
Онежской провинции олиготрофных грядово-мочажинных комплексов,
где средняя интенсивность нарастания мерзлого слоя в осенний период
несколько больше.
Анализ упомянутых выше зависимостей показывает (рис. 5.37), что
в осенний период на болотах рассматриваемой территории образуется
мерзлый слой, толщина которого составляет 40—45% общей глубины про-
мерзания.
Как уже отмечалось выше, к концу зимнего периода максимальная
глубина промерзания торфяной залежи в разных болотных микроланд-
Рис. 5.38. Хронологический график хода промерзания торфяной залежи Н, вы-
соты снежного покрова h и суммы отрицательных температур S (—t) в грядово-
мочажинном комплексе (на мочажине) за зиму 1971-72 г.
1 —• болотный массив центральной части равнины; 2 — болотный массив южной части
равнины.
шафтах различна, что обусловлено неодинаковыми водно-тепловыми
условиями деятельного слоя. Поэтому полную характеристику промерза-
ния какого-либо конкретного болотного массива можно получить лишь
при наличии сведений о промерзании торфяной залежи в составляющих
его болотных микроландшафтах. Следует иметь в виду, что в однотипных
микроландшафтах максимальная глубина промерзания изменяется от
года к году в связи с изменением условий промерзания торфяной залежи
(температуры воздуха, высоты и плотности снежного покрова, увлажнен-
ности залежи перед началом промерзания и т. д.). На рис. 5.38 приведен
хронологический график хода промерзания торфяной залежи на болот-
ных массивах центральной и южной частей Западно-Сибирской равнины.
Как видно из графика, в промерзании этих массивов в один и тот же
год имеются существенные различия. Данные наблюдений за промер-
занием болот центральной и южной частей равнины показывают, что
в большинстве случаев максимальная глубина промерзания болот, рас-
положенных в южной части, меньше, чем в северной. Однако в отдель-
ные годы эти глубины близки между собой. Это свидетельствует о том,
189
что при более тонком снежном покрове в южных районах достаточно
иметь меньшую сумму отрицательных температур, чтобы получить ту же
глубину промерзания.
Наблюдения за промерзанием болотных микроландшафтов различ-
ных типов указывают на большую изменчивость глубин промерзания по
площади микроландшафта. Поэтому даже осредненные из четырех изме-
рений глубины промерзания в отдельных случаях отклоняются от общей
тенденции их изменения, чем в значительной степени объясняется разброс
точек на графиках связи соответственных глубин промерзания в различ-
Рис. 5.39. Связь соответственных глубин промерзания торфяной
залежи в грядово-мочажинном комплексе. Усл. обозначения см.
на рис. 5.38.
ных болотных микроландшафтах (рис. 5.39). Аналогичные связи, постро-
енные и для других микроландшафтов, показали, что коэффициент кор-
реляции в них колеблется от 0,80 до 0,95, а средняя квадратическая
сшибка — от 5 до 12 см.
Связи глубин промерзания мочажин в грядово-мочажинном комплек-
се с глубинами промерзания торфяной залежи в других болотных микро-
ландшафтах выражаются линейной зависимостью:
Hj=aHu + b.	(5.16)
Для зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот Нм — глуби-
на промерзания (см) мочажин в грядово-мочажинных микроландшафтах
верховой группы (мочажины сфагново-шейхцериевые, сфагново-осоково-
шейхцериевые, сфагново-пушицевые); Hj — глубина промерзания (см);
в /-том микроландшафте.
190
Для зоны плоских евтрофных и мезотрофных (сфагново-гипновых и
лесных) болот 77м —глубина промерзания (см) мочажин грядово-моча-
жинных комплексов низинной группы (мочажины гипново-осоковые);
Hj— глубины промерзания (см) в /-том микроландшафте. Значения а
и b приведены в табл. 5.21.
Т а б л и ц а 5.21
Значение коэффициентов а и Ь в зависимости (5. 16)
Микроландшафты зоны олиготрофных (сфагновых болот)	а	Ъ см	Микроландшафты зоны евтрофных и мезотрофных (осоково-гнпновых и лесных) болот	а	S
Сфагново-кустарничково-сосновый			Осоковый кочкарник		
КОЧКИ	0,85	4	кочки	1	20
западины	0,76	0	западины	0,87	2
Грядово-озерковый			Осоково-гипновый		
повышения на грядах	0,80	4	кочки	1	20
западины на грядах	0,58	2	западины	0,95	1
Грядово-мочажииный			Грядово-мочажинный		
гряда	0,71	3	гр яда	1,02	0
			Мозаичный гипново-осоковый	0,95	0
В табл. 5.22 приведены глубины промерзания торфяной залежи на ко-
нец зимнего периода для различных болотных микроландшафтов, полу-
ченные в результате обобщения данных наблюдений за промерзанием
западно-сибирских болот.
Непосредственный перенос характеристик промерзания, полученных
на каком-либо болотном массиве, на другие массивы, даже однотипные,
без учета конкретных метеорологических условий невозможен. Поэтому
оценка промерзания совершенно неисследованных болот, занимающих в
Западной Сибири обширные пространства, должна основываться на рас-
чете глубины промерзания по метеорологическим данным.
Методике расчета промерзания минеральных почво-грунтов на осно-
ве решения уравнения теплопроводности посвящен ряд работ советских
и зарубежных ученых. В последние годы в практику расчетов внедряются
физические методы, основанные на использовании ЭВМ [66]. Однако
требующаяся для них исходная информация часто не может быть по-
лучена вследствие большой изменчивости структуры деятельного слоя
болот и связанных с ней водно-тепловых свойств, по которым нет данных.
Физически наиболее обоснованными для расчета глубины промерза-
ния болот по метеорологическим данным являются формулы, полученные
по теоретическим зависимостям А. Ф. Печкуровым и М. А. Каплан [155], а
также А. П. Доманицким [171]. В этих формулах помимо основных фак-
торов промерзания — температуры воздуха и высоты снежного покро-
ва — учитываются водно-тепловые свойства промерзающего слоя и
теплопроводность снежного покрова. В работе [203] показано, что для
практического использования наиболее удачной является формула
А. П. Доманицкого [171], имеющая следующий вид:
-----------^-(т-то)+До2 + 2ЯолФ--лФ!’’ (5Л7)
* ' /* *с--о и	**с
191
где Н — глубина промерзания торфяной залежи на момент времени т;
Но — глубина промерзания торфяной залежи в начальный момент вре-
мени то; h — высота снежного покрова на поверхности болота, см; Хм, Лс—
соответственно теплопроводность промерзшего слоя и снежного покрова,
кал/ (см • с *° С); Т — температура поверхности снега, принимаемая равной
температуре воздуха, °C; Wo — содержание воды в единице объема зале-
жи, г/см3; б — скрытая теплота плавления, приближенно равная
80 кал/г.
Таблица 5.22
Глубины промерзания торфяной залежи в различных болотных микроландшафтах
на конец зимнего периода
Микроландшафт	Элемент микрорельефа	Глубина промерзания, см		
		наибольшая	наимень- шая	средняя
Зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Период наблюдений 1967—1972 гг.				
Сфагно во-кусТ ар ничково-сосновый	Повышение	70	42	56
	Понижение	60	32	48
Гр я дово-мочажннный	Мочажина	76	36	64
	Гряда	66	41	54
Грядово-озерковый (гряда)	Повышение	66	42	53
	Понижение	49	23	41
Зона плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот.
Период наблюдений 1960—1972 гг.
Осоковый кочкарник	Кочка Понижение	91 71	56 30	68 46
Осоково- гип но вый	Кочка	92	55	68
	Понижение	82	30	44
Грядово-мочажинный	Гряда	88	28	44
	Мочажина	86	28	43
Мозаичный гипново-осоковый	Понижение	76	27	41
Зависимость(5.17)была принята при разработке расчетной схемы опре-
деления промерзания неисследованных болот Западной Сибири по мете-
орологическим данным [18]. Однако в связи с трудностью, а подчас и с не-
возможностью определения изменяющихся во времени параметров, вхо-
дящих в эту формулу (в частности, величин тепловодности промерзше-
го слоя и содержания воды в единице объема торфяной залежи), потре-
бовалось найти такой вариант расчета, при котором указанные характе-
ристики могли бы быть приняты с постоянными значениями. Такому усло-
вию удовлетворяют участки болот с мало изменяющейся влажностью, к
которым относятся сильно обводненные мочажины грядово-мочажинных
комплексов. Практически постоянная влажность деятельного слоя моча-
192
жин обусловливает малую изменчивость его коэффициента теплопровод-
ности. Поэтому при расчетах глубины промерзания мочажин величины
их коэффициента теплопроводности и объемной влажности можно счи-
тать постоянными. При расчетах глубины промерзания других элементов
микрорельефа поверхности болот (гряд, кочек, западин) этого делать
нельзя. Коэффициент теплопроводности промёрзшего слоя мочажин
принят равным 46-10~4 кал/(см • с  °C), а объемная влажность —
0,9 г/см3.
Теплопроводность снежного покрова определяется по формуле Янсо-
на [171]:
- 0,00005 + 0,0019с? -- 0,006d4,	(5.18)
где d — величина плотности снега, г/см3.
Рис. 5.40. Связь между измеренными и вычисленными
глубинами промерзания болот центральной части
равнины.
По данным наблюдений метеорологических станций, расположенных
вблизи пунктов измерения глубины промерзания болот, по формуле
(5.17) были вычислены толщины мерзлого слоя на мочажинах грядово-
мочажинного комплекса па конец каждой декады и сравнены с данными
измерений (рис. 5.40). Разброс точек на графиках связи измеренных и
вычисленных величин оказался большим, что можно объяснить не только
погрешностями расчета, но и большой изменчивостью самой измеряемой
величины, о чем уже говорилось выше. Коэффициент корреляции связи
вычисленных и измеренных глубин промерзания торфяной залежи для
болот центральной части равнины оказался равным 0,84±0,021, для юж-
ной части — 0,80±0,03. Таким образом, расчет глубины промерзания об-
водненных мочажин по формуле (5.17) дает среднюю квадратическую
ошибку ±9 см. Использование в расчетной практике при наличии эмпи-
7 Зак.
193
рических связей между глубинами промерзания в различных болотных
микроландшафтах и на разных элементах микрорельефа формулы (5.16)
позволяет подойти к оценке промерзания залежи на любом участке бо-
лотного массива. Для этого на основе данных метеорологических наблю-
дений станции Сургут по зависимости (5.17) вычислены глубины промер-
зания мочажин грядово-мочажинных комплексов за 60-летний период и
построены кривые обеспеченности глубин промерзания на первые числа
месяцев холодного периода, а также обеспеченности максимальных глу-
бин промерзания. Оказалось, что кривая обеспеченности максимальных
глубин промерзания близка к кривой обеспеченности толщин мерзлого
слоя на 1/IV (табл. 5.23). Большое сходство этих двух кривых свидетель-
ствует о том, что в апреле нарастание мерзлого слоя на болотах почти
прекращается.
Приведенные кривые позволяют определять глубины промерзания мо-
чажин любой заданной обеспеченности (в пределах восстановленного
ряда), а затем с помощью эмпирической зависимости (5.16) и соответст-
вующие глубины промерзания равной обеспеченности в других болотных
микролапдшафтах. Поскольку метеорологические условия, определяю-
щие глубину промерзания болот, значительно меняются по территории,
пользоваться данными, приведенными в табл. 5.23, для характеристики
промерзания болот в других районах Западно-Сибирской равнины нель-
зя. Для каждого конкретного болотного района необходимо получить
свои расчетные кривые обеспеченности глубин промерзания, построенные
по данным ближайшей метеорологической станции, имеющей длинный
ряд наблюдений.
Таблица 5.23
Глубины промерзания (различной обеспеченности) торфяной залежи болот, см.
Сургутское Полесье
Дата	Обеспеченное								т ь,	%			
	1	5	10	20	30	40	50	60	70	80	90	95	66
1/XI	27	19	16	12	10	8	7	5	4	2	1	0,5	0
1/XII	35	30	27	24	21	18	14	12	9	8	6	5	2
1/1	42	39	35	32	29	27	23	19	17	15	13	И	9
1/II	51	46	43	40	35	33	29	26	23	21	19	17	15
1/Ш	58	53	50	45	41	38	36	31	28	26	24	22	21
1/IV	62	58	55	51	47	43	39	35	33	31	27	25	23
Конец зимнего пе-													
риода	64	61	57	53	49	45	42	39	36	33	29	27	26
Оценка промерзания торфяной залежи па разных элементах микро-
рельефа в отдельных микроландшафтах в этом случае проводится также
на основе использования эмпирических связей глубин промерзания ви-
да (5.16).
Расчет промерзания болот по рассмотренной схеме с использованием
теоретической формулы (5.17) и эмпирической зависимости (5.16) весь-
ма трудоемок, если вычисление толщин мерзлого слоя ведется по суточ-
ным интервалам. В таких случаях расчет целесообразно вести с исполь-
зованием ЭВМ.
194
Для оценки глубины промерзания болот могут быть использованы и
менее трудоемкие, но более приближенные способы [203]. К их числу от-
носятся эмпирические связи глубин промерзания торфяной залежи с сум-
мой отрицательных среднесуточных температур воздуха. При этом обыч-
но используется связь типа H = f( |/£_/). Статистические параметры
таких связей, построенных для различных болотных микроландшафтов
ЕТС [203], показывают, что более тесной является зависимость
7/—Д  t) для осеннего периода (коэффициент корреляции г = 0,77),
когда снежный покров очень мал или совершенно отсутствует и основ-
ным метеорологическим фактором, определяющим глубину промерзания,
является температура воздуха. Для зимнего периода, когда интенсив-
ность процесса промерзания определяется не только температурой, но и
снежным покровом, коэффициент корреляции таких связей, согласно ра-
боте [203], в большинстве случаев не превышает 0,70. Относительно не-
высокие коэффициенты корреляции связей Н = [ (|/£ /), в частности и
для осеннего бесснежного периода, объясняются влиянием переменных
водно-тепловых свойств деятельного слоя торфяной залежи и в первую
очередь влажности его верхних горизонтов.
Влияние этого фактора на промерзание торфяной залежи почти ис-
ключается в условиях мочажин грядово-мочажинного комплекса, имею-
щих, как отмечалось ранее, мало меняющуюся влажность верхнего слоя.
Однако, несмотря на это, разброс точек на графиках связи Н —
построенных для мочажин, все же оказался достаточно велик (рис. 5.41
и 5.42), что объясняется в основном влиянием снежного покрова, кото-
рый не учитывается при построении этих зависимостей. Влияние снежно-
го покрова на глубину промерзания достаточно четко прослеживается на
рис. 5.42, из которого видно, что в годы с малой высотой снежного покро-
ва наблюдаются наибольшие глубины промерзания, а в годы с большой
7*
195
высотой снега — наименьшие.
Коэффициенты корреляции
связей, построенных с учетом
высоты снежного покрова, ко-
леблются от 0,83 до 0,92. При-
веденные эмпирические связи
могут быть использованы для
приближенной оценки промер-
зания торфяной залежи на
массивах зоны выпуклых оли-
готрофных (сфагновых) болот
(рис. 5.41) и на массивах зоны
евтрофных и мезотрофных осо-
ково-гипновых болот (рис.
5.42). При этом для перехода
от величины промерзания мо-
чажин грядово-мочажинного
комплекса к характеристике
Рис. 5.42. Связь глубины промерза-
ния торфяной залежи с суммой от-
рицательных среднесуточных темпе-
ратур воздуха при различной высоте
снежного покрова. Болотный массив
в зоне плоских евтрофных и мезо-
трофных (осоково-гипновых и лес-
ных) болот.
промерзания залежи других болотных микролапдшафтов используются
эмпирические зависимости вида (5.16).
5.5.	Оттаивание торфяной залежи
Оттаивание болот начинается практически одновременно с перехо-
дом среднесуточных температур воздуха через 0°С. В этот период оно
происходит как снизу за счет притока тепла из более глубоких слоев тор-
фяной залежи, так и сверху за счет притока тепла с талыми снеговыми
водами. Процесс таяния мерзлого слоя сверху несколько запаздывает по
отношению к началу оттаивания мерзлоты снизу, что обусловлено отсут-
ствием водоотдачи из снега в первые дни его таяния. По данным
С. А. Чечкина [203], средняя интенсивность оттаивания болот при нали-
чии снежного покрова составляет 0,53 см/сутки. Наиболее же быстрое
оттаивание деятельного слоя залежи наблюдается после схода снежного
покрова. В этот период, по данным того же автора, средняя интенсив-
ность оттаивания верхнего слоя торфа равна 0,76 см/сутки. Однако сле-
дует иметь в виду, что приведенные цифры лишь весьма приближенно ха-
рактеризуют соотношение интенсивности процесса оттаивания болот в
эти два периода, так как величина их оттаивания, особенно в начальный
период, обладает большой изменчивостью, которая существующей в на-
стоящее время методикой наблюдений практически не учитывается.
Поскольку высота снежного покрова на пониженных элементах мик-
рорельефа обычно больше, чем на повышенных, кочки и гряды на боло-
196
тах начинают оттаивать несколько раньше, чем западины и мочажины.
Вместе с тем полное оттаивание мочажин (западин) завершается рань-
ше, чем гряд (кочек), что объясняется в основном значительно большей
теплопроводностью деятельного слоя сильно обводненных мочажин по
сравнению с теплопроводностью рыхлого верхнего слоя гряд.
Полное оттаивание болот в центральной части Западно-Сибирской
равнины обычно наблюдается в первой декаде июля, в южной ее части —
в третьей декаде мая. Причем оттаивание мочажин происходит раньше
оттаивания гряд на олиготрофных болотах в среднем на 20—25 дней, на
евтрофных — па 5—10 дней.
В некоторые годы мерзлый слой, по наблюдениям на массивах зоны
выпуклых олиготрофных болот в микроландшафтах с хорошо развитым
микрорельефом (Лк>60 см), сохраняется до конца июля, а под отдель-
ными сфагновыми подушками и до конца теплого сезона.
Касаясь вопроса расчета оттаивания болот, следует отметить, что для
этого пока еще не разработаны теоретически обоснованные методы. Со-
здание таких методов связано с необходимостью решения системы урав-
нений теплопроводности, описывающих распределение тепла в 4-слойной
среде (снежный покров, верхний талый слой, мерзлый слой, нижний та-
лый слой) с граничными условиями на подвижных границах, что явля-
ется весьма сложной задачей. Последнее затрудняется и отсутствием
данных о пространственно-временных изменениях тепловых констант
Таблица 5.24
Зависимость Нот _= а |/ S (t) -у с для различных болотных
микроландшафтов
Микроландшафт	Элемент микрорельефа	Вид зависимости
Зона выпуклых олиготро( Сфагпово-к у снарничково-сосновый Грядово-мочажинный Грядово-озерковый	эных (сфагновых) Повышение Понижение Гряда Мочажина Гряда	болот Нт = 1,5 |/v7— 1 Нот = 1,2 Нт = 1,4 /2^—2 //от = 1,7 /2? Нт = 1,4 /2^
Зона плоских евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипновых	и лесных) болот	
Осоковый (кочкарник)	Кочка	Нт = 3
Осоково-гипновый	Понижение Повышение	Нт = 2,1 /2Г—4 Нот = 2,9/2?
Грядово-мочажинный	Понижение Гряда	Нот = 2,2/2/ —8 Нот = 2,2 И2?— Ю
Мозаичный гиппово-осоковый	Мочажина	Нот = 2,3/2^—10 Нот = 2,2 VU— 8
197
деятельного слоя болот. Поэтому в практике определения глубины отта-
ивания торфяной залежи болот применяются лишь косвенные способы.
Метод расчета оттаивания болот, предложенный С. А. Чечкиным [203]
основан на использовании некоторых статистических параметров, полу-
чаемых по фактическим многолетним данным. По сибирским болотам
таких материалов наблюдений за оттаиванием нет, поэтому указанный
метод в данном случае неприемлем.
Единственным путем определения рассматриваемой характеристики
для болот Западной Сибири в настоящее время является использование
эмпирических зависимостей между глубиной оттаивания торфяной зале-
жи и суммой среднесуточных температур воздуха. Поскольку построение
расчетных зависимостей вида //0T=f (|/ £f) может быть выполнено по
данным кратковременных наблюдений за оттаиванием болот, этот путь
определения глубины оттаивания по метеоданным весьма заманчив. Од-
нако слабой стороной его является недостаточно высокая точность рас-
чета (коэффициент корреляции связи Нт =[(|/’з^)составляет 0,84—0,90).
По материалам наблюдений за оттаиванием болотных массивов За-
падной Сибири построены зависимости типа ?/От== а	(где а и с —
эмпирические коэффициенты, зависящие от высоты и плотности снежного
покрова и теплофизических свойств промерзшего слоя), которые можно
использовать для расчета оттаивания торфяной залежи в зонах выпук-
лых олиготрофных, а также евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых
болот (табл. 5.24). Ввиду малого различия сроков полного оттаивания
торфяной залежи одинаковых элементов микрорельефа в разных болот-
ных микроландшафтах с помощью приведенных зависимостей
(табл. 5.24) можно получить характеристику оттаивания всего болотного
массива.
6
Тепловой
баланс болот
6.1.	Радиационный баланс болот
Как показали исследования В. В. Романова [171], Л. Г. Бавиной[11]
и некоторых других авторов, радиационный баланс болот отличается от
радиационного баланса суходольных территорий. По данным В. В. Рома-
нова [171], величина радиационного баланса болот в среднем на 10%
больше, чем суходолов. Т. А. Голубова [51] пришла к выводу, что в днев-
ные часы радиационный баланс на осушенном болоте с мощно развитым
травостоем на 10—12% больше, чем на суходоле, а в ночные часы су-
щественных различий нет. В период после покоса, а также при слабо раз-
витом травостое различия в радиационном балансе на суходоле и осу-
шенном болоте сглаживаются. Экспериментальные исследования,
проведенные в 1971 г. на верховом неосушенном болоте Ламмип-Суо (Ле-
нинградская область) и прилегающем суходоле (посадки сосны па пес-
ке), показали, что соотношение величин радиационного баланса па бо-
лоте и суходоле не остается постоянным. Так, например, в июле в пер-
вой серии наблюдений радиационный баланс на болоте был на 14%
меньше, чем на суходоле; в августе в четвертой и пятой сериях наблюде-
ний радиационный баланс на болоте на 10—13%, а в июле во второй се-
рии на 34% был больше, чем на суходоле. В то же время в июле в треть-
ей серии наблюдений радиационный баланс на болоте и суходоле совпа-
дал.
Различие в величинах радиационного баланса для разных типов бо-
лотных микроландшафтов может достигать 20%. В связи с этим пользо-
ваться общими картами элементов радиационного баланса [9, 16], по-
строенными по данным наблюдений на суходолах, для характеристики
радиационного баланса болот и заболоченных территорий можно только
при приближенных оценках.
Для более точной характеристики радиационного баланса болот
и особенно для использования его значений в расчетах испарения с бо-
лот, оттаивания болот необходимо иметь специальные карты элементов
радиационного баланса болот. Такие карты из-за отсутствия системати-
ческих актинометрических наблюдений на болотах до сего времени не
были составлены. Наблюдения за радиационным балансом болот и его
составляющими на Европейской территории Союза эпизодически про-
водились и проводятся на болотных станциях Тоома, Зеленогорск, Вильи
Горы, Барышевка. На территории Западной Сибири такие наблюдения
с 1958 г. проводятся в районах работ экспедиций ГГИ (Тюмень, Бара-
бинск, Урай, Нижневартовск, Тазовское, Пангода), и так как они прово-
дятся не систематически, то для построения карт месячных величин ра-
диационного баланса болот Западной Сибири за теплый период года
199
(апрель — октябрь) был использован расчетный метод с учетом экспе-
диционных наблюдений. Ввиду того, что поверхность болот в зимний пе-
риод покрыта снегом, заметных различий в величинах радиационного
баланса болот и суходолов в этот период не может быть. Поэтому для
холодного периода (ноябрь — март) значения радиационного баланса
для болот могут быть приняты по картам М. И. Будыко [9].
Радиационный баланс болот вычислялся по общеизвестной формуле:
/?-= Q (1 — А) —(6.1)
где — радиационный баланс болота; Q — суммарная солнечная радиа-
ция, приходящая на единицу горизонтальной поверхности; А — альбедо
болота, или отражательная способность поверхности болота для коротко-
волновой радиации; / — эффективное излучение болота, равное разнос-
ти собственного излучения поверхности болота и противоизлучения ат-
мосферы.
Величины Q и / рассчитывались по формулам, которые приведены
ниже. В результате сопоставления расчетных величин с данными наблю-
дений была получена необходимая поправка к расчетным величинам.
Значения альбедо принимались по данным измерений, выполненных
экспедициями ГГИ на различных типах болотных микроландшафтов За-
падной Сибири.
6.1.1.	Суммарная солнечная радиация. Поскольку суммарная солнеч-
ная радиация не определяется свойствами подстилающей поверхности,
при расчете радиационного баланса болот можно воспользоваться дан-
ными наблюдений за суммарной радиацией, получаемыми на сети акти-
нометрических станций. На территории Западной Сибири и сопредельных
с пей районов актинометрические наблюдения ведутся на станциях Сале-
хард, Турухапск, Октябрьское, Сытомино, Александровское, Высокая
Дубрава, Тобольск, Огурцово, Омск. Число этих станций недостаточно
для характеристики изменений суммарной радиации на столь обширной
территории. Поэтому для увеличения информации об этой характеристи-
ке были произведены расчеты суммарной солнечной радиации по наблю-
дениям на метеорологических станциях1. При этом средние многолетние
месячные значения суммарной солнечной радиации определялись по
формуле
Q- -- Qo (1—ап—Ьп2),	(6.2)
где Qo — суммарная радиация при условии безоблачного неба; п- сред-
немесячное значение общей облачности в долях единицы; а и b — число-
вые коэффициенты.
Средние широтные значения суммарной радиации при безоблачном
небе Qo и значения коэффициента а были взяты из работы [9]. Коэффи-
циент b для различных широт, меняющийся в узких пределах, был при-
нят постоянным, равным 0,38. Расчеты суммарной солнечной радиации
выполнены по 131 метеостанции.
Проведенная в работе [9] проверка точности расчета суммарной ра-
диации показала, что погрешность вычисления ее среднемесячных зна-
1 Карты месячных величин суммарной радиации, составленные коллективом авто-
ров под руководством М. И. Будыко [9] для всей территории СССР и других стран,
являются схематичными (изолинии проведены через 2 ккал/см2' месяц) и поэтому мало-
пригодны для использования в расчетах для относительно небольших по площади
участков.
200
чений составляет 8—10%, годовых — 3—4%. Для оценки величины
и знака поправки для территории Западной Сибири был построен гра-
фик связи между измеренной и рассчитанной суммарной радиацией для
всех упомянутых выше актинометрических станций Западной Сибири
(рис. 6. 1). Для построения графика использованы среднемесячные зна-
чения суммарной солнечной радиации, измеренные на актинометриче-
ских станциях за 11 лет и исправленные по рекомендациям 3. И. Пивова-
ровой [157], учитывающим неточность обработки часовых значений сум-
марной радиации. Расчет суммарной солнечной радиации по формуле
(6.2) приведен за этот же период. Из рис. 6.1 следует, что рассчитанная
Рис. 6.1. Связь между рассчитанными (<2р)и измеренными ((Qu3.1() величинами
суммарной радиации за период с апреля по октябрь.
а -по данным актинометрических станций: / — Салехард, 2—Туруханск, 3 — Енисейск,
4 -• Высокая Дубрава, 5 — Огурцово, 6 — Омск, 7 —Тобольск; б — но данным актиномет-
рических станций; 8 — Сытомиио, 9 — Александровское, 10 — Октябрьское. I — линия про-
ведена под углом 45° к координатным осям, II — линия проведена по центрам тяжести
поля точек.
суммарная радиация по всем вышеупомянутым актинометрическим
станциям в основном меньше измеренной.
Наибольшая поправка к вычисленным по формуле (6.2) значениям
Q относится к малым значениям суммарной радиации (до —20%). Для
больших значений суммарной радиации поправка достигает +15%, а
для суммарной радиации от 4 до 6 ккал/(см2 • месяц) опа практически
равна нулю. Установить, как изменяется поправка к рассчитанной сум-
марной радиации с изменением широты места, не удалось. Однако мож-
но заметить, что в центральной части Западно-Сибирской равнины
(рис. 6.16) по сравнению с северной и южной частями (рис. 6.1а) по-
правка к рассчитанной суммарной радиации несколько меньше и состав-
ляет — 0,5—1 ккал/см2 • месяц).
Неточность в расчетах суммарной солнечной радиации по формуле
(6. 2) обусловлена в основном неучетом облачности по ярусам. Большая
радиация, как известно, наблюдается не только при безоблачном небе,
но и при наличии облаков верхнего яруса. В последнем случае абсолют-
ные ошибки расчета наибольшие. При малых значениях радиации, что
характерно для сплошной облачности нижнего яруса, они наименьшие.
201
Значения суммарной радиации, рассчитанные по формуле (6.2) и
исправленные по рис. 6.1, приведены в приложении 18.
В теплый период (апрель — октябрь) наибольшая суммарная радиа-
ция отмечается в июне и июле, особенно она велика на севере и юге За-
падно-Сибирской равнины (17—19 ккал/(см2 • месяц)). Наименьшие ее
значения отмечаются в октябре: от 4—6 ккал/ (см2 • месяц) на крайнем
юге до 1—2 ккал/(см2-месяц) на севере. Очень быстрое нарастание сум-
марной солнечной радиации в меридиональном направлении отмечается
весной, в апреле: от 10 ккал/ (см2-месяц) на севере до 13—14 ккал/
(см • месяц) на юге. В целом за теплый сезон суммарная солнечная ра-
диация увеличивается с севера на юг от 68 до 85 ккал/см2 и больше.
6.1.2.	Альбедо. Так как на болотах Западной Сибири отсутствуют
стационарные актинометрические наблюдения, характеристика альбедо
болот этого района дается в основном по данным экспедиционных иссле-
дований ГГИ. Эти исследования позволили получить значения альбедо
болот в различных районах этой обширной территории для разных ти-
пов болотных микролапдшафтов. Обобщенные результаты наблюдений
приведены в табл. 6.1. Как видно из этих данных, альбедо колеблется в
довольно широком диапазоне: от 13 до 25%. Альбедо, равное 20% и бо-
лее, характерно для лишайниково-кустарничкового микроландшафта зо-
ны полигональных и плоскобугристых болот, а также для тростниково-
осоковых, тростниково-осоково-вейниковых, тростниково-вейниковых и
тростниковых микроландшафтов зоны плоских евтрофных и мезотроф-
ных болот.
Малые альбедо имеют микроландшафты, в растительном покрове
которых преобладают сфагновые мхи, что особенно характерно для зоны
выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот, занимающей наибольшую
территорию.
С учетом распространенности различных типов болотных микроланд-
шафтов на территории и их обводненности составлена таблица альбедо
болот Западной Сибири (табл. 6.2).
При этом, согласно табл. 6.2, альбедо болот Западной Сибири изменя-
ется от 12 до 20%. Расчет радиационного баланса суходолов выполнялся
с учетом средних значений альбедо земной поверхности. Например, для
тундры, степи и лиственного леса в период от весеннего перехода тем-
пературы через 10° С до появления снежного покрова альбедо принято
18%, для тайги —14%. Для Западно-Сибирской равнины эти виды по-
верхности имеют наибольшее распространение. Сопоставление резуль-
татов расчета значений поглощенной радиации при различных альбедо
и суммарной радиации (табл. 6. 3) показывает, что существенных рас-
хождений в абсолютных величинах поглощенной радиации не наблюда-
ется в том случае, когда суммарная радиация равна 5 ккал/(см2-месяц);
более заметные расхождения имеют место при суммарной радиации, рав-
ной 15 ккал/(см2-месяц).
Поэтому имеющиеся карты радиационного баланса [9], построенные
без учета альбедо болот, для территории Западной Сибири могут быть
использованы лишь для приближенной оценки, если учесть общую высо-
кую заболоченность северной половины Западной Сибири. Если альбедо
суходолов принять равным 18%, расхождения в величинах поглощенной
радиации для суходолов и болот из-за неодинаковых значений альбедо
этих поверхностей могут составлять от —5 до+ 4%, а при альбедо сухо-
долов, равном 14%, расхождения могут быть от —9 до +2%.
202
Таблица 6.1
Альбедо (%) различных болотных микроландшафтов Западной Сибири
Микроландшафт	Аль- бедо	Пункт наблюдений	Период наблюде- ний
Кустарничково-мохово-лишайнико-	23	Вблизи пос. Пангода	VII—IX 1973 г.
вый1			
Моховой1	25		
Лишайниковый1	19		
Кустарничково-моховой (заболоченная	16	Вблизи пос. Тазовского	VII—VIII
тундра) Осоково-сфагновый (эрозионные лож- бины стока) Л ишайниково- кустарничковый (поли-	13		1971 г.
гоны)	20		
Сфагново-кустарничково-лишайнико-	18	На северном склоне Си-	VIII—IX
ВЫЙ		бирских Увалов, вбли- зи оз. Нумто	1964 г.
Грядово-мочажинный (гряда сфагно-	17	В бассейне р. Мор-	VI—IX 1965 г.
во-кустарничковая, облесенная сос- ной)		тымьи	1966 г.
Грядово-озерковый (гряда сфагново-	17	Междуречье Ваха и Ва-	VII—IX 1967 г.
кустарничковая, облесенная сос- ной)		тинского Егана	VII—IX 1968 г.
Осоковый (кочкарник)	19	Вблизи г. Тюмени (Тар-	VII—IX 1958 г.
Осоково-гип новый	19	мапский болотный массив)	
Гипново-осоковый	18		
Сфагново-кустарничково-сосновый	14	Междуречье Оми и Ичи,	VI, VII 1959 г.
(«рям»)		вблизи деревень Ново-	
Сфагново-кустарничковый, облесен- ный сосной («рям»)	15	киевки и Жарково (бо- лота Талагульское и Узаклинское)	IX 1959 г.
Сфагново-кустарничковый («рям»)	17		VII 1959 г.
Тростниково-осоковый	21		VI, VII 1959 г.
Тростниково-осоково-вейниковый	22		VIII, X 1959 г.
Тростниково-вейниковый	23		IX 1959 г. VIII, IX 1959г.
Тростниковый	23		
Водная поверхность на болотах (озе-	7	В верховьях р. Агана	VII—VIII
ра и озерки)			1973 г.
1 Растительный покров на суходольных участках.
6.1.3. Эффективное излучение. Эффективное излучение на актино-
метрических станциях, как известно, непосредственно не измеряется, а
определяется как остаточный член уравнения радиационного баланса.
При отсутствии актинометрических наблюдений на болотах Западной
Сибири средние многолетние месячные величины эффективного излуче-
203
Таблица 6.2
Величины альбедо (А) для болотных зон
Западно-Сибирской равнины
Болотные зоны и районы	Альбедо (А),%
Полигональные болота	20
Плоскобугристые болота	20
Крупнобугристые болота	20
Выпуклые олиготрофные (сфагновые) болота	
Районы:	
Северо-Сосьвннский	14
Казымский	17
Обь-Кондинский	14
Кондо-Тавдинский	17
Лямин-Вахский	12
Обь-Иртышский	17
Тым-Кетский	17
Чулымский	17
Приенисейский	14
Плоские евтрофпые и мезотрофные болота	19
Вогнутые евтрофные (тростниковые) и засо-	
ленные (травяные) болота	19
Таблица 6.3
Величины поглощенной радиации ккал/(см3 • месяц)
при различных значениях суммарной радиации и альбедо
Альбедо, %	Суммарная	радиация, ккал/(см2-месяц)	
	5	1 10	15
12	4,4	8,8	13,2
14	4,3	8,7	12,9
18	4,1	8,2	12,3
20	4,0	8,0	12,0
22	3,9	7,8	11,7
иия за апрель — октябрь были определены расчетным путем. Расчет про-
изведен по формуле Н. Е. Ефимовой [74]:
7 = 70(1 — cri) + 6 7,	(6.3)
где 70— эффективное излучение при безоблачном небе; п — среднеме-
сячная общая облачность в долях единицы; с — коэффициент, зависящий
от физических свойств облаков.
Поправка 6/ определяется разностью температур подстилающей по-
верхности и воздуха. Коэффициент с изменяется в зависимости от ши-
204
роты места от 0,50 до 0,82. Первое его значение соответствует широте 0°,
второе — 75°.
Эффективное излучение при безоблачном небе /о определялось по
среднемесячным значениям абсолютной температуры воздуха Т и упру-
гости водяного пара е:
/0 - saT4(H,7 — 0,23е),	(6.4)
где s — коэффициент «серости», принятый равным 0,95; сг — постоянная
Стефана — Больцмана, Т — температура воздуха на высоте 2,0 м (в аб-
солютной шкале).
Поправка 6/ вычислялась по формуле
6 7 : 4s6T3(Tn — Т),	(6.5)
где Та — температура деятельной поверхности (в обсолютной шкале,
остальные обозначения те же, что и в формуле (6.4).
Ввиду того что упругость водяного пара и температура воздуха на вы-
соте 2,0 м над суходолом и болотом не имеет существенного различия,
величина /0 для болот и суходолов практически одинакова. Различие же
в величинах эффективного излучения для болот и суходолов определяет-
ся поправкой 6/, т. е. за счет неодинаковых значений температур подсти-
лающих поверхностей. Для болот величина 6/б (табл. 6.4) была получе-
на по материалам многолетних наблюдений за температурой поверхно-
сти торфяной залежи по наблюдениям в отдельных пунктах Западной
Сибири и сопредельных территорий.
Т а б л и ц а 6.4
Значения поправки 6 /б для болот Западной Сибири, ккал/(см2 • месяц)
Широта	1 V	V	VI	VII	VIII	IX	X
64° и севернее	0,0	0,0	0,5	0,7	0,3	0,0	0,0
63°59' — 57°	— 0,3	0,1	0,6	0,8	0,5	0,0	—0,2
56°59' и южнее	—0,8	0,2	0,8	1,0	0,7	0,0	—0,3
Для проверки точности значений эффективного излучения, получае-
мых по формуле (6.3) (в литературных источниках оценка точности эф-
фективного излучения не приводится), были использованы средние ве-
личины эффективного излучения за 11 лет, подсчитанные по результатам
наблюдений 10 актинометрических станций Западной Сибири и сопре-
дельных территорий, и сопоставлены с рассчитанными по формуле(6.3)
величинами для суходолов за тот же период. Рассчитанные величины в
большинстве случаев оказались заниженными. Величины поправок А/,
которые необходимо добавить либо отнять от величин эффективного
излучения, рассчитанных по формуле (6.3), представлены в табл. 6.5.
Поправка к рассчитанной величине I изменяется с широтой и опре-
деляется тем, что коэффициент с для различных широт неточно учтен.
Наибольшее занижение эффективного излучения при расчетах получа-
ется для северных широт в апреле — июле; в средних же широтах вели-
чина поправки существенна лишь в апреле — июне. На остальной терри-
тории Западной Сибири поправка к рассчитанной величине эффективного
излучения небольшая. Исправление рассчитанных по формуле (6.3)
значений эффективного излучения было сделано с помощью данных
табл. 6.5.
205
Таблица 6.5
Значения поправок Л/ к рассчитанному эффективному излучению I
для Западной Сибири, ккал/(см2 • месяц) (для болот и суходолов)
Широта	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
64° и севернее	0,7	0,9	1,0	0,7	0,4	0,3	—0,3
63°59' — 57°	0,8	0,9	0,6	0,4	0,1	0,2	—0,1
56°59 н южнее	0,4	0,5	0,1	0,4	—0,1	0,2	0,0
Результаты расчетов эффективного излучения болот (7б) по формуле
(6.3) с учетом поправки А/ помещены в приложении 19. Как следует
из последнего приложения, эффективное излучение на болотах (для
всех широт) увеличивается к середине лета, а затем заметно уменьша-
ется. Если проследить изменение эффективного излучения в широтном
направлении, то можно отметить заметное возрастание его с севера на
юг. В зоне полигональных болот эффективное излучение колеблется от
1,1 до 3,8 ккал/ (см2-месяц). Примерно в тех же пределах оно колеблет-
ся и в зоне плоскобугристых и крупнобугристых болот. По мере движе-
ния к югу эффективное излучение поверхности болот в весеннее и осен-
нее время заметно возрастает, а в летнее время практически не меняется.
Значительное увеличение эффективного излучения отмечается в зоне
плоских осоково-гипновых и в зоне вогнутых евтрофных болот, где
эффективное излучение в течение мая — октября колеблется от 1,8 до
4,3 ккал/(см2 • месяц).
Для оценки различия эффективного излучения болот и суходолов бы-
ли произведены расчеты эффективного излучения по формуле (6.3) с
использованием средних многолетних метеорологических данных,
причем поправка 6/ для суходолов вычислялась по формуле (6.5).
для болот же были использованы данные табл. 6.4. Результаты
расчета эффективного излучения для болот и суходолов приведены в
табл. 6.6. Из этой таблицы видно, что эффективное излучение суходолов
в большинстве случаев больше, чем эффективное излучение болот.
При этом для северной и центральной частей Западно-Сибирской равни-
ны существенного различия в величинах эффективного излучения для
болот и суходолов не отмечается, что, по всей вероятности, объясняется
общим высоким увлажнением этих районов и вследствие этого малым
различием в температурном режиме подстилающих поверхностей. В юж-
ной части Западно-Сибирской равнины превышение величин эффектив-
ного излучения на суходолах по сравнению с болотами может достигать
3—4 ккал/см2 за период с апреля по октябрь. Это объясняется тем, что
более сухая поверхность суходолов больше прогревается и на большую
глубину, чем болота. В отдельные месяцы эффективное излучение на
суходолах превышает эффективное излучение на болотах на 0,5—
0,9 ккал/(см2-месяц).
6.1.4.	Радиационный баланс болот. Выполненные выше расчеты
позволили определить величины R для болот Западной Сибири за каж-
дый месяц теплого сезона (рис. 6.2—6.5).
Существенным в распределении радиационного баланса в апреле яв-
ляется его быстрое повышение с севера на юг. Так, если на широте север-
ного полярного круга R болота равно нулю, а на широте 60° с. ш. со-
ставляет 2—3 ккал/(см2 • месяц), то на широте 56° с. ш. оно уже
206
Таблица 6.
Сопоставление эффективного излучения суходола (в числителе) и болота
(в знаменателе), ккал/(см2 • месяц)
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	Сумма за IV—X
Салехард	2,0	3,8	3,7	3,7	2,9	2,4	1,4	19,9
	2,6	2,8	3,5	3,7	2,8	2,1	1,4	18,9
Мужи	2,3	3,1	3,3	3,6	2,7	2,1	1,1	18,2
	2,6	2,8	3,5	3,6	2,7	2,0	1,4	18,6
Толька	2,1	3,0	3,8	3,7	3,2	2,1	1,2	19,1
	2,8	3,0	3,6	3,8	2,8	2,1	1,5	19,6
Октябрьское	2,6	3,4	4,0	4,2	3,4	2,2	1,4	21,2
	2,7	3,1	3,5	3,7	"гУ	~2J~	1,4	19,4
Тар ко-Сале	2,8	2,5	3,5	3,7	2,8	1,9	1,5	18,7
	2,7	2,8	3,4	3,7	2,8	2,0	1,3	18,7
Няксимволь	2,4	3,8	4,2	4,1	3,3	2,1	1,1	21,0
	2,5	3,0	3,4	3,6	2,8	2,1	1,4	18,8
Березово	2,6	3,3	3,5	3,8	2,6	2,1	1,7	19,6
	2,6	3,0	3,4	3,7	2,8	2,1	1,5	19,1
Ларьяк	2,2	3,5	4,4	4,3	3,4	2,1	1,2	21,1
	2,7	3,1	3,4	3,5	2,8	2,2	1,4	19,1
Тобольск	2,9	4,1	4,4	4,2	3,5	2,2	1,5	22,8
	2,9	3,4	3,7	3,5	3,0	2,2	1,6	20,3
Усть-Ишим	2,3	3,4	4,0	3,9	2,7	2,4	1,7	20,4
	2,0	3,3	3,5	3,9	3,1	2,4	1,7	19,9
Александровское	2,5	3,6	3,7	3,9	3 2	2,3	1,4	20,6
	2,9	3,3	“злТ	3,7	3,0		1,4	20,2
Напас	3,6	3,4	3,6	3,8	3,6	3,2	1,6	22,8
	2,7	3,3	3,5	3,6	3,8	3,2	1,4	21,5
Томск	2,5	2,6	4,1	4,2	3,3	2,7	1,9	21,3
	1,9	3,1	3,3	3,9	3,0	2,4	1,6	19,2
Уст ь-Озер ное	2,1	3,6	4,2	3,9	3,4	2,2	1,2	20,6
	2,8		3,5	3,7		~2j	1,1	19,4
КышТовка	2,5	3,9	3,9	4,2	3,4	2,8	1,9	22,6
	2,0	3,4	3,4	3,9	3,1	2,5	1,6	19,9
Крещенка	2,3	4,0	4,0	4,6	3,6	2,7	1,7	22,9
	2,2	3,5	3,5	4,0	3,3	2,7	1,8	21,0
207
Станция	• IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	Сумма за IV—X
Мошково	2,8	4,1	4,0	4,2	3,1	2,9	2,0	23,1
	1,9	3,3	3,4	3,9	3,1	2,6	1,7	19,9
Татарск	3,1	4,2	4,3	4,2	3,5	2,9	2,1	24,3
	2,0	3,4	3,5	3,9	3,2	2,6	1,8	20,4
Чаны	3,2	4,0	4,5	4,4	3,3	3,1	2,1	24,6
	2,1	3,5	3,7	4,1	3,3	2,8	1,8	21,3
Новосибирск	2,7	4,0	4,7	4,5	3,6	2,9	1,7	24,1
	1,9	3,2	3,5	3,9	3,0	2,6	1,7	19,8
6—7 ккал/(см2 • месяц). В мае на севере происходит повышение радиа-
ции: на широте Байдорацкой губы 7? болота составляет 2 ккал/(см2 • ме-
сяц), а на широте северного полярного круга — 5 ккал/(см2 • месяц).
Характерным является то, что в течение теплого периода наибольшие
значения радиационного баланса на болотах па всех широтах отмечают-
ся в июне и июле. Причем в эти месяцы радиационный баланс на севере
больше, чем на юге. Если к северу от северного полярного круга ра-
диационный баланс на болотах в основном больше 9—10 ккал/(см2 • ме-
сяц), то к югу он составляет в большинстве случаев 8—9 ккал/(см2 • ме-
сяц и только на широте Омска в июне равен 10 ккал/(см2-месяц)
(рис. 6.3). Это объясняется тем, что возможная солнечная радиация
и продолжительность дня в северных широтах значительно больше, чем
в южных.
В августе и сентябре происходит выравнивание радиационного балан-
са ио широтам. Значения R болота для августа в основном составляют
6—7 ккал/(см2 • месяц), для сентября — 2—4 ккал/(см2 • месяц), в эти
месяцы уменьшение радиационного баланса происходит с юга на север.
Наименьшие значения радиационного баланса в теплый период года
(апрель — октябрь) отмечаются в октябре. К северу от 60° с. ш. значения
радиационного баланса болот отрицательные и изменяются от —0,1 до
— 0,8 ккал/(см2- месяц), к югу от этой широты они положительные и со-
ставляют 0,0—1,0 ккал/(см2-месяц).
В целом за теплый сезон (апрель — октябрь) радиационный баланс
болот возрастает с севера на юг. Так, если в районе северного полярного
круга сумма радиационного баланса за теплый сезон составляет 32—
33 ккал/см2, а на 60° с. ш. 35—36 ккал/см2, то на 56° с. ш. уже 42—
45 ккал/см2.
Для определения различий в величинах радиационного баланса на бо-
лотах и суходолах было произведено сравнение его значений для этих по-
верхностей (табл. 6.7).
Для всей Западно-Сибирской равнины соотношение между радиа-
ционным балансом суходолов и болот не остается постоянным. В север-
ной части Западно-Сибирской равнины до 58° с. ш. радиационный баланс
болот и суходолов отличается несущественно, хотя и заметно превыше-
ние радиационного баланса на суходолах. Для большинства случаев это
превышение не выходит за пределы 2—4% и только в отдельных слу-
чаях в июле может достигать 10—12%; в среднем за теплый сезон для
208
Рис. 6.2. Радиационный баланс болот (ккал/см2) за апрель.
209
Рис. 6.3. Радиационный баланс болот (ккал/см2) за май (1) и июнь (2).
Рис. 6.4. Радиационный баланс болот (ккал/см2) за июль (/) и август (2).
Рис. 6.5. Радиационный баланс болот (ккал/см2) за сентябрь (/) и октябрь (2).
212
Таблица 6.7
Сопоставление радиационного баланса суходола (числитель)
и болота (знаменатель), ккал/см2
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	Сумма за IV -X
Салехард	0,6	4,1	10,5	10,0	6,2	1,9	0,6	33,9
	0,0	5,1	10,3	9,7	6,0	2,2	-0,6	32,7
	0,3	6,3	10,1	9,4	6,0	2,3	0,2	34,6
Мужи	0,0	6,6	9,5	9,0	5,8	2,2	0,4	33,5
	0,0	6,4	9,7	10,1	6,5	2,6	—0,6	34,7
Тарко-Сале								
	0,1	6,1	8,8	9,1	5,8	2,2	—0,4	31,7
	1,6	7,0	9,0	9,4	5,6	2,5	— 0,1	35,0
Толька	0,9	7,0	9,5	9,7	6,2	2,6	-0,4	35,5
Березово	1,1	6,4	9,9	9,6	6,4	2,8	—0,4	35,8
	1,1	6,7	9,5	9,2	5,9	2,6	—0,2	34,8
Октябрьское	1,3	5,8	8,4	7,7	5,4	2,6	0,0	31,2
	1,2	6,2	“8У	8,2	5,9		0,0	33,1
Няксимволь	1,5	5,7	8,7	8,2	5,5	2,8	0,2	32,6
	1,4	6,5	9,5	8,7	6,0	2,8	—0,1	34,8
Ларьяк	2,6	7,6	8,1	7,8	5,4	2,9	0,1	34,5
	2,1	7,6	8,6	8,1	5,7	2,6	-0,1	34,6
Александровское	2,4 2,0	7,6 7,5	9,2 8,8	8,7 8,5	6,3 6,2	2,7 2,5	—0,1 -0,1	36,8 35,4
Напас	3,3	7,4	8,6	8,0	5,2	1,8	-0,2	34,1
	3,1	7,2	8,3	7,8	4,7	1,6	0,0	32,7
Усть-Озер ное	3,9	6,9	7,7	8,3	5,4	2,9	0,2	35,3
	3,2	7,3	8,4	8,5	6,0	2,9	0,3	36,6
Тобольск	3,6	7,3	9,1	7,9	6,3	3,1	0,4	34,1
	3,6	8,0	9,3	8,2	6,5	2,8	0,1	38,5
Усть-Шаим	6,6	8,0	9,4	8,4	6,7	3,3	0,2	42,6
	5,4	7,2	8,2	7,0	5,6	3,0	0,1	36,5
Кыштовка	5,6	7,8	9,4	7,8	6,4	3,2	0,1	40,3
	6,0	8,2	9,7	8,0	6,5	3,4	0,4	42,2
Томск	5,2	8,4	8,2	7,8	6,0	3,1	—0,1	38,6
	5,8	8,2	9,9	8,0	6,2	3,5	0,2	41,8
213
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	Сумма за IV—X
Крещенка	6,9	8,4	9,8	7,8	6,5	3,7	0,4	43,5
	7,0	8,7	10,1	8,8	6,7	3,6	0,4	45,3
Мошково	5,8	11,2	8,9	8,1	6,6	3,6	0,3	44,5
	6,7	7,8	9,2	8,1	6,6	3,8	0,6	42,8
Чаны	6,1	8,8	9,5	8,6	7,3	3,8	0,5	44,6
	7,2	9,1	10,1	8,7	7,1	4,0	0,8	47,0
Татарск	5,8	7,8	9,0	7,7	6,5	3,5	0,3	40,6
	6,9	8,5	9,6	7,8	6,7	3,7	0,6	43,8
Новосибирск	5,6	7,2	8,2	7,9	5,7	3,5	0,6	38,7
	6,4	7,9	9,2	8,1	6,2	3,7	0,6	42,1
этой зоны радиационный баланс суходолов на 1—2% больше, чем болот,
хотя для некоторых станций (Тарко-Сале) радиационный баланс сухо-
долов на 9% больше радиационного баланса болот.
Начиная с 58° с. ш. к югу радиационный баланс болот для большинст-
ва случаев несколько выше радиационного баланса суходолов, причем
это превышение не выходит за пределы 2—4% и только в отдельные ме-
сяцы в некоторых районах составляет 10—12%. В среднем за теплый се-
зон для этой зоны радиационный баланс болот примерно на 2—3% боль-
ше радиационного баланса суходолов, хотя, по данным некоторых метео-
станций (Томск, Новосибирск, Тобольск, Татарск), радиационный баланс
болот на 8—11% выше, чем на суходолах. Таким образом, можно отме-
тить, что соотношение между значениями радиационного баланса болот
и суходолов различно по знаку: если на севере радиационный баланс
болот в основном несколько меньше радиационного баланса суходолов,
то в южной части Западно-Сибирской равнины наблюдается обратное
соотношение. В центральной части Западно-Сибирской равнины имеют-
ся районы, где радиационный баланс болот больше радиационного ба-
ланса суходолов, однако же отмечается и обратное соотношение.
В целом для Западно-Сибирской равнины расхождения между радиа-
ционным балансом болот и суходолов не превышают ±12%, а для перио-
да с апреля по октябрь не выходят за пределы ±4%.
6.2.	Испарение с болот
Расчеты испарения с поверхности суши территории Западной Сиби-
ри методом водного баланса речных водосборов или с помощью уравне-
ний связи элементов водного и теплового балансов проводились многими
авторами. Только за последние годы появились карты норм испарения для
территории Западной Сибири в работах Н. Н. Дрейер [71], Е. И. Куприя-
новой [117], И. В. Карнацевича [100], В. С. Мезенцева и И. В. Карнацеви-
ча [133], Г. А. Плиткина [158]. В последней работе проведен сравнительный
анализ и оценка норм испарения, полученных разными авторами. Основ-
ные различия возникают из-за отсутствия единого мнения о размерах по-
214
правок к измеренным осадкам, которые используются при расчетах норм
испарения. Средние годовые значения испарения для лесной зоны, кото-
рая характеризуется большой заболоченностью с преобладанием выпук-
лых олиготрофных болот, составляет, по Дрейер, 426 мм, по Карнацеви-
чу и Мезенцеву, 495 мм, по Плиткину, 375 мм.
При сравнении испарения, рассчитанного в целом с поверхности суши
и отдельно с поверхности болот, следует иметь в виду, что в зоне выпук-
лых олиготрофных болот (большая часть лесной зоны Западно-Сибир-
ской равнины) болота занимают в среднем 40%, а в отдельных районах
до 70% площади и что поэтому испарение с них составляет основную до-
лю в общем испарении с поверхности суши. В южной части лесной зоны
и в лесостепи болота занимают менее 20% площади и преобладают ни-
зинные и переходные лесные, мохово-травяные (осоково-гипновые) и тра-
вяные (тростниковые) массивы, испаряющие больше, чем незаболочен-
ные суходольные земли.
Исследования испарения с болот Западной Сибири были начаты ГГИ
в 1958 г. на низинном Тарманском массиве в левобережной части долины
р. Туры. В дальнейшем работы на этом массиве были продолжены орга-
низованной здесь Тюменской болотной станцией. В 1959—1960 гг. изуче-
ние испарения методом теплового баланса проводилось на трех массивах
в Барабе на низинных микроландшафтах (гипново-осоковых, осоковых,
осоково-тростниковых) и верховых (сфагново-сосново-кустарничковых)
рямах. В 1965—1972 гг. наблюдения за испарением велись в центральной
части Западно-Сибирской равнины в бассейне р. Мулымьи и на между-
речье Ваха и Ватинского Егана в комплексных верховых микроландшаф-
тах: в двух грядово-мочажинных и одном грядово-озерковом. Грядово-
мочажинные характеризуются следующей структурой: 1) гряд — 40%,
мочажин — 60%; гряды сфагново-кустарничковые, облесенные низко-
рослой сосной, мочажины сфагново-шейхцериевые, сильно обводненные;
превышение средней поверхности гряд над мочажинами 40 см; 2) гряд—
65%, мочажин — 35%; гряды сфагново-кустарничково-лишайниковые,
облесенные сосной, мочажины сфагново-осоковые; превышение гряд над
мочажинами 30 см. В грядово-озерковом микроландшафте гряды сфаг-
ново-кустарничковые, облесенные сосной. При исследованиях применялся
метод теплового баланса (отдельные серии в 1965, 1966 гг.) и метод испа-
рителей (в 1966—1972 гг.).
Для выявления основных закономерностей процесса испарения и по-
лучения более надежных параметров в расчетной зависимости испарения
с болот от радиационного баланса наиболее эффективными являются
наблюдения, проводимые методом теплового баланса [171]. Однако этот
метод, обладая более высокой точностью измерения по сравнению с дру-
гими, позволяет определять испарение лишь с достаточно больших одно-
родных по структуре и испаряющей способности поверхностей. В комп-
лексных верховых микроландшафтах, где гряды и мочажины резко раз-
личаются как по составу растительности, так и по обводненности, а сле-
довательно, и по величине испарения, целесообразно применять метод
испарителей. При наблюдениях на болотах используются испа-
рители ГГИ-Б-1000, уровень воды в которых регулируется в соответ-
ствии с уровнем на болоте. Для получения среднего испарения с гряд и
мочажин с достаточно высокой точностью количество испарителей уве-
личивается на грядах до 4—6 и на мочажинах до 3 для того, чтобы учесть
разнообразие болотной растительности и вариацию относительных пре-
вышений отдельных микроучастков над уровнем болотных вод [96, 97].
215
Проведение натурных исследований испарения с болот в течение ко-
ротких периодов в отдельных точках обширной территории предусмат-
ривало в первую очередь выявление особенностей испарения с различ-
ных болотных микроландшафтов Западной Сибири и получение расчет-
ных параметров. Подобные исследования для болот Европейской тер-
ритории СССР были проведены в ГГИ под руководством В. В. Рома-
нова еще в 50-х годах. В 1953 г. им же [169] была предложена расчетная
зависимость испарения Е от радиационного баланса R:
£ = а Я -j- С,	(6.6)
где а—коэффициент, выведенный на основе анализа эмпирических свя-
зей E = f(R) и зависящий в первую очередь от соотношения затрат теп-
ла на турбулентный отток и испарение. Кроме того, коэффициент а зави-
сит от типа микроландшафта и изменяется в течение вегетационного
сезона с изменением увлажненности болота (уровней воды) и жизнедея-
тельности болотной растительности, т. е. фазы ее развития. Коэффициент
С определяет испарение за счет других источников тепла (адвективный
перенос, поток тепла из почвы и т. п.). Для средних многолетних усло-
вий, а для верховых болот и за отдельные конкретные годы коэф-
фициент С практически равен нулю.
В. В. Романовым [170] была разработана схема расчета нор*м испаре-
ния с болот по данным метеостанций, на основе которой построены карты
норм испарения с болот ЕТС за вегетационный сезон [172]. Проведенные
за последние годы обобщения данных измерения испарения на болотных
станциях [11, 98] подтвердили правильность норм испарения, полученных
расчетным путем.
Исследования, выполненные в Западной Сибири, показали, что общие
закономерности процесса испарения с верховых и низинных болот, в
частности прямолинейная зависимость испарения от радиационного ба-
ланса, остаются теми же, что и для болот ЕТС.
Значения параметра а для сфагново-кустарничкового микроландшаф-
та на болотах ЕТС [11], на рямах Барабы [141] и на грядах в комплекс-
ных микроландшафтах центральной части Западной Сибири [13] оказа-
лись практически одинаковыми. Для подтверждения возможности
использования коэффициентов а, принятых в работе [11] по данным
болотных станций Северо-Запада ЕТС, при расчетах испарения со сфаг-
ново-кустарничковых микролан/цпафтов в Западной Сибири было про-
ведено сравнение наблюденного (по испарителям) и рассчитанного
[по формуле (6.6)] испарения (табл. 6.8).
Таблица 6.8
Значения измеренного и рассчитанного по формуле (6.6) испарения
со сфагново-кустарничкового мнкроландшафта
Испарение, мм	1966		1967	1968			1969		1970		1971	1972	
	VII	VIII	VIII	VI	VII	VIII	VII	VIII	VII |	VIII	VII	VII |	VIII
Измеренное по испарителям	74	52	56	56	80	54	97	45	79	51	95	93	61
Рассчитанное	87	60	56	70	86	65	88	60	83	56	88	78	52
Разность	—13	—8	0	—14	—6	— 11	-1-9	— 15	—4	—5	7	15	9
216
Для расчета брался радиационный баланс, измеренный на болоте;
коэффициент а (мм/ккал-см2) 1 принимался равным для июня 10,5, июля
11,5, августа 11,0. При этом а за июнь и август несколько меньше, чем
для болот Северо-Запада ЕТС, вследствие меньшей продолжительности
вегетационного сезона.
Средняя абсолютная разность измеренного и рассчитанного испаре-
ния составила за июль 9 мм, за август 8 мм, а относительная — соответ-
ственно 10 и 13 %.
Некоторые особенности верховых болотных систем Западной Сибири,
0	10	20	30	40 Е мм/декада
Мочажина
Рис. 6.6. Соотношение испарения (£) в грядово-мочажин-
ных комплексах при среднем превышении гряд над моча-
жинами 40 см (/) и 30 см (2).
шафтов, множестве внутриболотных озер, большом количестве лишай-
ников в растительности гряд, сказались как на постановке исследований,
так и на схеме расчета норм испарения.
Различие в испарении с гряд и мочажин на исследованных комплекс-
ных микролапдшафтах Западной Сибири оказалось больше, чем на боло-
тах ЕТС. Это объясняется большей высотой гряд над поверхностью мо-
чажин и большей обводненностью последних. При среднем превышении
гряд над мочажинами 40 см испарение составляет 60% испарения с моча-
жины, при среднем превышении 30 см — около 80% (рис. 6.6) ’. Для бо-
лот ЕТС характерное превышение поверхности гряд над мочажинами
равно 15—25 см, испарение же с гряды при этом составляет 97—83% ис-
парения с мочажины [98].
Значительное влияние на испарение оказывает присутствие лишайни-
ка в растительном покрове болота. Лишайник не только уменьшает
1 Испарение с гряд для определения соотношения его с испарением с мочажин или
озерков принималось по испарителям со сфагново-кустарничковой растительностью.
217
испарение более чем вдвое, но и нарушает зависимость испарения с бо-
лота от радиационного баланса (рис. 6.7). Наблюдения по испарителям
с разным количеством лишайника па монолите позволили построить ос-
редненную расчетную зависимость относительного уменьшения испаре-
ния от процента покрытия площади болота лишайником (табл. 6.9).
Таблица 6.9
Относительное испарение с микроландшафта в зависимости
от степени покрытия лишайником
Степень покрытия лишайником, %	0	10	20	30	40	50	60	70	80	90	100
Относительное испарение, %	100	90	82	75	68	63	58	54	51	48	46
В тундровой зоне на полигональных болотах, где лишайник произрас-
тает почти сплошным ковром, проведенные в 1972 г. в течение 7 дней на-
блюдения за испарением методом теплового баланса также показали от-
сутствие связи испарения с радиационным балансом.
Низкая транспирационная способность лишайника, связанная с его
физиологическими особенностями, отмечалась и па болотах Крайнего
Севера ЕТС [98].
Для определения испарения с поверхности внутриболотных водоемов
и получения расчетных соотношений испарения с гряд и озерков в грядо-
во-озерковых комплексах и с озер разных размеров проводились паблю-
Рис. 6.7. Зависимость испарения Е от
радиационного баланса R по испари-
телям со сфагново-кустарничковой
(/) и лишайниковой (2) раститель-
ностью.
Рис. 6.8. Соотношение испарения (Е)
в грядово-озерковом комплексе в июне —
июле (7) и августе — сентябре (2).
218
дения на озерках (площадью 0,6 и 2,7 га) и на двух озерах (Ленинград-
ском и Сымту-Лор, с площадями водного зеркала соответственно 2,3
и 4,7 км2).
Результаты пятилетних наблюдений показали, что соотношение испа-
рения с гряд и озерков не остается постоянным в течение сезона. В пер-
вую половину лета (в июне-июле) испарение с гряд составляет 60—70%
испарения с озерков, а в августе — сентябре — 50 — 60% (рис. 6.8).
Рис. 6.9. Связь испарения с водной поверхности в микро-
озерке (Ei) и в озере (Е2).
/ — оз. Ленинградское, 2 — оз. Сымту-Лор.
Соотношение испарения с озерков и озер Ленинградского и Сымту-
Лор (рис. 6. 9) оказалось практически одинаковым (около 10%), несмот-
ря на большое различие в площадях водного зеркала и в расстоянии меж-
ду пунктами наблюдений (около 150 км с севера па юг).
Для оценки испарения с озер больших размеров было найдено соот-
ношение испарения с озер Ленинградского и Самот-Лор (площадь
61 км2). Испарение получено расчетным путем в соответствии с рекомен-
дациями [197] по данным метеостанции Нижневартовск. Различие в испа-
рении составило всего 4%. Поэтому испарение с озер площадью 2—
10 км2, имеющих наибольшее распространение на рассматриваемой тер-
ритории, можно принимать в среднем на 10% меньше, чем испарение с
озерков.
Используя рассмотренные выше соотношения испарения с гряд, моча-
жин, озерков и озер и учитывая площадь (в процентах), занятую различ-
ными микроландшафтами, для территории междуречья Ваха и Ватинско-
го Егана [182] было рассчитано испарение с болот в целом за два вегета-
ционных сезона (табл. 6.10). Расчет среднего многолетнего значения
испарения с болот других районов зоны выпуклых олиготрофных болот
с учетом площади различных микроландшафтов в этих районах (разд. 2)
проводился по следующей схеме.
219
Таблица 6.10
Испарение (мм) с болотного массива междуречья Ваха н Ватинского Егана
(по данным наблюдений)
Микроланд- шафт	5? о Ь ,		| шафтом, % j	Лишайнико- вый покров, %		1968 г.					1970 г.					
	Площадь С	i лота, заня | микроланд			VI	VII	VIII	VI-VIII	Вегетаци- онный се- зон	VI	VII	VIII	VI—VIII	Вегетаци- 1	онный се- 1 1 зон
Группа															
лесных, мохово- лесных, моховых		22		0	56	80	54	190		76	79	51	206		
(редко облесен- ных)															
Группа															
мохово-травяных (топи)		7		0	83	111	58	252		111	106	68	285		
Гр я дово- мочажин- ный		24													
гряды 65%				25	31	40	25	96		50	47	29	126		
мочажины 35%				0	29	38	20	87		39	37	24	100		
Всего с микроланд- шафта					60	78	45	183		89	84	53	226		
Мочажинно-грядо- вый		4													
гряды 35%				25	17	22	14	53		27	26	16	69		
мочажины 65%				0	54	70	38	162		72	69	44	185		
Всего с микроланд- шафта					71	92	52	215		99	95	60	254		
Грядово-мочажин- но-озерковый		10								31					
гряды 40%				25	19	25	15	59			29	18	78		
мочажины 30%				0	25	32	17	74		33	32	20	85		
озерки 30%					30	50	34	114		27	34	29	90		
Всего с микроланд- шафта					74	107	66	247		91	95	67	253		
Грядово-озерковый		15													
гряды 45%				25	18	25	17	60		26	25	16	67		
озерки 40%					35	65	42	142		36	45	39	120		
мочажины 15%				0	12	16	9	37		17	16	10	43		
Всего с микроланд- шафта					65	106	68	239		79	86	65	230		
Мочажинно-озер- ково-грядовый		18								19		11			
гряды 25%				25	12	16	10	38			1 к		48		
мочажины 35%				0	29	38	20	87		39	37	24	100		
озерки 40%					35	65	42	142		36	45	39	120		
Всего с микроланд- шафта					76	119	72	267		94	100	74	268		
220
1968 г.
1970 г.
Микроландшафт
Ef СЗ го 5
я « =; £
g „ о 2
3 « о. t
VI
VII
VIII
VI—VIII
VI
VII
VIII
VI—V1I1
Всего с болота с
учетом удельного
веса микроланд-
шафта
Внутр иболотные
озера
66
79
97
146
60
93
223
273*
382
88
79
89
101
61
87
238
267
288*
321
Ч я *
X о
Всего с болотного
массива с уче-
том удельного
веса озер (18,6%)
и болот (82,4%)
295
294
* Испарение за З-ю декаду мая и за сентябрь принято по расчету для Аган-
Вахского подрайона зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот.
1.	По зависимости (6.6) определялись месячные (за теплый период
года) нормы испарения со сфагново-кустарничкового микроландшафта
для отдельных пунктов (метеорологических и актинометрических стан-
ций) (табл. 6.12). При этом радиационный баланс был рассчитан по
данным п. 6.1, а коэффициенты а (табл. 6.11) приняты в соответствии с
рекомендациями, приведенными в работах[11, 171], для отдельных меся-
цев с учетом циклов жизнедеятельности болотной растительности в те-
чение вег, тапиоиного периода.
2.	За начало и конец вегетационного периода принимался переход
среднесуточной температуры воздуха через +5° С по средним многолет-
ним данным [11]. Продолжительность вегетационного периода определя-
лась с точностью до декады.
3.	Испарение с моховых, мохово-лесных и лесных микроландшафтов,
а также с гряд (без лишайника) в комплексных микроландшафтах при-
нято равным испарению со сфагново-кустарничкового микроландшафта.
4.	Испарение с грядово-мочажинных комплексов микроландшафтов
рассчитывалось при среднем для зоны соотношении площадей (гряд —
Таблица 6.И
Значения коэффициента а (мм/(ккал • см2)) в формуле (6.6)
для зоны выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири
Вегетационный сезон		V	VI	VII	VIII	IX
1	дек. V — 3 дек. IX	9,5	11,5	11,5	11,0	10,0
2	дек. V — 3 дек. IX	9,5	10,8	11,5	11,0	10,0
3	дек. V — 3 дек. IX	9,5	10,5	11,5	11,0	10,0
221
Таблица 6.12
Среднее многолетнее испарение (мм) со сфагново-кустарничковых микроландшафтов
зоны выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири
Станция	Вегетационный сезон									Сумма за , сезон
	начало		конец		V	VI	VII	VIII	IX	
	декада	месяц	декада	месяц						
Ивдель	2	V	2	IX	46	85	91	62	19	303
Октябрьское	3	V	2	IX	22	89	89	61	17	278
Березово		V	2	IX	25	100	106	65	18	314
Бур ма ново	2	V	2	IX	45	90	92	68	18	313
Ханты-Мансийск	2	V	3	IX	44	92	89	61	25	311
Сытомино	3	V	3	IX	22	91	88	65	25	291
Сургут	3	V	3	IX	23	89	93	62	26	293 :
Ларьяк	3	V	3	IX	24	91	93	63	26	297
Александровское	2	V	3	IX	48	96	98	68	25	335
Сым	2	V	2	IX	44	89	97	61	18	1309;
Гари	1	V	3	IX	72	99	94	67	29	361
Леуши	1	V	3	IX	66	93	84	64	25	332
Напас	2	V	3	IX	45	89	89	51	16	290
Каргасок	2	V	3	IX	48	94	96	70	28	336
Верхотурье	1	V	3	IX	69	100	96	68	28	361
Пальменское	1	V	3	IX	73	101	87	75	28	364
Янгил-Яг	2	V	3	IX	48	89	88	66	30	321
Енисейск	2	V	3	IX	48	95	87	58	38	316
Толька	1	VI	2	IX		92	102	62	16	272
Верхнеимбатское	1	VI	2	IX		96	107	52	19	274
Тобольск	1	V	3	IX	76	107	94	71	29	377
Та в да	1	V	3	IX	84	116	101	77	32	410
Старица	2	V	3	IX	51	102	100	71	34	358
Пу ди но	2	V	3	IX	51	104	89	73	33	350
Колпашево	2	V	3	IX	45	86	88	62	27	308
50% и мочажин — 50%). При этом испарение с мочажин принималось
на 43% выше, чем с гряд.
5.	Испарение с грядово-озерковых микролапдшафтов рассчитыва-
лось исходя из следующего соотношения площадей, занятых отдельны-
ми элементами: гряд — 50%, мочажин — 30%, озерков — 20%. Испаре-
ние с озерков в среднем для всех болотных районов больше, чем испа-
рение с гряд, на 54% в мае — июле и на 82% в августе — сентябре.
6.	Уменьшение испарения с гряд за счет лишайников производилось
в зависимости от процента площади покрытия ими по данным табл. 6.9.
Они имеют значительное распространение во 2, 3, 5 и 9-м болотных рай-
онах (см. рис. 2. 3), где занимают от 5 до 25% площади гряд.
Результаты расчета представлены в табл. 6.13.
222
Таблица 6.13
Среднее многолетнее испарение (мм) с болот в зоне выпуклых олиготрофных болот
Болотный район (подрайон)	Заболо- ченность района, %	V	VI	VII	VIII	IX	Вегетаци- онный се- зон
1. Северо-Сосьвинский	16	36	97	101	67	18	319
2. Казымский	30	31	99	102	66	21	319
3. Обь-Кондинский	57	51	105	100	72	24	352
4. Кондо-Тавдииский	40						
северная часть		56	108	113	80	23	380
южная часть		84	119	108	84	33	428
5. Лямин-Вахский	56						
Лямип-Пимский	70	23	98	96	71	28	316
Пим-Аганский	70	27	103	105	74	32	341
Агап-Вахский	35	26	106	109	69	23	333
6. Обь-Иртышский	36						
Салым-Балыкский	30	35	106	106	73	28	348
Демьяно-Васюганский	35	56	107	108	76	34	381
Туртас-Иртышский	45	72	125	112	85	40	434
7. Тым-Кетский	40	56	113	116	76	27	388
8. Чулымский	25	48	90	92	62	33	325
9. Приенисейский	10						
северная часть			102	111	60	21	294
южная часть		55	98	100	67	44	364
Испарение с болот южной части Западно-Сибирской равнины, где пре-
обладают низинные болотные массивы, рассмотрено ранее в работах
С. М. Новикова [141, 144]. Им обобщены результаты исследований, про-
веденных ГГИ в 1958—1960 гг., выведены зависимости испарения от ра-
диационного баланса и поглощенной радиации (суммарная радиация
минус отраженная) и найдены связи расчетных коэффициентов (а и р)
с уровнями болотных вод. Для низинных болот, амплитуда колебаний
уровней которых в теплый период года вдвое больше, чем па верховых,
учет изменения коэффициентов а и р в зависимости от уровня болотных
вод значительно уточняет расчет испарения.
Используя полученные зависимости и метеоданные станции Тюмень,
С. М. Новиков рассчитал месячные величины испарения с осоково-гип-
новых микроландшафтов за теплый период года (май — сентябрь) за 45
лет и построил кривые обеспеченности. Вычисленные средние многолет-
ние значения испарения оказались близкими к измеренным по испарите-
лям ГГИ-Б-1000 на Тюменской болотной гидрометеорологической стан-
ции в среднем за 7 лет наблюдений (табл. 6.14).
Для характеристики испарения с низинных травяных и мохово-тра-
вяных микролапдшафтов в южной части лесной зоны и в лесостепной зо-
не могут быть использованы рассчитанные по данным метеостанций
223
Таблица 6.14
Вычисленное и измеренное испарение с осоково-гипнового микроландшафта
(Тарманский болотный массив)
Испарение, мм	V	VI	VII	VIII	IX	X
Вычисленное [141]	. 70	119	96	67	41	—
Измеренное по испарителям [98]	—	—	86	67	40	8
Таблица 6.15
Значения испарения (мм) различной обеспеченности, вычисленные
по метеорологическим данным станций Тюмень, Куйбышев (Барабинский)
и Новосибирск
Р %	Май			Июнь			Июль			Август			Сентябрь		
	т	I Тюмень	Куйбышев	Новосибирск	1 Тюме нь	Куйбышев	Новосибирск |	Тюмень	Куйбышев	Новосибирск	Тюмень	Куйбышев	Новосибирск	т Тюмень	Куйбышев	Новосибирск
1	116	119	119	159	158	164	134	142	138	111	117	115	63	62	64
3	104	109	106	147	146	153	126	132	129	98	105	102	58	59	59
5	99	101	101	144	142	148	121	129	124	94	98	96	55	56	57
10	90	93	92	138	136	140	115	119	116	87	90	87	51	53	53
20	83	84	83	129	127	131	108	ПО	107	79	80	78	47	49	49
30	76	78	76	124	121	125	103	104	102	73	74	72	44	46	46
40	71	73	73	119	116	120	99	100	98	69	69	67	42	44	44
50	67	70	67	116	113	115	95	95	94	66	66	63	40	43	41
60	64	56	64	113	108	ПО	91	91	90	63	62	59	38	40	39
70	60	63	60	ПО	105	106	87	87	87	59	58	56	37	39	37
80	57	58	56	106	100	100	84	83	84	56	53	53	34	36	35
90	52	55	50	103	96	93	79	76	79	52	50	49	32	34	31
95	50	51	48	99	91	88	75	73	75	49	46	45	31	31	29
Тюмень, Куйбышев (Барабинский) и Новосибирск значения испарения
разной обеспеченности (табл. 6.15).
Испарение с болот в зонах полигональных, плоскобугристых и круп-
нобугристых болот не рассчитывалось. Проведенные предварительные
исследования показали, что обилие лишайника в растительности болот
и вечная мерзлота, располагающаяся близко к поверхности, сильно из-
меняют процесс испарения, значительно уменьшая его на единицу при-
хода солнечной радиации.
224
7____________________________________
Внутриболотные реки
и некоторые особенности их гидрологичес-
кого режима
Внутриболотные реки ’, являющиеся неотъемлемым элементом бо-
лотных макроландшафтов и их гидрографической сети, в значительной
мере определяют степень естественного дренирования болот и заболо-
ченных земель. В связи с этим при освоении болот водотоки такого ти-
па представляют большой интерес, так как их можно использовать в
качестве водоприемников для отвода болотных вод с осушаемых тер-
риторий, а также в целях регулирования водного режима болот.
Вместе с тем внутриболотные реки, имеющие, как правило, неболь-
шие размеры, изучены крайне слабо. Почти во всех работах, посвящен-
ных вопросам речной гидрологии Западно-Сибирской равнины [106, 185],
рассматривается режим средних и крупных рек. По малым же водото-
кам Западной Сибири имеется только одна работа [145], в которой при-
водится краткая характеристика малых водотоков, расположенных на
относительно крупных болотных массивах.
Внутриболотные реки Западно-Сибирской равнины стали изучать-
ся с 1958 г. одновременно с началом комплексных исследований болот,
проводившихся экспедициями Государственного гидрологического ин-
ститута (см. разд. 1).
Приводимая ниже характеристика, строение и режим внутриболот-
ных рек Западной Сибири, а также структура их сети составлены пре-
имущественно на основе обобщения материалов, собранных Западно-
Сибирской экспедицией ГГИ, и отчасти данных, полученных на стацио-
нарной сети станций и постов ГУГМС.
Наряду с описанием особенностей строения и режима внутриболот-
ных водотоков в ряде случаев приводятся данные и по более значи-
тельным рекам, в которые впадают малые внутриболотные водотоки.
В зависимости от полноты и качества исходных данных характеристика
рек разных болотных зон дается с различной степенью подробности.
Внутриболотная речная сеть Западно-Сибирской равнины рассмат-
ривается по трем ее частям, различающимся по природным условиям:
северной, с южной границей по линии Сибирских Увалов, центральной,
южная граница которой проходит по параллели 58°, и южной, располо-
женной к югу от 58-й параллели. Целесообразность такого разделения
1 «Внутриболотными реками» (в соответствии с принятыми в гидрологии болот
определениями элементов внутриболотной гидрографической сети) названы реки, находя-
щиеся в болотных ландшафтах и протекающие в руслах, залегающих непосредственно
в торфянощ-залежи, или отделяющиеся от последней узкими, шириной не более 200 м,
полосами минеральных земель. Все внутриболотные реки по их длине и размерам водо-
сборной площади относятся к категории малых рек.
8 Зак. 3185
225
территории равнины обусловлена сильно различающимися физико-гео-
графическими условиями.
Северная часть равнины умеренно заболочена и слабо заторфована,
центральная ее часть сильно заболочена и заторфована, отличается оп-
тимальными условиями для развития болот; южная часть равнины,
расположенная в зоне неустойчивого и недостаточного увлажнения, от-
носительно слабо заболочена.
7.1. Реки северной части равнины
Внутриболотные реки этого региона, и в частности полуостровов
Ямал и Гыданского, бассейна р. Надыма, в своем большинстве проте-
кают в относительно глубоких, заболоченных логах. Система логов в
рассматриваемой части равнины создает своеобразную структуру сети
болотных рек (рис. 7.1), особенностью которой является расположение
истоков водотоков на возвышенных и незаболоченных участках. Чаще
всего здесь реки вытекают из водораздельных озер. Однако в более за-
болоченных районах этой территории, например в бассейне р. Пур,
структура внутриболотной сети несколько отличается от указанной
выше: реки имеют разветвленную древовидную форму, а бассейны их
полностью заболочены (рис. 7.2). Обследований внутриболотных рек
Рис. 7.1. Структура внутриболотной гидрографической сети северной части
Западно-Сибирской равнины.
1 — болота, 2 — суходолы.
2
226
Рис. 7.2. Структура внутриболотной гидрографической сети в наиболее
заболоченных районах северной части Западно-Сибирской равнины.
Усл. обозначения см. рис. 7.1.
в данной части равнины не проводилось. Поэтому составить их гидрогра-
фическую и тем более гидрологическую характеристику не представи-
лось возможным.
7.2. Реки центральной части равнины
Реки центральной части Западно-Сибирской равнины образуют хо-
рошо развитую внутриболотную речную сеть на обширных водораз-
дельных пространствах между средними реками, сплошь покрытых
сильно обводненными болотами с множеством озер различных раз-
меров.
, Как было показано в разд. 2, различия в строении болотных ланд-
шафтов зоны олиготрофных (сфагновых) болот, занимающей практи-
чески всю центральную часть равнины, обусловили возможность под-
разделения ее на девять болотных районов. Анализ строения гидрогра-
фической сети этих районов позволяет установить некоторые различия
и в структуре внутриболотной речной сети. Наибольшие различия на-
блюдаются между болотными районами, резко отличающимися по сте-
пени обводненности болотных микроландшафтов. Вследствие этого в
пределах центральной части равнины целесообразно рассматривать
227
Рис. 7.3. Структура
внутриболотной гидро-
графической сети Лямин-
Вахского района цент-
ральной части Западно-
Сибирской равнины.
Усл. обозначения см. рис. 7.1.
строение и режим малых внутриболотных рек по трем болотным рай-
онам: Лямин-Вахскому, Конда-Тавдинскому и Обь-Иртышскому.
Внутриболотные реки Лямин-Вахского района (Сургутское Поле-
сье) имеют своеобразную структуру речной сети. Особенность ее состоит
в том, что из-за огромного количества озер на водораздельных про-
странствах водотоки в сочетании с озерными водоемами, через которые
они протекают, образуют единую гидрографическую сеть, представ-
ляющую собой систему озер, соединенных между собой небольшими
Рис. 7.4. Структура внутриболотной гидрографической
сети Конда-Тавдинского района центральной части
Западно-Сибирской равнины.
Усл. обозначения см. рис. 7.1.
протоками (рис. 7.3). Такая структура внутриболотной речной сети
характерна для центральных наиболее уплощенных частей водоразде-
лов рек Лямина, Пима, Тромъегана, Агана, а также и для сильно „за-
озеренных“ участков водораздельных территорий в бассейнах крупных
и средних рек других болотных районов.
В Конда-Тавдинском районе, где преобладают грядово-мочажин-
ные комплексные микроландшафты и микролапдшафты лесной и мохо-
во-лесной групп, среди которых озер значительно меньше, внутриболот-
ная речная сеть имеет другую структуру, что хорошо видно на рис. 7.4.
Здесь в пределах границ болотных массивов речная сеть развита слабо,
сток из внутриболотных озер осуществляется преимущественно через
обширные проточные топи, тянущиеся широкими лентами между мезо-
ландшафтами с выпуклой формой поверхности.
В Обь-Иртышском районе сеть внутриболотных водотоков имеет
„прямоугольно-перистую структуру" (рис. 7.5) с расположением исто-
229
Рис. 7.5. Структура вну-
триболотной гидрографи-
ческой сети Обь-Иртыш-
ского района централь-
ной части Западно-Си-
бирской равнины.
Усл. обозначения см. рис. 7.1.
ков рек в пределах границ болотных массивов, на которых преоблада-
ют грядово-мочажинные микроландшафты.
Внутриболотные реки центральной части равнины берут начало из
озерков или проточных топей и протекают по болотам почти исключи-
тельно в торфяных берегах. При этом типы болотных микроландшафтов,
примыкающих непосредственно к руслу реки, меняются по ее длине
(от истока к устью) от сильно обводненных и труднопроходимых топей
до относительно „сухих“ микроландшафтов лесной и мохово-лесной
групп.
Характерной особенностью малых рек рассматриваемой части рав-
нины является отсутствие в их верхнем и среднем течении ясно выражен-
ных долин и пойм. Здесь они протекают в очень пологих ложбинах, рас-
положенных между отдельными повышенными участками болотных мас-
сивов. Лишь в самом нижнем течении, где река обычно протекает в
минеральных берегах, долина приобретает ясно выраженную V-образ-
ную форму. Ширина долины в приустьевых участках составляет не
более 100—300 м.
На внутриболотных реках, особенно в их верхних частях, встреча-
ются участки, где открытое русло исчезает и вода движется концент-
рированным потоком внутри залежи. Длина таких участков в отдель-
ных случаях достигает нескольких километров. Направление внутриза-
лежной реки (ручья) на поверхности болота прослеживается либо по
цепочке открытых ям („окон”) с очень слабым течением воды, либо
по надрусловой растительности (береза, осока, вахта, тростник), до-
статочно четко отмечающей положение внутризалежного русла. Участ-
ки с закрытым внутризалежным руслом часто встречаются при выходе
рек из озер и при впадении их в озера.
Меандрирование речных русел в пределах границ болот, как прави-
ло, довольно слабое, на минеральных островах и суходолах—значи-
тельное. В нижнем течении рек к их руслам примыкают заболоченные
леса, постепенно переходящие в узкие полосы суходольных лесов на
минеральных почво-грунтах. Длина внутриболотных водотоков колеб-
лется в широких пределах (5—200 км) и зависит от размеров болотных
массивов. Русла рек преимущественно ящикообразные почти на всем
их протяжении. Ширина рек в среднем течении чаще всего 2—4 м, в от-
дельных местах (озеровидных расширениях) 7—10 м; глубины соот-
ветственно 0,7—1,2 м и 2,0—3,0 м. Дно, как правило, торфяное. Берега
водотоков сложены преимущественно торфом, имеют высоту над уре-
зом воды до 1,0 м (на участках, проходящих через топи — всего 0,1 —
0,2 м), обрывистые, часто с нависающей дерниной, состоящей из болот-
ной растительности. Конкретные сведения о водосборах, долинах и
руслах некоторых внутриболотных рек рассматриваемой территории,
обследованных экспедицией ГГИ, приведены в приложении 25. Гидро-
логический режим внутриболотных рек центральной части Западно-
Сибирской равнины определяется не только их размерами и характе-
ром связи с озерами и болотами, но и климатическими условиями этой
территории.
Исследования режима внутриболотных рек, проводившиеся Запад-
но-Сибирской экспедицией ГГИ, в этой части равнины охватывают от-
дельные водотоки бассейнов рек Конды и Агана, междуречий Ваха и
Ватинского Егана, Большого Салыма и Большого Югана. Перечень
гидрологических работ, выполненных этой экспедицией на внутрибо-
лотных реках Западной Сибири, приведен в приложении 20.
231
Характеристика режима внутриболотных рек рассматриваемой цент-
ральной части равнины составлена в основном по материалам экспеди-
ционных наблюдений (приложение 20), так как водомерные посты и
гидрометрические створы сети Гидрометслужбы на этой территории
расположены лишь на больших и средних реках. Однако полу-
ченные экспедицией данные за кратковременный период не позволяют
достаточно полно осветить режим даже исследованных внутриболотных
водотоков. Поэтому была сделана попытка удлинить имеющиеся для
этих малых рек ряды наблюдений за уровнем воды, стоком, толщиной
льда и другими элементами их режима по графикам связи с аналогич-
ными элементами режима более значительных, лучше изученных, со-
седних водотоков с площадями водосборов 5000—16 000 км2, принад-
лежащих к категории средних рек. Возможность использования для
этой цели данных по режиму средних рек применительно к территории
центральной части Западной Сибири основано в значительной мере на
следующих положениях:
1. Ландшафтные условия на водосборах малых (внутриболотных)
и средних рек этой территории весьма близки вследствие ее большой
(в целом) заболоченности и относительного однообразия типов болот.
Несколько отличаться водосборы могут лишь по степени заболочен-
ности.
2. Различия в водном режиме средних и малых рек заметно сгла-
живаются благодаря относительно высокой естественной зарегулиро-
ванности стока местных внутриболотных водотоков болотно-озерными
системами.
Указанными выше природными особенностями, очевидно, обуслов-
ливается относительная стабильность соотношений между отдельными
элементами режима малых и средних рек, расположенных в исследо-
ванных экспедицией районах центральной части Западно-Сибирской
равнины (бассейн р. Конды и междуречье Ваха и Ватинского Егана),
что подтверждается достаточной теснотой многих построенных корре-
лятивных связей.
Для внутриболотных водотоков, расположенных на междуречье Ва-
ха и Ватинского Егана, а также в бассейне Агана, в качестве реки-ана-
лога принята р. Аган у с. Вар-Еган, а для водотоков, находящихся в
бассейне р. Конды,— р. Конда у д. Чантырьи.
Приводимая ниже характеристика водного и ледового режимов
внутриболотных рек центральной части Западно-Сибирской равни-
ны и их особенностей базируется, как уже указывалось, главным
образом па данных наблюдений, относящихся непосредственно к
этим малым водотокам, а также на сведениях, полученных в резуль-
тате удлинения коротких рядов наблюдений по вышеупомянутым
связям.
7.2.1.	Уровенный режим. Весеннее половодье па исследованных
внутриболотных реках и ручьях в бассейне р. Конды начинается обыч-
но в первой декаде апреля, а на междуречье Ваха и Ватинского Ега-
на— в третьей декаде апреля. Весенний подъем уровня на внутрибо-
лбтных водотоках обычно наступает на 3—8 дней раньше, чем на сред-
них реках (связь 1 на рис. 7.6, табл. 7.1). Максимальные же уровни
половодья, являющиеся, как правило, и наивысшими годовыми, на-
блюдаются в течение 1—5 дней в первой — второй декадах мая (рис. 7.7).
На водотоках, сток которых сильно зарегулирован озерами, они насту-
пают на 5—7 дней позже, чем на водотоках с нсзарсгулированным сто-
232 
ком (связи II и III на рис. 7.6), и на 10—20 дней раньше по сравнению
со средними реками (табл. 7.1).
Высота подъема половодья 0,3—1,0 м, на средних реках — от 2 до
4 м. Интенсивность нарастания уровня в это время 4—30 см/сутки.
Спад половодья продолжается до июня — июля. Нередко оно сливает-
ся с летними дождевыми паводками (рир. 7.7).
10.VI
30. V
Рис. 7.6. Связь между датами
начала подъема и макси.маль- §
ного уровня весеннего поло-
водья на малых (внутриболот-
пых) и средних (р. Аган — |
с. Вар-Еган, р. Конца — д. Чан- g/O.r
тырья) реках.	ig
Внутриболотные реки: /--Боль-
шой Еган— створ II, 2— Большой 5 п,
Еган -створ III, 3--руч. Бысг-
рый — нижний створ, 4 — Большой Qq
Тетер — нос. Геофизиков, 5 — Мор-
тымья-’Д. Мортымья; /линия
связи дат начала подъема поло- 20./Г
водья, // —линия связи дат весен-
него половодья зарегулированных
рек. /// — линия связи дат весен-
него половодья пезарегулированных ^0]V
I’CK-	'	20.iV 30JV 10.V	20.V	30.V	10.W	20.17
Средние рек^
После спада весеннего половодья наступает период летне-осенней
межени. Продолжающаяся до октября межень в первую ее половину
нарушается дождевыми паводками, а во вторую — обычно отличается
устойчивым снижением уровня. Низшие летне-осенние уровни чаще все-
го приходятся на сентябрь. На режим уровней внутриболотных рек и
ручьев в летний период влияет бурно развивающаяся в их руслах вод-
ная растительность. После перехода температуры через 0° С во время
наступления ледостава осенью уровни несколько поднимаются, затем
происходит их спад, который продолжается в течение всей зимы до на-
чала весеннего снеготаяния. Зимние минимальные уровни, приходящие-
ся в большинстве случаев па конец зимы, обычно на 10—20 см ниже
летних. Колебания уровня рек и ручьев в зимний период незначитель-
ны, так как в этот сезон они питаются преимущественно болотными
водами. Некоторые малые водотоки зимой промерзают. Годовая ампли-
туда колебания уровня воды на водотоках с незарегулированным озе-
рами стоком составляет 0,6—1,0 м. На участках рек и ручьев, располо-
женных вблизи озер, из которых они вытекают, изменение уровня за
год на 30—40 см меньше, чем па участках, далеко отстоящих от таких
водоемов, что в значительной степени свидетельствует о регулирова-
нии внутриболотными озерами стока малых водотоков.
7.2.2.	Режим стока. Методы расчета речного стока, рекомендуемые
действующими в настоящее время Указаниями [196], и региональные
уточнения их, приводимые в монографии „Ресурсы поверхностных вод
СССР" [168], позволяют достаточно надежно рассчитать сток при огра-
ниченности или отсутствии данных наблюдений, особенно для больших
и средних рек. Для малых же рек, в том числе и внутриболотных во-
дотоков, на режим которых сильное влияние оказывают местные гид-
233
Таблица 7.1
Даты начала весеннего половодья н наступления его максимума и амплитуда изменения максимальных уровней
на внутриболотных реках центральной части Западно-Сибирской равнины
Река —пункт	Площадь во- досбора, км2	Период, за который приводятся данные	Дата начала половодья			Дата наступления максимума			Амплитуда изменений мак- симальных уровней весен- него поло- водья, см
			ранняя	поздняя	сред- няя	ранняя	поздняя	сред- няя	
Малые реки
Бассейн р. Конды
Мортымья — д. Мортымья Большой Тетер — пос. Геофизиков	570	1948—70 1948—70	21/III-55 21/III-55	26/IV-58 26/IV-58	8/1V 8/IV	20/IV-51, 67 ll/IV-51, 67	17/VI-69 9/VI-69	21/V 10/V	—
Большой Еган — створ II	Межд 11,8	фечье Ва 1954-72	ха и Ватинск 6/IV-61	[ого Егаиг 15/V-70	29/IV	13/IV-67	30/V-63	10/V	116
Большой Еган — створ III (расположен в	26,6	1954—72	6/IV-61	15/V-70	29/IV	23/IV-67	8/VI-63	18/V	69
60 м ниже оз. Проточного). руч. Быстрый — нижний створ (расположен в	8,94	1954—72	6/IV-61	15/V-70	29/IV	13/IV-6 7	30/V-63	10/V	77
40 м от оз. Проточного) Кон да — д. Чаитырья	13900	Сре 1948—70	дние реки 25/III-55	1/V-58	11/IV	10/V-51, 67	16/VI-69	27/V	
Аган — с. Вар-Еган	15500	1954-72	8/IV-61	23/V-70	3/V	ll/V-67	10/V I-63	1/VI	—
Рис. 7.7. График колебаний уровня воды на реках Большом Егане и Большом Тетере.
/ — Большой Г.ган —створ II. 1972 г.; 2 Большой Еган - створ III, 1972 г.; 3 — Большой Тетер пос. Геофизиков, 1966 г.
роморфологические особенности территории, точность расчета стока
по общим упомянутым выше зависимостям до сего времени не уста-
новлена, в частности, из-за отсутствия на этих реках достаточно дли-
тельных рядов наблюдений за стоком. Как уже отмечалось ранее, ма-
териалов стационарных наблюдений за режимом внутриболотных во-
дотоков Западной Сибири почти нет. Поэтому параметры расчетных
формул для таких рек этой территории установлены по данным на-
блюдений, относящимся к более значительным по размерам рекам.
Кратковременные, 2—5-летние, наблюдения за стоком некоторых вну-
триболотных рек центральной части Западной Сибири выполнены эк-
спедицией ГГИ в 1965—1972 гг. В результате этих наблюдений были
получены данные (приложение 21), которые позволяют выявить неко-
торые особенности в режиме стока внутриболотных водотоков. Анализ
данных по стоку указанных малых рек дал возможность сопоставить
по некоторым характеристикам стока их фактические значения с соот-
ветствующими значениями для средних рек, а в отдельных случаях и с
расчетными значениями стока, полученными по существующим реко-
мендациям.
Для водного режима внутриболотных рек рассматриваемой терри-
тории типично весеннее половодье, имеющее одновершинную пикооб-
разную форму и дождевые летне-осенние паводки, иногда накладываю-
щиеся на спад половодья. Половодье на этих реках (рис. 7.8) начина-
ется чаще всего в конце апреля (бассейн р. Конды) и середине мая
(междуречье Ваха и Ватинского Егана) и заканчивается в первой по-
ловине июня. После спада половодья наступает период летне-осенней,
а затем, с конца октября — начала ноября, зимней межени. Летне-
осенняя межень нарушается дождевыми паводками, зимняя, более
низкая-и устойчивая, продолжается до начала весеннего подъема
уровня.
Норма стока двух внутриболотных водотоков, р. Сымту (в створе I)
и ручья Быстрого (в нижнем створе), определенная по графикам связи
годовых, сезонных и месячных значений стока этих водотоков, имею-
щих короткие ряды наблюдений, и р. Агана, средний сток для которой
мог быть вычислен по многолетнему периоду наблюдений, оказалась
равной для первого из водотоков (р. Сымту) 8,5 л/(с-км2) и для вто-
рого (руч. Быстрый) 7 л/(с-км2) (рис. 7.9). Приведенные выше значе-
ния нормы стока указанных водотоков близки к ее значениям, полу-
чаемым по карте среднего стока, рекомендуемой в работе [168]. Одна-
ко решение вопроса о возможности применения существующей карты
среднего стока рек [168] для расчета по ней нормы стока внутриболот-
ных водотоков Западной Сибири требует дальнейших разработок на
основе материалов более продолжительных наблюдений на несколь-
ких малых реках.
О внутригодовом распределении стока малых водотоков рассматри-
ваемой территории приближенно можно судить по данным, содержа-
щимся в табл. 7.2. Эти данные показывают, что сток за летне-осенний
сезон составляет значительную долю его годовой величины, близкую
к доле стока весеннего половодья. Распределение стока внутри теплого
периода года характеризуется относительной равномерностью. Послед-
нее, очевидно, обусловливается значительной естественной зарегулиро-
ванностью стока внутриболотных водотоков центральной части равни-
ны озерами и болотно-озерными системами. В весенний период нахо-
дящиеся в пределах площадей водосборов расматриваемых рек озера,
236
Рис. 7.8. Гидрографы стока рек Большого Егана и Большого Тетера.
/ — Большой Еган — створ II, 1970 г.; 2— Большой Еган — створ III, 1970 г.; 3— Большой Тетер — пос. Геофизиков, 1965 г.
грядово-озерковые, грядово-мочажинные микроландшафты и топи
аккумулируют талые воды, а в дальнейшем медленно отдают их в мел-
кие русла водотоков, врезанных в торфяную залежь. На внутриболот-
ных водотоках, сток которых относительно слабо зарегулирован (на-
пример, Большой Еган — створ II), объем его за летне-осеннюю ме-
жень меньше, чем за весенний период. На зимний сток внутриболотных
рек приходится около 10—15% его годового объема. Наибольший ме-
сячный сток этих водотоков, большей частью составляющий примерно
30% (такую же величину он имеет и на средней реке Аган у с. Вар-
Еган), наблюдается в мае, июне, а их наименьший месячный сток
Рис. 7.9. Графики связи годовых, сезонных и среднемесячных моду-
лей стока.
1 — годовые, 2 — сезонные, 3 — месячные.
(0,5—4%) •— в марте — апреле. Аналогичное распределение годового сто-
ка имеет и средняя по размеру р. Аган у с. Вар-Еган.
Данные по максимальному стоку внутриболотных рек рассматривае-
мой территории, полученные экспедицией ГГИ, приведены в приложе-
нии 21. Эти данные, как уже отмечалось, относятся к кратковременно-
му периоду и поэтому совершенно недостаточны для оценки изменчи-
вости максимального стока указанных водотоков. Вместе с тем по ним
можно получить представление о некоторых особенностях формирова-
ния максимального стока малых рек и о его модулях. Наблюденные
на малых реках максимальные модули стока во время половодья со-
ставляли 10—186 л/(с-км2). Сравнение максимальных модулей стока
весеннего половодья рассматриваемых внутриболотных водотоков за
отдельные годы с соответствующими величинами по средней реке Аган
у с. Вар-Еган показывает, что на малых реках с зарегулированным
озерами стоком максимальные модули в 1,5 раза меньше, а с незаре-
гулированным стоком — во столько же раз больше, чем на упомянутой
средней реке. Сравнение приведенных в приложении 21 годовых макси-
мумов стока со средними максимальными модулями весеннего стока
с малых речных водосборов Европейской территории Союза показыва-
238
Таблица 7.2
Распределение годового стока малых внутриболотных рек центральной части Западно-Сибирской равнины
по месяцам и сезонам (в %) (средние значения за 1970-72 и 1971-72 гг.) _____________________________
Период	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Весна IV—VI	Лето — осень VII—XI	Зима XII—III
Внутриболотные (малые) реки
р. Большой Еган — створ II. Площадь водосбора 11,8 км2
1970—72	2,9	2,2	2,5	2,5	44,4 15,7 11,8	3,9	4,8	4,7	3,0	1,6	62,6	28,2	9,2
р. Большой Еган — створ III*. Площадь водосбора 26,6 к 1970—72	5,12	4,05 3,26	4,65	12,6 17,7 14,4	м2 9,30	7,44	6,98	7,91	6,51	34,9	46,2	18,9
руч. Быстрый — Нижний створ*. Площадь водосбора 8,94 1970—72	3,89 2,00	1,26	1,79 27,5 21,0 11,6	км2 6,0	6,0	5,58	7,95	6,32	50,3	36,2	13,5
руч. Без названия — устье. Площадь водосбора 3,2 км2								
1971—72	1,4	0,92 0,53	0,92 28,6 34,7 9,1	3,8	5,6	6,8	4,7	2,9	64,2	30,0	5,8
руч. Без названия — устье. Площадь водосбора 14,7 км2								
1971—72	2,50 2,19	1,98 2,08 31,2 24,0 5,21	4,69	7,29	8,85	6,25	3,91	57,3	32,2	10,5
руч. Без названия — устье. Площадь водосбора 14,8 км2								
1971—72	1,62	1,28	1,03	1,88 38,5 21,4	5,90	4,70	7,3	8,90	4,70	2,78	61,8	31,5	6,7
р. Сымту — створ I. Площадь водосбора 53,5 км2
1971—72	2,22	1,78	1,26	1,19 23,7	26,7	10,4	6,82	6,97	8,90	6,23	3,86	51,6	39,3	9,1
р. Сымту — створ II*.	Площадь	водосбора 94	КМ2									
1971—72	4,1	3,1 р. Аган —с. Вар-Еган.	2,0 Площадь	1,4	19,4 25,4 водосбора 15 500		11,9 км2	6,3	6,7 Средняя река		7,5	7,0	5,2	46,2	39,4	14,4
1970—72	3,2	2,54	2,31	2,2	12,5	28,6	15,1	7,8	7,54	7,66	6,2	4,35	43,3	44,3	12,4
1971—72	3,3	2,4	2,2	2,3	15,5 * Реки с зарегулированным озерами стоком,			27,1	12,3	7,5	7,3	8,9	6,6	4,6	44,9	42,6	12,5
ет, что последние в большинстве случаев выше. Меньшие значения мо-
дулей максимального стока Западно-Сибирских внутриболотных рек
по сравнению с малыми реками ЕТС, вероятно, могут быть объяснены
главным образом достаточно высокой зарегулированностью стока пер-
вых из них многочисленными озерами и сильно обводненными грядово-
озерковыми и грядово-мочажинными комплексами, что уже отмечалось
ранее.
Минимальный сток рассматриваемых малых рек находится в тесной
связи с режимом уровня болотных вод и промерзанием торфяной зале-
жи. В конце зимы (марте—апреле) наименьшие суточные расходы
воды внутриболотных водотоков составляют всего 0,06—0,002 м3/с, в от-
дельные суровые зимы близки к нулю.
Летне-осенние наименьшие расходы этих водотоков в 3—6 раз боль-
ше минимальных зимних. Время их наступления чаще всего приходит-
ся на август—сентябрь.
7.2.3.	Ледовый режим. Ледовый режим внутриболотных рек цент-
ральной части Западно-Сибирской равнины характеризуется рядом об-
щих черт с малыми неболотными реками равнинных областей, в част-
ности отсутствием весеннего и осеннего ледоходов и таянием льда на
месте. Существенное влияние па ледовый режим рассматриваемых во-
дотоков оказывают внутриболотные озера. Участки рек, находящиеся
в непосредственной близости от
Рис. 7.10. Графики связи дат уста-
новления ледяного покрова на ма-
лых (внутриболотных) и средних
(р. Лган — с. Вар-Еган, р. Конда —
д. Чантырья) реках.
Усл. обозначения см. рис. 7.6.
истоков из озер, обычно замерзают зна-
чительно позже, чем более удаленные
от озер. В теплые зимы приозерные
участки водотоков не покрываются
льдом благодаря отепляющему влия-
нию вод, поступающих в них из озер.
На основе ранее высказанных сооб-
ражений (см. п. 7.2) построены графи-
ки связи дат установления устойчи-
вого ледостава на малых внутриболот-
ных и средних реках.
На рис. 7.10 показаны связи: верх-
няя — для приозерных участков внут-
риболотных рек, нижняя — для их
участков, находящихся в 1—2 км и бо-
лее от озер. Замерзание малых внутри-
болотиых водотоков обычно происходит
в период с третьей декады октября по
первую декаду декабря (табл. 7.3). Из
рис. 7.10 видно, что замерзание на при-
озерных створах происходит на месяц
и более позже, чем на средних реках.
На остальных участках этих рек, при
раннем похолодании, ледяной покров
образуется на 5—7 дней раньше, а при
поздних похолоданиях — примерно на
столько же дней позже, чем на сред-
них реках (рис. 7.10). Ранние даты
установления ледостава на внутрибо-
лотных реках приходятся: для приозер-
ных участков на 2/XI, для участков же,
удаленных от озер, на 2/Х, а поздние —
240
Таблица 7.2
Сроки наступления основных фаз ледового режима и максимальная толщина на внутриболотных реках центральной части
Западно-Сибирской равнины
Река — пункт	Площадь во- досбора, км2	Период, за который при- водятся на- блюдения	Дата замерзания			Дата вскрытия			Максимальная толщи- на льда, см		
			ранняя	поздняя	сред- няя	ранняя	поздняя	сред- няя	наи- боль- шая	наи- мень- шая	сред- няя
Малые реки
Бассейн р. Конды
Мортымья — д. Мортымья		570	1948—70 1948—70	30/IX-57 30/IX-57	25/XI-48 25/XI-48	26/Х 26/Х	14/III-51 14/III-51	20/V-68 20/V-68	7/IV 7/IV	—	—	—
Большой Тетер — пос. ков	Геофизи-											
			Междуречье Ваха		и Ватинского Егана							
Большой Еган — створ	II	11,8	1954—73	2/Х-57	15/XI-55	25/Х	8/IV-67	25/V-69	4/V	76	46	58
Большой Еган — створ положен в 60 м ниже точного)	III (рас- оз. Про-	26,6	1954—72	2/XI-68	29/XII-55	5/XII	8/IV-67	25/V-69	4/V	—	—	—
руч. Быстрый—нижний створ (рас- положен в 40 м от оз. Про- точного)		8,94	1954-72	2/XI-68	29/XII-55	5/XII	8/IV-67	25/V-69	4/V	—	—	—
Средние реки
Коида — д. Чантырья	13 900	1948—70	10/Х-57	14/XI-48	27/Х	13/IV-51	24/V-68	28/IV	—	—	—
Аган — с. Вар-Еган	15 500	1954—71	12/Х-57	8/XI-55	27/Х	28/1V-67	27/V-69	18/V	94	54	69
ьэ
соответственно на 29/XII и 15/XI. Крайние сроки замерзания малых во-
дотоков бассейна р. Конды 30/IX и 25/XI (табл. 7.3). Ледостав на участ-
ках рек, расположенных далеко от озер, как правило, устойчивый, а на
приозерных участках, как уже отмечалось выше, весьма неустойчивый.
В целях дополнения фактических данных по ледовому режиму внутри-
болотных рек на участках с устойчивым ледоставом была построена
связь толщины льда на р. Большой Еган в створе II с толщиной льда
на средней реке Аган у с. Вар-Еган (рис. 7.11) и установлено, что
максимальная за зиму толщина льда на указанной внутриболотной реке,
в зависимости от суровости зимы и влияния местных факторов, изменя-
ется от 50 до 80 см. Наибольших значений толщина льда достигает в тре-
тьей декаде марта. Период устойчивого ледостава длится 6—7 месяцев.
Весеннее вскрытие внутриболотных рек бассейна Конды происходит
обычно в первой декаде апреля, а рек междуречья Ваха и Ватинского
Егана — в первой декаде мая (табл. 7.3). Малые водотоки вскрываются
обычно на 15—20 дней раньше средних рек, а в годы с поздним вскрыти-
ем— почти одновременно (рис. 7.12.) В период снеготаяния на внутри-
болотных реках почти не образуется закраин, что, вероятно, обусловли-
вается значительной лесистостью их берегов. Последние, при относитель-
но малых ширинах рек, надежно защищают лед от прямых солнечных
лучей и тем самым сильно снижают интенсивность его таяния. При та-
ких условиях лед, прочно смерзшийся с берегами реки, не всплывает при
подъеме уровней, и талые воды стекают поверх льда. На участках рек,
расположенных среди не покрытых лесом болот, при установлении по-
ложительных температур воздуха лед быстро тает на месте. Поэтому
весенних подвижек льда и ледохода на малых внутриболотных реках
центральной части Западно-Сибирской равнины, как уже отмечалось
раньше, не бывает. Этому в значительной мере способствует и сильная
захламленность русла.
7.2.4.	Химический состав вод. По химическому составу воды внутри-
болотных рек центральной части Западно-Сибирской равнины относят-
ся (по классификации О. А. Алекина) к классу гидрокарбонатных.
242
Химический состав воды внутриболотных водотоков определяется в ос-
новном химическим составом болотных вод и отчасти атмосферных
осадков, питающих эти реки. Ввиду малого вреза русел, залегающих
преимущественно в торфяных грунтах (что уже отмечалось раньше),
питание этих рек более минерализованными грунтовыми водами весь-
ма слабое.
Данные химических анали-
зов воды, взятой на ряде внут-
риболотных рек рассматривае-
мой территории (приложение
22), показывают, что химиче-
ский состав ее весьма разнооб-
разен и довольно близок по
гидрохимической характерис-
тике к болотным водам (см.
табл. 8.8).
Общая минерализация воды
внутриболотных водотоков ма-
ла и колеблется от 14 до 43 мг/л>
средняя ее величина около
24 мг/л. Сравнение данных хи-
мических анализов воды иссле-
дованных рек показывает, что
содержание как отдельных ин-
гредиентов, так и общая мине-
рализация вод внутриболотных
водотоков, расположенных на
междуречье Ваха и Ватинского
Егана, несколько меньше, чем
подобных рек, находящихся в
бассейне р. Агана. Причина
этого расхождения пока не яс-
на. Повышенная минерализа-
ция вод на отдельных реках в
каждом из упомянутых выше
районов объясняется, по-види-
мому, большей долей грунтово-
Рис. 7.12. График связи дат вскрытия ма-
лых (внутриболотных и средних (р. Агап —
с. Вар-Еган и р. Конда —д. Чантырья) рек.
Усл. обозначения см. рис. 7.6.
го питания этих рек, в частности реки Верхняя Савкинская и Сымту.
Воды внутриболотных рек содержат большое количество органиче-
ских веществ. В качестве меры, характеризующей содержание в воде
органических веществ, использована величина окисляемости. Средняя
окисляемость воды внутриболотных рек равна 13,4 мгО/л, наиболь-
шая— 17,7 мгО/л; наименьшая—11,6 мгО/л. По сравнению с внутри-
болотными озерами средняя окисляемость речных вод в 2 раза больше.
Концентрация водородных ионов в водах внутриболотных рек не-
сколько ниже, чем в болотных водах. В маломинерализованных водах
внутриболотных водотоков величина pH колеблется от 5,4 до 6,1, т. е.
практически в тех же пределах, что и на средних реках.
Общая минерализация вод внутриболотных водотоков в 3—4 раза
меньше общей минерализации вод средних рек.
Как видно из данных, приведенных в приложении 22, относительно
высокая минерализация вод средних рек обусловлена высоким содер-
жанием в воде ионов НСОз-.
243
7.3. Реки южной части равнины
Внутриболотные реки южной части Западно-Сибирской равнины
в отличие от такого же типа рек ее центральной части, как правило,
в меньшей степени связаны с озерами. Менее развитый рельеф болот-
ных массивов на этой части территории обусловливает и более простую
структуру внутриболотной речной сети. Гидрографическая сеть имеет
значительно меньшую густоту, чем в зоне выпуклых олиготрофных бо-
лот. Водотоки берут свое начало из внутриболотных озер, реже — из
сильно обводненных топей и протекают среди низинных болотных ми-
кроландшафтов с преобладанием осоково-тростниковых или тростнико-
во-осоковых растительных ассоциаций. Характерной особенностью этих
малых рек здесь, так же как и в центральной части равнины, является
отсутствие на участках верхнего и среднего течения ясно выраженных
долин и пойм. В нижнем течении, где реки протекают в минеральных
почво-грунтах, их долины приобретают ясно выраженную корытообраз-
ную или V-образную форму. Ширина долин вблизи устья рек не превы-
шает 300 м. В верхних и средних частях водотоков встречаются участ-
ки, на которых русло погребено в торфяные залежи и прослеживается
лишь по цепочке „окон” с очень слабым течением воды. На приустье-
вых участках водотоков их русла открытые, углубляющиеся до 3 м.
Ширина рек 1—3 м, в низовьях — до 5—6 м, средние глубины 0,1—0,8 м.
В летний период русла зарастают водной растительностью, в частнос-
ти, кувшинкой и ряской. Берега рек преимущественно торфяные, топ-
кие, в среднем и нижнем течении низкие (0,3—0,6 м); на приустьевых
участках они крутые и обрывистые, высотой 1,5—3,0 м, сложены су-
глинками.
Конкретные сведения о руслах, долинах и водосборах некоторых
малых водотоков южной части Западно-Сибирской равнины, обследо-
ванных экспедицией ГГИ, приведены в приложении 25.
Стационарные наблюдения за гидрологическим режимом внутрибо-
лотных водотоков юга Западной Сибири ведутся (начаты экспедицией
ГГИ, продолжаются Омским и Западно-Сибирским УГМС) лишь
на реках Ахманке, Бухталке, Айге (Тарманский болотный массив),
относящихся к бассейну р. Туры, и на р. Баксе (Баксинский болотный
массив), принадлежащей к бассейну р. Шегарки (приложение 25).
Тарманский болотный массив расположен в западной части рассмат-
риваемой территории, Баксинский — в восточной части.
Указанные наблюдения не только недостаточны по количеству охва-
тываемых рек, но и довольно кратковременны (период их включает все-
го 11—12 лет).
Приводимая ниже характеристика водного и ледового режимов не-
которых внутриболотных рек южной части Западно-Сибирской равни-
ны основывается главным образом на данных наблюдений, относящих-
ся непосредственно к этим малым водотокам, а также на сведениях,
полученных в результате удлинения периодов кратковременных наблю-
дений по связям с соответствующими гидрологическими характеристи-
ками средних рек.
Вследствие кратковременности наблюдений полученные материалы
недостаточны для характеристики изменчивости стока, и в частности
максимального стока, этих рек.
Однако они позволяют вскрыть особенности формирования макси-
мального стока внутриболотных рек.
244
В качестве рек-аналогов при удлинении рядов на внутриболотных
водотоках приняты: для р. Ахманки у с. Салаирка — р. Тура у г. Тю-
мени (F=58500 км2), а для Баксы у с. Коноваловка — р. Бакса у
с. Пихтовка (F= 1420 км2).
7.3.1.	Уровенный режим. Для уровенного режима рек Западно-Си-
бирской равнины, так же как и для рек центральной ее части, харак-
терны весеннее половодье, летне-осенняя межень, которая летом ино-
гда нарушается дождевыми паводками, и зимняя межень.
Таблица 7.4
Даты начала весеннего половодья и его максимума и амплитуда изменения
максимальных уровней иа внутриболотных реках
южной части Западно-Сибирской равнины
Река—пункт	Площадь водо- сбора, км2	Период, за кото- рый приводятся данные	Дата начала половодья			Дата наступления максимума			Амплитуда изме- нения максималь- ного уровня по- ловодья, см
			ранняя	поздняя	средняя	ранняя	поздняя	средняя	
Тарманский болотный массив
Ахманка— с. Салаир- ка	554	1936—71	21/III-44	29/IV-45	5/IV	10/IV-61	2/VI-45	7/V	517
Тура — г. Тюмень	58500	1936—68	21/III-44	27/IV-45	6/IV	15/IV-61	1/IV-54	11/V	481
Баксинский болотный массив
Бакса —• с. Конова- ловка	428	1948—58, 1961—71	23/II1-68	21/IV-64	12/IV	7/IV-70	5/V-52	24/IV	151
Бакса —• с. Пихтов- ка	1420	1948—58. 1961—71	23/III-68	20/IV-64	10/IV	29/III-68	7/V-52	26/IV	480
Весенний подъем уровня на малых и средних реках рассматривае-
мой территории, обычно начинается одновременно в первой половине
апреля (табл. 7.4, рис. 7.13). Крайние сроки его начала относятся к пер-
вой половине третьей декады марта и к концу апреля. Максимум поло-
водья на внутриболотных водотоках западных районов южной части
равнины (Тарманский болотный массив) чаще всего наступает в пер-
вой декаде мая, а в восточных ее районах (Баксинский болотный мас-
сив)—в третьей декаде апреля (табл. 7.4), несколько раньше
(до 5 дней), чем на средних реках (рис. 7.14).
Наивысшие уровни наблюдаются еще при наличии ледяного покро-
ва или вскоре после очищения реки ото льда (рис. 7.15).
Спад весеннего половодья происходит до конца июня — начала ию-
ля. После окончания половодья на внутриболотных водотоках насту-
пает летне-осенняя межень (в отдельные годы она прерывается дожде-
выми паводками), плавно переходящая в устойчивую зимнюю межень.
Иногда во время замерзания водотоков бывают небольшие подъемы
уровня, до 10 см. Наиболее низкие летние уровни устанавливаются, как
245
правило, в августе, а зимние — в
Средние реки
Рис. 7.13. Зависимость между датами начала
подъема уровня весеннего половодья ма-
лых (внутриболотных) и средних (р. Тура —
г. Тюмень и р. Бакса — с. Пихтовка) рек.
Внутриболотные реки: 1 — Ахманка — с. Саланр-
ка, 2 — Бакса — с. Коноваловка.
конце декабря — январе, причем
зимние уровни выше летних на
30—40 см.
На ход уровней внутриболот-
ных рек оказывает влияние бур-
но развивающаяся в их руслах
растительность: вахта, сабельник,
хвощ, тростник, рогоз.
Годовая амплитуда колебаний
уровня воды на малых внутрибо-
лотных реках Тарманского болот-
ного массива составляет 0,7—
6,0 м, чаще всего около 3,5 м, а
Баксинского болотного массива —
1,5—4,0 м, чаще всего около 2,0 м.
На средних же реках этих райо-
нов годовая амплитуда колебаний
уровня изменяется соответственно
от 3,0 до 8,5 и от 1,7 до 6,0 м.
7.3.2. Режим стока. Годовой
ход расходов воды внутриболот-
ных рек южной части Западно-
Рис. 7.14. Связь между датами наступления мак-
симального уровня весеннего половодья малых
(внутриболотных) и средних (р. Тура — г. Тю-
мень и р. Бакса — с. Пихтовка) рек.
Усл. обозначения см. рис. 7.13
246
Рис. 7.15. График колебаний уровня воды на реках Ахманке и Баксе за 1969 г.
1 — Ахманка — с. Салаирка, 2 — Бакса — с. Коноваловка.
Рис. 7.16. Гидрографы стока рек Лхманки и Баксы за 1964 г.
1 — Лхманка — с. Салаирка, 2 — Бакса — с. Коноваловка.
Рис. 7.17. График связи среднегодовых мо-
дулей стока на реке Баксе у сел Конова-
ловка и Пихтовка.
сячных, годовых и характерных расходов воды четырех малых рек рас-
сматриваемой территории приведены в приложении 23.
Норма стока р. Баксы у с. Коноваловка, определенная по графику
связи годовых модулей стока в данном пункте (А = 428 км2) и на той
же реке у с. Пихтовка (А = 1420 км2), оказалась равной 2,4 л/(с-км2)
(рис. 7.17) и на 20% большей по сравнению с полученной по карте [168].
О внутригодовом распределе-
нии стока местных внутриболот-
ных водотоков в какой-то мере
можно судить по данным, содер-
жащимся в табл. 7.5. Как видно
из таблицы, основная часть стока
(90% его годового объема) при-
ходится на весенний период.
В остальную часть года (лето,
осень, зима) сток этих малых рек
составляет всего 10%, т. е. значи-
тельно меньше, чем на внутрибо-
лотных водотоках центральной
части Западно-Сибирской равни-
ны, для которых доля стока за ле-
то, осень и зиму равна 36—65 % •
Доля стока за зимний сезон
по данным, относящимся к рекам
Ахманке и Баксе, составляет лишь
около 2%.
Наибольший месячный сток на
этих реках приходится на апрель
или май, а наименьший месяч-
ный — на март. На отдельных
внутриболотных водотоках, например на р. Айгс, летом и зимой сток
прекращается.
Такое распределение стока на внутриболотных реках юга Западной
Сибири показывает, что сток с болот этой территории происходит почти
исключительно в весенний период. Летом же их водные запасы расхо-
дуются главным образом на испарение. Сравнивая распределение сто-
ка внутри года на малых и средних реках, можно отметить, что доля
весеннего стока на этих реках большей частью примерно одинакова.
Модули максимального весеннего стока малых водотоков, по имею-
щимся данным (приложение 23), в районе Тармаиского болотного мас-
сива составляют 10—74 л/(с-км2), а в районе Баксинского болотного
массива — 0,6—97 л/(с • км2).
На средних же реках, расположенных в районах указанных болот-
ных массивов, они изменяются соответственно от 6 до 41 л/(с-км2).
7.3.3.	Ледовый режим. Приведенные сведения о ледовом режиме
внутриболотных водотоков юга Западно-Сибирской равнины получены
по фактическим данным, относящимся к малым (Ахманка — с. Салаир-
ка и Бакса — с. Коноваловка) и средним (Тура — г. Тюмень и Бакса —
с. Пихтовка) рекам, для которых имеются более продолжительные ря-
ды наблюдений. Процесс замерзания на внутриболотных реках рас-
сматриваемой территории начинается с появления заберегов, наблю-
дающихся обычно в третьей декаде октября. До формирования ледяно-
го покрова, а также в период его весеннего разрушения (см. ниже) на
249
g	Таблица 7.5
Распределение годового стока малых внутриболотных рек южной части Западно-Сибирской равнины
по месяцам и сезонам, % (средние данные за указанные в таблице годы)
Период	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Весна IV—VI	Лето-осень VII—XI	Зима XII—III
Внутриболотные малые реки
р. Ахманка — с. Салаирка. Площадь водосбора 554 км2
1960—70	0,5	0,3	0,3	37,2	38,6	13,4	4,2	1,8	0,9	1,6	0,5	0,7	89,2	9,0	1,8
				Р	. Айга	— д. Михряк.		Площадь водосбора			412 км2				
1961—68	нб	нб	0,86	44,8	36,2	18,1	нб	нб	нб	нб	нб	нб	99,1		0.86
				р. Бакса —		- с. Коноваловка. Площадь водосбора 428 км2									
1961—65, 1967— 68, 1970	0,8	0,4	0,2	41,8	41,1	7,5	0,8	1,0	1,8	1,9	1,7	1,0	90,4	7,2	2,4
				Р-	Тура-	Средние реки -г. Тюмень. Площадь водосбора					58 500	км2			
1960—70	1,3	1,3	1,3	19,2	33,5	17,1	8,8	5,4	4,2	3,3	2,9	1,7	69,8	24,6	5,6
				Р-	Бакса -	— с. Пихтовка. Площадь водосбор					а 1420	км2			
1961-65,1967— 68, 1970	0,3	0,3	0,5	41,6	45,4	5,9	1,1	0,8	1,1	1,3	1,2	0,5	92,9	5,5	1,6
Таблица 7.6
Сроки наступления основных фаз ледового режима и максимальная толщина льда на внутриболотных реках южной части
Западной Сибири
Река — пункт	Площадь во- досбора, кма	Период, за который при- водятся дан- ные	Дата замерзания			Дата вскрытия			Максимальная толщина льда, см		
			ранняя	поздняя	сред- няя	ранняя	поздняя	сред- няя	наи- боль- шая	наи- мень- шая	сред- няя
Тарманский болотный массив
Ахманка — с. Салаирка Тура — г. Тюмень	554 58 500	1936—71 1936—68	16/Х-49 18/Х-49	26/XI-47 25/XI-47	3/XI 5/XI	5/IV-51.66 31/III-61	14/V-41 5/V-41	16/IV 14/IV	—	—	—
		Баксинский болотный массив									
Бакса — с. Коноваловка	428	1948—71	1/Х-68	6/XI-70	24/X	ll/IV-61,62	3/V-52	24/IV	129	64	88
Бакса — с. Пихтовка	1420	1948—58 1961—71	13/Х-64	7/XI-70	28/X	5/IV-65	3/V-52	22/IV	153	54	93
Внутриболотные реки
Рис. 7.18. График связи дат установления
ледяного покрова малых (внутриболотных)
и средних (с. Тура — г. Тюмень, р. Бакса —
с. Пихтовка) рек.
Внутриболотные реки: 1 — Ахманка — с. Салаир-
ка, 2 —Бакса — с. Коноваловка.
местных малых реках в отличие
от таких же рек центральной рав-
нины почти ежегодно наблюдает-
ся ледоход, продолжающийся
осенью чаще всего от 2 до 8 дней.
Ранняя дата образования ус-
тойчивого ледяного покрова в за-
падном районе (Тарманский бо-
лотный массив) южной части рав-
нины 16/Х, в восточном (Баксин-
ский болотный массив)— 1/Х, а
поздняя — соответственно 26/XI и
6/XI (табл. 7.6). Замерзание сред-
них рек происходит на 1—4 дня
позже, чем малых водотоков
(рис. 7.18).
Толщина льда на внутрибо-
лотных реках нарастает постепен-
но. Наибольшей величины она до-
стигает на р. Баксе у с. Конова-
ловка (0,6—1,3 м, в разные зимы)
и в большинстве случаев наблю-
дается в третьей декаде марта.
Построенная зависимость меж-
ду толщинами льда на р. Баксе у
с. Коноваловка и у с. Пихтовка
(рис. 7.19) показывает слабую связь этой характеристики в указанных
пунктах наблюдений, что, очевидно, объясняется большим влиянием на
О 20	40	60	80	100	120 см
р. Бакса-с. Пихтовка
Рис. 7.19. График связи толщины льда на р. Баксе
у сел Коноваловка и Пихтовка.
252
торов. Продолжительность ледо-
става составляет 1.70—190 дней.
В суровые зимы внутриболотные
реки на наиболее мелководных
участках промерзают до дна. Ве-
сеннее вскрытие внутриболотных
рек Тарманского болотного мас-
сива обычно происходит во вто-
рой декаде апреля на 2—5 дней
позже средних рек, а на Баксин-
ском болотном массиве — в треть-
ей декаде апреля — первой дека-
де мая почти одновременно со
вскрытием средних рек (рис.
7.20). Лед, прочно смерзшийся с
берегами реки, при подъеме уров-
ня обычно не всплывает, и вода
Средние реки
Рис. 7.20. График связи дат вскрытия ма-
лых (внутриболотных) и средних (р. Тура —
г. Тюмень, р. Бакса - - с. Пихтовка) рек.
Усл. обозначения см. рис. 7.18.
вначале идет поверх льда, интен-
сивно размывая его. Затем в тече-
ние 1—4 дней наблюдается ледо-
ход.
7.3.4.	(Химический состав вод.
Краткая характеристика химического состава вод внутриболотных во-
дотоков южной части Западно-Сибирской равнины дается на примере
р. Ахманки, расположенной на Тарманском болотном массиве. Эта ха-
рактеристика может служить в качестве первого приближения при
оценке гидрохимического режима водотоков такого типа. Воды внутри-
болотных рек южной части Западно-Сибирской равнины более минера-
лизованы, чем воды подобных рек ее центральной части (приложение
24). Последнее объясняется относительно высокой минерализацией
болотных вод рассматриваемой территории и большей долей грунтовой
составляющей в питании этих рек. Наиболее высокая минерализация вод,
как видно из приложения 24,.наблюдается в период зимней и летней ме-
жени, что обусловлено в первом случае переходом рек на преимуществен-
но грунтовое питание и во втором — повышенным испарением в летний
период.
Анализ данных по химическому составу вод за '10-летний период
показывает, что в зимний период величина общей минерализации ко-
леблется в широких пределах: от 300 до 600 мг/л, в летний — в
гораздо меньших пределах: от 270 до 290 мг/л. Преобладающим компо-
нентом в химическом составе воды внутриболотных рек является ион
НСОз-, концентрация которого в меженный период доходит до 300 мг/л.
В этот же период прослеживается повышенная концентрация С1~, что
связано с большей долей грунтового питания, особенно в зимнее время.
В период весеннего половодья минерализация воды рассматриваемых
рек, вследствие их разбавления маломинерализованными талыми вода-
ми в 2—3 раза ниже, чем в межень. Как видно из данных, приведен-
ных в приложении 24, прослеживается некоторая зависимость величи-
ны общей минерализации от водности года: в многоводные годы она
наименьшая, а маловодные — наибольшая. Различие же в минерализа-
ции вод внутриболотных рек в средний по водности год и: маловодный
год очень мало.
Реакция воды рассматриваемых рек слабощелочная (рН>7,0).
8_____________
Внутриболотные
озера
8.1.	Общая характеристика озер
Западно-Сибирская равнина изобилует озерами. На ее территории
насчитывается 87 озер площадью более 50 км 1 2 и свыше 800 тыс. озер 1
размером до 50 км 2. Из 87 крупных озер 33 расположены в северной
части равнины (севернее параллели Сибирских Увалов), 20—в цент-
ральной (южная граница — 58-я параллель) и 34 — в южной ее части.
Около половины всех озер сосредоточено в центральной части равнины.
Огромные размеры Западно-Сибирской равнины, расположенной в
трех климатических зонах, обусловливают большое разнообразие в
гидрологическом режиме озер этой территории. Разнообразие просле-
живается как в ледовом и термическом, так и в уровенном режиме
озер. Так, например, продолжительность периода ледостава на озерах
северной части равнины составляет 8—9 месяцев, в то время как на озе-
рах южной части она не превышает 5—6 месяцев. Разница же в мак-
симальных толщинах льда озер составляет около 1 м. Большое разли-
чие в продолжительности безледоставного периода северных и южных
озер обусловливает значительные различия в их термическом режиме:
максимальная температура воды на озерах северной части около 20° С,
в то время как на озерах южной части она доходит до 30° С.
Преобладающее большинство озер Западно-Сибирской равнины яв-
ляются внутриболотными 2. В северной части равнины на долю внутри-
болотных водоемов приходится около 85% озер этой территории, в
центральной — 89% и в южной — 66%. Внутриболотные озера, зани-
мающие значительные площади заболоченных территорий, являются
неотъемлемым элементом ландшафтов Западно-Сибирской равнины.
Поэтому при преобразовании последних и особенно при составлении
прогноза их возможных изменений под влиянием хозяйственной дея-
тельности человека необходимо располагать достаточно подробными
сведениями о внутриболотных озерах.
Большой интерес внутриболотные озера представляют при освоении
сильно обводненных территорий в районах нефтяных и газовых место-
1 Следует иметь в виду, что приведенная цифра является заниженной, поскольку
в нее не вошли мелкие озера (озерки), залегающие внутри болотных массивов и не
нанесенные на крупномасштабные карты, по которым определялось количество озер.
В указанную цифру вошли лишь озера, превышающие площадь 1,0 га; если учесть все
более мелкие водоемы, то их количество возрастет в несколько раз.
2 Озера, расположенные среди болот и имеющие преимущественно торфяные
берега.
254
Таблица 8.1
Наблюдения, проводившиеся на озерах Западной Сибири экспедицией ГГИ
Наименование озера	Местоположение	Площадь зер- кала, км2	Наличие рус- лового стока нз озера	Средняя глубина, м	Наибольшая глубина, м	Период наблюдений	Состав наблюдений				
							уровни	температура воды	।	ледовые яв- ления	химический состав	испарение
Щучье	Бассейн р. Конды (р-н г. Урая)	3,78	Бессточное	—	—	6/V—15/Х 1965, 30/IV—31/XII 1966	+		—		—
Геофизиков *	Бассейн р. Конды		Бессточное	—	—	15/IV 1965 29/IV—6/IX 1966	+	+	-1-	+	—
Няр-Тов-Тур	Бассейн р. Мулымьн	9,2	—	1,99	2,6		—	—	—	-1-	—
Ленинградское *	Междуречье Ваха и Ва- тинского Егана	2,3	Сточное	1,50	2,0	18/V 1967 — действует	-1-	+	+	+	+
Проточное	То же	2,1	Сточное	1,20	1,70	21/V 1967 — действует	"Г	—	—	—	—
Кымыл-Эмтор	»	24,9	Сточное	1,80	2,0	16/VI—VIII 1967 1/1 1968—действует	“Г	—	—	—	—
Самот-Лор	»	61,1	Сточное	1,50	3,0	5/VI—IX 1967 1/1 1968— действует	+	—	—	—	—
Без названия	Междуречье Ваха и Ва- тинского Егана	0,027	Бессточное	—	—	20/V 1967 —действует	+	+	-1-	—	4-
Без названия	То же	—	Сточное	—	—	20/V 1967 — действует	+	—	—	—	—
Без названия	»	—	Бессточное	—	—	20/V 1967 — действует	4~	—	—	—	—
Сымту-Лор	Басссейн р. Аган. Меж- дуречье Логне-Яуна и Агрн-Егана	4,7	Сточное	1,0	1,30	13/VI—16/X 1970 11/V—27/X 1971 18/IV—31/X 1972	+	+	1	+	+
Примечания: 1. Названия озер, отмеченные звездочкой, даны экспедицией ГГИ.
2.	Знак плюс (+) означает наличие данных наблюдений, знак минус (—) — отсутствие наблюдений.
рождений, когда решается целый ряд практических задач, связанных
с осушением площади месторождения и его обустройством (прокладка
дорог, нефте- и газопроводов, линий электропередач и др.), разбурива-
нием участков нефтепромыслов, попадающих под относительно крупные
озера, забором воды из озер для закачки в нефтеносный пласт и др.
Изученность внутриболотных озер Западной Сибири, и особенно во-
доемов ее северной части, еще весьма слабая как по числу обследован-
ных озер, так и по полноте и составу наблюдений над их водным и тепло-
вым режимами и балансом вещества.
В период работы Западно-Сибирской экспедиции ГГИ по преобла-
дающему большинству обследованных озер были получены данные толь-
ко об их строении и морфометрии и лишь по отдельным озерам — све-
дения о гидрологическом режиме и элементам водного баланса (табл.
8.1).
Материалами для написания настоящего раздела послужили в основ-
ном данные, полученные этой экспедицией за 1963— 1973 гг., а также
сведения об озерах рассматриваемой территории, приведенные в литера-
туре.
8.2.	Озера северной части Западно-Сибирской равнины
Сведений об озерах этой территории крайне мало, особенно по району
полуостровов Ямал и Гыдапского. В рассматриваемом районе по време-
ни образования выделяются древние озера, возникшие в начале послелед-
никовой эпохи, и озера молодые, образовавшиеся значительно позже и
формирующиеся в настоящее время [118]. К последним, в частности, отно-
сятся термокарстовые озера.
В расположении озер относительно речной сети здесь трудно устано-
вить какую-либо общую закономерность (см. рис. 7.1). Озера здесь мож-
но встретить в различных частях междуречного пространства: как в рай-
оне водоразделов, так и в непосредственной близости к речным долинам.
Не прослеживается явной закономерности и в распределении густоты
озер относительно речной сети и по размерам водоемов.
По данным определений, выполненных в ГГИ, общее количество озер
в бассейне р. Пура составляет 86 230 (приложение 26), а их суммарная
площадь — 9% площади водосбора. Следует иметь в виду, что приведен-
ные цифры несколько занижены, так как в них не учтены, как уже указы-
валось, малые озера площадью менее 1 га, которых в этой части равнины
большое количество. Из 86 230 озер 73 520 расположены на болотах и за-
болоченных землях и лишь 12 710 — на суходолах. Иначе говоря, на боло-
тах озер почти в 6 раз больше, чем на суходолах. Общая площадь озер
на болотах также почти в 6 раз превышает их площадь па незаболочен-
ных землях. Подобное же соотношение (по числу и по площади) сухо-
дольных и внутриболотных озер прослеживается и в бассейне р. Казыма.
Характерной особенностью внутриболотных озер северной части рав-
нины являются их небольшие размеры и малые глубины. Преобладают
озера округлой формы диаметром 100—600 м. Берега их торфяные, об-
рывистые высотой 0,4—0,6 м. Дно озер ровное, в большинстве случаев
торфяное, иногда песчано-илистое. Озера, как правило, незаросшие, па
некоторых из них имеются торфяные острова. Средние глубины озер
1,0—1,5 м, максимальные — до 3 м.
Непосредственные наблюдения за режимом озер рассматриваемой
части Западно-Сибирской равнины проводились только на оз. Нумто,
256
Рис. 8.1. Хронологический график хода уровня оз. Нумто в различные по водности годы.
1 — многоводный 1971 г, 2 — средний по водности 1970 г., 3 — маловодный 1966 г.
расположенном на границе между ее северной и центральной частями,
совпадающей приблизительно с границей распространения повсеместной
многолетней мерзлоты. Поэтому составить даже краткую характеристи-
ку гидрологического режима озер этого района, и особенно озер зоны
лесотундры, весьма трудно. Некоторое представление об элементах гид-
рологического режима крупных внутриболотных водоемов северной ча-
сти Западно-Сибирской равнины можно получить, рассмотрев режим
оз. Нумто.
Годовой ход уровня этого озера имеет хорошо выраженный весенний
максимум, приходящийся обычно на июнь, реже на май. Минимум в го-
довом ходе уровня выражен слабо как по величине, так и по времени
наступления. В одни годы он, как показывает анализ многолетнего ряда
наблюдений, приходится на декабрь — январь, в другие — на октябрь —
ноябрь, в третьи — на апрель или август. Ход уровня в течение года от-
носительно плавный, без резких подъемов и спадов. Годовая амплитуда
колебания уровня изменяется в незначительных пределах (23—77 см),
что соответствует годовым амплитудам уровней внутриболотных озер
других физико-географических районов Западно-Сибирской равнины.
Средняя амплитуда равна 49 см. Хронологический график колебания
уровня в различные по водности годы показан на рис. 8.1.
Ледовый режим озера характеризуется большой продолжительностью
периода с ледовыми явлениями и значительными толщинами льда. Пе-
риод устойчивого ледостава длится около восьми месяцев. Появление за-
берегов на озере наблюдается в первых числах октября, образование
устойчивого ледостава — в первой половине этого же месяца. Период от
начала замерзания озера (появления заберегов) до образования ле-
достава составляет всего 2—3 дня, в редких случаях больше (до 17
дней).
По данным наблюдений на оз. Нумто определена средняя величина
суммы отрицательных среднесуточных температур воздуха, необходимая
для образования устойчивого ледостава. На основании этой величины
и сведений о датах перехода температуры воздуха через 0°С была по-
строена карта средних сроков образования устойчивого ледостава на
озерах рассматриваемой части Западно-Сибирской равнины (рис. 8.2).
Поскольку при построении карт использованы весьма ограниченные све-
дения о ледовом режиме озер севера Западной Сибири, их следует рас-
сматривать как приближенные карты-схемы, дающие лишь представле-
ние о данной характеристике ледового режима водоемов рассматривае-
мой части равнины.
Толщина льда на оз. Нумто к концу зимнего периода достигает НО—
120 см, а в отдельные, наиболее холодные зимы— 170 см. Вскрывается
озеро обычно в третьей декаде мая, а освобождается ото льда в первой
декаде июня. Вскрытие озера наступает при сумме положительных
среднесуточных температур воздуха, равной в среднем 62° С, полное
очищение ото льда — при 129° С. Поскольку толщина льда и метеороло-
гические условия в период снеготаяния от года к году меняются в значи-
тельных пределах, сумма положительных температур, необходимая для
полного очищения озера, также сильно варьирует: от 27 до 225° С. По
средней величине суммы ( + 129° С), необходимой для освобождения оз.
Нумто ото льда, и сведениям о датах перехода температуры воздуха че-
рез 0° С построена карта средних сроков очищения крупных внутри-
болотных озер на рассматриваемой территории (рис. 8.2).
258
Рис. 8.2. Карта средних сроков установления ледостава и освобождения ото льда вну-
триболотпых озер Западно-Сибирской равнины.
1 — замерзание, 2 — вскрытие.
Вследствие малых глубин озер и интенсивного перемешивания их
водных масс последние хорошо прогреваются. Наибольшие температуры
воды, достигающие 25° С, наблюдаются в первой половине июля. Затем
начинается постепенное охлаждение озера. Температура воды в августе
обычно не превышает 22° С, в сентябре— 14° С (рис. 8.3). В редких слу-
чаях температура воды в сентябре достигает 20° С.
Некоторое представление о режиме озер лесотундры и тундры За-
падно-Сибирской равнины можно получить по аналогии при ознакомле-
Рис. 8.3. График хода температуры поверхности воды на озерах северной части Запад-
но-Сибирской равнины за различные по сумме положительных температур годы.
1 — теплый, 2 — средний, 3 — холодный.
нии с гидрологической характеристикой озер Болыпеземельской тундры
[50, 134], которая по своим физико-географическим условиям близка к
условиям рассматриваемой территории.
По данным Л. П. Голдиной [50], замерзание тундровых озер проис-
ходит в середине октября, вскрытие — в последних числах мая — начале
июня. Весенний подъем уровня на этих озерах наблюдается в третьей
декаде июня. Безледный период непродолжительный, около четырех ме-
сяцев. Термический режим тундровых озер, по данным наблюдений того
же автора, несколько различен для мелководных и глубоководных озер.
Для мелководных озер (глубина до 2 м) характерен неустойчивый
термический режим. Водная масса этих озер хорошо перемешивается, в
результате чего температура воды, мало меняющаяся по глубине, быстро
реагирует на изменение температуры воздуха. Выраженной термической
стратификации не наблюдается.
Для глубоководных озер характерно наличие прямой стратификации
и расслоение водной массы на три термических слоя.
260
Несмотря на небольшую продолжительность безледного периода, в
термическом режиме глубоководных тундровых озер выделяются три
фазы: весенняя, летняя и осенняя. Весенняя фаза характеризуется бы-
стрым продвижением слоя температурного скачка, небольшой устойчи-
востью и малым тепловым запасом; летняя — максимумом накопления
тепла, расслоением водной массы, образованием слоя скачка, наиболь-
шими значениями устойчивости водной массы и теплового запаса, зна-
чительной разницей температур поверхностных и придонных слоев; осен-
няя — отличается быстрым падением устойчивости и уменьшением теп-
лового запаса.
8.3.	Озера центральной части Западно-Сибирской
равнины
По своему происхождению озера рассматриваемой части Западной
Сибири подразделяются на первичные и вторичные. Первые из них обра-
зовались до начала заболачивания территории, вторые — в процессе
развития болот [173].
Расположение озер относительно речной сети в этой части равнины
весьма разнообразно. В Сургутском Полесье (бассейны рек Лямина, Пи-
ма, Тромъегана, Агана, северных притоков Ваха) озера распространены
по всем сплошь заболоченным водораздельным пространствам (см.
рис. 7.3). Здесь прослеживается вполне определенная закономерность в
распределении озер: центральные части речных водоразделов заняты
наиболее крупными озерами, часто округлой формы; по мере продвиже-
ния от водораздела к речным руслам размер озер уменьшается, плановые
очертания их приобретают вытянутую форму, начинает прослеживаться
определенная упорядоченность в положении длинных осей озер относи-
тельно общего направления речных долин; вблизи рек вытянутость озер
увеличивается, их длинные оси принимают хорошо выраженную перпен-
дикулярную ориентировку относительно направления движения филь-
трационных вод с болот.
Близкую к рассмотренной структуре внутриболотной озерной сети
имеет левобережная часть бассейна р. Конды.
На междуречье Оби и Иртыша (бассейны рек Салыма, Югана) рас-
положение озер относительно речной сети несколько отличается от вы-
шеописанной. Здесь внутриболотные озера малых размеров сосредоточе-
ны в основном вблизи водоразделов. Среди них, а также на водоразделах
расположены единичные крупные озера (см. рис. 7.5), имеющие в боль-
шинстве случаев довольно правильную округлую форму. Близкую к рас-
смотренной структуру озерной сети имеют бассейны рек Васюгана, Ты-
ма, Кети.
Достаточно ясное представление о количественном распределении
озер в центральной части Западно-Сибирской равнины можно получить
из табл. 8.2. Наибольшее количество озер сосредоточено в правобереж-
ной части Оби (бассейны рек Лямина, Пима, Тромъегана, Агана, Ваха),
где число озер исчисляется десятками тысяч при плотности их (число озер
на 1 км2 болот) от 1,17 до 2,46. Значительно меньше внутриболотных озер
в бассейнах рек Тыма, Большого Югана, Большого Салыма, Демьянки,
Васюгана и особенно в бассейнах рек Ендырь, Сеуль и Туртас. Здесь
плотность озер изменяется от 0,19 до 0,64.
261
Морфология внутриболотных озер центральной части равнины, осо-
бенно района Среднего Приобья, изучена значительно лучше благодаря
экспедиционным работам, выполненным ГГИ в бассейнах рек Конды,
Большого Салыма, Пима, Тромъегана, Агана, Ваха, а также обследова-
ниям Гидрорыбпрома, проведенным в пределах Ханты-Мансийского на-
ционального округа.
Западно-Сибирская экспедиция ГГИ за период работы в пределах
зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот обследовала 253 вну-
триболотных озера. Основная масса обследованных озер приходится на
междурачье Ваха и Ватинского Егана, бассейн р. Агана и междуречье
Пима и Тромъегана. Несколько озер обследовано в бассейне р. Конды,
на междуречье Большого Салыма и Большого Югана. Распределение
обследованных озер по интервалам площадей представлено в табл. 8.2.
Таблица 8.2
Распределение озер, обследованных экспедицией ГГИ,
в центральной части Западно-Сибирской равнины
по интервалам площадей
Интервалы площадей озер, км2	Количество озер	В процентах от об- щего количества
<0,01	79	31,2
0,02-0,10	99	39,1
0,11—1,00	44	17,4
1,01—5,00	21	8,3
>5,00	10	4,0
Всего	253	100
Рис. 8.4. Кривые обеспеченности средней мощно-
сти торфяной залежи на дне озер и озерков (с
площадью до 1 км2), расположенных в верховьях
Агана (/) и в междуречье Ваха н Ватинского
Егана (2).
Озера рассматриваемой территории имеют самую разнообразную фор-
му и размеры. Площадь их акватории колеблется от нескольких десятков
квадратных метров (озерки
грядово-озерковых комп-
лексных микроландшафтов)
до нескольких десятков и
даже до сотни квадратных
километров (например, оз.
Пильтан-Лор с площадью
заркала 98,8 км2 в бассейне
р. Тромъегана).
Малые озера (площадью
до 0,1 км2) в большинстве
своем являются составной
частью грядово-озеркового
или грядово-мочажинно-
озеркового комплексных
микроландшафтов. В других
болотных микроландшафтах
они встречаются реже в ви-
де отдельных водоемов. Бе-
рега малых озер, как прави-
ло, торфяные, низкие, воз-
вышаются на 0,2—0,5 м над
262
урезом воды, иногда представляют
собой очень топкие сплавины. Дно
таких водоемов обычно торфяное,
преимущественно ровное со слабым
понижением к центральной части.
Мощность торфа на дне озер, распо-
ложенных на водоразделе Ваха и
Ватинского Егана, в бассейнах рек
Конды и Агана, изменяется в широ-
ких пределах: от нескольких санти-
метров до 5—6 м. Кривая обеспе-
ченности средних толщин торфяной
залежи на дне озер, полученная по
данным обследований 212 впутри-
болотных водоемов в верховьях бас-
сейна р. Агана и в междуречье Ваха
и Ватинского Егана, показана на
рис. 8.4. Как следует из графика, по-
ловина обследованных в бассейне
р. Агана озер имеет мощность дон-
ных торфяных отложений свыше
1,3 м, на междуречье Ваха и Ватин-
ского Егана — 2,3 м. Как показали
обследования озер на водоразделе
Пима и Тромъегана, мощность дон-
ных торфяных отложений здесь зна-
чительно меньше и изменяется в пре-
делах 0,2—2,1 м. Для выяснения
Рис. 8.6. Кривые обеспеченности средних
глубин озер, расположенных в вер-
ховьях Агана (1) и в междуречье Ваха
и Ватинского Егана (2).
природы образования торфов на дне внутриболотных водоемов на от-
дельных участках грядово-озеркового микроландшафта были заложены
стратиграфические профили с зондировкой глубин торфяной залежи
и отбором проб торфа как на болоте, так и на озерах (с их дна). Срав-
нение стратиграфии торфов на дне озер и на прилегающих к ним участ-
ках болот (см. рис. 8.5 на вклейке) показывает, что они идентичны. Это
Рис. 8.7. Кривые обеспеченности отношения —
НсР
для озер верховьев Агана (1) и междуречья Ва-
ха и Ватинского Егана (2).
свидетельствует об одинако-
вой природе образования
этих торфов. Из последне-
го следует, что рассматри-
ваемые озера по происхож-
дению являются вторичны-
ми, т. е. образовавшимися
в процессе развития болот.
Средняя глубина малых
озер колеблется в пределах
0,5—3,5 м. Причем у полови-
ны всех обследованных озер
средняя глубина не превы-
шает 1 м, (рис. 8.6). Макси-
мальные глубины таких
внутриболотных водоемов
варьируют обычно в преде-
лах 1,0—4,0 м и в единичных
случаях до 6,0—6,9 м. Как
263

следует из графика на рис. 8.7, отно-
шение максимальной глубины к сред-
ней для преобладающего числа таких
озер изменяется в небольших пределах
(от 1,25 до 1,5), что указывает на отно-
сительную плоскость дна малых озер.
В редких случаях это отношение боль-
ше двух. Профили типичных малых
внутриболотных озер показаны на
рис. 8.5 (см. вклейку).
Озера площадью более 0,1 км2 по
своему происхождению, по-видимому,
могут быть как первичными, так и вто-
ричными.
Основными признаками первичных
озер следует считать врез озерной кот-
ловины в минеральный грунт и мине-
ральное дно в современных условиях.
Только при наличии обоих этих при-
_. знаков можно предполагать, что обра-
зование таких внутриболотных озер
§ 5 было обусловлено первичным релье-
о z фом и они существовали уже в началь-
о “ ных фазах торфонакопления. Одного
=Д признака — минерального дна — в CO-
S' ° временных условиях, по-видимому, еще
;= g недостаточно для отнесения этого озе-
§ § ра к первичным. Анализ промерных
g. | профилей относительно крупных озер
с g и прилегающих к ним болотных микро-
? ландшафтов (рис. 8.8) дает основание
j 'g полагать, что некоторые озера с совре-
(X н менным минеральным дном являются
>> вторичными по отношению к болотам,
т. е. образовались только после появ-
ления болот в процессе торфонакопле-
ния. Образование таких озер связано,
по-видимому, с общим процессом раз-
вития болотных систем (рис. 8.9).
Исходя из того, что в начальной фазе
заболачивания территории торфона-
копление шло лишь в пониженных ча-
стях рельефа, вначале появились изо-
лированные болотные массивы. При
дальнейшем процессе торфонакопле-
ния центральные части этих массивов,
вследствие более быстрого в них при-
роста торфяной залежи, оказались
приподнятыми над окрайками и при-
легающими к ним минеральными неза-
болоченными участками [83]. Сток
с образовавшихся выпуклых болотных
массивов стал направленным на ниже-
264
расположенные незаболоченные участки, которые, оказавшись окру-
женными приподнятыми над ними торфяными отложениями, стали ме-
стами скопления воды и образования водоемов. В итоге, в современном
рельефе заболоченных территорий многие озера оказались лежащими
над выпуклыми элементами первичного рельефа поверхности мине-
ральных грунтов. При этом прежние и современные размеры таких
озер и их количество определялись на каждой стадии торфонакопле-
ния и изменений климата соотношением составляющих водного баланса
каждого водоема и его окружающего внутриболотного водосбора.
Долотный Масси#
масс
Рис. 8.9. Схема образования вторичных внутриболотных озер в болотных
системах.
Множество крупных и малых внутриболотных озер вместе с микро-
озерками грядово-озерковых, грядово-мочажинно-озерковых и грядово-
мочажинных комплексных микроландшафтов образуют обширные болот-
но-озерные системы, столь характерные для районов центральной части
Западно-Сибирской равнины, особенно для района Сургутского Полесья
и левобережья бассейна р. Конды. В несколько менее выраженных фор-
мах они широко распространены и на всем Обь-Иртышском междуречье,
в зоне олиготрофных выпуклых (сфагновых) болот. Размеры отдельных
внутриболотных озер достигают десятков и даже сотен квадратных ки-
лометров. Наиболее крупными внутриболотными озерами в центральной
части равнины являются: оз. Торм-Эмтор (F=139 км2), оз. Вандм-Тор
(F= 127 км2), оз. Пильтан-Лор (F = 98,8 км2), оз. Сырковое (F=90,4 км2).
Берега озер, как правило, торфяные, обрывистые, высотой 1,5—2,0 м
или низкие (сплавинные) высотой 0,2—0,5 м. На крупных и средних
озерах в результате воздействия ветровых волн на торфяные берега на-
блюдается их подмыв и разрушение, при этом акватории таких озер по-
степенно увеличиваются [86]. Увеличение площади внутриболотных озер
наблюдается также при слиянии их с другими близрасположенными озе-
рами. При этом изрезанность береговой линии озер сильно возрастает
(рис. 8.10). Вблизи разрушаемых берегов дно озер покрыто слоем раз-
мытого торфа (дейтрита) с ос-
татками упавших деревьев
(стволы, корневища). Особен-
но хорошо это видно после
спуска озер. Одновременно с
} процессом разрушения берегов
и увеличением акватории озер
происходит их зарастание и за-
болачивание. Этот процесс рас-
смотрен достаточно подробно
в работе [86]. На некоторых
озерах процесс зарастания за-
хватывает значительную часть
акватории. В большинстве во-
Рис. 8.10. Схема увеличения акватории водое-ДОеМОВ В0ДНая растительность
ма при слиянии его с другими близрасполо-^РСДСтавлена тростником, ХВО-
женными озерами.	щом, осокой, которые образу-
оз. щучье
265
ют часто обширные заросли вдоль берегов. Помимо этих растений
встречается также кубышка и земноводная гречиха.
К берегам средних и крупных озер обычно примыкают сфагново-
кустарничково-сосновые или сфагново-сосново-кустарничковые микро-
ландшафты, реже — сосново-сфагново-кустарничковые (разд. 2.) На не-
которых озерах относительно небольшие участки берега заняты грядо-
во-мочажинными комплексами, реже — суходолами, представляющими
собой минеральные острова. Дно крупных озер, как правило, ровное со
слабовыраженным понижением к центральной части, сложено преиму-
щественно минеральными грунтами (пески, супеси, суглинки). Песчаное
дно на внутриболотных водоемах характерно для озер бассейнов рек
Назыма, Лямина, Пима, Тромъегана, песчано-илистое — для озер бас-
сейна р. Конды, суглинистое с торфяными отложениями — для озер бас-
сейнов рек Ваха, Ватинского Егана, Салыма, Югана, Демьянки.
Средняя глубина крупных внутриболотных озер изменяется в узких
пределах (1,5—2,0 м), максимальная — обычно не превышает 2,5 м.
Лишь в отдельных озерах максимальные глубины превосходят указан-
ную величину и достигают 5 м. Как исключение, вблизи крупных рек
встречаются более глубокие внутриболотные озера. Так, на оз. Восточ-
ном, расположенном вблизи г. Урая в 7 км от р. Конды, зафиксирована
максимальная глубина 12,8 м. Из 253 обследованных экспедицией озер
лишь на 29 озерах обнаружена максимальная глубина, превышающая
2,5 м. Никакой связи между средней глубиной озер и их площадью не
прослеживается. Типичные профили средних и крупных озер представле-
ны на рис. 8.8. и 8.11.
В отличие от малых озер средние и крупные внутриболотные озера,
как правило, связаны между собой ручьями и протоками. Большое коли-
чество озер с соединяющими их мелкими ручьями и протоками образуют
на заболоченных водораздельных пространствах сложную по строению
озерно-речную сеть.
Русла рек и ручьев озерно-речных систем обычно хорошо выражены
и на аэрофотоснимках легко дешифрируются по находящимся около них
полоскам леса. Ширина ручьев преимущественно 1,0—3,0 м, глубина —
0,6— 1,0 м. Берега их торфяные, обрывистые. Однако среди них нередко
встречаются и водотоки с частично или полностью погребенными в торфе
руслами. Погребенные (скрытые под сплавиной) русла характерны для
участков, примыкающих непосредственно к озерам: при входе или вы-
ходе ручьев из озер.	<
Как показали обследования водотоков, соединяющих внутриболотные
озера, часть из них действует лишь в период стояния высоких уровней
воды на озерах, т. е. в весеннее половодье или во время летне-осенних
дождевых паводков; в засушливые летние периоды эти водотоки пере-
сыхают.
По характеру связи с речной сетью озера, как известно, разделяются
на проточные, сточные и бессточные. По данным обследований, боль-
шинство озер являются бессточными, т. е. не имеющими стока через
открытую речную сеть. Преимущественно это малые по размерам озера,
площадью до 100 га. Бессточные озера большой площади очень редки.
Из общего количества озер на долю бессточных приходится около 90%,
на долю проточных и сточных — всего 10—12%. Проточные и сточные
озера являются, как правило, средними и крупными водоемами, поэто-
му, несмотря на относительно малое их количество, они занимают до 50,
а иногда и более процентов площади всех внутриболотных озер.
266
Нм
Рис. 8.11. Профиль среднего озера.
Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.
Следует иметь в виду, что в условиях избыточного увлажнения все
озера имеют сток. При отсутствии открытых водотоков сток из внутри-
болотных водоемов осуществляется только фильтрационным путем через
торфяную залежь (см. п. 8.3.5) и в основном через ее деятельный гори-
зонт (см. п. 3.2). На обширных болотно-озерных системах (Сургутское
Полесье, левобережье бассейна р. Конды), где средние и крупные озера
приурочены в основном к плоским водоразделам, водосборная площадь
сточных озер либо крайне мала (составляет не более 5—10% площади
самого озера), либо полностью отсутствует, что вообще характерно для
внутриболотных озер зоны избыточного увлажнения.
Исследования уровенного и ледового режимов внутриболотных озер
в рассматриваемой части Западно-Сибирской равнины проводились эк-
спедициями ГГИ в бассейне р. Агана (оз. Сымту-Лор и ряд малых озер),
на междуречье Ваха и Ватинского Егана (озера Ленинградское, Самот-
Лор, Кымыл-Эмтор и ряд малых озер), в бассейне р. Конды (оз. Щучье
в районе г. Урая, оз. Геофизиков в бассейне р. Большого Тетера), на
междуречье Пима и Тромъегана (озеро без названия и озера Вать-Лор и
Безымянное).
На озерах Ленинградском и Сымту-Лор помимо наблюдений за уров-
нями и ледовым режимом измерялись температура воды и испарение. На
этих двух озерах, а также на оз. Проточном проводились определения
притока и стока воды через ручьи и речки. Последнее позволило подой-
ти к расчету водного баланса некоторых из исследуемых внутриболотных
озер.
Перечень гидрологических работ, проводимых на озерах, с указанием
периода наблюдений приведен в табл. 8.1.
Ниже рассматриваются элементы гидрологического режима внутри-
болотных озер.
8.3.1.	Уровенный режим. Уровеный режим малых озер, обычно не
имеющих руслового стока( притока), определяется в основном уровен-
ным режимом болот. В годовом ходе уровня малых озер наблюдаются
два максимума и два минимума.
Первый максимум приходится на период весеннего половодья, вто-
рой — на период летне-осенних дождевых паводков. Минимумы в годо-
вом ходе уровня наблюдаются зимой, обычно перед началом весеннего
снеготаяния, и летом, перед началом летне-осенних дождей. На малых
озерах, расположенных в бассейнах рек Назыма, Лямина, Пима, Тромъ-
егана, Агана, Ваха, начало весеннего подъема приходится па первую по-
ловину мая, на озерах бассейнов рек Конды, Демьянки, Салыма, Юга-
на — на вторую половину апреля. Пик выражен слабо вследствие замед-
ленного спада уровней и влияния на его ход дождей.
Весенний максимум наступает через 15—20 дней после начала подъ-
ема. Спад уровня на озерах обычно растянут до июля — августа.
Летний минимум, приходящийся на август — сентябрь, для северных
районов рассматриваемой территории является более низким, чем зим-
ний. Это объясняется тем, что в результате промерзания гряд в грядово-
озерковых комплексах фильтрационный сток с них зимой, в конце декаб-
бря — начале января, прекращается, в связи с чем уровень на малых
озерах в этот период до начала весеннего подъема практически не ме-
няется.
Осенний максимум обычно меньше весеннего, и величина его зависит
в основном от количества осадков теплого периода года. После осеннего
подъема уровня в связи с похолоданием и прекращением атмосферного
268
питания озер начинается спад уровней, который обычно прекращается в
декабре-январе. В теплые зимы снижение уровня на малых озерах про-
должается в течение всей зимы до начала весеннего снеготаяния. Ампли-
туда колебания уровней малых озер невелика и составляет 20—25 см.
В отличие от малых озер, на средних и крупных внутриболотных водо-
емах, имеющих, как правило, русловой сток, в годовом ходе уровня хо-
рошо прослеживаются лишь весенний максимум и зимний минимум
(рис. 8.12). Осенний максимум и летний минимум выражены очень сла-
бо, и поэтому в годы с достаточно большим количеством летних осадков
они совершенно не выявляются. Максимум уровня, обусловленный ве-
сенним снеготаянием, приходится па конец мая — начало июня. Анализ
имеющихся материалов наблюдений за уровнем воды на средних внутри-
болотных озерах показал, что для северной части равнины (оз. Нумто)
весенний подъем уровня начинается в среднем на следующие сутки пос-
ле перехода температуры воздуха через 0° С, в центральной части (озера
Сургутского Полесья) разница в датах перехода температуры воздуха
через 0° С и начала подъема уровня составляет 4 дня, а для южной (оз.
Среднее Тарманское) — 5 дней. На основе данных о датах перехода тем-
пературы воздуха через 0° С с учетом вышеприведенных сведений по-
строена карта сроков начала весеннего подъема уровня воды на средних
внутриболотных озерах Западно-Сибирской равнины (рис. 8.13).
Из-за ограниченности исходных материалов (при построении были
использованы сведения по уровенному режиму всего шести озер) приве-
денную карту следует рассматривать как схематическую, пригодную
лишь для приближенных определений дат начала весеннего подъема на
внутриболотных водоемах.
Пик подъема слабо выражен, особенно на крупных озерах, что объ-
ясняется замедленностью стока воды из этих озер через русловую сеть,
а также осадками, выпадающими весной и поддерживающими высокий
уровень. Интенсивность и величина подъема уровня в весенний период
зависят от площади водосбора озера. На крупных озерах интенсивность
подъема уровня составляет в среднем около 1,3 см/сутки, на средних —
0,64 см/сутки. Продолжительность весеннего подъема уровня колеблется
в широких пределах (20—90 дней) и в среднем составляет 1,5—2,0 меся-
ца. Величина весеннего подъема уровня на крупных внутриболотных
озерах около 20 см, на средних — до 90 см. Плавный спад весеннего
уровня воды на озерах, продолжающийся в течение всего летнего перио-
да с чуть заметным повышением в сентябре, постепенно переходит в
осенне-зимнее снижение уровня. В зимний период в связи с постепенным
промерзанием речек и ручьев, вытекающих из озер, а также деятельного
слоя болот, окружающих озеро, интенсивность спада уровня в водоемах
значительно меньше, чем в летний период. На некоторых средних и ма-
лых озерах снижение уровня зимой практически совсем прекращается (оз.
Кымыл-Эмтор), что указывает на отсутствие заметной фильтрации во-
ды из озера через дно и более глубокие слои залежи торфяных берегов.
На это же указывают и большие перепады уровня на близрасположен-
ных внутриболотных водоемах (рис. 8.5). Вышесказанное дает основа-
ние пренебрегать величиной фильтрации воды через дно озера при расче-
тах водного баланса внутриболотных водоемов.
Анализ данных наблюдений показывает, что существует зависимость
величины амплитуды колебания уровня от размера озера: чемкрупнее
озеро, тем меньше амплитуда. Так, на крупных озерах (с площадью бо-
лее 10 км2) максимальная амплитуда колебания около 30—35 см, на
269
Рис. 8.12. График колебания уровня воды на средних и крупных озерах.
1 — оз. Самот-Лор, F®61,8 км1 2; 2 — оз. Кымыл-Эмтор, F=»24,8 км2; 3—оз. Проточное, F»2,l км2; 4 — оз. Ленинградское, Г—2,3 км2; 5 —оз. Сым-
ту-Лор, F=4,7 км3.
Рис. 8.13. Карта сроков начала весеннего подъема уровня на озерах.
271
о 10.Х!
31.Х
^30.1Х
Рис. 8.14.
ледостава
«S
<§
ъ20.Х
|
&10.Х
Е
График связи дат установления
с датами перехода температуры
воздуха через 0° С.
ю.х 20.x	31.x юм
Начало ледостава
средних — до 90 см. Это можно объяснить, по-видимому, тем, что с уве-
личением площади озера доля руслового стока в водообмене его сокра-
щается (как правило, внутриболотные водотоки характеризуются малы-
ми расходами).
8.3.2.	Ледовый режим. Ледовый режим внутриболотных озер, имею-
щих ограниченный диапазон изменений глубин (1,5—2,0 м), определя-
ется в основном температурой воздуха, высотой снежного покрова на
льду и размерами водоемов. Раз-
меры водоема косвенно влияют
на интенсивность процессов за-
мерзания и оттаивания, опреде-
ляя степень воздействия ветра на
перемешивание водных масс и на
распределение высоты и плотно-
сти снежного покрова на льду.
Продолжительность же периода
с ледовыми явлениями определя-
ется непосредственно длительно-
стью периода с отрицательными
температурами воздуха. Количе-
ство дней с отрицательными тем-
пературами для центральной час-
ти колеблется в довольно широ-
ких пределах: от 231 дня на севе-
ре до 174 дней на юге. В связи
с этим продолжительность устой-
чивого ледостава на внутриболот-
ных озерах центральной части
----------,.„т изменяется от 204 до 235 дней.
Замерзание озер на севере начинается в конце сентября — начале ок-
тября, на юге — в конце октября. На малых озерах, а при безветренной
погоде и на крупных водоемах образовавшиеся забереги быстро расши-
ряются и в течение 2—3 дней все озеро покрывается льдом. При ветреной
погоде процесс ледообразования на крупных водоемах несколько затяги-
вается по сравнению с малыми озерами и замерзание их происходит на
2—5 дней позже. Сроки установления ледостава на внутриболотных озе-
рах, определенные по графику связи на рис. 8.14, построенному по дан-
ным экспедиционных исследований на основании подсчета сумм отрица-
тельных температур воздуха, необходимых для замерзания озер, пред-
ставлены на рис. 8.2. На рис. 8.15 приведена карта-схема наиболее
ранних и поздних сроков замерзания озер на этой территории.
По данным экспедиционных исследований, толщина льда на внутри-
болотных озерах в районе Нижневартовска к концу зимы достигает
124 см. Причем это значение зафиксировано на крупном озере (Самот-
Лор) в наиболее холодную зиму 1969 г. (сумма отрицательных темпера-
тур 4181° С). На малых озерах максимальная толщина значительно мень-
ше и не превышает 90 см. Крупные мелководные озера с глубинами 80—
85 см даже в средние по суровости зимы промерзают до дна. В теплые
зимы (2 ( — t) =2700° С) толщина льда на крупных и средних озерах не
превышает 95 см, а на малых — 80 см. Большая толщина льда на круп-
ных водоемах объясняется в основном влиянием ветра на снежный по-
кров (частичное сдувание и уплотнение снега). На малых озерах влияние
ветра ограничено вследствие облесения окружающих болот и снежный
равнины
272
Рис. 8.15. Карта наиболее ранних (/) и поздних (2) сроков замерзания озер.
покров, как правило, имеет большую высоту и меньшую плотность. В ре-
зультате, теплозащитные свойства снега на малых озерах оказываются
значительно выше.
Максимальная толщина льда на озерах, расположенных у северной
границы рассматриваемой территории (по данным наблюдений на
оз. Нумто), достигает 170 см. Это значение зафиксировано в 1969 г. при
сумме отрицательных температур на зимний период 1968-69 г., равной
4736° С. Поскольку эта сумма температур, как показал анализ метеоро-
логических данных за весь период наблюдений, является наибольшей
для этого района, можно считать, что толщина льда, равная 170 см, близ-
ка к максимальной.
Ввиду недостатка данных наблюдений за толщиной льда на озерах
для характеристики ледовой обстановки на внутриболотных водоемах
центральной части Западно-Сибирской равнины был использован рас-
четный метод определения толщины льда по метеорологическим данным.
В практике расчета толщина льда на водоемах по метеорологическим
данным наиболее распространенной является формула В. В. Пиотрови-
ча (156] (упрощенная формула Девика), которая имеет следующий вид:
+ (8- *’
где Л.л — теплопроводность льда, принимаемая равной 0,0052 кал/(см-с-
°C); Хс — теплопроводность снега, принимаемая равной 0,00052 кал/см •
•с°С); рл — плотность льда, принимаемая равной 0,916 г/см3; hc — вы-
сота снега на льду, см; /гл —начальная толщина льда, см; 2( — t) —
сумма отрицательных среднесуточных температур воздуха.
Эта формула, учитывающая влияние на ледообразование температу-
ры воздуха и высоты снежного покрова, является физически обоснован-
ной. Поэтому в случае использования при расчете данных о высоте снеж-
ного покрова на самом водоеме она дает достаточно близкие к наблюден-
ным величины, что видно из результатов вычислений, приведенных в
приложении 27. Но так как сведения о снежном покрове на водоемах
отсутствуют, при расчете толщины льда па них используются данные о
высоте снежного покрова, полученные на метеорологических станциях
(на открытой или защищенной площадках). Как показала проверка,
расчет толщины льда по формуле Пиотровича с использованием этих
материалов (наблюдений за снежным покровом на открытой площадке)
приводит к занижению толщины льда (приложение 27) из-за завышен-
ной высоты снежного покрова. Вследствие быстрого замерзания внутри-
болотных озер (через 2—3 дня после перехода среднесуточной темпера-
туры через 0° С) различия в высотах снежного покрова на озерах и ме-
теоплощадках в период образования ледостава не прослеживаются. По-
этому поправка в высоту снежного покрова при расчете толщины льда
по формуле (8.1) с использованием данных метеорологических станций
не вводилась.
Попытка получить график перехода от характеристик снежного по-
крова на метеостанции к характеристикам снежного покрова на водое-
мах не увенчалась успехом. Связь высот снежного покрова на озерах и
на открытой площадке метеостанции оказалась очень слабой. Это в зна-
чительной степени можно объяснить различием в условиях формирова-
ния снежного покрова: в связи с уплотнением снега на озерах под влия-
нием ветра и его частичным превращением в лед высота снега на льду
оказывается меньше, чем на метеорологических площадках. Усовершен-
274
ствованная в последние годы В. П. Пиотровичем методика расчета тол-
щин льда на озерах [156], учитывающая целый ряд факторов, влияющих
на ледообразование (температуру воздуха, скорость ветра, облачность,
влажность воздуха, солнечную радиацию и приток тепла от воды), по-
зволяет повысить точность определения этой характеристики и исполь-
зовать данную методику в практических целях. Однако ввиду отсутствия
некоторых исходных данных (влажность воздуха, солнечная радиация,
приток тепла из воды) и трудоемкости расчетов использовать ее для оп-
Рис. 8.16. Связь толщины льда средних озер с суммой отрицательных
температур воздуха для центральной части Западно-Сибирской равнины.
1 — зима 1967-68 г.; 2 — 1968-69 г.; 3 — 1969-70 г.; 4 — 1970-71 г.; 5 — 1971-72 г.; 6 — 1972-
73 г.
ределсния максимальных значений толщины льда на озерах не представ-
ляется целесообразным.
На основе данных наблюдений за ледовым режимом на внутриболот-
ных озерах центральной части Западно-Сибирской равнины (см. табл.
8.1) были построены связи толщин льда с суммой отрицательных темпе-
ратур воздуха (рис. 8.16) и получены зависимости (8.2) — (8.4). В дан-
ном случае влияние снежного покрова на ледообразование учитывается
косвенно, поэтому эти зависимости являются менее обоснованными, чем
формула (8.1).
Поскольку высота снежного покрова сильно меняется не только внут-
ри холодного периода, но и от года к году, расчеты толщины льда за
конкретные годы по формулам (8.2) — (8.4) могут привести к сущест-
венным ошибкам. При расчетах же средних за период толщин льда за-
висимости (8.2) — (8.4) должны давать достаточно хорошие результаты.
Для больших озер (F> 10 км2)
hn = 0,090 2 (—t) +9 при 2(—0 <400° С; |
ha = 0,018 2 (—/) + 40 при 2 (—t) > 400°С. I
Для средних озер (0,1 <F< 10 км2)
hn = 0,102(—/) + 3 при 2(—/)<400°С;	1
ha = 0,015 2 (—0 + 37 при 2 (—t) > 400° С. J	( '
18*
275
Для малых озер (F<0,l км2)
/гл = 0,072 2 (—0 + 9 при 2 (— t) < 400° С: |
/гл = 0,014 2 (—t) + 33 при 2 (—/) > 400° С. )	(8’4)
Влияние снежного покрова здесь учитывается косвенно благодаря
наличию двух расчетных формул: одной — для начального осенне-зим-
него периода ледообразования (2 ( — 0 <400° С), характеризующегося
малой высотой снега на льду и интенсивным ледообразованием, и дру-
гой— для зимне-весеннего (2 ( — t) >400° С), отличающегося большей
Рис. 8.17. Связь толщины льда средних озер с величиной корня квад-
ратного из суммы отрицательных температур воздуха для централь-
ной части Западно-Сибирской равнины.
I — зима 1968-69 г.; 2 — 1969-70 г.; 3 — 1970-71 г; 4 — 1971-72 г.
высотой снежного покрова и замедленным нарастанием толщины льда.
Аналогичные зависимости получены И. П. Бутягиным для рек [25].
Графики связи на рис. 8.16 позволяют проследить за режимом нарас-
тания льда на внутриболотных озерах.
Более строгая зависимость толщины льда от суммы отрицательных
температур воздуха получается в случае, когда величина 2( — 0 заме-
няется величиной \f —/) (рис. 8.17). Однако при этом графические
связи ==/( |/ 2(—t) уже не позволяют проследить за режимом на-
растания льда. Зависимости толщины льда от ]/" 2 (—I) для озер разных
размеров имеют вид:
для больших озер
Ил = 1,4 |/ 2(—0 + 10,4,	(8.5)
276
для средних озер
/гл= 1,5 |/ S(—0 +3,	(8.6)
для малых озер
h, - 1,3 I 2(—/) + 4.	(8.7)
По зависимости (8.3) на основании данных о температуре воздуха
26 метеорологических станций были рассчитаны толщины льда к концу
зимнего периода за многолетний ряд и построена схематическая карта
этих величин (рис. 8.18) для средних озер всей центральной части рав-
нины. По этой же расчетной схеме вычислены, а затем построены карты
средних толщин льда на озерах на 1/ХП, 1/1, 1/II и 1/Ш (рис. 8.19, 8.20).
Приведенные карты позволяют проследить изменение толщины льда па
средних по размерам внутриболотных озерах как в пространстве (по
территории), так и во времени, что особенно важно при хозяйственном
освоении края.
Таблица 8.3
Толщина льда разной обеспеченности на 1/ХП, 1/1, 1/П и 1/III на средних озерах,
рассчитанная по данным метеорологических наблюдений отдельных станций
Пункт	Дата	Обеспеченность, %										
		1	2	5	10	20	25	50	75	90	93	99
												
Березово	1/ХП	55	53	49	49	47	46	45	42	35	32	27
	1/1	66	66	63	60	58	57	54	52	50	49	47
	1/п	79	77	74	72	69	68	65	62	60	58	55
	1/Ш	95	90	83	80	77	76	73	71	68	66	62
Сургут	1/XII	51	50	49	48	46	46	44	39	29	26	17
	1/1	65	62	60	57	55	55	54	52	49	48	47
	1/п	78	75	72	70	67	67	64	62	59	57	56
	1/Ш	87	84	80	78	77	76	73	70	67	65	64
Тобольск	1/ХП	48	47	46	45	42	41	33	25	18	15	12
	1/1	57	56	55	54	51	51	49	48	46'	45	43
	1/п	67	66	65	63	61	60	59	56	53	52	51
	1/Ш	72	72	71	70	68	68	65	62	60	58	57
По данным расчета толщины льда за отдельные годы для средних
озер по трем пунктам центральной части Западно-Сибирской равнины
определены толщины льда разной обеспеченности (табл. 8.3), которые
позволяют судить о величинах возможных изменений этой гидрологиче-
ской характеристики.
Для перехода от толщин льда средних озер (рис. 8.16, 8.17) к толщи-
нам льда на больших (//о) и малых (Ямал) внутриболотных озерах на
основе данных экспедиционных наблюдений получены следующие зави-
симости:
Н6 - 1,08 Яср,
Нмал = 0,93 Нср.
(8-8)
(8.9)
277
Рис. 8.18. Карта толщин льда на средних озерах на конец зимнего периода.
Рис. 8.19. Карта толщин льда на средних озерах.
1 — на 1/ХП, 2 — на 1/1.
Рис. 8.20. Карта толщин льда на средних озерах.
/ - на 1/II, 2 - на 1/III.
280
При наблюдениях за ледовым режимом внутриболотных озер обнару-
жено, что в период весеннего снеготаяния в отдельные годы происходит
резкое увеличение толщины льда за счет интенсивного образования
снежного льда. Прирост толщины льда в этот период достигает 10—15 см.
Вскрытие озер, которому предшествует появление воды на льду и
образование сквозных, постоянно расширяющихся закраин, происходит
в конце апреля — начале мая на юге центральной части равнины и в се-
редине — конце мая на севере ее. Как показывает анализ данных наблю-
дений за ледовой обстановкой на внутриболотных водоемах и метеороло-
гическими условиями в весенний период, вскрытие средних озер начина-
ется через 15—25 дней после устойчивого перехода среднесуточной тем-
пературы воздуха через 0° С, при сумме положительных температур oi
40 до 100° С.
Очищение крупных внутриболотных озер ото льда происходит через
20—30 дней после их вскрытия. Причем период полного очищения ото
льда крупных водоемов на 3—5 дней больше, чем средних, и на 5—6 дней
больше, чем малых. Продолжительность периода от начала вскрытия до
полного освобождения озер ото льда меняется по годам от 21 до 31 дня,
что обусловлено, с одной стороны, разной толщиной льда, а с другой —
разными метеорологическими (в основном температурными) условиями в
период таяния льда. Продолжительность таяния льда на озерах зависит
от количества поступающего тепла, которое может быть косвенно оцене-
но суммой положителных температур воздуха. По суммам положитель-
ных среднесуточных температур воздуха на дату полного очищения озер
рассчитаны средние сроки освобождения ото льда средних озер и постро-
ены карты (см. рис. 8.2).
Особый интерес представляет вопрос о ледовой обстановке на боль-
ших и средних озерах в весеннее время, поскольку он тесно связан с
проблемой освоения нефтяных месторождений, расположенных под внут-
риболотными озерами. В частности, весьма важны сведения о подвиж-
ках льда в период вскрытия озер, так как неучет этого в проектах может
привести к разрушению нефтепромысловых сооружений, расположенных
на акватории озер.
Изучение ледовой обстановки на крупных и средних озерах в весен-
ний период 1968-69 г. позволило выявить характер разрушения ледяного
покрова на внутриболотных озерах.
Анализ материалов наблюдений показывает, что на крупных озерах
(Самот-Лор, Кымыл-Эмтор) имеют место подвижки льда.. Так, по резуль-
татам аэрофотосъемки, выполненной в 1969 г., на указанных озерах за-
фиксированы перемещения ледяных полей площадью до 32 км2 на рас-
стояние до нескольких сот метров. Скорость и направление их перемеще-
ния полностью определяется скоростью и направлением ветра, что под-
тверждается данными метеорологических наблюдений в этот период [89].
Проведенные исследования ледового режима и расчеты возможных
ледовых нагрузок на нефтяные сооружения [89] показывают, что переме-
щающиеся ледяные поля могут представлять угрозу системам нефтяных
скважин и нефтепроводов, возводимых на акватории больших озер.
8.3.3.	Температурный режим. Вода во внутриболотных озерах благо-
даря темной ее окраске (наличию значительного количества взвешенных
частиц торфа) и темному торфяному дну водоемов имеет низкое альбедо
и поглощает большое количество радиации. Это наряду с малыми глуби-
нами озер обусловливает быстрый и значительный прогрев водных масс
внутриболотных водоемов. На малых озерах, где отсутствует волнение, а
.281
следовательно, и интенсивное перемешивание водных масс, наблюдается
термическое расслоение водной массы на верхний 30—40-сантиметровый
сильно прогретый слой и нижний слой, имеющий температуру на 5—7° С
ниже.
На средних и крупных озерах, имеющих, как уже отмечалось, относи-
тельно малые глубины (до 2,0—2,5 м), водные массы хорошо перемеши-
ваются и прогреваются на всю глубину озера. Резко выраженной терми-
ческой стратификации на этих озерах практически не наблюдается, так
как количество дней со штилевой погодой на рассматриваемой террито-
рии в среднем не превышает 10—12. В течение большей части теплого
периода водные массы озер находятся в состоянии, близком к гомотер-
мии. Эпизодические наблюдения за изменением температуры воды по
глубине, выполненные на оз. Сымту-Лор летом 1971 г., обнаружили от-
сутствие слоя скачка и незначительное изменение температуры по глу-
бине. Наибольшая разница температур на поверхности и у дна озера не
превышает 0,2° С. Это обстоятельство позволяет при наличии наблюдений
за температурой поверхности озер с достаточной степенью достоверности
характеризовать тепловые ресурсы всего озера.
Регулярные, хотя и непродолжительные, наблюдения за температурой
поверхности воды на оз. Ленинградском, Сымту-Лор и на озере у пос.
Геофизиков (табл. 8.4) позволяют рассмотреть изменение температурно-
го режима в течение теплового периода года на внутриболотных водое-
мах центральной части Западно-Сибирской равнины.
На рис. 8.21 показан ход температуры воды и воздуха за отдельные
годы по вышеперечисленным озерам, а на рис. 8.22 — изменение темпе-
Таблица 8.4
Среднедекадные температуры поверхности воды внутриболотных озер
оз. Ленинградское					оз. Сымту-Лор					оз. у пос. Геофизиков				
		декада					декада					декада		
год	месяц	1	2	3	год	месяц	1	2	3	год	месяц	1	2	3
1967	VII	—	26,1	27,0	1971	VI	5,7	14,3	—	1965	VI	—	16,3	22,9
	VIII	15,0	17,0	12,9		VII	17,1	21,3	18,0		VII	23,4	22,0	17,9
1968	V	—	—	11,0		VIII	17,4	17,6	13,1		VIII	19,0	15,8	—
	VI	8,4	12,6	13,3		IX	11,0	10,6	4,4		IX	12,7	11,3	6,6
	VII	18,8	22,4	19,6		X	1,3	—	—	1966	V	—	16,6	—
	VIII	18,5	17,2	13,6							VI	20,2	—	15,1
	IX	7,2	7,1	5,4	1972	VI	4,0	15,5	17,6		VII	18,6	24,7	18,9
1969	VII	24,2	23,2	21,8		VII	13,8	16,2	19,2		VIII	20,6	17,9	15,3
	VIII	14,9	12,8	14,5		VIII	14,5	14,1	10,5					
	IX	13,9	7,1	5,0		IX	7,1	5,5	2,9					
1970	VI	—	—	11,2										
	VII	14,1	19,0	20,0										
	VIII	16,0	13,4	12,0										
	IX	10,5	12,8	—										
282
ратуры на оз. Ленинградском за различные по сумме положительных,
температур воздуха годы.
Как видно из рис. 8.21, ход температуры воды на внутриболотных озе-
рах более сглажен и достаточно хорошо повторяет ход температуры
воздуха со сдвигом фаз в сторону запаздывания на 2—3 дня.
Сопоставление температур воды и воздуха за теплый период по всем
рассматриваемым озерам (рис. 8.21) показывает, что температура воды
Рис. 8.21. График хода температуры поверхности воды (а) и воз-
духа (б) за теплый период.
/ — оз. Нумто, 2 — 03. Ленинградское, 3 — оз. Сымту-Лор, 4 — оз. Геофизиков.
во внутриболотных озерах в июне — сентябре на 1—2° С, а в отдельные
периоды и более превышает температуру воздуха. Тем самым озера
практически в течение всего теплого периода года являются аккумуля-
торами тепла и играют отепляющую роль в формировании климата при-
земного слоя атмосферы. Лишь в течение одной-двух недель после очи-
щения водоемов ото льда температура воды на озерах ниже температуры
воздуха. Совершенно очевидно, что в столь короткий период прогрева
озер весной при относительно невысоких температурах воздуха не может
быть создан тот запас тепла в озерах, который имеет место в течение
всего теплого периода. Поэтому причиной более высокой температуры
воды в озерах по сравнению с температурой воздуха является большая
283
величина поглощаемой водой прямой и суммарной коротковолновой ра-
диации вследствие большой прозрачности вод внутриболотных озер, тем-
ной их окраски из-за присутствия гуминовых кислот и не менее высокой
поглощательной способности торфяного дна, имеющего практически чер-
ный цвет. Благодаря этому внутриболотные водоемы сильно прогрева-
ются, особенно в ясные, безоблачные дни.
Максимальная температура наблюдается обычно в июле, реже в июне
и достигает 24—29° С. Изучение температурного режима оз. Ленинград-
Рис. 8.22. График хода температуры поверхности воды (а) и воз-
духа (б) на оз. Ленинградском за различные по сумме положитель-
ных температур годы.
1 — теплый, 2 — средний, 3 — холодный год.
ского в разные по температурным условиям годы (см. рис. 8.22) приво-
дит к выводу, что изменение средней температуры за теплый период от
года к году невелико и не превышает 1°С. Изменение же среднемесяч-
ных величин от года к году несколько больше, особенно в июле (табл.
8.5). Следует ожидать, что последнее относится также и к июню. Однако
отсутствие достаточно полных данных наблюдений за этот месяц не по-
зволяет подтвердить вышесказанное.
Хорошее перемешивание водных масс на всю глубину в средних и
крупных озерах обусловливает достаточно тесную связь температуры
поверхности воды с температурой воздуха для июля, что видно из
рис. 8.23. Полученные связи дают возможность по данным наблюдений
за температурой воздуха в первом приближении определить температу-
284
Таблица 8.5
Среднемесячные температуры поверхности воды оз. Ленинградского
Год	VI	VII	VIII	IX	Средняя за теплый период
1967	—	—	15,0	—	—
1968	11,4	20,2	16,4	6,4	13,8
1969	—	23,0	14,1	8,7	14,1*
1970	—	17,7	13,8	—	14,5**
Средняя за период наблюдений	—	20,3	14,8	—	—
*	Определена с учетом наблюдений, проведенных в июне (неполный месяц).
*	* Определена с учетом наблюдений, проведенных в июне и сентябре (неполный
месяц).
ру воды в неисследованных озерах. Аналогичные связи получены для
других летних месяцев (рис. 8.24).
По этой же расчетной схеме с использованием графиков связи сред-
немесячных температур (рис. 8.25) были вычислены среднемесячные за
многолетний период температуры воды во внутриболотных озерах по
ряду пунктов центральной части равнины, и построены карты этих вели-
чин (рис. 8.26).
Параллельные наблюдения за температурой воды на озере с площа-
дью более 2 км2 и озерке с площадью 2,7 га приводят к выводу, что тем-
Рис. 8.23. Связь суточной температуры поверхности воды с тем-
пературой воздуха. Озеро Ленинградское. Июль.
I — 1967 г., 2 — 1968 г., 3 - 1969 г., 4 - 1970 г.
285
Рис. 8.24. Связь суточной температуры поверхности воды
оз. Ленинградского с температурой воздуха.
1 — июнь, 2 — июль, 3 — август, 4 — сентябрь.
£цов С
28 т—------------------------------------------------------
41-----------------------------------------------------------------—_
2	6	10	/4	18	22 4,034*0
Рнс. 8.25. Связь среднемесячных температур поверхно-
сти воды оз. Ленинградского с температурой воздуха.
1 — июнь, 2 — июль, 3 — август, 4 — сентябрь.
Рис. 8.26. Карта среднемесячных температур (° С) поверхности воды.
1 — август, 2 — сентябрь, 3 — июль.
g>	T а б лица 8.6
Осредненные данные по химическому составу вод внутриболотных озер центральной части Западно-Сибирской равнины
Озеро	Жесткость, мг-экв/л			pH	Сумма ионов, мг/л	Содержание ионов, мг/л							Фос фа- ты, мгР/л	Железо общее, мгРе/л	SiO2 мг/л	H2SiO3 мг/л	Перманганат- ная окисляе- мость, мгО/л
	общая	карбо- натная	посто- янная			нсо-	SO1	Cl-	Caz Г	Mg2!'	NaT + к+	NH+ 4					
Самот-Лор	0,15	0,10	0,05	4,6	15,2	6,1	2,7	2,4	2,2	0,5	0,53	0,53	0,23	0,3	4,2	5,5	5,8
Кымыл-Эмтор	0,15	0,12	0,03	5,1	16,0	7,6	2,0	2,2	2,0	0,6	0,55	0,86	0,38	0,2	1,8	2,3	3,2
Сымту-Лор	0,32	—	—	6,4	54,4	33,8	—	5,1	3,4	1,8	5,0	0,64	0,88	4,7	5,8	—	17,6
Ленинградское	0,15	0,15	0,00	5,1	19,8	9,3	2,3	3,0	2,3	0,4	0,90	1,1	0,24	0,5	2,6	3,3	6,6
Проточное	0,10	0,09	0,01	4,6	15,6	7,0	2,2	2,2	1,5	0,4	0,90	1,0	0,18	0,3	4,1	5,3	12,6
Озерко б/н	0,15	0,10	0,05		17,6	10,2	0,67	2,4	2,0	0,6	0,47	0,07	0,28	0,3	50,9	83,4	14,5
Озерко б/н	0,12	0,12	0,00		17,0	8,1	2,0	2,4	1,7	0,3	1,08	1,2	0,25	0,2	26,5	34,5	22,8
Озерко б/н	0,14	0,13	0,0-1	4,2	18,1	9,2	1,0	3,1	2,0	0,4	1,45	0,82	0,30	0,2	14,7	19,1	17,2
Озерко б/н	0,20	0,20	0,00		21,3	12,2	2,0	1,8	3,0	0,6	—	1,3	0,24	0,4	60,0	78,0	41,6
Озеро без назва- ния у пос. Геофи- зиков	0,45			—	5,5	48,1	21,4			10,4	1,0	6,0	0,70	3,0	0,30	5,6				75,0
Няр-Тов-Тур	0,34	—	—	5,0	60,6	36,6	—	7,1	2,0	1,2	10,0	3,0	0,55	0,7	—	—	128
Примечания: 1. По озеру без названия у пос. Геофизиков приведены данные одной пробы.
2. Прочерк означает, что определение не производилось.
3. Повышенная минерализация оз. Сымту-Лор объясняется высокой минерализацией его притока — р. Сымту,
а оз. Няр-Тов-Тур— подпиткой водами р. Мулымьи в период высоких половодий.
пература воды в верхнем 30-сантиметровом слое в течение теплого пе-
риода на этих водоемах практически одинакова. Прослеживается лишь
незначительная (около 1°С) разница в максимальных температурах.
Сравнение графиков связи температуры воды с температурой воздуха,
построенных по данным наблюдений на средних и малых озерах, показы-
вает, что в период интенсивного прогревания озер (обычно в июле) верх-
ний слой воды малых озер нагревается сильнее, чем средних: при одной
и той же температуре воздуха температура воды в малых водоемах на
1,0—1,5° С выше, чем в средних.
Принимая во внимание вышеизложенное, на основании приведенных
сведений о температуре средних по размеру озер (рис. 8.26) можно опре-
делить температуру малых внутриболотных озер в различных районах
рассматриваемой территории.
8.3.4. Химический состав воды внутриболотных озер. Химический со-
став озерных вод определяется в основном химическим составом атмос-
ферных осадков и болотных вод, питающих внутриболотные озера.
Согласно данным гидрохимических анализов воды, выполненных на
ряде внутриболотных озер (табл. 8.6) центральной части Западно-Сибир-
ской равнины, химический состав их весьма однообразен и довольно бли-
зок по гидрохимической характеристике к атмосферным и болотным во-
дам (табл. 8.7).
Таблица 8.7
Химический состав атмосферных осадков и болотных вод на междуречье Ваха
и Ватинского Егана
16,7
4,2	6,0	1,8
1,2	0,57	1,9
0,40 0,72
Болотные воды (осредненные данные)
21,9	9,9	2,2	3,9	2,5	0,90	0,71
* В зимних осадках концентрация ионов значительно меньше.
Как следует из данных, приведенных в табл. 8.6, концентрация основ-
ных ионов, определяющих гидрохимическую характеристику воды в раз-
ных по размеру и расположению на рассматриваемой территории вну-
триболотных озерах, изменяется в очень малых пределах. Выявить ка-
кую-либо закономерность в изменении концентрации отдельных ионов
в зависимости от размера озер, средней глубины и их расположения на
речных водосборах не удалось. Подмечено лишь, что малые озерки, обыч-
но являющиеся составной частью грядово-озеркового болотного микро-
ландшафта, имеют воды с повышенным содержанием кремния (до
60 мг/л). Общая минерализация воды во внутриболотных водоемах, on-
io Зак. 3185
289-
Таблица 8,8
Химический состав вод виутриболотиЫх озер Центральной части Западно-Сибирской равнины
Озеро	Дата отбора пробы	Общая жест- кость, мг- экв/л	Сумма ионов, мг/л	Содержание ионов, мг/л							Железо общее, мгРе/л
				нсо 8	so2- 4	а-	Са2+	Mg2+	Na+ + к+	NH- 4	
Вать-Лор	27/IV-73	0,16	18,1	12,2	Не обнаружено	2,1	2,0	0,73	—	1,0	Не обнаружено
	12/V-73	0,10	15,7	9,8	»	2,1	0,60	0,83	0,92	1,5	»
	19/V-73	0,28	18,6	12,2	—	1,4	2,0	2,2	—	0,8	»
	8/Х-73	0,07	23,4	18,3	Не обнаружено	3,9	1,0	0,24	—		»
	17/11-74	0,36	33,4	12,2	—	3,6	2,8	13,4	—	1,5	Следы
Безымянное	27/IV-73	0,24	18,5	12,2	—.	0,57	4,0	0,48	—	1,2	Не обнаружено
	12/V-73	—	36,9	24,4	Не обнаружено	2,8	1,2	0,97	5,8	1,7	»
	1/VIH-73	0,1	19,6	12,2	—	1,1	0,8	0,73	—	4,2	0,56
	15/11-74	0,20	26,6	12,2	—.	4,2	1,6	1,5	—	1,5	5,6
Кымыл-Эмтор	11/IV-73	0,28	21,4	12,2	Не обнаружено	4,3	2,0	2,2	—	0,7	Не обнаружено
	1/VIII-73	1,0	13,4	6,1	»	2,1	1,6	0,24	—	3,0	0,28
	5/III-74	0,26	6,5	—	—	2,8	1,2	2,4	—	—	Следы
П[ и меч а н не. Прочерк означает, что определение не производилось.
ределяемая содержанием минеральных веществ в атмосферных осадках
и болотных водах, относительно мала и средняя ее величина не превы-
шает 22 мг/л. Изменение общей минерализации вод разных по размеру
внутриболотных озер колеблется от 15 до 60 мг/л, причем нет четкой за-
висимости величины минерализации от площади озера, прослеживается
лишь тенденция увеличения общей минерализации с уменьшением раз-
мера водоема. Последнее можно объяснить более тесной связью вод ма-
лых озер с водами болотных микроландшафтов, т. е. большей долей
грунтовых болотных вод в балансе этих озер.
Минерализация озерных вод изменяется не только в пространстве (по
территории), но и во времени. Наибольшая общая минерализация отме-
чается весной, перед началом интенсивного снеготаяния, наименьшая —
в период весеннего половодья, когда происходит сильное разбавление
озерных вод маломинерализованными талыми водами. В течение года
минерализация воды в озерах колеблется от 13 до 39 мг/л (табл. 8.8), в
то время как минерализация болотных грунтовых вод — от 16 до 52 мг/л.
Воды внутриболотных озер содержат большое количество органиче-
ских веществ. В качестве меры, характеризующей содержание в воде ор-
ганических веществ, использована величина перманганатной окисляемо-
сти. Средняя окисляемость воды внутриболотных озер около 7,0 —
7,2 мгО/л, наибольшая (характерная для малых водоемов) —42 мгО/л,
наименьшая — до 2,4 мгО/л. Малая окисляемость наблюдается обычно
на крупных озерах. Окисляемость болотных вод, содержащих значитель-
но большее количество органики, достигает 230 мгО/л.
Для всех внутриболотных озер характерна кислая реакция среды.
Средняя величина pH озерных вод колеблется от 4,50 до 6,43. Амплитуда
колебания pH внутри года изменяется от 0,40 до 1,55 (табл. 8.9).
Таблица 8.9
Значения pH вод внутриболотных озер
Озеро	рн		
	среднее	наибольшее	наименьшее
Самот-Лор	4,60	5,20	4,30
Кымыл-Эмтор	5,09	5,30	4,85
Сымту-Лор	6,43	7,70	6,15
У пос. Геофизиков	6,20	6,90	5,50
Няр-Тов-Тур	4,50	5,00	4,00
Ленинградское	5,07	5,30	4,90
Проточное	4,58	4,80	4,30
Рассмотренная гидрохимическая характеристика вод внутрибблотйых
озер может быть распространена на все внутриболотные озера централь-
ной части Западно-Сибирской равнины. Основанием для этого служат
достаточно близкие условия формирования минеральной составляющей
озерных вод на всей рассматриваемой территории. При практически оди-
1 Исключение составляет минерализация воды в оз. Сымту-Лор н оз. Няр-Тов-Тур,
где она почти втрое выше (табл. 8.6).
10’ &1
наковых глубинах и условиях залегания внутриболотных озер основны-
ми источниками водного питания, а следовательно, и главными факто-
рами, определяющими химический состав этих водоемов, являются
осадки и болотные воды.
Химический состав атмосферных осадков Западной Сибири практиче-
ски совершенно не изучен. Поэтому оценить степень изменчивости этого
фактора по территории весьма трудно. Однако, анализируя данные
(табл. 8.10) по химии атмосферных осадков ЕТС [201], можно прийти к
выводу, что существенных различий и каких-либо аномалий в химическом
составе и общей минерализации осадков центральной части Западно-
Сибирской равнины не может быть.
Таблица 8.10
Химический состав атмосферных осадков в различных пунктах ЕТС
(по данным В. М. Дроздовой и др.)
Пункт		Сумма ионов, мг/л	Содержание иоиов, мг/л							
			нсо 8	so2- 4	ci-	Са2+	Mg2+	Na+ +К+	N°r	NH—
п.	Мудьюг	15,5	2,8	4,2	3,8	0,60	0,20	2,8	0,60	0,50
п.	Усть-Вымь	11,4	3,1	3,8	1,1	0,60	0,20	1,6	0,40	0,60
п.	Воейково	14,0	1,8	6,2	1,2	1,1	0,20	2,2	0,60	0,70
г.	Валдай	9,7	2,2	3,6	0,8	0,40	0,20	1,5	0,60	0,40
г.	Кемери	12,5	1,8	5,4	1,3	1,0	0,20	1,5	0,90	0,40
д.	Собакино	20,9	4,2	9,0	1,4	2,1	0,20	2,2	0,80	1,0
с.	Высокая Дубрава	16,6	3,4	5,8	1,6	1,3	0,30	2,4	0,80	1,0
с.	Вязовые	18,6	4,8	6,5	1,6	1,4	0,30	1,9	1,0	1,1
Химический состав болотных вод в микроландшафтах верховых (оли-
готрофных) болот изменяется в весьма малых пределах, на что указы-
вают результаты сравнения химического состава вод, взятых на масси-
вах центральной части Западно-Сибирской равнины и болотах лесной
зоны ЕТС. Это обстоятельство дает основание считать, что химический
состав и общая минерализация болотных вод центральной части Запад-
но-Сибирской равнины меняется в еще меньших пределах.
Таким образом, химический состав и режим внутриболотных озер на
рассматриваемой территории изменяется в узких пределах, и поэтому по-
лученные сведения (табл. 8.6) с некоторым приближением можно рас-
пространить на другие неисследованные внутриболотные озера этой тер-
ритории.
8.3.5. Водный баланс. Водный баланс внутриболотных озер представ-
ляет не только большой научный, но и практический интерес в связи с
хозяйственным освоением сильно заболоченных и обводненных террито-
рий. Вопросы, связанные с определением объемов возможных водозабо-
ров из озер на промышленные и хозяйственные нужды, решением инже-
нерных задач при спуске водоемов и мелиорации их дна, требуют состав-
ления водных балансов.
Водный баланс внутриболотных озер центральной части Западно-
Сибирской равнины рассмотрен на примере трех разных по размеру во-
292
доемов: крупного (Самот-Лор, F = 61,8 км1 2), среднего (Ленинградское,
F = 2,29 км2) и малого (озеро без названия, F= 0,027 км2).
Водный баланс оз. Самот-Лор. Озеро Самот-Лор распо-
ложено на водоразделе правых притоков р. Оби — рек Ваха и Ватинского
Егана. Оно имеет овальную форму и вытянуто с северо-запада на юго-
восток. Длина его 11,5 км, ширина 7,1 км. Площадь зеркала 61,8 км2.
Средняя глубина равна 1,5 м, наибольшая — 3,0 м.
Озеро занимает наиболее возвышенное положение над окружающей
местностью, которая представляет собой сильно обводненные болота,
примыкающие непосредственно к береговой линии. Водосборная пло-
щадь озера прослеживается не по всему его периметру, поэтому возмож-
на фильтрация воды из озера через торфяные берега. Из оз. Самот-Лор
вытекают два ручья: один — в оз. Белое, другой — в р. Люк-Колен-Еган.
Руслового притока в озеро нет.
Водный баланс озера составлен за многолетний период на основе из-
мерения или расчета следующих составляющих: приходная часть —
осадки, выпадающие на зеркало озера, и приток вод с площади водосбо-
ра, и расходная часть — испарение с водной поверхности и сток из озера.
Сведения о количестве осадков и их изменчивости за многолетний пе-
риод получены по данным наблюдений ближайших к озеру метеорологи-
ческих станций: Сургут, Вар-Еган и Лобчинское. Годовая норма осадков,
вычисленная для оз. Самот-Лор, оказалась равной 654 мм. Более 70%
нормы годовых осадков, или 471 мм, выпадает в теплый период года и
несколько меньше 30%, или 183 мм — в холодный период. В табл. 8.11
приведены данные, характеризующие изменчивость годовых осадков.
Таблица 8.11
Изменчивость годового количества осадков (мм) по метеостанции Сургут
Обеспеченность, %	92	90	75	50	25	10	1
Осадки, мм	425	525	600	654	700	800	890
Во влажные годы осадков может выпадать на 150—230 мм больше
нормы, в сухие — примерно на столько же меньше нормы. Как следу-
ет из приведенных данных, изменения количества годовых осадков в
многолетнем разрезе достаточно значительны.
Приток воды с площади водосбора озера, составляющей около 13%
площади самого озера, невелик. По карте среднегодового стока К. П. Во-
скресенского [38], модуль стока в районе оз. Самот-Лор равен 7,1 л/(с-
км2), что при подсчете величины притока в озеро соответствует слою
29 мм (в расчете на площадь водоема) ].
Основной расходной составляющей водного баланса является испа-
рение. Норма испарения с водной поверхности оз. Самот-Лор за теплый
период года определена по рекомендациям, приведенным в работе [197],
с учетом поправки на глубину озера. Вычисленная величина оказалась
равной 420 мм. Наблюдения за испарением на оз. Ленинградском, рас-
положенном в 3 км южнее оз. Самот-Лор, позволяют оценить достовер-
ность вычисленной величины. По данным измерений, испарение с оз. Ле-
нинградского за теплый период 1968 г. составило 383 мм, а за июль-
октябрь 1969 г.— 288 мм (табл. 8.12).
1 При этом сделано допущение, что дренирующая способность крупных внутрибо-
лотных озер близка к дренирующей способности средних рек.
293
На основании измеренных величин, которые использовались в качест-
ве контрольных, было вычислено испарение с рассматриваемых озер по
метеорологическим данным станции Нижневартовск (табл. 8.12). Как
видно из таблицы, измеренные и вычисленные значения испарения близ-
ки к 400 мм. Для характеристики метеорологических условий испарения
в рассматриваемые годы использованы суммы положительных темпера-
тур за теплый период. Средняя многолетняя сумма положительных тем-
ператур для района Нижневартовска составляет 1700° С, а за 1968 г.—
1610° С, т. е. на 5% меньше. На основании этого можно сделать вывод,
что испарение с озер в 1968 г, было близким к норме.
Т а б л и ц а 8.12
Месячные значения испарения за 1967—1970 гг.
с озер Самот-Лор и Ленинградского
Озеро	Год	V	VI	VII	VIII	IX	X	За сезон
				Наблюденные				
Ленинградское	1967	—	—	—	110	17	—	—
	1968	26	85	135	85	44	8	383
	1969	—	—	142	83	53	10	—
	1970	—	74	100	84	43		(302)**
				Вычисленные*				
Ленинградское	1967	—	35	111	122	19	—	
	1968	22	94	124	98	59	18	414
	1969	—	76	136	80	48	13	(353)***
	1970	—	64	98	91	55	—	—
Самот-Лор	1967	—	—	—	—	—	—	—
	1968	21	92	121	94	57	18	403
	1969	—	—	—	—	—	—	—
	1970	—	72	97	83	43	—	(295)**.
* Согласно работе [182], по метеорологическим данным станции Нижневартовск.
** Вычислено за период с июня по сентябрь включительно.
*** Вычислено за период с июня по октябрь включительно.
Данные табл. 8.12 показывают также, что более 2/3 годового испаре-
ния приходится на три летних месяца (июнь— август). В мае испарение
соствляет всего около 6%, а в октябре — 2% испарения за теплый пери-
од (май — октябрь).
Испарение со снега за холодный период для рассматриваемого района
очень мало. По исследованиям П. П. Кузьмина [111], оно составляет все-
го лишь около 15 мм. С учетом этой величины годовое испарение с озери
равно 435 мм.
Сток из озера осуществляется по двум ручьям, о которых упоминалось
раньше, и фильтрационным путем через торфяные берега. Сток через
ручьи определен весьма приближенно из-за отсутствия измерений рас-
ходов воды на этих водотоках. На ручье, соединяющем оз. Самот-Лор с
294
оз. Белым, измерен всего лишь один расход (в период, близкий к зимней
межени). Величина расхода в этот период составляла 0,1 м3/с. Определе-
ние годового стока из озера по рассматриваемому ручью проведено ис-
ходя из двух предположений: 1) амплитуда колебания уровня в истоке
ручья равна амплитуде колебания уровня в озере, 2) уклон водной повер-
хности ручья постоянен во времени.
Расчет среднегодового расхода ручья произведен по данным измере-
ний уклона водной поверхности, площади сечения и гидравлического ра-
диуса с использованием формулы Шези. Среднегодовой расход ока-
зался равным 0,08 м3/с, а слой стока, сбрасываемый из озера этим ручь-
ем — 41 мм (в расчете на площадь озера).
На основании данных, полученных при детальном гидрографическом
обследовании второго ручья, на котором расходы воды не измерялись,
сток по нему (с большой степенью приближения) был принят вдвое
больше стока по рассмотренному выше водотоку, т. е. порядка 80 мм в
год (в расчете на площадь оз. Самот-Лор).
Ввиду отсутствия наблюдений за фильтрацией через торфяные бере-
га озера эта расходная составляющая водного баланса приближенно
определена как остаточный член баланса. Фильтрационный сток через
берега оказался равным 128 мм. Для проверки достоверности полученной
величины был проведен расчет стока из озера через участки берега, где
водосборная площадь отсутствует, т. е. где имеет место отток озерных
вод. При этом использовался метод фильтрационных характеристик,
широко применяемый при расчете стока с болот [83]. Фильтрационный
сток, вычисленный таким путем, оказался равным 115 мм, т. е. достаточно
близким к значению стока, полученному по уравнению водного баланса.
Результаты расчета составляющих водного баланса приведены в табл.
8.13.
Таблица 8.13
Средние многолетние значения элементов водного баланса оз. Самот-Лор
Приходная часть, мм						Расходная часть, мм							
осадки			приток в озеро			испарение			сток из озера				
за теплый пе- риод года	за холодный период года	сумма	с водосбор- ной площади	по ручью, со- единяющему оз. Белое с оз. Самот-Лор	сумма	с водной по- верхности	с поверхности снега	сумма	по ручью, со- единяющему оз. Самот-Лор с оз. Белым	по ручью,впа- дающему в р. Люк-Колеи- Еган	по каналу	фильтрация через берега	сумма	|
Для естественного состояния (F = 61 км2)
471 183 654 29
29	420	15	435	41	80	—	128 249
Для озера, приспущенного на 0,8 м (F = 51 км2)
471 183 654 80	7	87	424	15	439	—	14	288	0 302
В связи с хозяйственным освоением территории возникла необходи-
мость спуска воды из оз. Самот-Лор. С этой целью в начале 1968 г. был
295
прорыт сбросной канал оз. Самот-Лор — р. Люк-Колен-Еган. Сброс воды
из озера начался с 28/VII 1968 г. С этого времени наблюдается и измене-
ние составляющих водного баланса озера. Используя данные наблюде-
ний и расчета, рассмотрим водный баланс озера с измененным водным
режимом.
К концу 1968 г. уровень в озере понизился на 40 см, а к концу 1969 г,—
на 80 см. Площадь зеркала оз. Самот-Лор к этому времени сократилась
до 51 км2.
В результате снижения уровня произошли существенные изменения в
режиме руслового и фильтрационного стока из озера.
На ручье, соединяющем оз. Самот-Лор с оз. Белым через цепочку ма-
лых озерков, при снижении уровня озера на 20 см сток прекратился. При
дальнейшем понижении уровня оз. Самот-Лор небольшое озерко, через
которое протекал ручей, становится водораздельным, и сток с него про-
исходит как в оз. Белое, так и в оз. Самот-Лор. Эпизодические измерения
стока воды на этом ручье показали, что расходы в теплый период года
составляют 0,02—0,03 м 3/с, а в холодный период ручьи перемерзают и
сток прекращается. Исходя из приведенных данных среднегодовой рас-
ход по этому ручью был принят равным 0,012 м3/с, что в пересчете на
слой воды (на площадь оз. Самот-Лор) составляет 7 мм.
Понижение уровня в оз. Самот-Лор сказалось и на уменьшении стока
ручья, впадающего в р. Люк-Колен-Еган. Измеренный в конце сентября
1969 г. расход на этом ручье (Q = 0,023 м3/с) позволяет, хотя и прибли-
женно, судить о величине стока через него в условиях приспущенного
озера. Средний расход, рассчитанный на основе использования гидрав-
лических характеристик русла, почти вдвое превышает измеренный рас-
ход (Q = 0,041 м3/с). Этот расход был принят при определении годового
стока. Поскольку в зимний период сток по ручью прекращается, вычисле-
ние объема годового стока воды из оз. Самот-Лор проведено с расчетом
действия водотока в течение семи месяцев. Как показал расчет, слой во-
ды, вытекающий из оз. Самрт-Лор через этот ручей, оказался равным
14 мм/год.
Основной сток из озера после создания сбросного канала, как показа-
ли измерения, осуществляется через него. Среднегодовой расход за
1969 г. на канале составил 1,06 м3/с, что в переводе стока по нему в слой
воды на площадь озера соответствует 617 мм. Сюда вошли: объем сра-
ботки озера за 1969 г. (около 220 мм), разность годовых осадков и испа-
рение (около 280 мм) и приток с площади водосбора (около 100 мм).
В связи с понижением уровня в озере фильтрация воды из него через
берега прекратилась, в то же время увеличился приток воды с площади
водосбора.
Поскольку канал при выходе из озера имеет небольшую глубину, при
низких уровнях воды в водоеме в истоке канала образуется ограничива-
ющий порог и сток через него прекращается. Обычно это наблюдается в
зимний период, когда озеро на мелководье промерзает до дна.
Испарение для условий приспущенного озера определено с учетом но-
вой глубины водоема по рекомендациям, приведенным в работе [197].
За счет уменьшения средней глубины озера с 1,5 до 0,7 м испарение уве-
личилось лишь на 1 %, т. е. на 4 мм.
Результаты расчета элементов водного баланса даны в табл. 8.13. По
данным этой таблицы выявляются следующие характерные особенности
водного баланса оз. Самот-Лор в его естественном и преобразованном
состоянии. В условиях естественного режима приток в озеро с водосбор-
296
ной площади составлял менее 5% суммы годовых осадков. В расходной
части баланса на долю стока приходилось 36%, на долю испарения —
64%. Причем фильтрационный сток составлял 50% общего стока из озе-
ра. В условиях измененного режима (снижения уровня) приток в озеро
увеличился до 87 мм, что составляет 13% суммы годовых осадков, филь-
трационный сток через берега практически прекратился, русловой сток
соответственно увеличился до 302 мм, т. е. по сравнению со стоком при
естественном режиме увеличился более чем вдвое.
В результате всех изменений в составляющих водного баланса, вы-
званных спуском воды через сбросной канал, установился новый режим
озера, который, как было показано выше, существенно отличается от
естественного режима этого водоема. Для поддержания уровня воды в
озере на заданной отметке, на которую в настоящее время ведется рас-
чет всех сооружений в пределах акватории озера, необходимо ежегодно
сбрасывать через канал слой воды около 290 мм, что соответствует сред-
негодовому расходу 0,5 м3/с. В случае меньшего среднегодового расхода
озеро будет постепенно наполняться и подтоплять сооружения, построен-
ные на его акватории.
Водный баланс оз. Лениградского. Озеро расположено
в 3 км к югу от оз. Самот-Лор на склоне болотного массива. Длина озера
2,0 км, ширина — 1,8 км, площадь зеркала — 2,3 км2. Средняя глубина
равна 1,5 м, наибольшая — 2,0 м. Площадь водосбора озера равна
3,5 км2, причем основная ее часть приурочена к его северному берегу.
Из озера вытекает лишь р. Большой Еган. Руслового притока в озеро
нет.
Водный баланс озера составлен за отдельные годы, в которые прово-
дились наблюдения за осадками, стоком из озера и испарением с его
водной поверхности.
Наблюдения за атмосферными осадками проводились по осадкомеру,
установленному на редко облесенном низкорослой сосной болоте в
1200 м от озера. В измеренные величины введена лишь поправка на
смачивание.
Испарение за теплый период (июнь — сентябрь) рассчитано по реко-
мендациям, приведенным в работе [197], с использованием метеорологи-
ческих данных, полученных на самом озере.
Сток из озера определялся путем измерения расходов на р. Большой
Еган на гидростворе, расположенном в 400 м от озера. Более подробно
вопрос об измерении и расчете стока на этой реке рассматривается в
п. 7.2.2.
Как показал анализ типологической карты прилегающего болота с
нанесенной на ней гидродинамической сеткой линий стекания, практиче-
ски по всему периметру береговой линии в оз. Ленинградское осущест-
вляется фильтрационный приток воды с площади водосбора. Фильтраци-
онный сток из озера обнаружен лишь на небольшом участке, располо-
женном вблизи истока р. Большого Егана. Расчет фильтрационного при-
тока болотных вод произведен по методу фильтрационных характеристик
[83] с использованием экспериментальных данных (коэффициенты филь-
трации) и материалов наблюдений (уровни, уклоны), полученных на бо-
лоте, расположенном вблизи этого озера.
Изменение запаса воды в озере за расчетный период определялось на
основе данных уровенных наблюдений.
Значения составляющих водного баланса оз. Ленинградского приве-
дены в табл. 8.14.
297
Таблица 8.14
Водный баланс оз. Ленинградского
Период	Приходная часть, мм			Расходная часть, мм		Невязка баланса,мм
	осадки	фильтра- ционный приток	изменение объема во- ды в озере	испарение	русловой сток	
1/Х - 67—30/IX-68	536	209	40	398	401	14
1/Х-69—30/IX-70	552	345	160	330	663	64
Примечание. Невязка баланса включает в основном ошибку подсчета и час-
тично неучтенный фильтрационный сток.
Водный баланс малого по размерам о з е р к а. Озерко
площадью 0,027 га расположено в грядово-озерковом комплексе на скло-
не болотного массива, в 1,2 км к югу от оз. Ленинградского. Глубина
его 0,7—1,0 м. Баланс подсчитан за 4 года (1968, 1970—1972 гг.).
Уравнение водного баланса этого бессточного озерка можно записать
в следующем виде:
X -J-	— Е — У2 + A W - 0,
где X—осадки, У] — фильтрационный приток воды через деятельный
слой торфяной залежи болот, Е — испарение, У2 — фильтрационный сток
из озера через деятельный слой торфяной залежи болот, AU7 — изменение
запаса воды в озере.
Наблюдения за атмосферными осадками проводились по осадкомеру,
установленному на метеоплощадке в непосредственной близости от
озерка.
Испарение за теплый период определено по испаромеру ГГИ-3000,
установленному на самом озерке. Испарение за зимний период принято
равным испарению со снега (15 мм).
Фильтрационный приток и сток из озерка ввиду малых размеров во-
доема подсчитать с помощью фильтрационных характеристик не удалось.
Поэтому суммарный сток (разница между стоком из озерка и притоком
в него) определялся как остаточный член уравнения водного баланса.
Изменение запаса воды в озерке определялось на основе данных уро-
венных наблюдений.
Результаты расчета (табл. 8.15) показывают, что фильтрационный
сток из озера во все годы превышает фильтрационный приток, что можно
объяснить следующим:
1. Озерко расположено в зоне избыточного увлажнения, где осадки
превышают испарение.
2. Водообмен озерка с окружающим его болотом осуществляется
только через деятельный слой залежи торфяных берегов, что подтверж-
дается ходом уровней в зимний период, когда полностью промерзает
верхний 50—60-сантиметровый слой болот (уровни в это время почти
не изменяются).
Следовательно, при практически равной длине контуров втекания и
вытекания деятельный горизонт торфяной залежи, через который осуще-
ствляется фильтрационный сток, должен обладать более высокими
фильтрационными характеристиками по сравнению с залежью по контуру
298
Таблица 8.15
Водный баланс озера без названия
(междуречье Ваха и Ватинского Егана)
Год	Приходная часть, мм		Расходная часть, мм		
	осадки	изменение объема во- ды в озере	испарение	разность ме- жду фильтра- ционным сто- ком и прито- ком	изменение объема воды в озере
1968	491	60	462	89	—
1970	602	—	403	179	20
1971	665	0	448	217	0
1972	639	0	404	235	0
втекания. Это подтверждается материалами аэрофотосъемки и натурных
наблюдений: с севера (фронт втекания) озерко окаймляется грядами, в
то время как южная и юго-западная его части (фронт вытекания)
оконтурены мочажинами, коэффициент фильтрации в которых выше, чем
в грядах, что и обусловливает повышенную величину фильтрационного
стока.
8.4.	Озера южной части Западно-Сибирской равнины
Внутриболотные озера в этой части равнины встречаются значительно
реже, чем в центральной и северной. Если в центральной части на одно
внутриболотное озеро приходится 1,1 км2 болот, то в южной части при
значительно меньшей заболоченности — 9,5 км2.
Распределение озер относительно речной сети здесь также несколько
отличается от рассмотренного ранее, что в значительной степени обуслов-
лено различием в распределении самих болот. В пределах Барабинской
низменности, где низинные болотные микроландшафты занимают не
только поймы и террасы рек, но и водораздельные пространства, внутри-
болотные водоемы распространены по всему речному бассейну относи-
тельно равномерно с некоторым увеличением их числа вблизи плоских
водоразделов.
299
Нем
местности, выявить вполне определен-
ную закономерность в распределении
внутриболотных озер относительно реч-
ной сети очень трудно. Можно лишь
подметить некоторую концентрацию
внутриболотных водоемов вблизи сред-
них и крупных рек.
[ По строению речных котловин рас-
сматриваемые водоемы (рис. 8.27) ма-
’ло отличаются от озер, расположен-
ных в центральной и северной частях
равнины, хотя для всех озер, залегаю-
 щих среди низинных болотных микро-
'ландшафтов, характерны очень низкие
(берега, едва возвышающиеся над уре-
, зом. Наибольшее количество внутрибо-
!лотных озер сосредоточено в бассейнах
1рек Оми и Тартаса (приложение 26),
[где на 1 км2 площади болот приходит-
ься 1,22—1,30 озера. Средняя плотность
[озер по южной части ь целом, равная
,0,10, в 9 раз меньше, чем в централь-
ной части Западно-Сибирской равни-
нны. Минимальная плотность озер
|(0,034) отмечается в бассейне р. Пы-
1ШМЫ.
I В южной части равнины внутрибо-
[лотные озера составляют более поло-
вины всех водоемов, в отдельных реч-
Гных водосборах — до 85% (бассейн
р. Тартаса). Площадь их преимущест-
венно больше 0,1 км2, малые озера
’(меньше 0,1 км2), столь характерные
для центральной части равнин, здесь
практически отсутствуют.
Е На рассматриваемой территории
 наиболее хорошо изученным в гид-
рологическом отношении является
[оз. Среднее Тарманское, располо-
[женное на Тарманском болотном мас-
сиве (бассейн р. Туры). Начиная с
[I960 г. на нем ведутся наблюдения за
।уровнем, температурой, ледовыми яв-
лениями и химическим составом воды.
I Среднее Тарманское озеро имеет
[форму, близкую к треугольной с за-
кругленными углами, длина его
3,95 км, ширина 3,3 км, площадь
 7,8 км2, глубины около 1,5 м. Дно озера
плоское, блюдцеобразное, мощность
‘донных отложений 0,75—1,5 м. Ниже
[приводится краткая характеристика
 гидрологического режима этого озера.
300
8.4.1.	Уровенный режим. Годовой ход уровня плавный, без резких
подъемов и спадов (рис. 8.28). Даже в период весеннего снеготаяния не
прослеживается четко выраженного максимума. В сухие годы (1961, 1962,
1970), характеризующиеся малым количеством осадков, этот максимум
выражен наиболее ярко, во влажные (1966, 1971) —он совсем не про-
слеживается. Начало весеннего подъема приходится обычно на середи-
ну апреля. Интенсивность нарастания уровня в это время составляет в
среднем 0,2—0,3 см/сутки, в редких случаях — 1 — 2 см/сутки.
Максимальный уровень наблюдается в течение 1—7 дней, в отдель-
ные годы (1967) — 25 суток. Период высокого стояния уровней 1 состав-
ляет в среднем 1—1,5 месяца, в некоторые годы (1967, 1968) —от 70 до
148 суток. В середине — конце июня наблюдается снижение уровня.
Плавный спад его нарушается незначительными (2—4 см) подъемами,
вызываемыми осадками.
Минимальный уровень отмечается в октябре — декабре, реже — в
сентябре, августе. Годовая амплитуда варьирует в пределах 17—38 см
(табл. 8.16).
Таблица 8.16
Характерные уроани воды оз. Среднего Тарманского
Год	Средний уровень, см	Минимальный уровень		Максимальный уровень			Амплитуда колебания уровня, см	Длитель- ность стоя- ния повы- шенного (^макс %) уровня, дни
		^мин. см	дата	^макс см	дата	период стоя- ния, дни		
1961	138	121	5,6, 13, 16—18/1	149	14—17/VI	4	28	25
1962	154	148	20/VIII	168	11/V	1	20	35
1963	145	129	13/Х	159	4/V	1	30	31
1964	142	134	2/IX	151	9—13/V	5	17	35
1965	165	145	1—8/1	183	17—18/VI	2	38	46
1966	180	171	21/X	197	14—19/V	6	26	26
1967	171	161	28—30/Х, 1—14/XII	178	10/IV—5/V	25	27	148
1968	164	152	15—31/Х, 1—4/XI	175	7—13/V	7	23	70
1969	158	147	5, 7, 8/Х	166	1/VI	1	19	44
1970	164	154	15/VIII	188	8—13/V	6	34	27
1971	160	139	11, 13, 24— 31/XII	173	22/V	1	34	38
8.4.2.	Ледовый режим. Ледовый режим озера характеризуется значи-
тельной продолжительностью устойчивого ледостава, достигающей в
среднем 6,0—6,5 месяцев. Образование ледостава происходит во второй
половине октября — начале ноября при сумме отрицательных темпера-
тур воздуха от 6 до 60° С, в среднем при 15° С. Такой большой диапазон
изменений сумм температур, необходимых для установления ледостава
1 Условно приняты уровни, близкие к максимальному годовому, т. е. уровни, из-
меняющиеся в пределах от нмакс до (//макс — 3 см).
301
на озере, объясняется в основном различными условиями ветрового ре-
жима в период ледообразования.
Период от начала замерзания озера до образования ледостава состав-
ляет 1—3 дня, увеличиваясь в отдельные годы до 11—16 дней, что свя-
зано также с ветровым режимом и ходом температуры воздуха. На
рис. 8.2 дана карта сроков установления устойчивого ледостава на сред-
них по размерам бессточных внутриболотных озерах, построенная по
методике, рассмотренной в п. 8.2, с использованием данных наблюдений
по оз. Среднее Тарманское. Эти сроки достаточно хорошо согласуются со
Рис. 8.29. Хронологический график хода температуры воздуха (а)
и температуры поверхности воды (б).
/ — холодный, 2 — средний, 3 —теплый год.
302
Таблица 8.17
Среднемесячные температуры поверхности воды оз. Среднего Тарманского
Год	V	VI	VII	VIII	IX	За теплый пе- риод (май- сентябрь)
1963	11,3	17.1	21,4	16,2	10,4	13,6
1964	10,6	17,0	20,3	17,1	10,0	13,0
1965	11,4	19,0	21,2	15,8	11,4	14,6
1966	9,6	16,8	22,3	17,7	12,1	13,1
1967	11,9	16,1	21,0	18,4	8,8	12,9
1968	7,6	15,3	19,3	17,6	7,4	15,0
1969	—	13,5	21,3	14,7	10,9	(14,5)
1970	—	15,7	19,3	16,1	12,4	(13,6)
1971	9,9	18,0	22,5	15,7	14,0	14,2
Средняя за период наблюде- ний	10,2	16,5	21,0	16,6	10,8	13,8
Примечание. В скобках даны значения, полученные с учетом наблюдений в мае
1969 и 1970 гг. (неполный месяц).
сроками образования ледостава на озерах, расположенных на незаболо-
ченпых территориях рассматриваемого района [8]. Толщина ледяного по-
крова особенно интенсивно увеличивается в первые дни после замерза-
ния озер, что объясняется малой высотой снежного покрова и относи-
тельно низкими температурами воздуха. С увеличением высоты снега на
льду интенсивность нарастания толщины льда постепенно снижается и
уже в декабре — январе составляет всего 0,1—0,3 см/сутки. К началу
января толщина льда достигает 40—50 см,
а к концу зимы — 80—90 см.
Анализ материалов по максимальной
толщине льда и суммам отрицательных тем-
ператур воздуха за зимний период показы-
вает, что в относительно близкие по суро-
вости зимы толщина льда к концу холодно-
го периода может различаться на 40—50 см.
Последнее объясняется влиянием снежного
покрова (его высоты, плотности, характера
распределения в течение зимы). Этим же
можно объяснить то обстоятельство, что
при весьма значительной (более 1000° С)
разнице в суммах отрицательных темпера-
тур районов центральной (Сургутское По-
лесье) и южной (бассейн р. Туры) частей
Западно-Сибирской равнины наибольшие
из максимальных значений толщины льда
на внутриболотных озерах этих районов
практически одинаковы (около 100 см.)
Подтверждением правильности высказан-
Рис. 8.30. Связь среднемесячных
температур поверхности воды с
температурами воздуха.
1 — июль, 2 — август, 3 — сентябрь.
303
Таблица 8.18
Средняя минерализация воды
оз. Среднего Тарманского
Сезон	Средняя минера- лизация, мг/л
Зима	510
Весна	105
Лето	500
Осень	395
Среднегодовая	380
ного предположения являются средние мно-
голетние значения высоты снежного покро-
ва в Сургуте (/ic = 31 см) и в Тюмени
Лс = 24 см). Средняя толщина льда на вну-
триболотных озерах среднего размера на
1/XII, 1/1, 1/II и 1/Ш, рассчитанная по за-
висимости (8.4), представлена на рис. 8.19—
8.21.
Вскрытие озера происходит в конце ап-
реля — начале мая при средней сумме по-
ложительных температур, равной 80°С;
полное очищение ото льда завершается при
средней сумме 135° С.
Сроки очищения озер ото льда, установ-
ленные по ранее рассмотренной методике
(п. 8.2), приведены на рис. 8.2.
8.4.3.	Температурный режим озера. Ре-
гулярные наблюдения за температурой по-
верхности воды в теплый период ведутся на
озере с 1963 г. Данных о распределении
температуры воды по глубине нет, поэтому
судить о характере температурной страти-
фикации на этом озере весьма трудно.
Можно лишь полагать, что ввиду малых
глубин водные массы озера при ветровом
волнении хорошо перемешиваются и в
большую часть теплового периода наблю-
дается гомотермия.
Температура поверхности воды связана
с температурой воздуха, ее ход почти пол-
ностью повторяет ход температуры воздуха
со сдвигом в сторону запаздывания на 1 —
2 дня (рис. 8.29). В течение теплового пе-
риода среднемесячные температуры поверх-
ности воды колеблются в пределах 10—
22° С. Максимальная температура наблюда-
ется обычно в июле, реже в июне и дости-
гает в отдельные годы 27—30° С. Изменение
средней температуры за теплый период от
304
Таблица 8.19
Химический состав воды оз. Среднего Тарманского в различные по водности годы
Год, его водность	Дата	Жест- кость общая, мг-экв/л	pH	Содержание нонов, мг/л							Пер - манга - натная окисля- емость мгО/л
				Сумма ионов	нсо3	SO4	С1-	Са2+	Mg2+	Na++ к+	
1961, средний	7/IV	3,2			98,3	66,5	2,5	6,8	9,8	7,9	4,8	12,1
по водно- сти	31/V	8,7	—	386	262	0,0	27,0	26,9	21,5	48,8	14,2
	30/VI	9,9	—	324	216	2,6	28,2	31,9	23,7	21,2	12,5
	29/VIII	3,4	—	252	148	1,2	30,6	15,2	5,5	52,2	13,4
	11/XI	9,6	—	337	221	1,6	33,0	27,3	24,8	29,8	12,0
	Средн.	6,9	—	279	182	1,6	25,1	22,0	16,6	31,2	12,8
1962, мадовод-	3/1V	4,8	—	168	107	3,5	14,5	22,6	6,9	13,5	9,3
ный	27/IV	9,0	7,39	360	238	1,2	30,3	29,2	21,3	39,2	—
	8/VI	10,0	7,60	387	266	0,0	27,5	28,7	26,4	38,5	19,1
	3/IX	7,4	7,60	271	162	7,6	33,1	20,6	19,6	27,8	55,1
	26/X	9,1	7,60	291	187	3,3	32,5	22,2	25,8	20,5	47,6
	Средн.	8,1	(7,55)	295	192	3,1	27,3	24,4	20,0	27,9	(32,8)
1971, многовод-	28/IV	0,39	7,70	32,5	15,3	4,4	4,2	5,2	1,6	1,8	29,4
ный	27/VII	2,56	7,60	254	160	3,5	29,9	12,8	23,3	24,5	15,8
	28/IX	2,26	8,30	204	88,5	2,8	57,6	14,0	19,0	22,0	18,8
	30/XI	3,26	7,60	333	209	4,4	38,8	19,2	28,0	33,8	14,5
	Средн.	2,12	7,80	206	118	3,8	32,6	12,8	18,0	20,5	19,6
года к году, как и на озерах центральной части равнины, невелико
и не превышает 2° С (табл. 8.17). Среднемесячные же темтературы по
годам меняются в более широких пределах: в июне — от 13,5 до 19,0° С,
в сентябре — от 7,4 до 14,0° С, а в июле — от 19,3 до 22,5° С.
Анализ графиков связи среднемесячных температур воды и воздуха
(рис. 8.30) показывает, что температура воды в озере в летние месяцы,
как и на озерах центральной части, всегда на 1—2° С выше соответству-
ющей температуры воздуха.
8.4.4.	Химический состав воды. Вода оз. Среднее Тарманское сильно
минерализована и относится к классу гидрокарбонатнокальциевых. Сред-
негодовая минерализация составляет 380 мг/л, что значительно превос-
ходит минерализацию воды внутриболотных озер центральной части За-
падно-Сибирской равнины. Озеро питается сильноминерализованными
грунтовыми водами и водами болот, имеющими более высокую степень
минерализации по сравнению с озерами. Характер взаимосвязи озерных
и болотных вод в течение года показан на рис. 8.31. В средние и влажные
годы болото питает озеро в течение 8—9 месяцев, в сухие — только в ве-
сенний период. Можно полагать, что атмосферные осадки, имеющие не-
значительную минерализацию по сравнению с грунтовыми и болотными
305
водами, не оказывают влияния на повышение минерализации воды
озера *.
Наибольшая минерализация наблюдается в зимний период (510 мг/л),
что связано с процессами ледообразования, а также увеличением доли
подземного питания. В летний период, в связи с повышенным испарением,
минерализация близка к зимней (табл. 8.18) .
Весной сумма солей почти в 5 раз меньше, чем в зимний и летний се-
зоны.
Преобладающим компонентом в химическом составе воды озера яв-
ляется ион НСОз .концентрация которого даже в период половодья пре-
вышает 200 мг/л. Зимой концентрация этого иона достигает максимума
(515 мг/л). Остальные составляющие ионной части содержатся в преде-
лах 20—40 мг/л, повышаясь только в период, предшествующий весенне-
му подъему уровня.
Реакция воды озера слабощелочная (pH = 7,6) и практически не ме-
няется в течение года.
Окисляемость воды в среднем равна 17 мгО/л, пределы ее изменения
10—21 мгО/л.
Изменчивость химического состава воды озера в различные по водно-
сти годы приводится в табл. 8.19.
1 Сведений по химическому составу атмосферных осадков по данному району нет.
Однако, учитывая малую изменчивость минерализации осадков по территории, что
уже отмечалось в п. 8.3.4, для рассматриваемого района в первом приближении можно
принимать минерализацию осадков центральной части Западно-Сибирской равнины.
9
Некоторые проблемы преобразования
заболоченных территорий Западно-Сибир-
ской равнины в связи с освоением ее природ-
ных ресурсов
Освоение огромных территорий Западно-Сибирской равнины являет-
ся многоплановой естественнонаучной и научно-технической проблемой.
Одним из главных условий ее разрешения является прогноз возможных
последствий и изменений в природной среде под влиянием комплекса
хозяйственных и технических мероприятий.
Среди многочисленных задач такого прогноза важную роль играет
вопрос о возможности и путях осуществления мелиоративных мероприя-
тий на обширных территориях Западно-Сибирской равнины, покрытых
болотами с мощным слоем торфяной залежи. Он представляет одну из
самых важных инженерно-географических задач при освоении и строи-
тельстве селитебных и промышленных комплексов в северной половине
этого уникального и огромного природного региона.
С чисто инженерной стороны этот вопрос при современном уровне
развития техники разрешается сравнительно просто: практически может
быть осушена и мелиорирована заболоченная территория и болотные
массивы любых размеров и при любых геоморфологических условиях пу-
тем применения соответствующих типов осушительных систем и различ-
ных дополнительных мероприятий по техническому обеспечению и
эксплуатации мелиорированных земель. Однако значительно более слож-
ным и принципиальным вопросом является выяснение пределов и воз-
можных масштабов нарушений природной среды в этих районах, при
которых возникает опасность появления необратимых отрицательных
процессов ее изменения. Кроме этого, при весьма разнообразных и труд-
ных для освоения природных условиях столь обширной территории воз-
никает целый ряд специфических инженерных задач, не имеющих анало-
гов для их решения.
9.1.	О мелиорации заболоченных территорий в условиях
освоения Западно-Сибирской равнины
Анализ условий геоморфологического залегания болот в зоне много-
летней мерзлоты (разд. 2) показывает, что большая часть покрытых боло-
тами территорий располагается на речных водоразделах и поэтому
имеет благоприятные условия для сброса болотных вод в речную сеть.
Массивы, расположенные в ложбинах стока, что характерно для полу-
островов Ямал и Гыданского, а также для бассейнов рек Надыма и
Полуя, по условиям отвода воды с болот несколько менее благоприятны
307
(несмотря на значительно большую по сравнению с болотами, залега-
ющими на водоразделах, глубину их сезонного оттаивания), но и в этих
условиях они могут быть осушены.
В центральной части Западно-Сибирской равнины, которую занимает
зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот с мощными торфяны-
ми залежами, болотные массивы преимущественно приурочены к обшир-
ным, относительно плоским речным водоразделам (см. рис. 2.2). Как
показывают многочисленные профили болотных систем, полученные
экспедицией ГГИ по данным нивелировочных ходов через междуречья
Мулымьи и Большого Тетера (в бассейне р. Конды), Пима и Тромъегана,
Ваха и Ватинского Егана, Пойка и Салыма, Туртаса и др. рек, а также
данные, получаемые с топографических карт, превышения наивысших
отметок водораздельных болотных массивов над отметками максималь-
ных уровней в дренирующих их реках в зависимости от ширины водо-
сбора в данном створе колеблются от 3 до 23 м. Причем такие болотные
массивы, как правило, никогда не заливаются речными водами, включая
и их периферийные участки, непосредственно примыкающие к рекам.
Лишь в редких случаях периферийные участки болотных систем подтап-
ливаются полыми водами. Средние уклоны поверхности болотных вод
вдоль линий стекания, направленных к рекам, в период весеннего поло-
водья остаются близкими к уклонам поверхности этих вод в летнюю
межень. Поэтому интенсивность стока с болотных массивов в естествен-
ных условиях при высоких уровнях воды в реках не снижается. Болотные
массивы пойменного залегания в периоды высокого стояния уровней
в реках обычно полностью затапливаются. Однако эти болота составля-
ют малые площади по сравнению с массивами водораздельного залега-
ния, и, следовательно, основная часть болотных систем центральной час-
ти Западно-Сибирской равнины может осушаться в условиях естествен-
ного режима речных систем путем обычного самотечного сброса вод.
В зоне плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот
(см. рис. 2.2), охватывающей южную часть Западно-Сибирской равнины
(северная и центральная Бараба), болотные массивы большей частью
приурочены к весьма плоским водоразделам и реже — к долинам рек.
Уклоны и превышения поверхности болот над уровнями воды в дрени-
рующих реках в естественных условиях говорят о том, что и здесь есть
реальные возможности проведения осушительных мероприятий, исполь-
зуя самотечное осушение.
В зоне вогнутых тростниковых и засоленных болот (южная Бараба),
где болотные массивы приурочены преимущественно к поймам рек, плос-
ким понижениям и приозерным депрессиям, условия для их осушения
менее благоприятны. Здесь поверхность болотных массивов часто рас-
полагается на отметках, очень близких к отметкам уровней воды в при-
легающих к ним реках. Но в то же время площадь болот в этой зоне край-
не незначительна и сами задачи мелиораций на этой территории не свя-
заны столь тесно с ее комплексным освоением.
Таким образом, проблема мелиорации в Западно-Сибирской равнине
не встречает каких-либо специфических технических трудностей в осу-
ществлении осушения этой огромной территории. Основной ее аспект
заключается в масштабах мелиоративных работ, а также в возможности
резких нарушений экологического равновесия в природной среде этого
региона (особенно в его северной части) и неблагоприятных исходов.
Поэтому главной практической задачей при изучении природных, в
том числе гидрологических, процессов на этой территории является раз-
308
работка общих методов прогноза изменений в состоянии природных ком-
плексов при различных видах воздействия на них, а также оценка по-
следствий в состоянии природной среды при каждом конкретном техни-
ческом приеме освоения территории под тот или другой вид использо-
вания природных ресурсов. При этом следует иметь в виду, что несмотря
на полную принципиальную техническую возможность осушения всей
рассматриваемой территории при разработке конкретных проектов
осушения отдельных районов взникают сложные задачи, обуслов-
ленные особенностями строения болотных систем. В частности, од-
ной из таких задач является осушение и освоение болотных систем, в
составе которых 30—40% площади занимают внутриболотные озера са-
мых различных размеров. Применительно к таким болотно-озерным си-
стемам в настоящее время остается совершенно неясной возможность
сохранения в естественном состоянии крупных и ценных в хозяйственном
отношении внутриболотных озер площадью 20—100 км2 при проведении
осушительных мероприятий в широких масштабах. Столь же неясна пока
и их экологическая роль, например, для условий Сургутского Полесья,
и поэтому осуществление осушительных работ здесь требует разработ-
ки специальных схем осушения.
9.2.	Мелиоративные мероприятия при обустройстве неф-
тяных и газовых месторождений
При освоении нефтяных и газовых месторождений, на площади кото-
рых располагаются крупные внутриболотные озера, возникает проблема
разбуривания участков месторождений, залегающих под такими озерами.
Промышленное освоение таких участков можно вести, используя
следующие варианты.
При естественном состоянии озер может применяться: 1) бурение с
понтонов и эксплуатация месторождений с помощью плавсредств; 2) бу-
рение и эксплуатация со специальных эстакад; 3) бурение и эксплуата-
ция с искусственно создаваемых под кусты буровых скважин «остров-
ков», соединенных с берегом насыпными дамбами-дорогами.
При спуске воды из озер и осушении их дна освоение месторождения
ведется непосредственно со дна озера.
При снижении уровня воды в озерах бурение и эксплуатация скважин
осуществляется также с искусственно создаваемых под кусты буровых
скважин «островков», соединенных с берегом насыпными дамбами-доро-
гами.
Все перечисленные варианты имеют свои достоинства и недостатки.
Так, бурение с понтонов, являясь экономически выгодным в отношении
затрат на оборудование буровых, ограничено для широкого использова-
ния малыми глубинами внутриболотных озер. Это особенно сказывается
в прибереговой зоне. Кроме того, встречаются серьезные трудности при
неустойчивом ледовом режиме в весенний и осенний периоды. Эксплуа-
тация скважин при этом варианте, возможная только с помощью плав-
средств, также затруднена в периоды установления и схода ледяного
покрова. Имеются также серьезные опасения и в отношении сохранности
буровых и сети нефтепроводов в периоды весеннего разрушения льда.
Как уже отмечалось в разд. 8, в период вскрытия больших озер наблю-
даются подвижки крупных ледяных полей площадью до 30 км2. Расчеты
возможных ледовых нагрузок на сооружения при таких подвижках по-
309
называют [88], что размещение буровых скважин на акватории крупных
естественных водоемов, имеющих средние глубины не менее 1,0—1,2 м,
требует уже возведения специальных защитных устройств. Преимущест-
вом варианта бурения и эксплуатации с эстакад является бесперебой-
ная, круглогодичная работа на акватории озера; недостатком — относи-
тельно высокая стоимость их возведения.
Создание искусственных насыпных «островков» при естественном со-
стоянии озер требует больших объемов грунта, учитывая значительные
размеры этих сооружений, а также разрушающее действие ветрового
волнения. Поскольку при этом варианте нефте- и газопроводы могут
быть размещены в теле насыпных дамб-дорог, опасность разрушения
сети коммуникаций при весенних паводках льдом значительно снижа-
ется. Уменьшению опасности повреждения сооружений в этом случае
также способствует расчленение акватории озер дамбами-дорогами на
относительно небольшие по площади участки, разрушительные действия
льда на которых в период вскрытия сильно ослаблены. Практика освое-
ния нефтяных месторождений, расположенных на сильно обводненных
территориях, показывает, что сохранить в естественном состоянии био-
геоценозы внутриболотных озер, на акватории которых размещены неф-
тяные скважины, практически нельзя.
Полный спуск озер, расположенных на месторождении, создает более
благоприятные условия для его обустройства и эксплуатации. Однако
при этом варианте для каждого водоема требуются значительные затра-
ты средств на создание сбросного канала и мелиорацию дна озера, не-
обходимую для отвода воды, поступающей с площади водосбора, и вод
атмосферных осадков, выпадающих на площадь самого озера. Следует
отметить, что по этому варианту была освоена акватория оз. Няр-Тов-
Тур, расположенного на Тетеревском нефтяном месторождении.
Возможным вариантом освоения площадей внутриболотных озер мо-
жет быть и создание насыпных «островков», соединенных между собой
и с берегом дамбами-дорогами, при частично сниженном уровне воды в
озере. Для снижения уровня обычно строится канал, через который сбра-
сываются озерные воды в ближайшую реку-водоприемник. Значитель-
ная доля затрат при осуществлении этого варианта приходится на стро-
ительство сбросного канала, прокладываемого, как правило, через силь-
но обводненные болотные массивы. Использование озерных вод для
закачки в пласт в целях поддержания пластового давления, практикуемое
в последние годы, позволяет подойти к разработке более экономичной
схемы этого варианта, при которой снижение уровня в озере и регулиро-
вание водного режима в нем ведется не с помощью сбросного канала, а с
помощью системы насосных станций, закачивающих воду в пласт. При
этом отпадает необходимость в строительстве дорогостоящего канала.
Разработку данной схемы для конкретных озер можно вести лишь на
основе гидрологических расчетов, выполняемых по данным о водном ре-
жиме и составляющих водного баланса водоемов, а также по сведениям
об объемах воды, необходимых для закачки в пласт, и распределении их
во времени. В результате таких расчетов определяются объемы воды, за-
бираемые из озера в период снижения в нем уровня, и объемы воды, под-
лежащие забору в период установления запроектированного уровня,
соответствующего отметке горизонта воды в озере во время разбуривания
его акватории и эксплуатации, нефтяных скважин на этой площади. Для
последнего периода рассчитывается не только общий объем откачивае-
мой воды, но и распределение водозабора из озера в течение года, что
310
позволяет регулировать водный режим, поддерживая уровень воды в озе-
ре на заданной отметке. Полученные при таком расчете данные позволя-
ют определить сроки начала откачки воды из озера на этапе снижения
в нем уровня, а также количество насосных станций и режим их работы
в течение года на этапах разбуривания и эксплуатации участка место-
рождения. Освоение площади озера с искусственно создаваемых «остров-
ков» и дамб-дорог при частично сниженном уровне воды в нем по срав-
нению с аналогичным вариантом освоения озера при естественном режи-
ме несколько экономичнее вследствие уменьшения объемов грунта на
строительство сети дамб и «островков». Снижение уровня обусловли-
вает уменьшение разрушающей силы волны, а также промерзание озера
до дна. Последнее практически исключает опасность повреждения льдом
сооружений, возводимых на его акватории. В этих условиях лед тает на
месте.
По сравнению с вариантом освоения месторождения непосредственно
со дна (после спуска воды из озера) рассмотренный выше вариант имеет
следующие преимущества: снижается осушающее влияние озера на при-
легающие к нему болота; не требуется затраты средств на проведение
мелиорации дна озера.
Наиболее перспективным представляется вариант освоения аквато-
рии озер с намывных (насыпных) дамб-дорог, создаваемых как на мел-
ководных естественных, так и на глубоководных приспущенных озерах
при поддержании в них уровня воды, обеспечивающего средние глубины
не более 1,0—1,2 м. Выбор оптимального варианта разбуривания и
эксплуатации участков месторождений, попадающих под относительно
крупные внутриболотные водоемы, можно вести лишь при наличии дан-
ных о конкретных условиях залегания этих озер, их морфометрических
характеристиках, гидрологическом режиме и составляющих водного ба-
ланса (см. разд. 8).
9.3.	Промораживание болот естественным холодом для
создания оснований под дороги и другие сооружения
Вследствие высокой заболоченности и обводненности центральной
части Западно-Сибирской равнины до последнего времени основными
транспортными артериями здесь служили реки. В настоящее время, когда
на этой территории началось интенсивное освоение нефтяных месторож-
дений, транспортная проблема стала особенно острой.
Прокладка капитальных дорог через глубокозалежные болота не
только обходится очень дорого, но и представляет значительные техни-
ческие трудности, связанные с работой техники на сильно обводненных
массивах в теплое время года. Кроме того, строительство капитальных
дорог требует значительного времени, что не может не сказаться на
темпах хозяйственного освоения края, и в первую очередь на освоении
нефтяных месторождений. В то же время специфика освоения месторож-
дений такова, что в ряде случаев, особенно в период бурения скважин,
дороги используются короткое время (в течение сезона, месяца и даже
иногда для одного-двухразового использования для провоза буровых вы-
шек и тяжелого оборудования к месту бурения). В этих условиях целесо-
образнее прокладывать временные и в первую очередь мерзлотные доро-
ги, стоимость которых в несколько раз меньше стоимости самых дешевых
лежневых дорог.
311
Известно, что севернее широты Тобольска среднегодовые температу-
ры воздуха ниже нуля. Наличие отрицательных значений среднегодовых
температур означает, что в этом районе тепловой баланс поверхности
земли отрицательный. Теоретически в районах с отрицательным тепло-
вым балансом должен существовать слой „вечной" мерзлоты. Однако в
действительности этого не наблюдается не только в районе Тобольска, но
даже и в более северных районах, например в Сургуте, где среднегодовая
температура воздуха равна —3,3° С. Отсутствие „вечной" мерзлоты в
районах севернее Тобольска объясняется следующими обстоятельства-
ми. В зимний период достаточно мощный снежный покров является хоро-
шим теплоизолятором, предохраняющим почву от сильного охлаждения
и потерь тепла, что сильно снижает глубину зимнего промерзания. Ле-
том же, наоборот, ввиду отсутствия какого-либо теплоизоляционного слоя
на поверхности почвы тепло свободно проникает вглубь. Причем этого
тепла хватает не только на таяние промерзшего зимой слоя, но и на зна-
чительный прогрев верхних слоев почво-грунтов. Таким образом, различ-
ное состояние поверхности, при котором происходит охлаждение почвы
зимой и прогревание ее летом, создает положительный тепловой баланс
верхних слоев грунта и в районах с отрицательной среднегодовой темпе-
ратурой. Снежный покров при этом играет решающую роль.
Рассмотрим условия промерзания и оттаивания оснований дорожных
трасс на болотах центральной части равнины при устройстве мерзлотных
дорог.
Промерзание торфяной залежи на дорогах, про-
ходящих через болота. Промерзание болот в естественном
состоянии, несмотря на весьма низкие температуры воздуха, в зимние ме-
сяцы невелико. Как показывают наблюдения, на рассматриваемой тер-
ритории даже в самые суровые зимы глубина промерзания болот не пре-
вышает 80 см, в обычные же зимы она составляет 40—50 см (см. разд. 5).
Относительно небольшое промерзание болот в естественном состоянии
обусловлено теплоизолирующим влиянием снежного покрова и верхнего
слабо насыщенного водой слоя мохового очеса болот. При удалении этих
теплоизоляционных слоев (снег, очес) низкие температуры воздуха
позволяют проморозить торфяную залежь на значительную глубину и тем
самым создать основу для устройства мерзлотных дорог и оснований под
различные сооружения.
Глубину промерзания расчищенного от снега участка болота можно
рассчитать по формуле (5.17). Как известно, при выводе этой формулы
были сделаны допущения, что температура поверхности снега равна тем-
пературе воздуха, а подток тепла к промерзающему слою из более глубо-
ких слоев торфяной залежи мал и им можно пренебречь. В зимний период
среднесуточная температура поверхности снега мало отличается от сред-
несуточной температуры воздуха, поэтому можно полагать, что первое
допущение существенно не повлияет на окончательный результат расче-
та. Что касается второго допущения, то оно было бы верно, если бы
к моменту начала промерзания температура всей толщи торфяной зале-
жи равнялась 0° С. В реальных условиях такое явление не наблюдается.
Поэтому в результаты расчетов промерзания по формуле (5.17) необхо-
димо вводить поправку. Поскольку приток тепла из глубоких горизонтов
земной коры (за счет геотермического градиента) весьма мал (состав-
ляет ~ 17 кал/см2 за 150 суток), величину притока тепла к промерзающе-
му слою можно оценить по величине теплоотдачи грунта за счет его
охлаждения в зимний период. Построение эпюр температуры почво-грун-
312
тов для отдельных месяцев показало, что суммарный подток тепла за
зиму в этих районах около 800 кал/см2. Это тепло снижает глубины
промерзания на величины, приведенные в табл. 9.1 [160].
Т а б л и ц а 9.1
Поправки к вычисленной по формуле (5.17) глубине промерзания болот
бассейна р. Конды1
Месяц	Декада	Поправка, см	Месяц	Декада	Поправка, см
Октябрь	3	—1,4	Январь	1	—0,7
Ноябрь	1	—1,3		2	—0,6
	2	— 1,2		3	—0,5
	3	—1,1	Февраль	1	—0,5
Декабрь	1	—1,0		2	—0,4
	2	—0,9		3	—0,3
	3	—0,8	Март	1	—0,2
				2	-0,2
1 Для болот Сургутского Полесья поправки несколько меньше и могут быть при-
няты равными 2/3 приведенных в таблице значений.
Как уже отмечалось выше, глубина промерзания естественных болот
центральной части равнины невелика. Расчистка от снега относительно
слабо обводненных участков болот, в частности гряд болотных комплекс-
ных микроландшафтов (грядово-мочажинные, грядово-озерковые), как
показано в работе [160], может увеличить глубину промерзания в 1,2—•
1,8 раза. Таким образом, только расчистка повышенных элементов мик-
рорельефа поверхности болота (гряд, моховых кочек) от снега сравни-
тельно мало увеличивает глубину их промерзания. Это объясняется край-
не низкой теплопроводностью верхних, слабоувлажненных слоев сфагно-
вого очеса. При увеличении объемной влажности промерзшего слоя сфаг-
нового очеса теплопроводность его резко возрастает (разд. 5), а следова-
тельно, увеличивается и глубина промерзания. Следует отметить, что и
прочность промерзшей залежи сильно зависит от ее влажности: при
влажности до 35% прочность (на излом) промерзшего очесного слоя в
десятки раз меньше, чем при его полном насыщении. Расчеты показыва-
ют, что уплотнение очеса до плотности в сыром состоянии 0,500 г/см3,
которое может быть получено путем укатки болота гусеничными машина-
ми, также мало увеличивает (всего на 9 см) глубину промерзания. Рез-
кое возрастание глубины промерзания верхнего слоя торфяной залежи
наблюдается при увеличении ее плотности до 0,96 г/см3. Однако достичь
такого уплотнения этого слоя с помощью укатки машинами невозможно
вследствие упругости сфагнового очеса. Поэтому для повышения про-
мерзания залежи наиболее целесообразно срезать при планировке промо-
раживаемого участка болота положительные элементы микрорельефа
(гряды, кочки), удаляя их в отвалы. При плотности промерзшего слоя в
сыром состоянии 0,961 г/см3 свободная пористость его близка к нулю,
а теплопроводность — к величине 23 • 10-4 кал/(см • с • °C). В этом случае
глубина промерзания в средние по температурным условиям зимы может
доходить до 100—120 см, т. е. быть в 2—3 раза больше, чем в естествен-
ных условиях.
313
Оттаивание торфяной залежи на специально
промороженных дорожных трассах. Так как подток тепла
из более глубоких слоев грунта мал, оттаивание мерзлого слоя снизу за
счет этого тепла, как показывают наблюдения и расчеты, относительно
невелико и составляет около 10 см за весь теплый период года. Поэтому
при дальнейшем изложении будет рассматриваться процесс оттаивания
промороженных участков болот (дорожных трасс) только за счет прито-
ка тепла сверху. Практика эксплуатации мерзлотных дорог показывает,
что провоз грузов с помощью гусеничных машин становится весьма за-
труднительным при оттаивании слоя залежи в 30—40 см, даже в том
случае, когда несущая способность расположенного глубже промерзшего
слоя достаточно велика. Поэтому одной из самых сложных задач, возни-
кающих при разработке принципиальной конструктивной схемы мерзлот-
ных дорог, является создание необходимых условий для сохранения мерз-
лого слоя в летний период.
Расчет затрат тепла на таяние мерзлого слоя, при учете средних
величин радиационного баланса поверхности болот центральной части
Западно-Сибирской равнины (см. разд. 6) показывает, что если бы вся
проникшая через поверхность промороженного участка болота лучистая
энергия тратилась на таяние залежи, то слой в 1 м мог бы оттаять в те-
чение мая. Однако в действительности этого не происходит, так как по
мере оттаивания сильноувлажненного промерзшего слоя все большая и
большая часть радиационного баланса расходуется на испарение и соот-
ветственно меньшая — на оттаивание. В результате интенсивность оттаи-
вания мерзлоты постепенно снижается. Этому в какой-то степени способ-
ствует также понижение теплопроводности самого верхнего слоя залежи
в связи с уменьшением его влажности. Наблюдения за оттаиванием про-
мороженных оснований мерзлотных дорог на болотах Западной Сибири
[160] подтвердили правильность высказанных теоретических предпосылок
о характере распределения радиационного баланса в период оттаивания
торфяной залежи болот. Они также показали, что, несмотря на то что
на таяние расходуется далеко не весь радиационный баланс, интенсив-
ность оттаивания залежи на мерзлотных дорогах в наиболее теплые ме-
сяцы достаточно велика (20—30 см/месяц).
Глубина оттаивания мерзлого слоя промораживаемых участков болот
может быть определена по эмпирической зависимости (табл. 5.24),
где а и с применительно к рассматриваемым условиям — эмпирические
коэффициенты, зависящие от вида теплоизоляционного покрытия и ха-
рактера эксплуатации промороженных участков (при отсутствии покры-
тия с~0, а =1,8 см/°С°>5). Расчет глубины оттаивания по этой зависимо-
сти для средних температурных условий весны показывает, что уже
к 1/VI оттаивает верхний слой мощностью около 40 см и дорожная трас-
са становится труднопроходимой даже для гусеничного транспорта. Если
же для улучшения условий движения транспорта систематически удалять
с поверхности трассы оттаявший торф, то это увеличит интенсивность
таяния в 1,5—2,0 раза, что приведет к сокращению срока службы
дороги.
Для сохранения в теплый период года промерзшего слоя на специаль-
но промораживаемых участках болот и дорожных трассах, проходящих
через болота, ГГИ совместно с Главтюменнефтегазом в своих рекоменда-
циях по устройству мерзлотных дорог [160] предложили покрывать их в
предвесенний период смесью снега с моховым очесом. Использование
такого рода теплоизоляционного покрытия в практике строительства
314
мерзлотных дорог на нефтепромыслах Западной Сибири оказалось доста-
точно эффективным, особенно в случае защиты этого покрытия от меха-
нических повреждений (например, транспортом) слоем минерального
грунта (песка) толщиной до 50 см.
Мерзлотные дороги на болотах можно подразделить на временные и
постоянные. Временные дороги в зависимости от характера их эксплуа-
тации могут по конструкции несколько различаться. Так, дороги, предна-
значенные для длительной эксплуатации, поверх теплоизоляционного
слоя покрываются защитным слоем песка.
Коротко о конструкции временной мерзлотной дороги и технологии ее
устройства. К строительству такой дороги приступают с момента появле-
ния первой возможности выхода строительной техники на болота. Внача-
ле намечается и закрепляется на местности направление будущей трассы,
дороги шириной до 20—30 м. Затем с помощью бульдозеров производится
расчистка и профилирование трассы, при которых срезаются и удаляются
в отвалы деревья и все положительные элементы микрорельефа (кочки,
гряды). Подготовленная таким образом трасса промораживается: по-
верхность ее регулярно расчищается от снега, верхний слой торфяной за-
лежи уплотняется (укатывается). К концу зимы, до перехода среднесу-
точных температур воздуха через 0°С, т. е. еще при наличии достаточно
низких температур, дорожная трасса покрывается теплоизоляционным
слоем, который профилируется и укатывается. Поверх теплоизоляционно-
го слоя, в случае необходимости длительного использования дороги,
насыпается слой песка. По обе стороны трассы прокладываются осу-
шительные канавы для сброса с поверхности дороги талых весенних
вод.
Выбор трасс для устройства мерзлотных дорог должен проводиться с
учетом типов болотных микроландшафтов и характера гидродинамиче-
ской сетки линий тока болотных вод. Наиболее пригодными для проклад-
ки таких дорог являются микроландшафты лесной и мохово-лесной
групп, менее пригодными — грядово-мочажинные и особенно грядово-
озерковые комплексы и совершенно непригодными — микроландшафты
травяно-моховой группы (топи). Описание болотных микроландшафтов
дано в разд. 2.
Более выгодно, с точки зрения сохранности дороги, располагать до-
рожную трассу вдоль линий стекания болотных вод, поскольку в этом
случае дорога не нарушает естественных условий стока и болотные воды
не оказывают заметного влияния на мерзлое основание дорожного по-
лотна. При пересечении трассой линий тока мерзлый слой дороги стано-
вится своего рода плотиной для фильтрационных вод, в результате чего
создаются условия подтопления трассы, большие перепады уровней бо-
лотных вод, что способствует более интенсивному разрушению мерзлого
слоя дороги. Таким образом, при выборе направления трасс необходимо
считаться с этим обстоятельством и по возможности располагать их вдоль
линий тока болотных вод. В тех случаях, когда по тем или иным причи-
нам этого условия выполнить нельзя, следует заранее предусмотреть
устройство в мйрзлотной дороге водопропускных отверстий с соответст-
вующим усилением над ними дорожного полотна (лежневой настил, мост
и т. п.>.
Идея создания мерзлотных оснований на болотах под постоянные
дороги и другие строительные объекты основывается на возможности
восстановления отрицательного теплового баланса грунтов (в том числе
подстилающей поверхности болот) путем удаления зимой теплоизоли-
315
рующего слоя (снега) и теплоизоляции поверхности от солнечной радиа-
ции летом. Основная техническая задача при устройстве таких мерзлот-
ных оснований состоит в эффективном использовании избыточного холо-
да, т. е. в создании наиболее благоприятных условий для охлаждения
поверхности и промораживания грунта и неблагоприятных условий для
ее прогревания и оттаивания мерзлого слоя. Это достигается регулярной
расчисткой поверхности болота от снега и ее укаткой в холодный период
года и покрытием промороженных участков теплоизолирующим мате-
риалом на теплый период. Опыт устройства временных мерзлотных дорог
на болотах в 1966—1968 гг. путем зимнего промораживания показал, что
на хорошо подготовленной и правильно промороженной дорожной трассе
в течение всего теплого сезона сохраняется мерзлый слой. Этот слой,
мощность которого летом постепенно уменьшается в результате таяния,
остается до следующей зимы. Мощность „перелетовавшего“ мерзлого
слоя после первого года промораживания составляет до 60 см.
Таблица 9.2
Глубины промерзания торфяной залежи болот (см), вычисленные по средним
многолетним температурам воздуха (при специальном многолетнем
промораживании). Болото бассейна р. Конды
Порядковый номер года проморажива- ния	Глубина про- мерзания в конце холод- ного периода	Порядковый номер года проморажи- вания	Глубина промер- зания в конце холодного пе- риода	Порядковый но- мер года промо- раживания	Глубина промер- зания в конце холодного пе- риода
1-й	106	6-й	229	11-й	282
2-й	144	7-й	244	12-й	288
3-й	173	8-й	256	13-й	294
4-й	196	9-й	266	14-й	298
5-й	214	10-й	275	15-й	302
Теоретические расчеты, выполненные для болот бассейна р. Конды
(табл. 9.2), показывают, что при систематическом промораживании одно-
го и того же участка болота (регулярная расчистка поверхности от снега
п укатка верхних слоев торфяной залежи в холодный период года, покры-
тие участка на теплый период теплоизоляционным материалом, снятие
теплоизоляционного покрытия осенью перед наступлением холодов, снова
расчистка от снега и т. д.) в течение ряда лет мощность промораживаемо-
го слоя будет постепенно увеличиваться. Ежегодный прирост мерзлоты
снизу по мере роста общей мощности промерзшего слоя будет постепенно
уменьшаться и при достижении определенной глубины промерзания бу-
дет близкой к нулю. При этом толщина промерзания достигает своего
максимума для данных средних климатических (в основном температур-
ных) и почвенно-гидрологических условий. Этот предел наступает в тот
дт
момент, когда градиент температуры в зимний период (где АТ — раз-
ность температур на поверхности промораживаемого участка и на глуби-
не Н, а Н — глубина промерзания участка) в мерзлом слое буДет на-
столько мал, что проникновение холода вглубь (ниже границы промерза-
ния) практически прекратится. Весь запас зимнего холода в этом случае
будет расходоваться только на охлаждение мерзлого слоя (поддержание
отрицательных температур) после его летнего прогревания.
316
Глубины промерзания при вышеупомянутых расчетах вычислялись по
формуле (5.17) для условий отсутствия снега на промораживаемом
участке. При этом температура поверхности торфяной залежи принима-
лась равной температуре воздуха в метеорологической будке, теплопро-
водность мерзлого слоя залежи — приблизительно равной
23- 10~4 кал/(см • с • °C), a So«70 кал/см3. Глубина оттаивания опреде-
лялась по зависимости
, _ Q _ Хт т А Т
от “ Sa ~ Sa h
(9.1)
где //от — глубина оттаивания мерзлого слоя торфяной залежи, см; Q —
теплопоток, поступающий к мерзлому слою, кал/см2; S — содержание
льда в единице объема залежи; ст — скрытая теплота плавления (таяния)
мерзлого слоя торфяной залежи, кал/см3; Хт — теплопроводность талого
слоя торфяной залежи, принятая постоянной и равной 8- 1СН4 кал/(смХ
ХсХ°С); т — период, за который ведется расчет, с; АГ — разность тем-
пературы на поверхности торфяной залежи и на границе мерзлого слоя;
h — мощность талого слоя, см.
Выполненный расчет глубины возможного промерзания при условии
искусственного промораживания участка болота показал, что при еже-
годном его оттаивании на 40—50 см (без учета толщины теплоизоляцион-
ного слоя) глубина промерзания к концу расчетного (15-летнего) периода
достигает 3,0 м (табл. 9.2). Увеличение мощности промерзшего слоя при
дальнейшем промораживании происходит крайне медленно, и можно
полагать, что предел возможного многолетнего (15—20-летнего) промо-
раживания болот в целях создания постоянного мерзлого основания для
рассматриваемого района располагается на глубине 3,1—3,2 м. Есте-
ственно, что для другого района этот предел будет другим (например, для
Сургутского Полесья он составляет около 3,7—3,8 м). Следует подчерк-
нуть, что приведенный расчет выполнен для условий ежегодного покры-
тия промораживаемого участка на теплый период года слоем мохового
очеса толщиной 30 см.
Теоретические расчеты оттаивания мерзлоты, находящейся под тепло-
изоляционным покрытием, и анализ опытных данных по эксплуатации
мерзлотных дорог указывают на то, что предохранить полностью про-
мерзший слой от летнего оттаивания при использовании подручного
теплоизоляционного материала (моховой очес, древесная щепа, опилки)
практически нельзя. Это объясняется тем, что указанные материалы
обладают относительно высокими коэффициентами теплопроводности,
особенно при сильном увлажнении, и для полного сохранения мерзлого
слоя требуется слишком толстый слой защитного покрытия (порядка 3 м
и более), создавать который практически бессмысленно. При этом сле-
дует иметь в виду еще и то обстоятельство, что теплоизоляционный слой
будет работать в сложных эксплуатационных условиях (при дож-
дях, морозах), что не может не сказаться на увеличении его тепло-
проводности.
Согласно расчетам, при покрытии промороженного участка болот мо-
ховым очесом толщиной 30 см глубина оттаивания за летний сезон (без
учета толщины теплоизоляционного слоя очеса) равна 42 см. По данным
наблюдений, глубина оттаивания промерзшего слоя мерзлотных дорог
близка к расчетной и составляет около 50 см.
317
9.4.	Возможное преобразование структуры естественного
ландшафта под влиянием подтоплений в речных системах
Этот вопрос самым тесным образом связан с возможным созданием
крупных водохранилищ (например, Нижнеобского) на равнинных реках
в условиях сильно заболоченной территории Западно-Сибирской равни-
ны. Подъем уровня в речных системах, обусловленный подпором от водо-
хранилищ, ухудшает естественный дренаж территории и тем самым спо-
собствует повышению интенсивности ее заболачивания.
Основными составляющими естественного ландшафта на большей
части равнины, как известно, являются леса и болота, соотношение пло-
щадей которых в разных районах определяется степенью дренированно-
сти территории. Очевидно, что всякое повышение уровня дренирования,
определяемого средними уровнями воды в речных системах, неизбежно
приведет к увеличению увлажнения верхних слоев почво-грунтов, а сле-
довательно, и к заболачиванию территории. Последнее же в свою очередь
обусловит нарушение установившегося относительного равновесия между
процессами заболачивания и процессами роста и возобновления лесов.
В результате начнется прогрессирующее заболачивание территории и в
первую очередь суходольных участков (лесных полос), непосредственно
примыкающих к речным долинам. Совершенно очевидно, что при этом
нельзя ожидать существенного увеличения интенсивности торфонакопле-
ния на современных массивах, поскольку повышение уровней на болотах,
и особенно на верховых микроландшафтах, при слабой проточности не
способствует усилению процесса торфонакопления.
Теоретическое обоснование и метод определения размеров зоны забо-
лачивания на междуречных пространствах при создании подпоров в реч-
ных системах даны в работе [85]. В основу этого метода, который может
быть использован и для прогноза изменений размеров площадей забола-
чивания в различных физико-географических условиях при искусствен-
ном изменении уровенного режима речных систем, положены уравнения
динамики подземных вод, количественно связывающие некоторые .пара-
метры речных водораздельных Пространств (водопроводимость грунтов,
слагающих водораздельный массив; расстояние между дренирующими
водораздел реками; превышения различных точек поверхности водораз-
дельного пространства над отметками выхода поверхности грунтового
потока в дренирующие водотоки), которые характеризуют в значительной
мере степень увлажнения поверхностных слоев почво-грунтов. Последняя
же определяет характер распространения болот и лесов по территории
междуречий. Ввиду отсутствия подробных количественных гидрологиче-
ских данных и стратиграфических разрезов междуречных регионов для
определения границ заболачивания по теоретическим уравнениям, авто-
•рами работы [85] были построены графики связи между глубиной вреза
русел сибирских рек и шириной лесной зоны, примыкающей к речным
долинам. Эти графики послужили основой при определении характера
преобразования естественного ландшафта в пределах Среднего и частич-
но Нижнего Приобья при создании значительных искусственных подъе-
мов уровня в низовье р. Оби. В результате выполненных расчетов был
составлен прогноз по размерам сокращения площади лесов и соответ-
ственно увеличения площади болот в зоне распространения подпора в
речной сети при строительстве Нижнеобского водохранилища (табл. 9.3).
Как показывают данные таблицы, наибольшее преобразование ландшаф-
та при подтоплении речных систем следует ожидать в бассейне р. Конды
318
Таблица 9.3
Результаты расчета сокращения площади лесного фонда (в % от существующей
площади) на территории подтопления от Нижнеобского водохранилища
при отметке подпорного горизонта + 30.00 м абс.
Бассейн реки	Длина участка распростраиеиия подпора, км	Сокращение площади лесов, %	
		левобережье рек	правобережье рек
Назым	39,4	27,8	25,8
Пим	8,8	20,4	14,9
Лямин	50,5	18,8	—
Малый Салым	16,0	13,5	9,6
Большой Салым	77,1	42,2	24,4
Большой Юган	35,0	8,3	2,4
Конда	118,8	46,5	64,2
Кама (приток Конды)	25,0	58,6	58,6
Морд-Ега	12,2	50,8	50,8
и ее притоков, а также в бассейнах рек Большого Салыма и Назыма.
Изложенный выше метод, основанный на интегральной оценке всех
природных факторов и их изменчивости в пространстве, позволяет соста-
влять прогноз возможных изменений естественного ландшафта в лесобо-
лотной зоне Западно-Сибирской равнины при создании гидротехнических
сооружений на больших и средних реках, вызывающих подпор уровня в
речных системах.
Степень влияния подтопления на изменение структуры болотного
ландшафта в каждом конкретном случае зависит от типа болотного мик-
роландшафта, находящегося в зоне подтоплений, величины повышения в
нем уровня и продолжительности стояния высоких уровней в течение
года.\
ПрЛпрдпорных уровнях, близких по высоте к средним максимальным
уровням "в условиях естественного режима, существенных изменений в
структуре болотных ландшафтов, расположенных на междуречьях, не
произойдет, поскольку такие подтопления, как показывают наблюдения,
практически не оказывают никакого влияния на водный режим водораз-
дельных болот вследствие выпуклости их рельефа. При более высоких
подъемах уровня, когда речные воды затопят периферийные участки мас-
сивов, следует ожидать заметных изменений в структуре болотного ланд-
шафта, расположенного на периферии болотных систем, в частности зна-
чительного расширения площадей сфагново-пушицевого и сфагново-пу-
шицево-осокового микроландшафтов за счет сокращения площадей
микроландшафтов мохово-лесной группы. При этом структура ландшаф-
та центральных частей заболоченных водоразделов останется без
существенных изменений.
В южной части Западно-Сибирской равнины, где широко распростра-
нены болотные массивы с плоской и вогнутой формой рельефа (см.
разд. 2), подтопления в речных системах могут вызвать более сущест-
венные изменения в водном режиме этих болот, а следовательно, и в
структуре естественного ландшафта территории, чем в центральной
ее части.
319
9.5.	О влиянии возможного снижения уровней в речных
системах на структуру естественного ландшафта
Проблема комплексного использования водных ресурсов Западной
Сибири не является новой. Она неоднократно обсуждалась на представи-
тельных научных конференциях и совещаниях, и в частности на совеща-
нии „По комплексному освоению водных ресурсов Обского бассейна** в
Новосибирске в октябре 1965 г. [43, 154, 202] и на конференции „По проб-
лемам развития и размещения производительных сил Тюменской обла-
сти”, проходившей в апреле 1969 г. в г. Тюмени и др. Однако в связи с
интенсивным развитием народного хозяйства в этом районе в последние
5—10 лет и значительным расширением орошаемого земледелия в рес-
публиках Средней Азии эта проблема требует своего настоятельного
разрешения. Под комплексным использованием вод Обского бассейна
в настоящее время понимают решение целого ряда проблем, таких как
осушение заболоченных и переувлажненных земель Западно-Сибирской
равнины в целях их промышленного и сельскохозяйственного освоения;
обводнение плодородных земель Казахстана и Средней Азии водами
Оби и Иртыша; широкое развитие гидроэнергетики; создание водных
транспортных магистралей, соединяющих бассейны крупных сибирских
рек с незамерзающими портами Каспийского и Черного морей.
Решение этих проблем неразрывно связано с регулированием стока
на главных речных магистралях Западной Сибири — Оби и Иртыше, ко-
торое приведет, в частности, к снижению максимальных весенних уров-
ней на этих реках и их притоках и уменьшению периода затопления пойм.
Все это, несомненно, создаст более благоприятные условия для проведе-
ния осушительных мелиораций в центральной и особенно в южной частях
равнины вследствие повышения дренирующей способности рек. Однако
следует иметь в виду, что самоосушение болот в этом случае, особенно
в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот, будет происходить в
весьма ограниченных размерах. Этот вывод основан на том, что в усло-
виях избыточного увлажнения болота атмосферного питания, особенно
на поздних стадиях своего развития, развиваются практически незави-
симо от водного режима прилегающих к ним территорий [83]. Примеры
отсутствия заметного осушающего действия на болотах с весьма круты-
ми, практически отвесными, склонами приводятся в работе А. А. Лоопма-
на [123], обследовавшего большинство болотных массивов Эстонии. По-
этому только снижение уровней в речных системах, по-видимому, не ока-
жет заметного осушающего действия на такие болота, площадь которых
в центральной части равнины составляет свыше 90% общей площади
болот. В результате трудно ожидать и изменений в структуре ландшафта
водораздельных пространств.
В южной части Западно-Сибирской равнины болота по условиям сво-
его образования и развития имеют более тесную взаимосвязь с грунтовы-
ми и речными водами, чем болота центральной части. Поэтому снижение
уровня в дренирующих речных системах в этом районе, по-видимому, в
общем будет способствовать самоосушению болот и особенно массивов
пойменного залегания, расположенных на водонепроницаемых грунтах.
Совершенно очевидно, что степень такого осушения для разных болотных
массивов будет различной в зависимости от конкретных условий их гео-
морфологического залегания, мощности торфяной залежи, характера под-
стилающих залежь минеральных грунтов, величины- понижения уровня в
дренирующей массив реке и т. д.
320
9.6.	Влияние крупномасштабных осушительных мелио-
раций болот на тепловой режим и промерзание грунтов
Осушение болот, расположенных в зоне многолетней мерзлоты, при-
ведет к снижению влагозапасов деятельного слоя торфяной залежи и
существенному изменению его тепловых свойств. По исследованиям
К. К- Павловой [149], при осушении болотных массивов, занятых верхо-
выми микроландшафтами, в результате уплотнения торфа и изменения
его структуры теплопроводность уменьшается в зависимости от влажно-
сти в 1,3—1,7 раза. При неизменных радиационных условиях и испарении,
близком к испарению до осушения, теплопоток в торфяную залежь умень-
шится примерно во столько же раз. В результате этого снизятся тепло-
запасы деятельного слоя, что будет способствовать более сильному
охлаждению всей толщи торфяной залежи в зимний период. Последнее
дает основание полагать, что величина сезонного оттаивания торфяной
залежи после осушения болот, по-видимому, изменится, если специаль-
но не проводить тепловую мелиорацию. Как показывают исследования
режима оттаивания торфяных и минеральных почво-грунтов, глубина
сезонного оттаивания в значительной степени зависит от характера
растительного покрова (вида растений, их сомкнутости, степени покры-
тое™ [135, 153]). Уничтожение растительного покрова при хозяйственном
освоении территории увеличит глубину сезонного оттаивания в 1,3—
1,5 раза. Таким образом, осушительная мелиорация на водораздельных
болотах, расположенных в зоне многолетней мерзлоты, при условии сох-
ранения на них растительного покрова будет способствовать сохранению
многолетнемерзлого слоя, при уничтожении растительного покрова —
увеличению глубины сезонного оттаивания.
Особый интерес представляет оценка возможных изменений водно-
теплового режима территории центральной части Западно-Сибирской
равнины под влиянием широких мелиоративных мероприятий. Рассматри-
ваемая территория, как известно, характеризуется исключительно высо-
кой заболоченностью и обводненностью и широким распространением
грядово-мочажинных и грядово-озерковых микроландшафтов. На боло-
тах этой части равнины сосредоточено и огромное количество озер (см.
разд. 8). При варианте сплошного осушения болот и заболоченных земель
этой территории окажутся спущенными практически все многочисленные
внутриболотные озера и озерки, так как при столь обводненных болот-
ных микроландшафтах невозможно будет сохранить их в естественном
состоянии. При понижении уровня воды на болотах в период осушения
значительно уменьшится теплоаккумулирующая способность территории,
а следовательно, и изменится ее тепловой режим. Приближенные расчеты
уменьшения теплозапасов болот в результате их осушения, выполненные
для района Сургутского Полесья (бассейны рек Назыма, Лямина, Пима,
Тромъегана, Агана), показывают, что при понижении уровня воды на
болотах лишь на 0,5 м будет сброшено в речную сеть около 20 км3 воды,
из них 9 км3 — из озер и около 11 км3 — из болот. В результате этого
запасы тепла на болотах уменьшатся примерно на 200* 1012 ккал, или в
пересчете на 1 см2 площади рассматриваемого района (на всю заболо-
ченную и незаболоченную части) —на 0,16 ккал в год, а при расчете
на 1 см2 площади, занятой болотами,— на 0,25 ккал. При суммарном
потоке тепла в торфяную залежь за теплый период, равном 1,4 ккал/см2
(см. разд. 5), потери тепла в результате осушения составят около 20%
этой величины. Аналогичный расчет, выполненный для территории всей
И Зак. 3185
321
центральной части равнины, показывает, что при сплошном осушении
болот будет сброшено в реки (при снижении уровня воды на болоте на
0,5 м) около 80 км3 воды. В результате теплозапасы территории умень-
шатся примерно на 800 • 1012 ккал, что составляет около 21% суммарного
потока тепла за теплый период года.
Таким образом, к наступлению холодов запасы тепла в почво-грунтах
осушенной территории будут несколько меньше, чем до проведения осу-
шительных работ. В результате этого произойдет понижение температуры
верхнего слоя торфяной залежи и, как следствие этого, уменьшение тем-
пературы воздуха зимой. Летом, наоборот, вследствие уменьшения тепло-
потока в почву (теплопроводность осушенной залежи в 1,3—1,7 раза мень-
ше, чем неосушенной) поверхность болот будет прогреваться сильнее и
температура приземного слоя воздуха несколько повысится. Возрастет
континентальность внутриболотного климата. Следует ожидать и изме-
нения теплового режима осушенной территории: в летний период будет
наблюдаться иссушение верхнего слоя, в зимний, как показывают резуль-
таты исследования режима промерзания неосушенных и осушенных бо-
лот [12],— более глубокое промерзание. На рассматриваемой территории,
где среднегодовая температура воздуха ниже 0° С, глубокое промерзание
может привести к образованию устойчивого мерзлого слоя в нижних
слоях торфяной залежифт. е. к искусственному образованию многолетней
мерзлоты. Подтверждением этого служит наличие на относительно
„сухих" участках (грядах, моховых кочках) естественных болот в отдель-
ные годы перелетовавшей мерзлоты (см. разд. 5), а также сохранение в
течение ряда лет мерзлого слоя на мерзлотных дорогах, строящихся в на-
стоящее время на болотах этой территории [160].
Прогнозировать характер и степень влияния широких осушительных
мелиораций на испарение с болот пока весьма сложно ввиду многофак-
торности этого влияния. Действительно, снижение уровня в относительно
сухих болотных микроландшафтах (мохово-лесные и моховые), а также
в грядово-мочажинных комплексах приводит, как известно, по крайней
мере в первые годы после мелиорации [45] к уменьшению суммарного
испарения за счет снижения транспирации растений. В последующие
годы в связи с развитием кустарничковой и древесной растительности на
болоте, особенно в случае проведения лесомелиоративных мероприятий,
испарение будет увеличиваться и может даже превысить уровень, харак-
терный для периода, предшествующего осушению [210].
9.7.	Устойчивость болотных и болотно-озерных систем
при преобразовании и освоении территорий
В предыдущих разделах были кратко освещены вероятные послед-
ствия при тех или других воздействиях на гидрологический режим осваи-
ваемых территорий. Часть из них являются крайне неблагоприятными
для состояния территории в расчете на долговременную перспективу, и,
следовательно, все воздействия, которые чреваты такими последствиями,
должны находиться под особым учетом и проводиться в таких масшта-
бах, которые не могли бы приводить к необратимым неблагоприятным
изменениям природной среды в целом.
Поскольку основным господствующим компонентом ландшафтов За-
падно-Сибирской равнины являются болотные системы, во многом опре-
деляющие все гидрологические и физико-географические процессы на
322
них, очень важно иметь возможность расчета предельных состояний этих
систем и оценки допустимых масштабов воздействия, за пределами кото-
рых могут возникать уже необратимые процессы распада систем и изме-
нения физического состояния территорий.
В одних случаях такие распады и деградации болотно-озерных систем
могут быть благоприятными для улучшения состояния природной среды,
в других — они могут оказаться крайне неблагоприятными и опасными
для охраны водных ресурсов и для предупреждения необратимых процес-
сов в ухудшении физико-географической среды. К числу последних сле-
дует, например, отнести указанную выше потенциальную возможность
изменения теплового режима северных территорий при массовом осуше-
нии болотно-озерных систем (например, в Сургутском Полесье) и реаль-
ную опасность возникновения прогрессирующего процесса образования
многолетней мерзлоты на территориях с отрицательными среднегодовыми
температурами.
Проблема устойчивости болотно-озерных и болотных систем начала
исследоваться только в последнее время. Впервые она рассмотрена в
работах К- Е. Иванова [90, 92], в которых изложены принципиальные
вопросы устойчивости болотных систем и выводы воднобалансовых, био-
физического и механического критериев устойчивости их. Воднобалансо-
вые критерии для болотно-озерных и болотных систем и для внутрибо-
лотных озер определяются нижеследующими выражениями.
Для болотно-озерных и болотных систем в целом воднобалансовый
критерий имеет вид
Рм мин ® 2м “Ь Роз ^2
<7макс
<	I Рм макс Ч* Роз®2
со	77
МИН	L	УМНИ
, (9.2)
макс
где ®2м— суммарная площадь всех болотных микроландшафтов в болот-
ной системе, (о* — суммарная площадь всех озер в системе, рм мин и
Рм макс — минимальные и максимальные приведенные значения внутрен-
него питания болотных микроландшафтов, р03 — среднее многолетнее
значение внутреннего питания озер, «/макс и «/Мин •— средние многолетние
значения максимальной и минимальной проточности болотных микро-
ландшафтов, 1^—длина спроектированного контура стекания внутренне-
го дренирования системы, I г,— то же внешнего дренирования системы,
<о — площадь всей болотно-озерной или болотной системы, причем ® =
1	,ч*	1
= ®2м -f- 0)2 = 1.
Для внутриболотных озер соответствующий критерий, определяющий
устойчивый размер внутриболотного озера и соответствующую группу
прилегающих болотных микроландшафтов, выражается соотношением
о, =	(9 3)
Роз»
где и — устойчивый размер площади акватории озера, qa2 — приведенная
средняя проточность микроландшафтов по контуру стекания из озера,
qni — то же по контуру втекания в озеро, 12 и — длины спроектирован-
ных контуров стекания и втекания соответственно, р03 — среднее много-
летнее значение внутреннего питания озера.
По зависимости (9.2) в работах [90, 92] на основе использования ме-
теорологических данных по центральной части Западно-Сибирской рав-
нины и сведений о водно-физических свойствах деятельного слоя болот
были определены для различных широт диапазоны возможного воздей-
и*
323
ствия на водный режим болотных систем путем изменения их морфологи-
ческого коэффициента дренирования, в пределах которых болотно-озер-
ные и болотные системы могут адаптироваться и не распадаться от пере-
осушения или переобводнения, переходя при этом в другие природные
образования.
Рис. 9.1. Графики связи предельных значений морфоло-
гических коэффициентов внешнего и внутреннего дрени-
рования болотных и болотно-озерных систем с широтой
местности по меридиану 66° в. д. (внизу—нижняя
часть графика в увеличенном вертикальном масштабе).
На рис. 9.1—9.5 представлены графики зависимости предельных зна-
чений морфологических коэффициентов внешнего и внутреннего дрени-
рования болотных и болотно-озерных систем .	_ от широты местнос-
ти по различным меридианам. По оси ординат отложены значения отно-
шений суммы спроектированных контуров внутреннего и внешнего
дренирования болотных систем к площади болотных систем, по оси аб-
сцисс — широта местности, где располагается эпицентр системы.
324
Кривая 1 на рис. 9.1—9.5, соответствующая изменению по широте мак-
симальных значений коэффициента питания болотных микроландшафтов
а =	,ограничивает область устойчивых состояний болотных сис-
“МЗКС л
умин
тем с отсутствием озер по отношению к их распаду от переосушения и от
нарушения положительного баланса среднегодового прироста раститель-
1^1 г.
Рис. 9.2. Графики связи предельных значений морфоло-
гических коэффициентов внешнего и внутреннего дре-
нирования болотных и болотно-озерных систем с широ-
той местности по меридиану 72° в. д. (внизу — нижняя
часть графика в увеличенном вертикальном масштабе).
ной массы и количества разлагающегося органического материала. Пре-
вышение значении .	—1	величин, определяемых этой кривой, дол-
(О
жно иметь следствием появление отрицательного баланса органической
массы и деградацию торфяной залежи: уменьшение ее толщины и по-
степенный распад болотной системы.
Кривая 2 на этих же рисунках, соответствующая изменению по Шире-
ру,
те минимальных значений коэффициента питания aSumi — =----, ограничи-
<7макс
вает область устойчивых состояний систем без озер по отношению к их
32Б
распаду от переувлажнения, при котором растительные сообщества те-
ряют биологическую и механическую устойчивость, уменьшается еже-
годный прирост биомассы и развиваются эрозионные явления в болотной
системе [86].
При этом, однако, процесс деградации болотной растительности на
нижней границе значений ая, т. е. от переувлажнения, происходит посред-
Рис. 9.3. Графики связи предельных значений
морфологических коэффициентов внешнего и
внутреннего дренирования болотных и болотно-
озерных систем с широтой местности по мери-
диану 75° в. д. (внизу—нижняя часть графика
в увеличенном вертикальном масштабе).
ством естественного последовательного преобразования болотных систем
без озер в болотно-озерные системы с различным и последовательно уве-
личивающимся отношением открытой водной поверхности к площади
СО у
болотных микроландшафтов, ——.
Увеличение в системе открытой водной
поверхности, сопровождающееся одновременным развитием внутреннего
контура дренирования 1.._> и некоторым уменьшением питания системы,
идет одновременно с процессом уменьшения обводненности микроланд-
шафтов, локализацией и объединением малых участков, занятых сфагно-
во-кустарничково-сосновыми группировками (например, гряд в грядо-
во-мочажинных микроландшафтах), в более крупные по площади
участки.
326
Это в свою очередь снижает значения приведенной проточности q и
повышает коэффициент питания as. Таким образом, возрастание суммар-
ной площади открытой водной поверхности в озерно-болотных системах
повышает их устойчивость, что на рис. 9.1—9.5 выражается в перемеще-
нии положения кривых внутрь области устойчивых состояний (кривые
Рис. 9.4. Графики связи предельных значений мор-
фологических коэффициентов внешнего и внутрен-
него дренирования болотных и болотно-озерных
систем с широтой местности по меридиану 78°
в. д. (внизу—нижняя часть графика в увели-
ченном вертикальном масштабе).
Аналогично увеличение площади озер в системе уменьшает её устой-
чивость по отношению к распаду от переосушения, что выражается в
смещении верхней огибающей (кривая 1) области устойчивых состояний
вниз (кривые 3, 5, 7, 9 на рис. 9.1—9.5). Нетрудно также видеть, что обла-
сти устойчивых состояний систем и широта, соответствующая их макси-
мальной устойчивости, изменяются с изменением меридионального поло-
жения систем.
Рассмотрим теперь расположение на рис. 9.1—9.5 значений гидромор-
фологического коэффициента —, относящихся к конкретным озерно-бо-
лотным системам Западно-Сибирской равнины (исключая зону вечной
мерзлоты). В табл. 9.4 приведены результаты вычисления полного морфо-
I 1^+1-
логического коэффициента естественного дренирования систем ‘77 = —й—
327
внутреннего дренирования-^-и внешнего-^- для озерно-болотных систем
некоторых речных бассейнов. Подсчет значений морфологических коэф-
фициентов был произведен на основе сплошного дешифрирования аэро-
фотосъемки болотно-озерных систем на территориях, размеры которых
указаны в табл. 9.4.
Рис. 9.5. Графики связи предельных значений морфоло-
гических коэффициентов внешнего и внутреннего дре-
нирования болотных и болотно-озерных систем с ши-
ротой местности по меридиану 84° в. д. (внизу —
нижняя часть графика в увеличенном вертикальном
масштабе).
Данные табл. 9.4 показывают практически полное совпадение конту-
ров полного, внешнего и внутреннего дренирования в озерно-болотных
системах юго-западного и центрального (северного) районов централь-
ной части равнины. Однако по мере движения к востоку (северо-восточ-
ный район) увеличивается внутреннее дренирование систем, а внешнее
их дренирование остается почти неизменным. В результате коэффициент
1^ + 1.^
полного дренирования возрастает в 1,5 раза -----= 0,54.
В центральном (южном) районе коэффициент внутреннего дрениро-
вания болотных систем почти равен нулю, а коэффициент полного дрени-
рования равен коэффициенту внешнего дренирования.
Нанеся полученные значения коэффициентов полного дренирования
на графики (рис. 9.1—9.5) легко видеть, что точки I, II, III, IV и V, соот-
ветствующие указанным в табл. 9.4 районам, располагаются почти на
328
Таблица 9.4
/ / \	/1^\	(1<Д
Коэффициенты полного I, внешнего ( —I и внутреннего I —) дренирования
озерно-болотных систем центральной части Западно-Сибирской равнины
Номер района	Район расположения исследуемых болот- ных систем	Полная пло- щадь озерно- болотных систем, вошед- шая в обра- ботку, км2	Коэффициент дренирования, км—1				
			полное дрени- рова- ние	в том числе			
				внешнее дрениро- вание	внутреннее дренирование		
					общее	виутрнбо- лотными реками	внутрнболот- ными (спущен- ными) озерами
I	Северо-западный	39,2	0,70	0,58	0,12	0,08	0,04
II	Северо-восточный	1992	0,54	0,17	0,36	0,23	0,13
III	Центральный (се- верный)	6572	0,36	0,16	0,20	0,13	0,17
IV	Юго-западный	6546	0,35	0,13	0,22	0,11	0,11
V	Центральный (юж- ный)	7480	0,14	0,14	0,01	0,01	0,00
Примечание. Все вычисления выполнены на основе построения сеток линий
стекания и дешифрирования озерно-болотных комплексов по аэрофотосъемке. Наземны
проверки выполнялись по маршрутам Западно-Сибирской экспедиции ГГИ. На рис
9.1—9.5 положение систем различных районов показано римскими цифрами I, II, III
IV и V.
нижней границе области устойчивых состояний озерно-болотных систем.
/ 1Г
При этом значение — = для болотных систем, расположенных в цент-
ральном (южном) районе (точка V на графике рис. 9.1—9.5), ложится
на нижнюю границу области устойчивых состояний болотных систем без
озер или с малой озерностыо. Отсюда следует, что для реально сущест-
вующих озерно-болотных и болотных систем Западно-Сибирской равни-
ны имеется большой запас в их устойчивости при увеличении естествен-
ной дренированности территории. И наоборот, сравнительно малое повы-
шение их обводненности, или уменьшение коэффициента суммарного дре-
нированияприведет к потере устойчивости и распаду систем от пере-
обводненности.
Кривые верхнего предела устойчивости болотных систем показывают,
что для центрального (северного) района увеличение дренированности
без риска распада болотных систем может доходить до значения — ~5,
в то время как для центрального (южного) района наибольшая возмож-
ная величина ограничивается лишь пределом не более 2 км-1.
Надо, однако, помнить, что значения-^-и соответствующие им коэф-
—— I
фициенты питания по которым вычислены пределы устойчивости бо-
Роз
лотно-озерных систем на рис. 9.1—9.5, относятся к приведенным значе-
ниям рм и q. Конкретные болотные и болотно-озерные системы могут
включать в себя различные микроландшафты со значениями q, сильно
отличающимися от приведенных значений. Поэтому реальный диапазон
329
устойчивых состояний систем, определяющийся областями между кривы-
ми 1 и 2, 3 и 4, 5 и 6 и т. д., должен быть несколько меньше. Это дает право
считать, что приближение значений —к ограничивающим область устой-
чивых состояний кривым соответствует практически уже неустойчивым
состояниям системы.
Соотношения устойчивости, представленные на рис. 9.1—9.5, могут
непосредственно служить для решения практических вопросов по осуше-
нию и преобразованию заболоченных территорий в различных широтных
зонах. Если известно значение естественного коэффициента дренирования
—для рассматриваемой системы, например— = 1,25, и район располо-
жения ее, например 60° с. ш. и 66° в. д., то, нанося на график рис. 9.1 соот-
ветствующую точку (точка Л), непосредственно определяем расстояние
от точки А по оси ординат до кривой 1. Очевидно, что величина, выражае-
+1г>
мая отрезком АВ и равная 1,90 км~‘ (по масштабу шкалы —-—),пред-
ставляет собой максимальное значение коэффициента дополнительного
внутреннего дренирования системы, которого можно достигнуть искус-
ственно (путем устройства осушительной сети) без риска распада болот-
ной системы от переосушения. Развитие внутриболотной осушительной
сети с получением значений А-^> 1,9 км-1 для рассматриваемого места
расположения данной болотной системы (с коэффициентом естественно-
го дренирования 1,25) приведет к деградации на ней растительного по-
крова, нарушению баланса среднего ежегодного прироста и распаду орга-
нического вещества (в сторону превышения количества разлагающегося
материала над количеством ежегодно отмирающей массы растений) и к
разрушению в конечном счете всей болотной системы.
Все сказанное в равной степени относится и к более общему случаю
озерно-болотных систем, для которых области устойчивых состояний при
каждом данном соотношении в них площадей открытой водной поверх-
ности и растительного покрова микроландшафтов, ограничиваются на
рис. 9.1—9.5 кривыми 3 и 4, 5 и 6 и т. д. Таким образом, выше были рас-
смотрены условия устойчивости озерно-болотных систем на основе при-
менения воднобалансового критерия для озерно-болотных систем в це-
лом. При этом в качестве характеристик, определяющих возможности
существования болотных микроландшафтов и соответствующих им фито-
ценозов, были приняты наименьшие и наибольшие значения проточности,
свойственные болотным микроландшафтам из всего их многообразия,
встречающегося в природных условиях. Это позволяет представленные на
рис. 9.1—9.5 зависимости рассматривать как общие критерии для оценки
преобразования болотно-озерных систем в болотные системы и распада
систем (от переобводнения или переосушения) в условиях Западно-Си-
бирской равнины.
9.8.	Опыт пионерного освоения болот на территориях неф-
тяных и газовых месторождений
Основным препятствием для успешного освоения нефтяных месторож-
дений, сосредоточенных преимущественно в центральной части равнины,
является их высокая заболоченность и обводненность. Так, заболочен-
330
ность территорий таких месторождений Западной Сибири, как Самотлор-
ское, Федоровское, Варьеганское, составляет 60—70%. Месторождений,
которые частично или полностью размещены под болотами и озерами, в
условиях исключительной заболоченности нефтеносной провинции (сред-
няя заболоченность ее около 50%) —преобладающее большинство. По-
этому решение проблемы выхода на сильно заболоченные и обводненные
площади, т. е. разработка направлений и технических способов пионерно-
го освоения болот в районах нефтяных и газовых месторождений, в на-
стоящее время является самым актуальным вопросом. Решение этой
проблемы следует рассматривать как заложение основы для успешного
освоения нефтяных и газовых месторождений, расположенных на глубо-
козалежных болотах.
В настоящем разделе не ставится задача всестороннего освещения
путей решения проблемы пионерного освоения болот для различных це-
лей по всей территории Западной Сибири. Здесь рассматривается лишь
частный, но важный пример пионерного освоения болот центральной
части равнины при разработке и обустройстве нефтяных и газовых место-
рождений.
Как уже отмечалось ранее (см. разд. 2), болота центральной части
равнины, имеющие глубину до 5—6 м, характеризуются широким распро-
странением сильно обводненных грядово-мочажинных и грядово-озерко-
вых комплексов. В некоторых речных бассейнах (реки Лямин, Пим,
Тромъеган, Конда и др.) эти микроландшафты, занимающие до 70%
площади болот, являются господствующими. Наличие среди них большо-
го количества относительно крупных внутриболотных озер создает осо-
бый болотно-озерный ландшафт, являющийся по своим природно-техни-
ческим свойствам крайне сложным для хозяйственного и промышленного
освоения (дорожное строительство, прокладка коммуникаций, строитель-
ство промышленных объектов и др.).
Как показывает опыт освоения заболоченных территорий, обустрой-
ство и разработку месторождений нефти и газа, площадь которых сильно
заболочена и обводнена, в принципе можно вести: при естественном со-
стоянии, сплошном и частичном осушении болот.
Выход на месторождение (разбуривание и эксплуатация скважин)
при естественном (неосушенном) состоянии болот вполне возможен, хотя
и связан с целым рядом трудностей, обусловленных сложностью и боль-
шой стоимостью строительства на сильно обводненных болотах. Однако
ряд технических предложений по строительству на болотах, разработан-
ных в последние годы, в частности прокладка нефтепроводов по поверх-
ности болота, строительство дорог на „плавающем", мерзлом и торфяном
основаниях, создание свайных и мерзлотных оснований под кусты буро-
вых скважин и др., дает основание считать, что этот вариант выхода на
болота в отдельных случаях по своей экономичности может конкуриро-
вать с другими возможными вариантами. Главное преимущество такого
выхода на осваиваемую площадь заключается в сохранении высокой об-
водненности территории, что особенно важно для нефтяных и газовых
месторождений, где проблема снижения пожароопасности нефтепромыс-
лов является весьма актуальной.
Выход на месторождения после сплошного осушения болот, располо-
женных на их площади, со спуском всех внутриболотных озер и озерков
является, по-видимому, наиболее благоприятным случаем (с позиции
разбуривания и обустройства) для освоения этих месторождений. Пони-
жение уровня болотных вод на 70—80 см значительно улучшит условия
331
для строительства на болотах различных промышленных объектов, авто-
мобильных дорог, оснований под буровые и др., а также повысит несу-
щую способность торфяной залежи для передвижения по осушенному
болоту гусеничных машин. Однако этот вариант имеет два существенных
недостатка: первый — большие материальные затраты, второй — повы-
шение пожароопасности нефтепромыслов. Расчеты месячных норм испа-
рения, выполненные на основе использования результатов эксперимен-
тальных исследований в районах нефтяных месторождений [13], показа-
ли, что в летний период (июнь, июль) испарение с естественных болот
значительно превышает величину осадков (табл. 9.5), т. е. в этот период
Таблица 9.5
Средние многолетние значения осадков и испарения с болот в районе Самотлорского
нефтяного месторождения, мм
Элементы вод- ного баланса	V	VI	VII	VIII	IX	Всего
Осадки	61	72	81	87	70	371
Испарение	25	102	102	61	29	319
практически всегда, за исключением лишь очень влажных лет, происхо-
дит иссушение верхнего слоя торфяной залежи. В условиях осушенных
болот это явление выразится в более сильной степени, поскольку будет
происходить при пониженных уровнях, захватывая всю площадь болот,
включая и площадь пониженных элементов микрорельефа. Это обстоя-
тельство приводит к выводу о том, что во избежание пожаров на нефте-
промыслах осушать полностью болота в пределах нефтяных и газовых
месторождений нельзя.
Так как основной задачей промышленной мелиорации болот и, в част-
ности, мелиорации болот, расположенных на нефтяных и газовых место-
рождениях, является создание необходимых условий для строительства
и эксплуатации разного рода объектов (промышленных объектов, нефте-
и газопроводов и т. д.), решение ее для конкретных условий позволяет в
ряде случаев идти по пути частичного осушения болот, т. е. осушения
лишь тех их участков, которые непосредственно используются под строи-
тельство. В связи с этим третий путь выхода на болота нефтяных и газо-
вых месторождений — полосное (частичное) осушение представляется
наиболее перспективным [89].
Введение в практику метода наклонного бурения нефтяных скважин
позволяет сосредоточить скважины в кусты (по 3—9 скважин) и тем са-
мым уменьшить число пунктов бурения. Использование наклонного буре-
ния дает возможность при той же сетке разбуривания площади значи-
тельно разредить сетку пунктов бурения, объединив отдельные скважины
в кусты, расположенные по заранее намеченным линиям (полосам). По-
скольку наклонное бурение позволяет с одного ряда скважин вести
бурение двух соседних рядов, отстоящих от центрального на 500—800 м,
расстояние между рядами разбуривания будет не менее 1,5 км. Для
успешного освоения месторождения (при применении наклонного буре-
ния) очень важно обеспечить хорошую проходимость полос разбурива-
ния. Последнее можно сделать путем их осушения. Участки болот, рас-
положенные между полосами осушения, практически останутся в естест-
332
венном состоянии, так как дренирующее действие вдоль полосных канав
скажется лишь на расстоянии 20—30 м от них. Осушенные полосы долж-
ны служить и основными транспортно-коммуникационными магистраля-
ми, т. е. сосредоточить на себе автодороги, нефте- и газопроводы, водово-
ды, линии связи и линии электропередач. Для предохранения осушенной
торфяной залежи полос от возгорания и ускорения процессов ее осадки
полосы покрываются слоем минерального грунта.
При разработке схемы полосного осушения необходимо руководство-
ваться тремя основными техническими документами: сеткой разбурива-
ния месторождения, типологической картой болот и сеткой линий стека-
ния. Типологическая карта болот в данном случае используется для вы-
бора наиболее оптимальных (с точки зрения проходимости и несущей
способности болотных микроландшафтов) направлений трасс осушаемых
полос, на которых в дальнейшем сосредоточиваются кусты буровых
скважин.
С помощью сетки линий стекания ведется корректировка намеченной
по типологической карте схемы полосного осушения с позиций гидродина-
мики болотных вод. Расположение полос осушения вдоль линий тока
почти не нарушает естественных условий движения болотных вод, что
обеспечивает устойчивость и сохранность осушаемых полос, а следова-
тельно, и сооружений на них. Напротив, полосы осушения, расположен-
ные под углом к линиям тока, служат преградой (плотиной) для фильт-
рационных вод, и поэтому сооружения на них, в частности дорожные на-
сыпи, менее устойчивы.
Сложность разработки схемы полосного осушения болотного массива,
расположенного на нефтяных и газовых месторождениях, заключается в
выборе оптимального варианта расположения полос осушения при
закрепленной сетке буровых скважин, большом разнообразии болотных
микролапдшафтов (с преобладанием сильнообводненных комплексов) и
крайне сложной гидродинамической сетке линий стекания.
При разработке схемы полосного осушения, так же как и сплошного
осушения, необходимо учитывать расположение естественной гидрогра-
фической сети (внутриболотных ручьев и речек, приспущенных озер).
Эта сеть после соответствующей расчистки и регулирующих работ в рус-
лах должна явиться основой осушительной сети всего болотного массива.
Приспущенные озера (озера с берегами высотой 1—2 м) могут быть
использованы з качестве водоприемников при осушении прилегающих к
озеру болот. Поскольку приспущенные озера имеют, как правило, русло-
вой сток, для поддержания уровня воды в озере на заданной отметке
(при проведении осушения массива) необходимо сооружение шлюзов
(затворов) при впадении ручьев в озеро и на выходах их из озер. Такая
система шлюзов позволит не только сохранить озера от спуска, но и ве-
сти эффективную борьбу с пожарами на осушенных участках болот.
Частичное (полосное) осушение, которое охватывает площадь, состав-
ляющую лишь около 3% площади месторождения, позволяет сохранить
в естественном состоянии, а следовательно, и предохранить от про-
грессирующего промерзания практически всю заболоченную террито-
рию.
При полосном осушении могут быть сохранены приспущенные озера,
ширина которых менее 2 км, поскольку наклонное бурение в этом случае
позволит разбурить с берега скважины, попадающие на акваторию озе-
ра. Участки месторождения, расположенные под озерами, ширина кото-
рых более 2 км, разбурить с берега уже не представляется возможным.
333
Поэтому в этом случае необходимо использовать другие пути, и в частно-
сти те, которые были рассмотрены выше (см. п. 9.2).
Осушительная сеть, созданная при полосном осушении, может быть
эффективно использована для дальнейшего осушения и освоения болот-
ных массивов, например в целях лесомелиорации.
Заключение
Настоящая работа, посвященная рассмотрению широкого круга во-
просов строения и гидрологического режима болот Западно-Сибирской
равнины, имела целью дать всестороннюю и в первую очередь гидроме-
теорологическую характеристику заболоченных территорий этого обшир-
ного и интенсивно осваиваемого в хозяйственном отношении региона
нашей страны.
В монографии, помимо общей характеристики болот региона, данной
по болотным зонам, приведено детальное описание основных типов мик-
роландшафтов, встречающихся на его территории южнее параллели Си-
бирских Увалов. Болотный микроландшафт (болотная фация) принят в
качестве наименьшей таксономической единицы болотных ландшафтов и
за географическую основу для организации и проведения исследований.
Принимая во внимание, что однотипные болотные микроландшафты неза-
висимо от их местоположения в болотных системах имеют близкие гидро-
логические и гидрофизические свойства, рассмотрение водного и тепло-
вого режимов болот, а также строения и водно-физических свойств их
деятельного слоя проведено не по отдельным конкретным болотным мас-
сивам, а по типам микроландшафтов. Это позволяет распространять
полученные в отдельных пунктах характеристики водно-теплового режи-
ма на обширные, не исследованные наземным путем территории болот
Западной Сибири, используя для этого аэрофотосъемку. Благодаря тако-
му методу исследований представилось возможным осветить гидрологи-
ческий режим заболоченных территорий всей центральной части рав-
нины.
Существенным моментом в исследовании болотно-озерных систем За-
падной Сибири является составленная на основе данных экспедиционных
работ ГГИ комплексная характеристика внутриболотных озер и водото-
ков центральной части равнины. Такая характеристика приводится впер-
вые и дает конкретное представление о типичных морфологических свой-
ствах внутриболотных водных объектов.
В результате выполненных исследований структуры и гидрометеоро-
логического режима заболоченных территорий Западно-Сибирской рав-
нины представилось возможным рассмотреть некоторые проблемы ее
преобразования под влиянием освоения. В частности, высказаны сообра-
жения о характере влияния подтоплений в речных системах на структуру
естественного ландшафта, об устойчивости болотных и болотно-озерных
систем при преобразовании и освоении территорий, о принципиальных
возможностях и целесообразности проведения мелиоративных работ в
различных болотных зонах, а также о некоторых путях промышленного
освоения заболоченных площадей.
335
Широкий круг вопросов, возникших при освоении и исследовании
чрезвычайно обширных по площади и разнообразных по типам западно-
сибирских болотных систем, имеющих различную степень изученности, не
мог быть рассмотрен с одинаковой подробностью. Достаточно детальная
характеристика строения и режима болотных микроландшафтов состав-
лена только по болотам центральной части равнины, занимающей около
40% ее площади. Значительно более общая характеристика дана по боло-
там зоны многолетней мерзлоты. Большие работы по наземному обследо-
ванию болот центральной части равнины, выполненные за последние
годы наряду с большими работами по дешифрированию аэрофотосъемки,
дали возможность детально изучить структуру болот и закономерности
распределения болотных микроландшафтов на большей части этой тер-
ритории. Задача дальнейших исследований в этом направлении состоит в
изучении строения болотных микроландшафтов, расположенных на гра-
нице зоны выпуклых олиготрофных болот с зоной крупнобугристых бо-
лот, и в разработке для них дешифровочных признаков. Для болот зоны
распространения многолетней мерзлоты, где структура болот до сего
времени изучена еще весьма слабо, необходимо организовать не только
их широкое наземное обследование, но и исследования на основе дешиф-
рирования аэрофотосъемки. Последнее представляет собой весьма слож-
ную задачу в связи с тем, что для этого требуется заново разработать
методику гидрологического дешифрирования болот и незаболоченных
территорий этого района с использованием индикаторных свойств расти-
тельного покрова. Успешное решение указанной задачи позволит на осно-
ве материалов аэрофотосъемки составить типологические карты болот
зоны многолетней мерзлоты соответствующих масштабов, необходимые
для научных исследований и практического использования при освоении
этих территорий.
Для изучения закономерностей распространения микроландшафтов
и составления типологических карт болот южной части Западно-Сибир-
ской равнины (южнее параллели Тобольска) требуется дальнейшее
уточнение ранее разработанных дешифровочных признаков для низинных
болотных микроландшафтов. Решение этой задачи явится основой для
дальнейших исследований болот южной части равнины. К числу других
не менее важных задач относятся такие вопросы, как изучение водно-
теплового режима болот северной части Западно-Сибирской равнины, в
зоне многолетней мерзлоты; исследования водно-физических и тепловых
свойств деятельного слоя торфяной залежи и гидрографические обследо-
вания внутриболотных водных объектов северной и южной частей равни-
ны; продолжение исследований гидрологического режима внутриболот-
ных озер, особенно в зоне распространения многолетней мерзлоты.
Выполнение этих исследований позволит подойти к решению сложных
проблем оценки интенсивности и направленности болотообразовательных
процессов на территории равнины в современную эпоху, провести ка-
чественную и количественную оценку изменений структуры ландшафта и
его водно-теплового режима под влиянием хозяйственного освоения тер-
риторий. Практическим результатом решения таких проблем должны
быть прогноз возможных изменений природных условий на территории
Западно-Сибирской равнины прд влиянием различного рода хозяйствен-
ных мероприятий (осушение больших территорий, создание гидротехни-
ческих сооружений на крупных реках, межбассейновая переброска вод
сибирских рек и др.) и разработка системы рационального землепользо-
вания и воспроизводства природных ресурсов региона.
Список литературы
1.	Абрамович Д. И. Изучение вод Западной Сибири.— „Изв. Новосиб. отд-ния
Геогр. о-ва СССР”, 1958, вып. 2, с. 11—22.	,
2.	А м а р я н Л. С. Полевые приборы для определения прочности и плотности сла-
бых грунтов. М., „Недра", 1966, 64 с.
3.	А м а р я н Л. С. Прочность и деформируемость торфяных грунтов. М„ „Недра",
1969. 191 с.
4.	А м а р я н Л. С., Кукушкин В. А. Полевые исследования процесса консо-
лидации торфяных грунтов под насыпными площадками нефтепромысловых объек-
тов.— Материалы к Первой всесоюз. конференции по строительству на торфяных
грунтах. Ч. 1. Калинин, 1972, с. 271—277.
5.	Амар ян Л. С., Королев А. С., Трофимов В. Л. Исследование физико-
механических свойств болотных грунтов Среднего Приобья.— Материалы к Первой
всесоюз. конференции по строительству на торфяных грунтах. Ч. 1. Калинин, 1972,
с. 186—190.
6.	Андреев В. Н. Кормовая база Ямальского оленеводства.— „Сов. оленеводство",
1934, вып. 1, с. 99—164.
7.	Андреев В. Н., Панфиловский А. Л. Обследование тундровых пастбищ
с помощью самолета. Л., 1938. 172 с. (Тр. НИИ полярного земледелия, животно-
водства и промыслового хозяйства. Сер. оленеводства. Вып. 1.).
8.	Андреева М. А. Ледовый режим озер бассейна р. Тобол.— „Сб. работ Сверд-
ловской ГМО", 1967, вып. 6, с. 135—157.
9.	Атлас теплового баланса земного шара. Под ред. М. И. Будыко. М., 1963. 69 с.
10.	Бавина Л. Г. Водный баланс низинных болот Полесской низменности.—
„Тр. ГГИ", 1966, вып. 135, с. 181—185.
11.	Бавина Л. Г. Уточнение расчетных параметров испарения с болот по материа-
лам наблюдений болотных станций.— „Тр. ГГИ", 1967, вып. 145, с. 69—96.
12.	Бавина Л. Г., Ма ланкин а Ю. П. Влияние осушения на элементы гидро-
метеорологического режима пойменного низинного болота (на примере Лунннского
болотного массива).— „Тр. ГГИ", 1969, вып. 177, с. 3—15.
13.	Б а в и н а Л. Г., Романов В. В. Испарение с болот болотно-таежной зоны За-
падной Сибири.— „Тр. ГГИ11, 1969, вып. 157, с. 66—77.
14.	Балясова Е. Л. Изменчивость уровенного режима болот верхового типа на
Европейской территории Союза.— „Тр. ГГИ", 1974, вып. 222, с. 3—20.
15.	Б а р ы ш и и к о в М. К. Осоково-гнпновые болота западного Васюгапья (На-
рымский край). М., 1929. 37 с. (Бюл. ин-та луговой н болотной культуры
им. В. Р. Вильямса. № 2).
16.	Бер лян д Т. Г., Ефимова Н. А. Месячные карты суммарной солнечной ра-
диации н радиационного баланса территории Советского Союза.— „Тр. ГГО", 1955,
вып. 50 (112), с. 48—82.
17.	Борисов А. А. Очерк структуры Западно-Сибирской низменности.— „Изв. АН
СССР. Сер. геолог.", 1944, № 3, с. 59—73.
18.	Б о р о д у л и н В. В., Калюжный И. Л., Новиков С. М. К методике из-
мерений и расчетов промерзания болот.— „Тр. ГГИ", 1974, вып. 222, с. 205—224.
19.	Б о ч М. С. Типы болот тундровой зоны.— В кн.: Продуктивность биоценозов
Субарктики. Свердловск, 1970, с. 40—45.
20.	Б о ч М. С., Г е р а с и м е н к о Т. В., Т о л ч е л ьн и к о в Ю. С. Болота Ямала.—
„Ботан. журн.“, 1971, т. 56, № 10, с. 1421—1435.
21.	Б о ч М. С., Герасименко Т. В., То лчельннков Ю. С. О некоторых
особенностях растительности и почв тундровой зоны Ямала.— „Изв. ВГО“, 1971,
т. 103, № 6, с. 531—538.
337
22.	Б р о н з о в А. Я. Верховые болота Нарымского края (бассейн р. Васюган). М.,
1930, 92 с. (Тр. Науч.-исслед. торф, ии-та. Вып. 3).
23.	Б р о н з о в А. Я. Гнпновые болота на южной окраине Западно-Сибирской рав-
нинной тайги,— „Почвоведение”, 1936, № 2, с. 224—245.
24.	Б р о н з о в а Г. Я. Барабннские рямы.— „Почвоведение", 1936, № 2, с. 258—268.
25.	Бутягин И. П. Толщина и структура ледяного покрова р. Обн.— „Тр. ТЭИ СО
АН СССР”, 1968, вып. 7, с. 5—20.
26.	В а н д а к у р о в а Е. В. Ботанико-географическое районирование Новосибирской
области.— „Изв. Новосиб. отд-ния Геогр. о-ва СССР”, 1957, вып. 1, с. 3—14.
27.	Вассерман С. Н., Бредихина Л. М. Исследования режима грунтовых
вод в Среднеобском нефтедобывающем районе.— „Тр. Гипротюменнефтегаза”,
1971, вып. 21, с. 112—122.
28.	В а с с е р м а н С. Н., Казаков П. П. Освоение территорий болот при обу-
стройстве нефтяных месторождений Западной Сибири.— В кн.: Темат. науч.-техн,
обзор ВНИИОЭНГ. М„ 1973. 71 с.
29.	В е н д р о в С. Л. Проблемы преобразования речных систем. Л., Гидрометеоиз-
дат, 1970. 236 с.
30.	В л а с т о в а Н. В. Торфяные болота нижнего течения р. Оби,— „Тр. ЦТОС“,
1936, т. 1, с. 87—101.
31.	Водные ресурсы Западной Сибири. [Сб. статей]. Под ред. Д. И. Абрамович. Но-
восибирск, 1964. 96 с.
32.	В о р о б ь е в П. К. Исследование водоотдачи низинных болот Западной Сиби-
ри,—„Тр. ГГИ“, 1963, вып. 105, с. 45—58.
33.	В о р о б ь е в П. К. Исследование физических характеристик деятельного гори-
зонта неосушенных болот.— „Тр. ГГИ", 1965, вып. 126, с. 65—95.
34.	В о р о б ь е в П. К. Методика изучения горизонта формирования микрорельефа
болот на основе использования вероятиостио-статнстических приемов анализа.—
„Тр. ГГИ", 1974, вып. 222, с. 58—68.
35.	В о р о б ь е в П. К. Определение водоотдачи из торфяной залежи естественных
болот.— „Тр. ГГИ", 1969, вып. 177, с. 59—86.
36.	В о р о б ь е в П. К- Исследование строения слоя активного влагооборота торфя-
ных залежей верховых неосушенных болот и методика экспериментального опре-
деления типовых расчетных характеристик водоотдачи. Автореф. дис. на соиска-
ние учен, степени канд. техн. наук. Л., 1971. 23 с.
37.	Воронков П. П., Соколова О. К. Сезонные изменения состава гумусовых
веществ в водах Карельского перешейка.— „Тр. ГГИ", 1951, вып. 33(67), с. 146—167.
38.	Воскресенский К. П. Нормы и изменчивость годового стока рек Советско-
го Союза. Л., Гидрометеоиздат, 1962. 545 с.
39.	Г а л к и и а Е. А. Болотные ландшафты и принципы их классификации.— В кн.:
Сб. науч, работ Ботан. ин-та АН СССР (за 1941—1943 гг.). Л., 1946, с. 139—156.
40.	Галкина Е. А. Использование аэрофотоснимков для установления закономер-
ностей распределения болотных урочищ (различных классов и групп типов) по
территории лесной зоны СССР — В кн.: Тр. IX Всесоюз. совещания по аэрофото-
съемке. Л., „Наука", 1967, с. 329—336.
41.	Г е н к е л ь А. А, К р а с о в с к и й П. Н. Материалы по изучению озер, займищ,
болот и торфяников Западно-Сибирской лесостепи.— „Учен. зап. Пермского ун-та",
1937, т. 3, вып. 1, с. 3—75.
42.	Геологическое строение и нефтегазоносность Западно-Сибирской низменности. М.,
„Наука", 1965. 302 с. (Тр. ЗСРНИГМИ. Вып. 1).
43.	Герарди И. А. Проблема использования вод Обского бассейна для обводнения
Казахстана и Средней Азии в комплексе с осушением Западно-Сибирской низмен-
ности.— В кн.: Комплексное освоение водных ресурсов Обского бассейна. Ново-
сибирск, „Наука", 1970, с. 24—29.
44.	Гидрография Западной Сибири. Т. 1. Томск, Изд. ТГУ. 1961. 169 с. Авт.:
Я. И. Марусенко, А. А. Земцов и др.
45.	Гидрологические расчеты при осушении болот и заболоченных земель. Под ред.
К. Е. Иванова. Л., Гидрометеоиздат, 1963. 447 с.
46.	Глебов Ф. 3. Болота и заболоченные леса восточной части бассейна р. Дуб-
чес.— В кн.: Заболоченные леса и болота Сибири. СО АН СССР, 1963, с. 33—64.
47.	Г л е б о в Ф. 3. Болотная система долины Енисея между реками Сым и Дуб-
чес.— В кн.: Особенности болотообразования в некоторых лесах и предгорных рай-
онах Сибири и Дальнего Востока. М., „Наука", 1965, с. 5—34.
48.	Г о в о р у х и н В. С. Очерк растительности летних пастбищ северного оленя
в тундрах Обско-Тазовского полуострова.— „Землеведение", 1933, т. 35, вып. 1,
с. 68—92.
338
49.	Г о в о р у х и н В. С. Бугристые болота Северной Азии и потепление Арктики
(Западная Сибирь, бассейн р. Сев. Сосьвы).— „Учен. зап. Московского обл. пед.
ин-та“, 1947, т. 9, вып. 4, с. 106—124.
50.	Голдина Л. П. Летний термический режим тундровых озер.— „Изв. ВГО“,
1965, т. 97, вып. 4, с. 364—370.
51.	Голубова Т. А. Радиационный баланс суходола и разных участков осушен-
ного болота.— „Тр. ГГО“, 1955, вып. 49(3), с. 11—16.
52.	Г о л я к о в Н. М. Изменение водно-физических свойств торфяно-болотных почв
в зависимости от длительности их сельскохозяйственного освоения.— „Тр. ОмСХИ“,
1959, т. 34, с. 33—42.
53.	Голяков Н. М., Сребрянская П. И. Почвенно-мелиоративная характе-
ристика Кнлейного болота.— „Тр. ОмСХИ“, 1959, т. 34, с. 15—34.
54.	Г о р д я г и н А. Я. Материалы для познания почв и растительности Западной Си-
бири. Казань, 1901, т. 34, вып. 3. 222 с. (Тр. О-ва естествоиспытателей при Казах-
ском ун-те, т. 34, вып. 3).
55.	Г о р о д к о в Б. Н. Подзона лиственных лесов в пределах Ишимского уезда То-
больской губернии. Спб., 1915. 198 с. (Тр. почв.-ботан. экспед. по исслед. колониз.
р-нов Азиатской Росссни. Ч. 2. Вып. 3.).
56.	Г о р о д к о в Б. Н. Крупнобугристые торфяники и их географическое распростра-
нение.— „Природа", 1928, № 6, с. 599—601.
57.	Городков Б. Н. Вечная мерзлота в северном крае. Л., 1932. 109 с. (Тр. СОПС
АН СССР. Сер. северная. Вып. 1).
58.	Городков Б. Н. Почвы Гыданской тундры.— „Тр. Полярной комиссии", 1932,
вып. 7, с. 1—78.
59.	Г о р о д к о в Б. Н. Растительность тундровой зоны СССР.— В кн.: Раститель-
ность СССР. Т. 1. М,—Л., 1935, с. 297—354.
60.	Г о р о д к о в Б. Н. Морозная трещиноватость грунтов на севере.— „Изв. ВГО“,
1950, т. 82, № 5, с. 487—500.
61.	Гребенщикова А. А. Малоразложнвшиеся торфяные залежи (их генезис,
особенности строения и свойства торфа). Сб. статей по изучению торфяных мес-
торождений. М., 1956, с. 46—80.
62.	Григорьев А. А. Типы тундрового микрорельефа субарктической Евразии.
Их географическое распространение и генезис.— „Землеведение", 1925, т. 27,
вып. 1—2, с. 5—24.
63.	Д е м е и т ь е в В. А. Опыт геоморфологического районирования Западно-Сибир-
ской низменности.— „Изв. ГО", 1940, т. 72, вып. 3, с. 306—314.
64.	Д е р ю г и и А. Г. О прочности мерзлых торфогрунтов.— „Тр. ГГИ", 1972, вып. 192,
с. 132—138.
65.	Д и к и н о в X. Ж- К теории расчета глубины промерзания почвы по заданной
температуре воздуха.— „Учен. зап. КБГУ. Сер. физ.-мат.", 1965, вып. 24,
с. 335—343.
66.	Д и к и и о в X. Ж. Некоторые вопросы теории и расчет теплового режима поч-
вы. Автореф. дис. на соискание учен, степени канд. физ.-мат. наук. Л., 1967, 20 с.
67.	Д о л г о в С. И. Изучение водно-физических свойств торфяных толщ при помо-
•щи режущих цилиндров.— „Тр. Почвенного ин-та АН СССР", 1950, т. 31,
с. 239—251.
68.	Д р а н и ц ы и Д. А. Вторичные подзолы и перемещение подзолистой зоны на
севере Обь-Иртышского водораздела/— „Изв. Докучаевского почвенного комите-
та", 1914, № 2, с. 33—93.
69.	Д р а и и ц ы и Д. А. Материалы по почвоведению и геологии западной части
Нарымского края.— В кн.: Тр. Переселенческого управления. Пг., 1915. 233 с.
70.	Д р а и и ц ы н Д. А. О некоторых зональных формах рельефа Крайнего Севера.—
„Почвоведение", 1914, № 4, с. 21—68.
71.	Дрейер Н. Н. Новая карта испарения с территории СССР.— „Изв. АН СССР.
Сер. геогр.", 1966, К° 5, с. 68—73.
72.	Дубах А. Д. Очерки по гидрологии болот. Л., Гидрометеонздат, 1936. 117 с.
73.	Е л и з а р ь е в а М. Ф. Схема геоботанического районирования междуречья Оби —
Енисея.— „Учен. зап. Красноярского пед. ин-та", 1959, т. 15, с. 28—33.
74.	Е ф и м о в а Н. А. К методике расчета месячных величин эффективного излуче-
ния.— „Метеорология и гидрология", 1961, № 10, с. 28—33.
75.	Ж а р к о в а А. М. Вопросы классификации болот Западно-Сибирской низменно-
сти.— „Изв. Омского отд-ния Геогр. о-ва СССР”, 1957, вып. 2, с. 35—43.
76.	Жаркова А. М. Генетическая схема болотных формаций Западно-Сибирской
низменности по ландшафтным зонам.— „Изв. Омского отд-ния ВГО", 1963, вып. 5,
с. 61—68.
339
77.	Жилинский И. И. Очерк гидротехнических работ в районе Сибирской жел.
дор. по обводнению переселенческих участков в Ишимской степи н по осушению
болот в Барабе (1895—1904). Спб., 1907. 829 с.
78.	Ж у к о в М. Н., Ларгин И. Ф. Влияние структурно-ботанических разностей
на прочность слаборазложившнхся торфов комплексной верховой залежи.— В кн.:
Технология производства и переработки торфа. М., „Недра", 1970, вып. 5,
с. 21—24.
79.	Западная Сибирь. М., Изд. Ин-та географии АН СССР, 1963. 488 с.
80.	3 а й д е л ь А. Н. Элементарные оценки ошибок измерений. Л., „Наука",
1968. 97 с.
81.	Иванов К. Е. О фильтрации в поверхностном слое выпуклых болотных масси-
вов.— „Метеорология и гидрология", 1948, № 2, с. 46—59.
82.	И в а п о в К. Е. Гидрология болот. Л., Гидрометеоиздат, 1953, 296 с.
83.	И в а п о в К. Е. Основы гидрологии болот лесной зоны. Л., Гидрометеоиздат,
1957. 500 с.
84.	И в а и о в К. Е. Основы теории морфологии болот и гидроморфологические за-
висимости.— „Тр. ГГИ", 1965, вып. 126, с. 5—47.
85.	И в а и о в К. Е., Шум ков а Е. Л. Гидрологическое обоснование и расчет
выпадений лесов и расширения площадей естественного заболачивания при под-
топлениях в речных системах.— „Тр. ГГИ", 1967, вып. 145, с. 3—26.
86.	И в а н о в К. Е. Эрозионные явления па болотах и их роль в формировании
озерно-болотных ландшафтов Западной Сибири.— „Тр. ГГИ", 1969, вып. 157,
с. 78—97.
87.	Иванов К- Е., Котов а Л. В. Вопросы динамики развития и гидроморфологн-
ческие характеристики рямов Барабинской низменности.— „Тр. ГГИ", 1964,
вып. 112, с. 35—53.
88.	И в а н о в К. Е., Новиков С. М. Гидрологический режим Самотлорского мес-
торождения и его возможные изменения в связи с преобразованием территории.—
„Тр. Гипротюменнефтсгаза», 1970, вып. 21, с. 87—96.
89.	И в а п о в К. Е., Новиков С. М., Вассерман С. Н. Основные проблемы
инженерного освоения заболоченных территорий месторождений нефти и газа (на
примере Самотлорского месторождения).— „Нефть и газ”, 1969, № 2, с. 74—79.
90.	И в а н о в К. Е. Гидрологические критерии устойчивости и преобразования бо-
лотных и озерно-болотных систем.— Междунар. симпозиум по гидрологии заболо-
ченных территорий. Минск, 1972. 15 с.
91.	Иванов К. Е. О торфонакоплении и образовании болот как физико-географиче-
ском процессе.— „Вест. ЛГУ", 1972, № 24, с. 103—ИЗ.
92.	И в а н о в К. Е. Озерно-болотные системы и их устойчивость при преобразовании
избыточно увлажненных территорий.— „Учен. зап. ЛГУ", 1974, т. 376, вып. 23,
с. 5—81.
93.	Инженерно-строительные особенности застраиваемых территорий нефтедобыва-
ющих районов Западной Сибири.— В кн.: Темат. науч.-техн, обзор ВНИИОЭНГ.
М., 1971. 52 с. Авт.: Ю. П. Баталин, С. Н. Вассерман, Я- М. Капав,
В. Л. Трофимов.
94.	Ильин Р. С. Природа Нарымского края (рельеф, геология, ландшафты, почвы).—
В кн.: Материалы по изучению Сибири. Т. II, Томск, 1930. 344 с.
95.	Каган Я. М., Вассерман С. Н., Горбатиков В. А., Генис А. В.
Особенности проектных решений обустройства нефтяных месторождений Среднего
Приобья. Темат. науч.-техп. обзор. ВНИИОЭНГ. М., 1969, с. 230—249.
96.	Калюжная И. И., Калюжный И. Л. Методика определения величин испа-
рения болотными весовыми испарителями с учетом вариации микрорельефа и рас-
тительности на болотных массивах,—„Тр. ГГИ", 1972, вып. 204, с. 102—111.
97.	К а л ю ж н ы й И. Л. Оценка вариации испарения внутри микролапдшафтов вер-
ховых болот.— „Тр. ГГИ", 1969, вып. 177, с. 39—58.
98.	Калюжный И. Л. Испарение с болотных массивов различных болотных про-
винций СССР.— „Тр. ГГИ", 1974, вып. 222, с. 21—57.
99.	К а л ю ж н ы й И. Л., Л е в а н д о в с к а я Л. Я. Гидрохимический режим и хи-
мический состав вод низинных болот Тюменской области (на примере Тарманского
болотного массива).— В кн.: Тезисы докладов на конференции „Природа и при-
родные ресурсы Тюменской области". Тюмень, 1973, с. 96—99.
100.	К а р и а ц е в и ч И. В. О водном и тепловом балансе Западной Сибири.—
„Тр. ОмСХИ", 1966, т. 66, с. 21—30.
101.	Кац Н. Я. О типах болот Западно-Сибирской низменности и их географической
зональности.— „Торфяное дело", 1929, вып. 3, с. 3—14.
340
102.	Кац Н. Я. Болота Советской Азии. Основные закономерности распределения
болот.— „Бюл. Московского о-ва испытателей природы. Отд-ние биологии", 1946,
вып. 3, с. 99—108.
103.	Кац Н. Я. Болота земного шара. М., „Наука", 1971. 295 с.
104.	Кац Н. Я., Кац С. В. Стратиграфия торфяников Приобского севера.— „Тр.
Комиссии по изучению четвертичного периода", 1948, т. 7, вып. 1, с. 15—54.
105.	Кац II. Я., Нейштадт М. И. Болота.— В кн.: Западная Сибирь. М„ 1963,
с. 230—249.
106.	Кисин И. М., Комлев А. М., Кизимова Н. М. Минимальный зимний
сток рек Тюменской области.— „Тр. Науч.-исслед. ин-та аэроклиматологии", 1967,
вып. 48, с. 128—145.
107.	К о л е с н и к о в А. Г., Мартынов Г. А. О расчете глубины промерзания и от-
таивания грунтов.— Материалы по лабораторным исследованиям мерзлых грун-
тов. Сб. 1. М„ Изд. АН СССР, 1953, с. 13—36.
108.	Комлев А. М. Исследования и расчеты зимнего стока рек (па примере За-
падной Сибири). М., 1973. 200 с. (Тр. ЗСРНИГМИ. Вып. 9).
109.	Крылов П. Н. Растительность в Барабинской степи и смежных с нею местах.—
В кн.: Предварительный отчет о ботанических исследованиях в Сибири и Турке-
стане в 1912 г. Спб., 1913, с. 41—84.
110.	К у д р и ц к и й Д. М., Попов И. В., Романова Е. А. Основы гидрогра-
фического дешифрирования аэрофотоснимков. Л., Гидрометеоиздат, 1956. 344 с.
111.	К у з ь м и и П. П. Процесс таяния снежного покрова. Л., Гидрометеоиздат, 1961.
344 с.
112.	Кузьмина М. С. Эволюция растительности болот Барабинской низменности
в связи с их осушением и естественным усыханием.— В кн.: Тр. юбилейной сессии,
посвященной 100-летию со дня рождения В. В. Докучаева. М.— Л., Изд. АН СССР,
1949, с. 589—596.
113.	Кузьмина М. С. Основные черты болот Барабы и их районирование.— „Тр.
Томского гос. ун-та им. В. В. Куйбышева", 1957, т. 141, с. 121—124.
114.	К у з ь м и н а М. С. Принципы типологии Барабы.— „Изв. Новосиб. отд-пия Ге-
огр. о-ва СССР", 1957, вып. 1, с. 23—32.
115.	Кузьмина М. С. Растительность Барабы.— „Тр. Почвенного ин-та АН СССР",
1953, т. 36, с. 106—171.
116.	Кузьмина М. С. Торфяники Западной Сибири. Новосибирск, „Наука",
1967, 78 с.
117.	К у н р и я н о в а Е. И. Водный баланс Западно-Сибирской равнины. М., „Наука",
1967, 63 с.
118.	Лаптев И. П. Озера водораздела рек Казыма и Надыма.— „Учен. зап. Том-
ского гос. ун-та им. В. В. Куйбышева", 1948, № 10, с. 103—123.
119.	Лившиц Н. А., П у г а ч е в В. Н. Вероятностный анализ систем автоматическо-
го управления. Ч. 1. Вероятностные и статистические характеристики воздействий и
процессов. Линейные стационарные и нестационарные системы. М„ „Советское ра-
дио", 1963, 576 с.
120.	Л и с с О. Л., Куликова Г. Г. К районированию торфяных болот Томской об-
ласти.— „Вести. МГУ. Биология и почвоведение", 1967, № 4, с. 87—91.
121.	Логинов П. Е. О работах Западно-Сибирской торфоразведочной экспедиции.—
„Сб. статей по изучению торфяного фонда", 1957, вып. 2, с. 15—31.
122.	Логинов П. Е. Разведка торфяных месторождений в районах Западно-Сибир-
ской низменности.—„Сб. статей по изучению торфяного фонда", 1958, вып. 3,
с. 10—21.
123.	Лоопманн А. А. Основные закономерности формирования болот на террито-
рии Эстонской ССР в зависимости от условий стока и водного режима. Автореф.
дис. на соискание учен, степени канд. геогр. иаук. Таллин, 1967, с. 3—22.
124.	Лопатин В. Д. О гидрологическом значении верховых болот.— „Вести. ЛГУ".
1949, № 2, с. 37—49.
125.	Лукьянов В. С., Головко М. Д. Указания доопределению расчетной глу-
бины промерзания грунта. М., 1955. 50 с.
126.	Лундин К. П. Водные свойства торфяной залежи. Минск, „Урожай", 1964.
209 с.
127.	Львов Ю. А. К характеристике Иксинского водораздельного болота.— „Изв.
Томского отд-ния ВБО", 1959, т. 4, с. 59—62.
128.	Львов Ю. А. Некоторые особенности строения растительного покрова Сечеп-
ского болота Новосибирской области.— „Изв. СО АН СССР", 1961, № 4,
с. 113—115.
129.	Львов Ю. А. Растительность Васюгапского района.— В кн.: Природа и эконо-
мика Привасюганья. Томск, Изд. ТГУ, 1966, с. 190—201.
341
130.	Ма ковский В. И. Условия, причины и характер заболачивания лесов между-
речья Лозьвы и Пелыма (Ивдельское Зауралье).-—„Тр. Комиссии по охране при-
роды“ (Уральский филиал АН СССР), 1964, вып. 1, с. 73—83.
131.	Маслов Б. С. Водный режим торфяной почвы в весенний период.— „Почвове-
дение", 1963, № 10, с. 73—82.
132.	Материалы к I Всесоюз. конференции по строительству на торфяных грунтах.
Ч. 1, 2. Под ред. Амаряна Л. С. Калинин, 1972. 516 с.
133.	Мезенцев В. С., Карнацевич И. В. Увлажненность Западно-Сибирской
равнины. Л., Гидрометеоиздат, 1969. 167 с.
134.	Миронова Н. Я-, Покровская Т. Н. Лимнологические исследования
в западной части Болыпеземельской тундры.— В кн.: Типология озер. М., „Наука",
1967, с. 103—135.
135.	Москвин Ю. П. Исследования режима оттаивания деятельного слоя почво-
грунтов в зоне многолетней мерзлоты.— „Тр. ГГИ", 1974, вып. 222, с. 225—233.
136.	Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 8. Л., Гидрометео-
издат, 1972. 296 с.
137.	Нейштадт М. И. Сибирские торфяники,—„Мелиорация и торф", 1932, № 1,
с. 43—48.
138.	Нейштадт М. И. Торфяные запасы Азиатской части СССР.— „Тр. ЦТОС“,
1938, № 4, с. 5—10.
139.	Нейштадт М. И. Торфяные болота Барабипской лесостепи.— В кн.: Торфяные
болота Крайнего Севера и Азиатской части СССР. М.— Л., 1963, с. 75—87.
140.	Нейштадт М. И. Мировой природный феномен — заболоченность Западно-
Сибирской равнины.— „Изв. АН СССР. Сер. геогр.", 1971, № 1, с. 21—34.
141.	Новиков С. М. Расчеты водного режима и водного баланса низинных болот
и рямов южной части Западно-Сибирской низменности.—„Тр. ГГИ", 1963, вып. 105.
142.	Новиков С. М. Расчет уровенного режима неосушенных верховых болот по
метеорологическим данным,—„Тр. ГГИ", 1964, вып. 112, с. 5—32.
143.	Новиков С. М. Расчет ежедневных уровней грунтовых вод на болотах по
метеорологическим данным.— „Тр. ГГИ", 1965, вып. 126, с. 48—64.
144.	Новиков С. М. К методике расчета изменчивости испарения с неисследованных
болот с применением метода композиции.—„Тр. ГГИ", 1966, вып. 135, с. 172—180.
145.	Новиков С. М. Исследование гидрометеорологического режима болот бассейна
р. Оби в связи с разработкой новых месторождений нефти и газа.— В кн.: Комп-
лексное освоение водных ресурсов Обского бассейна. Новосибирск, „Наука", 1970,
с. 127—133.
146.	Н о в и к о в С. М. Методические основы стационарных и экспедиционных гидро-
логических исследований болот,-— Международный симпозиум по гидрологии за-
болоченных территорий. Т. 1. Минск, 1973, с. 293—299.
147.	Новиков С. М„ Ремиш Л. И. Прочностные свойства верхних слоев торфя-
ной залежи в районах нефтяных месторождений Западной Сибири.— „Нефтепро-
мысловое строительство", 1973, № 12, с. 28—31.
148.	Орлов В. И. Ход развития природы лесоболотной зоны Западной Сибири.—
„Тр. Зап.-Сиб. НИГМИ", 1968, вып. 10, с. 157—171.
149.	Павлова К. К. Тепловые свойства деятельного слоя болот.— „Тр. ГГИ", 1969,
вып. 177, с. 119—155.
150.	Павлова К. К- К вопросу о фазовом составе вод и теплофнзических характе-
ристиках мерзлого торфа при изучении инфильтрации.— „Тр. ГГИ", 1970,
вып. 182, с. 138—158.
151.	Павлова К. К. Исследование тепловых свойств деятельного слоя болот. Ав-
тореф. дис. на соискание учен, степени канд. техн. наук. Л., 1970. 19 с.
152.	Пан а диад и А. Д. Барабинская низменность. М., Географгиз, 1953. 232 с.
153.	Папернов И. М. Особенности внешнего теплообмена при послойном оттаива-
нии мерзлых пород россыпных месторождений восточной Чукотки.— „Тр. ВНИИ-1",
1968, т. 28, разд. 4, с. 27—32.
154.	Петкевич А. Н. Рыбное хозяйство Обского бассейна при условии создания
Нижнеобской ГЭС.— В кн.: Комплексное освоение водных ресурсов Обского рай-
она. Новосибирск, „Наука", 1970, с. 59—65.
155.	Печку ров А. Ф., Каплан М. А. Промерзание и оттаивание торфяных бо-
лот.— „Почвоведение", 1937, № 5, с. 707—710.
156.	П и о т р о в и ч В. В. Расчеты толщины ледяного покрова на водохранилищах по
метеорологическим элементам. Л., 1968, 135 с. (Тр. ЦИП. Вып. 18).
157.	П и в о в а р о в а 3. И., Д в о р к и и а М. Д. Исследование однородности рядов
актинометрических наблюдений и возможности приведения к длительному перио-
ду.— „Тр. ГГО“, 1965, вып. 179, с. 41—64.
342
158.	Плитки н Г. А. Пространственные изменения элементов водного и теплового
балансов Западно-Сибирской равнины.— „Тр. ГГИ“, 1969, вып. 157, с. 34—64.
159.	Предтечеиский А. В., Добруцкая И. Г. Особенности растительного
покрова торфяных месторождений бассейна нижнего течения р. Сев. Сосьвы.—
В кн.: Изучение торфяного сырья и сапропеля. М., „Недра", 1970, с. 36—51.
160.	Промораживание болот для устройства летних дорог в болотно-таежной зоне За-
падной Сибири.—„Тр. ГГИ", 1968, вып. 157, с. 4—20. Авт.: А. Г. Дерюгин,
К- Е. Иванов, Е. Н. Кузнецов, С. М. Новиков, В. В. Романов.
161.	Пьявченко Н. И. Бугристые торфяники. М., Изд. АН СССР, 1955. 280 с.
162.	Пьявченко Н. И. Некоторые типы болот и заболоченных лесов Тюменской
области.— „Тр. Ин-та леса", 1955, т. 26, с. 97—123.
163.	П ь я в ч е н к о Н. И. О происхождении грядового микрорельефа иа гипновых
осоковых болотах Западной Сибири.— „Проблемы ботаники", 1962, т. 6, с. 318—324.
164.	Пьявченко Н. И. О генезисе и эволюции бугристых болот в бассейне Ени-
сея.— В кн.: Доклады сибирских почвоведов к 8 Международному почвенному
конгрессу. Новосибирск, 1964, с. 34—45.
165.	Пьявченко Н. И., Федотов С. С. Природа лесотундры Таз-Енисейского
междуречья.— В кн.: Растительность лесотундры и ее освоение. Л., „Наука", 1967.
166.	Р а к о в с к и й В. Е., Ривкина X. И. Потери органического вещества торфа
при осушении торфяной залежи.— „Тр. Ин-та торфа АН БССР", 1951, вып. 1,
с. 197—203.
167.	Растительный покров торфяных болот Среднего Приобья и закономерности его
размещения.— „Вести. МГУ. Биология и почвоведение", 1971, № 2, с. 51—60. Авт.:
Г. Г. Куликова, О. Л. Л н с с, А. В. Предтечеиский, Е. И. С к о б е е в а,
С. Н. Т ю р е м н о в.
168.	Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 15. Алтай и Западная Сибирь. Вып. 2, Сред-
няя Обь. Л., Гидрометеоиздат, 1972. 407 с.
169.	Романов В. В. Исследование испарения со сфагновых болот.— „Тр. ГГИ", 1953,
вып. 39, с. 116—135.
170.	Романов В. В. Испарение с неосушенных и осушенных болот.— „Тр. ГГИ",
1957, вып. 60, с. 20—42.
171.	Романов В. В. Гидрофизика болот Л., Гидрометеоиздат, 1961. 359 с.
172.	Романов В. В. Испарение с болот Европейской территории СССР. Л., Гид-
рометеоиздат, 1962. 228 с.
173.	Романова Е. А. Классификация элементов поверхностной гидрографической
сети на болотах.— „Тр. ГГИ", 1953, вып. 39 (23), с. 60—80.
174.	Р о м а и о в а Е. А. Геоботанические основы гидрологического изучения верховых
болот. Л., Гидрометеоиздат, 1961. 214 с.
175.	Романова Е. А. Растительный покров, как показатель уровней грунтовых вод
на верховых болотах.— „Тр. Московского о-ва испытателей природы", 1964, т. 8,
с. 94—101.
176.	Романова Е. А. Типы болотных микроландшафтов как показатели видов
торфа в верхних слоях залежи низинных болот.— „Тр. ГГИ", 1964, вып. 112.
177.	Романова Е. А. Краткая ландшафтно-морфологическая характеристика болот
Западно-Сибирской низменности.— „Тр. ГГИ", 1965, вып. 126, с. 96—112.
178.	Романова Е. А. Некоторые морфологические характеристики олиготрофных
болотных микроландшафтов Западно-Сибирской низменности как основа типоло-
гического районирования.— В кн.: Природа болот и методы их исследований. Л.,
„Наука", 1967, с. 63—67.
179.	Романова Е. А. Ландшафтно-морфологическая характеристика болот в бас-
сейне р. Конды (Западно-Сибирская низменность).— „Тр. ГГИ", 1967, вып. 145,
с. 27—51.
180.	Романова Е. А. Методика составления типологических карт болот с исполь-
зованием материалов аэрофотосъемки для гидрологического изучения болотных
ландшафтов —В кн.: Тематическое картографирование в СССР. Л., „Наука", 1967,
с. 108—111.
181.	Романова Е. А. Дешифрирование аэрофотоснимков и составление крупно-
масштабных типологических карт болот Западной Сибири.— В кн: Крупномас-
штабное картографирование растительности. Новосибирск, „Наука", 1970, с. 118—
123.
182.	Романова Е. А., Усова Л. И. Геоботаническая и краткая гидрологическая
характеристика болотных ландшафтов водораздела рек Вах и Ватинскин Еган За-
падной Сибири.— „Тр. ГГИ", 1969, вып. 157, с. 98—122.
183.	Смире некий А. А. Торфяные районы Казахской ССР.— В кн.: Тр. юбилейной
сессии, посвященной 100-летию со дня рождения В. В. Докучаева. М.— Л., Изд.
АН СССР, 1949, с. 597—602.
343
184.	Современное состояние и проблемы проектирования автомобильных дорог в Сред-
нем Приобье.— „Тр. Гипротюменнефтегаза", 1974, вып. 38, с. 90—99. Авт.:
Н. В. Табаков, Г. В. Леменков, С, Г. Пешкова, С. Н. Вассер-
ман, В. В. Коллегов.
185.	Стеженская И. Н. Сезонный сток рек Западно-Сибирской равнины. Л., Гид-
рометеоиздат, 1971. 67 с.
186.	С т о р о ж е в а М. М. Материалы и характеристика болот восточного склона
северного Урала и Зауралья. Свердловск, 1960. 55 с. (Тр. Ин-та биологии Ураль-
ского филиала АН СССР. Вып. 20).
187.	Сторожева М. М. К характеристике юрского северотаежного болотного мас-
сива,— „Тр. Ин-та экологии растений и животных Уральского филиала АН СССР",
1969, вып. 69, с. 208—218.
188.	Табаков Н. В. К вопросу изысканий и проектирования автомобильных дорог в
условиях высокой заболоченности нефтяных месторождений Среднего Приобья.—
„Тр. Союздорнии", 1973, вып. 65, с. 32—37.
189.	Танфильев Г. И. Бараба и Кулундинская степь в пределах Алтайского ок-
руга. Спб., 1902. 261 с.
190.	Тыртиков А. П. Болотная растительность — индикатор немерзлых отложений
в северней тайге Западной Сибири,— В кн.: Многолетнемерзлые горизонты раз-
личных районов СССР. М., 1963, с. 62—70.
191.	Тыртиков А. П. Формирование и развитие крупнобугристых торфяников в се-
верной тайге Западной Сибири.— В кн.: Мерзлотные исследования. Вып. 7. Изд.
МГУ, 1966, с. 144—154.
192.	Тыртиков А. П. Влияние растительного покрова на промерзание и протаива-
ние грунтов. Изд. МГУ, 1969. 192 с.
193.	Тюр ем но в С. Н. Торфяные месторождения. М., 1940. 371 с.
194.	Тюре инов С. Н. Районирование торфяных месторождений.— В кн.: Торфяные
месторождения Западной Сибири. М., 1957, с. 129—141.
195.	Тюр ем но в С. Н., Лисс О. Л., Куликова Г. Г. Торфяные отложения
левобережного Приобья северной части Томской области.— В кн.: Природные усло-
вия Западной Сибири. Вып. 1. Изд. МГУ, 1971, с. 65—76.
196.	Указания по определению расчетных гидрологических характеристик СН 435-72.
Л., Гидрометеоиздат, 1972. 18 с.
197.	Указания по расчету испарения с поверхности водоемов. Л., Гидрометеоиздат,
1969. 83 с.
198.	Федорова Н. М. Температурный режим почво-грунтов средней тайги Запад-
ной Сибири.— „Почвоведение", 1972, № 2, с. 96—111.
199.	Федорова Р. В. К вопросу о происхождении бугристых болот.— „Ботан.
журн.”, 1953, К» 4, т. 38, с. 584—589.
200.	Формирование подземных вод Западной Сибири и их использование. [Сб. статей].
Под ред. Л- И. Абрамович. Новосибирск, 1965. 88 с.
201.	Химический состав атмосферных осадков на Европейской территории СССР. Л.,
Гидрометеоиздат, 1964. 209 с. Авт.: В. М. Дроздова, О. П. Петреичук,
Е. С. Селезнева, П. Ф. Свистов.
202.	Ч е м и п А. Н. Комплексное использование водных ресурсов бассейна р. Оби,—
В кн.: Комплексное освоение водных ресурсов Обского бассейна. Новосибирск,
„Наука", 1970, с. 15—23.
203.	Чеч кин С. А. Водно-тепловой режим неосушенных болот и его расчет. Л., Гид-
рометеоиздат, 1970. 205 с.
204.	Шубаев Л. П. Сургутское Полесье Западно-Сибирской низменности.— „Изв.
Геогр. о-ва СССР", 1956, т. 88, вып. 2, с. 167—169.
205.	Шумилова Л. В. Схема ботанико-географических районов Барабы.— „Учен,
зап. Томского гос. ун-та им. В. В. Куйбышева", 1947, № 7, с. 152—156.
206.	Шумилова Л. В. Проблема ботанико-географического районирования и опыт
ее решения на примере Западной и Средней Сибири.— В кн.: Итоги исследований
по биологии 1917—1967 гг. Томского гос. ун-та им. В. В. Куйбышева. Томск, 1968,
с. 174—187.
207.	Шумилова Л. В. Болотные регионы Западной Сибири в пределах Тюменской
области,—Доклады ип-та географии Сибири и Дальнего Востока, 1969, № 23.
208.	Шумилова Л. В., Елисеева В. М. Торфяные болота Томской области
и пути их сельскохозяйственного освоения. Томск, 1956. 44 с.
209.	Яснопольская Г. Г. К характеристике растительности и торфяной залежи
Васюганского болота.— „Учен. зап. Томского гос. ун-та им. В. В. Куйбышева", 1965,
№ 51, с. 49—63.
210.	Mustonen S. Е., Seuna Р. Metsaojituksen vaikutuksesta suon hydrologiaon.
Vesihallitus, Helsinki, 1971, 63 s.
344
Пустая страница
Приложения
ПРИЛОЖЕНИЕ 1
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ОСНОВНЫХ БОЛОТНЫХ МИКРОЛАНДШАФТОВ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
(ЮЖНЕЕ СИБИРСКИХ УВАЛОВ)
			Растит е льность			Верхний слой торфяной залежи			
Название микролаид-	Приуроченность; уклоны поверх-	Микрорельеф; площадь, занятая повышенными эле-	древесная	травяно-ку- старничковая	моховая				Общая глубина торфяной
шафтов	ности ОТ — ДО средний	меитами микро- рельефа; размеры повышений	сомкнутость крон, состав пород	сомкнутость; название гос- подствующих растений	сомкнутость; название гос- подствующих мхов	название торфа	толщина слоя, м	разло- жения, %	от — до средняя' м
ЛЕСНЫЕ		ЗОНА ВЫПУКЛЫХ ОЛИГОТРОФНЫХ (СФАГНОВЫХ) БОЛОТ							
1. Сосиово-сфагново-	Окрайки, поло-	Кочковатый;	0,5—0,6; сосна,	60—90%; багульник, Кассандра, брусника, голубика	100%; сфаг-	1, Фускум 2, Комп- лексно-вер- ховой	0,25—1,0	2—15	0,5—4,0
кустарничковый	сы вдоль рек и озер; 0,0040—0,0200	моховые повы- шения 70%; высота 15—	единично кедр; высота 2—8 м, единично 12 м, диаметр 3— 20 см		новые мхи (Sphagnum fuscum, Sph. angustifoli- um), ли- шайники				2,20
	0,0090	40 см; диаметр 1—1,5 м; Ак= = 404-70 см*							
МОХОВО-ЛЕСНЫЕ 2. Сфагиово-кустар- ничково-сосновый	Склоны, центр (дренирован- ные участки);	Кочковатый; моховые повы- шения 40—	0,3—0,4; сос- на; высота 1 — 4 м, диаметр 2—15 см	60—80%; багульник, Кассандра,	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum),	1. Фускум 2. Магелля- никум	0,25—3,0 0,25—1,0	5—25	0,5-5,0
	0,0024—0,0176	60%; высота		морошка		3. Комп-			2,40
МОХОВЫЕ 3. Сфагново-кустар- ничковый, облесен- ный сосной	0,0039 Окрайки, склоны, центр; 0,0010—0,0056	20—40 см, диа- метр 0,5— 1,2 м; Ак = =50-4 80 см Кочковатый;	0,2—0,3; сос-	50—70%;	единично лишайники 100%; сфаг-	лексно- верховой 1. Фускум	0,25—0,50 0,25—2,0	5—25	0,50—4,50
		моховые повы- шения 60 %;	на, единично сухостой; вы- сота 1—3 м, диаметр 5— 10 см	Кассандра, подбел, ба-	новые мхи (Sphagnum, fuscum) с примесью лишайников	2. Комп- лексно-			2,20
СО	0,0024	высота Ю— 30 см, диаметр 0,8—1,2 м; Ак =50—60 см		гульник		верховой			
Название микролаид- шафтов	Приуроченность; уклоны поверх- ности от — до средний	Микрорельеф; площадь, занятая повышенными элементами микро- рельефа; размеры повышений	Растительность			Верхний слой торфяной залежи			Общая глу- бина тор- фяной за- лежи от — до средняя* м
			древесная	травяно-кус- тарничковая	моховая	название торфа	толщина слоя, м	степень разло- жения, %	
			сомкнутость крон, состав пород	сомкнутость; название гос- подствующих растений	сомкнутость; название гос- подствующих мхов				
4. Сфагново- лишай-	Склоны	Кочковатый;	0,2; сосна; вы-	50—60%;	100%;сфаг-	Фускум	1,25—2,25	5-20	2,0—2,8
никово-кустарнич- ковый, облесенный сосной 5. Лишайниково-сфаг-	Центр	моховые повы- шения 30— 40%; высота 20—30 см, диа- метр 0,5— 1,5 м; Ак = = 40 см Кочковатый;	сота 1—2 м, диаметр 1 — 5 см 0,2; сосна,	багульник, Кассандра, подбел 30—70%;	новые мхи (Sphagnum fuscum, 60%) и ли- шайники (40%) 100%; ли-	Фускум	1,5—2,0	5—25	2,4 2,0—2,8
ново-кустарпичковый, облесенный сосной 6. Сфагново-кустар- ничково-пушице- вый, облесенный	Окрайки, скло- ны; 0,0013— 0,0028	моховые повы- шения 50— 60%; высота 20—40 см, ди- аметр 0,5— 1,5 м; Ак = 45 см Кочковатый; моховые повы- шения	40—	единично сухо- стой; высота 1—2 м, диа- метр 2—7 см 0,2—0,3; сос- на, сухостой; высота 1,0—	подбел, Кас- сандра 60%; Кас- сандра, под- бел, багуль-	шайники (50-60%) и сфагно- вые мхи (Sphagnum fuscum, Sph. angus- tifolium) (40-50%) 100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum anguslifoli- um, Sph. fuscum)	1. Фускум 2. Комп- лексно-	0,25-1,25	5—10	2,4 0,5-5,0
сосной с сухостоем	0,0020	50%; высота 15—30 см, диа- метр 0,5— 1,2 м; Ак = =35 4- 40 см	2,5 м, диаметр 2—15 см; (су- хостой состав- ляет 30—50%)	ник, пуши- ца		верховой 3. Сфагно- во-моча- жинный			2,0
МОХОВО-ТРАВЯНЫЕ 7.Сфагново-осоково- пушицево-кустар-	Окрайки	Кочковатый; моховые повы-	0,1; сосна, вы- сота 0,5—1,5 м
ничковый, обле- сенный сухостоем и низкорослой сосной		шения 40— 50%; высота 15—25 см, диа- метр	0,5— 1,0 м; Ак = — 35 4- 40 см	диаметр 2— 5 см; сухостой, высота 3—7 м и диаметр 10— 15 см
8. Сфагиово-осоково- шейхцериевый (топь) КОМПЛЕКСНЫЕ 9. Грядово-мочажин- ный Гряды; а) сфагно- во-кустарничковые, облесенные сосной б) сфагново-кус- тарничково-пу- шицевые, обле- сенные сосной	Вокруг озер, в истоках бо- лотных рек и ручьев 0,0004—0,0052	Ровный, с от- дельными мо- ховыми повы- шениями вы- сотой 10— 30 см Грядово-моча- жинный Гряды 50— 70%, высота 30—60 см, ши- рина 3—10 м; Ак = 504-60 см Гряды 40%, высота 30— 40 см, шири- на 2—5 м; Ак=454-55 см	Отсутствует
	0,0015 Склоны, центр Склоны		0,2—0,3; сос- на, единично сухостой; вы- сота 1—3 м, диаметр 2— 12 см 0,2; сосна, вы- сота 1—2 м, диаметр 2— 10 см
в) сфагпово-кус- тарничково-ли- шайниковые, об- лесенные сосной	Склоны, центр	Гряды 40%, высота 30— 40 см, ширина 2—5 м; Ак = = 454-55 см	0,2; сосна, единично су- хостой; высо- та 0,5—3,0 м, диаметр 1— 10 см
70-80%;	100%; сфаг-	Сфагново-	0,25-0,5	5-15	0,5-2,5
на повы- шениях Кас- сандра, под- бел, клюк- ва; в пони- жениях пу- шица, осо- ки (ните- видная, то- пяная) 50%; осока	новые мхи (Sphagnum angustifoli- ит, Sph. balticum)	мочажин- ный			1,70
	100%; сфаг-	Сфагново-	0,25—1,0	2—20	1,0-6,0
топяная, шейхцерия, единично вахта	новые мхи (Sphagnum dusenii)	мочажин- ный			2,5
					0,5-7,5
60-80%; багульник, Кассандра	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum, fuscum), единично лишайники	Фускум	0,5-1,75	2—15	2,6
50-70%; Кассандра, подбел, пу- шица	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum), единично лишайники	1. Фускум 2. Магелля- никум	0,25—0,75	5-15	
70%; Кас- сандра, подбел	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum) со значитель- ной приме- сью лишай-	Фускум	1,5—3,0	5—25	
ников
8 Название микролаид- шафтов	Приуроченность; уклоны поверх- ности от — до средний	Микрорельеф; площадь, занятая повышенными элементами мик- рорельефа; раз- меры повышений	Растительность			Верхний слой торфяной залежи			Общая глу бниа тор- фяной за- лежи от — до средняя’ м
			древесная	травяно-кус- тарничковая	моховая	название торфа	толщина слоя, м	степень разло- жения, %	
			сомкнутость крои, состав пород	сомкнутость; н азваиие гос- подствующих растений	сомкнутость; название гос- подствующих мхов				
Мочажины: а) сфаг- ново-шейхцер иевые	Склоны, центр;	Мочажины 30—60%	Отсутствует	30-40%; шейхцерия	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum dusenii)	Сфагново- мочажин- ный	0,25-1,0	10—15	
	0,0012								
б) сфагново-осоково- шейхцер иевые	Склоны, центр	Мочажины 30—60%	Отсутствует	50%; осока топяная, шейхцерия	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum dusenii)	Сфагново- мочажин- ный	0,5—1,0	5-15	
в) сфагново-пушицево- шейхцер иевые	Склоны;	Мочажины 30—40%; пу-	Отсутствует	40—50%, пушица,	100%; сфаг- новые мхи	1. Комп- лексно-			
	0,0018	шицевые коч- ки до 30—40% высотой 10— 15 см		шейхцерия	(Sphagnum angustifoli- um, Sph. balticum)	верховой 2. Сфагно- во-моча- жинный	0,25—1,0	5-20	
г) сфагново-осоково- очеретниковые 10. Грядово-мочажин- но-озерковый	Центр 0,0006—0,0030	Мочажины 50% Грядово-моча-	Отсутствует	50—60%; осока топя- ная, очерет- ник	70-100%; сфагновые мхи (Sphag- num duse- nii, Sph. cuspidatum)	Сфагново- мочажин- ный	0,25—1,0	5—10	1,0-6,50
	0,0013	жинный							3,20
Гряды сфагново- кустарничковые, облесенные сосной	Центр, склон	Гряды 40— 50%, высота 30—50 см; Лк=60 4- 70 см	0,2; сосна, единично бе- реза; высота 1,5—4,0 м, диа- метр 2—15 см	70-80%; багульник, Кассандра, карликовая березка	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum), лишайники	Фускум	0,5—1,0	2—5	
Мочажины сфагио- во-осоково-шейх- цериевые	-Центр	Мочажины 30—40%; озер- ки 20—30%	Отсутствует	40—50%; осока топя- ная, шейх- церия	70-100%; сфагновые мхи (Sphag- num duse- nii)	1. Сфагно- во-моча- жинный 2. Комп- лексно- переход- ный	0,25—0,75	5—15	
11. Грядово-озерко-	0,0006—0,0030								0,5—6,0
вый	0,0017								2,8
Гряды: а) сфагно- во-кустарничково- сосновые	Склон	Гряды 40— 50%, высота 30—60 см; озерки 50— 60%; ”ЛК = = 60 -г 80 см	0,3—0,4; сос- на, единично кедр и сухо- стой; высота 2—5 м, еди- нично 7 м	60—70%; багульник, Кассандра	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum), единично лишайники	Фускум	1,25—3,25	5—25	
б) сфагново-кус- тарничковые, облесенные сос- ной	Склоны, центр	Гряды 40— 50%, высота 30—40 см; озерки 40— 60%;' мочажи- ны 10%; Ак= = 50 -г 60 см	0,2; сосна, еди- нично береза; высота 1—4 м, диаметр 2— 15 см	70—80%; багульник, Кассандра	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum), местами со значитель- ной при- месью ли- шайников	Фускум	0,5—0,75	5—25	
в) сфагново-кус- тарничковые	Центр	Гряды 50%, высота 30— 50 см; озерки 50%; Ак ~ = 50 см	Отсутствует	80%; ба- гульник, кассаидра, карликовая березка	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum), ли- шайники (30%)	Фускум	1,25—1,75	5—20	
Название микроланд- шафтов	Приуроченность; уклоны поверх- ности от — до средний	Микрорельеф; площадь, занятая повышенными элементами мик- рорельефа; раз- меры повышений	Растительность			Верхний слой торфяной залежи			Общая глу- бина тор- фяной за- лежи от — до.
			древесная	травяно-кус- тарничковая	моховая	название торфа	толщина слоя, м	степень разло- жения, %	
			сомкнутость крон, состав пород	сомкнутость; название гос- подствующих растений	сомкнутость; название гос- подствующих мхов				
									средняя м
	ЗОНА ПЛОСКИХ ЕВТРОФНЫХ И МЕЗОТРОФНЫХ			(ОСОКОВО-ГИПНОВЫХ И ЛЕСНЫХ) БОЛОТ					
ЛЕСНЫЕ 1. Березово-осоковый	Вдоль рек,	Кочковатый;	0,5—0,8; бере-	50-60%;	Редкий,	Осоковый	0,8—2,5	15—20	0,8—2,5
и березово-осоко- во- ку старниковый	вокруг озер, окрайки	кочки 40—60%, высота 10— 40 см, диа- метр 10—25 см	за, высота 3— 10 м, единич- но 15 м	осоки (ом- ская, ните- видная), мес- тами ивняк	гипновые мхи				—
ТРАВЯНО-ЛЕСНЫЕ 2. Осоково-березовый	Окрайки	Кочковатый;	0,3—0,4; бере-	80—90%;	5—30%;	Осоковый	0,25—1,7	20—30	0,5—2,0
КУСТАРНИКОВЫЕ 3. Ивняково-осоковый	На пойменных	кочки 50— 60 %, высота 10—20 см, диа- метр	10— 15 см Кочковатый;	за, высота 3—8 м, диа- метр 5—10 см Отсутствует	осоки (омс- кая, круг- лостебель- ная, бу- тыльчатая), разнотра- вие (единич- но) 60—70%;	гипновые мхи (Вгу- um obtisi- folium, В. psendotri- quetrum, Meesea и др-) Развит ела-	Осоковый	1,0-2,5	15-30	1,0-2,5
ТРАВЯНЫЕ 4. Осоковый и осоко-	и притеррас- ных болотах в центре Окрайки, вок-	высота кочек 20—30 см Кочковатый;	Отсутствует	ива (Salix rosmarini- folia и др.), высота 2—• 4 м; осоки 80—100%; осоки (ом-	бо Развит ела-	Осоковый	0,5-2,0	15—20	0,5—2,0
вый кочкарник	руг минераль- ных островов, отдельные не- большие массивы	кочки	20— 50%, высота 10—30 см; Ак=30-? 40 см		ская, дер- нистая, ни- тевидная, вздутая)	бо, из гип- новых мхов				1,2
12 Зак. 3185
5. Осоково-тростнико-
вый
Окрайки, вбли,
зи минер аль-
ных островов,
водоемов и
водотоков
Кочковатый;
осоковые коч-
ки 50—60%,
высота 20—
40 см, диаметр
15—30 см
сл
со
ТРАВЯНО-МОХОВЫЕ 6. Осоково-гипновый и гипново-осоковый	Полностью за- нимают болот- ный массив или распола- гаются в их центре	Ровный
КОМПЛЕКСНЫЕ
7. Грядово-мочажнн-
ный
Гряды: осоково-ги-
пновые с тростником,
облесенные березой
Мочажины: гипново-
осоковые
Центр
Грядово-моча-
жинный;
Гряды
10—20%; вы-
сота 20—30 см,
ширина 3 —
10 м, длина
5—25 м
Мочажин
80—90%
Единичные де- ревья березы (высота 6— 8 м) на более дренированных участках	60—80%;	Отсутствует	Осоковый	1—2,5	15—25	1,0—1,25
	тр остник, осоки (омс- кая, ните- видная, круглосте- бельная, буксбаума и др.)					
Отсутствует	40—90 %;	90—100%;	1. Осоко- вый 2. Осо- ково-гипно- вый	0,5-1,0 0,75—2,5	5-20	1,0—3,7
(местами кус- ты ивы и бе- резы)	осокн (ни- тевидная, круглосте- бельная и ДР-). еди- нично вах- та	гипновые мхи {Drepa- nocladus, Cal li er gon)				1,5 1,0—4,0 2,0
Березы (высо- той 2—4 м), вытянутые це- почкой по гря- де	20-60 %; осоки (ом- ская, ните- видная), единично тростник	60-100%; гипновые мхи (Drepa- nocladus, Calliergon)	Осоковый	1,0—2,5	15-25	
Отсутствует	40—90%; осоки (ни- тевидная, круглосте-- бельная), карлико- вая берез- ка	100%; ги- пновые мхи	Осоковый	0,5—0,75	15—25	
Название микро- лаидшафтов	Приуроченность; уклоны поверх- ности от — до средний	Микрорельеф; площадь, заня- тая повышенны- ми элементами микрорельефа; размеры повыше- ний	Растительность			Верхний слой торфяной залежи			Общая глу- бина тор- фяной за- лежи от—до средняя , м
			древесная	травяио-ку- стариичковая	моховая				
						название торфа	толщина слоя, м	степень разло- жения, %	
			сомкнутость крои, состав пород	сомкнутость; название го- сподствующих растений	сомкнутость; название го- сподствую- щих ‘мхов				
8. Мозаичный Повышения: осоко- во-гипновые, обле- сенные березой и кустарником Понижения: гипново- осоковые	Центр	Повышения (грядообраз- ные) 20—40%, высота 10—30 см, ширина 5—10 см, Ак= =30 см Замкнутые по- нижения (мо- чажины) 60— 80%	Береза, высо- та 2—4 м, ку- старники ивы (единично) Отсутствует	40—60%; осоки (ни- тевидная и др.), сабель- ник, карли- ковая бе- резка 40—80%; осоки (взду- тая, ните- видная, ом- ская)	60—90%; гипновые мхи (Dre- panocla- dus, Calli- ergon) 60—80%; гипновые мхи (Scor- pidium scor- pioides)	Осоково- ГИПНОВЫЙ 1. Осоково- гипновый 2. Гиппо- вый	0,5-0,75 0,5—2,0	15-20 10-15	2,0-3,8 3,2
ЗОНА ВОГНУТЫХ ЕВТРОФНЫХ (ТРОСТНИКОВЫХ) И ЗАСОЛЕННЫХ (ТРАВЯНЫХ) БОЛОТ
ТРАВЯНЫЕ 1. Осоковый и осо- ковый кочкарник	Окрайки, не- большие мас- сивы	Кочковатый; кочки до 25— —50%, высо- та 10—30 см	Отсутствует	80—100%; осоки (ом- ская, дер- нистая, вздутая, ни- тевидная)	Слабо раз- вит из гип- новых мхов	Осоковый	0,5—2,0	15—20	0,3—2,0 0,5
2. Тростниковый	Окрайки, около озер, вдоль речек	Ровный	Отсутствует	80—100%; тростник	Отсутствует	1. Тростни- ковый 2. Осоко- вый	0,5-1,0	15-20	0,3—1,0 0,5
S . 3. Тростниково-осо-
ковый и осоково-
тростниковый
4. Тростниково-осо-
ково-вейниковый
РЯМЫ
5. Сфагново-кустар-
ничково-сосновый
Основная пло-
щадь «займищ»
Центр
Среди «зай-
мищ»
Кочковатый,
осоковые коч-
ки 30%, вы-
сота 10—40 см,
диаметр 15—
35 см
Ровный
Кочковатый;
моховые повы-
шения 80%;
высота	15—
40 см, диаметр
0,40—1,0 м
6. Сфагново-кустар-
ничковый, облесен-
ный сосной
Среди «зай-
мищ»
Кочковатый;
моховые повы-
шения 70%;
высота 15—
20 см, диа-
метр 0,5—1,0 м
* Лк — зона развития микрорельефа.
Отсутствует	80—100%; тростник, осоки (ом- ская, ните- видная, дер- нистая)	Отсутствует	1. Осоко- вый 2. Тростни- ковый	0,5—1,5	10—20	0,5—2,0 1,0
Отсутствует	70-80%; тростник, вейник, осо- ки (омская, дернистая, нитевидная)	Отсутствует	Осоковый	0,2-0,75	20	0,5—1,0
0,3—0,5; сос- на, высота 1 — 5 м, единично 7 м, диаметр 2—15 см	60—80% ба- гульник, брусника, Кассандра	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum,Sph. magellani- cum)	Фускум	1—2	5—15	4,0—8,0 6,0
0,2; сосна, вы- сота 2—5 м, диаметр 5—15 м	70-90%; багульник, Кассандра	100%; сфаг- новые мхи (Sphagnum fuscum, Sph. angus- tifolium) co значитель- ной приме- сью зеле- ных мхов	Фускум	2—4	5—25	 " -
ПРИЛОЖЕНИЕ 2
ОБЪЕМНЫЙ ВЕС АБСОЛЮТНО СУХОГО ВЕЩЕСТВА (Г/СМ3) В ДЕЯТЕЛЬНОМ СЛОЕ
ЗАЛЕЖИ НА РАЗЛИЧНОЙ ГЛУБИНЕ ОТНОСИТЕЛЬНО СПБ (ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ
ДАННЫЕ ПО ДЕТАЛЬНЫМ ИССЛЕДОВАНИЯМ ГГИ, ПРОВЕДЕННЫМ
НА БОЛОТАХ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ)
Таблица 1
Микроландшафт сфагново-кустарничково-сосновый.
Болото в районе оз. Самот-Лор
Глубина Сере- дины слоя залежи Н см	Монолит						2 а	2 О	Q Я	И II 1 о.
	а ;ДЛ==20 см, FM = 9%)	б (Дй=10см, ?м =12 %)	В Дй=7 см, FM=12%)	(Дй=3 см, FM = 22%)	д (ДД= =—3 см, = 23%)	е (Дй= =—12 см, =22%)	
18,75	0,017						0,017
16,25	0,016						0,016
13,75	0,016						0,016
11,25	0,016						0,016
8,75	0,018	0,018					0,018
6,25	0,021	0,018	0,017				0,018
3,75	0,024	0,018	0,016				0,019
1,25	0,026	0,018	0,015	0,013			0,017
—1,25	0,028	0,018	0,015	0,013			0,017
—3,75	0,028	0,018	0,015	0,015	0,023		0,019
—6,25	0,028	0,018	0,015	0,017	0,023		0,020
—8,75	0,029	0,019	0,016	0,018	0,023		0,021
-11,25	0,032	0,021	0,017	0,019	0,022		0,022
—13,75	0,033	0,022	0,019	0,021	0,022	0,028	0,024
-16,25	0,036	0,024	0,023	0,023	0,022	0,028	0,025
-18,75	0,039	0,026	0,025	0,025	0,023	0,029	0,027
-21,25	0,046	0,028	0,030	0,030	0,024	0,030	0,030
-23.75	0,052	0,033	0,034	0,033	0,027	0,032	0,033
-26,25	0,058	0,041	0,041	0,039	0,029	0,034	0,038
-28,75	0,064	0,049	0,049	0,046	0,033	0,037	0,043
-31,25	0,068	0,057	0,057	0,055	0,038	0,040	0,049
—33,75	0,072	0,063	0,064	0,064	0,042	0,043	0,055
—36,25	0,074	0,067	0,071	0,071	0,047	0,048	0,060
—38,75	0,076	0,069	0,075	0,075	0,053	0,058	0,066
-41,25	0,078	0,072	0,079	0,079	0,060	0,069	0,072
-43,75	0,079	0,075	0,080	0,080	0,065	0,075	0,075
-46,25	0,080	0,077	0,080	0,080	0,068	0,079	0,077
-48,75	0,080	0,079	0,080	0,080	0,070	0,080	0,078
-51,25	0,080	0,080	0,080	0,080	0,071	0,081	0,078
—53,75		0,080	0,080	0,080	0,071	0,082	0,078
156
Глубина сере- дины слоя за. лежи Н см	Монолит						1 £ II И» % *ч к
	а (Ah=20 см, Fw = 9%)	б (Дй=10 см, гы = 12%)	В (Д/г=7 см, Гм=12%)	(Ай=3 см, = 22%)	Д = —3 см, FM =23%)	е (ДЛ= =—12 см, FM = 22%)	
							Р= е 2 г* м=а
—56,25			0,081		0,071	0,083	0,078
— 56,75			0,081		0,071	0,083	0,078
—61,25			0,081		0,071	0,083	0,078
Таблица 2
Микроландшафт сфагново-кустарничковый, редко облесенный сосной.
Болото в районе оз. Самот-Лор
Глубина сере- дины слоя залежи И см	Монолит							b’	rS °- О	Я Я-И II К И II г	z 11 1 о.
	а (ДЛ= = 13 см, ^м = = 15%)	б (АЛ= =7 см, fm = = 12%)	В (Д/г=3 см, Ры 10%)	г (ДЛ=1 см, FM = 9%)	д (Ай= =—1 см, 6М = 13%)	е (A/i= « —5 см, Ры = 23%)	ж (ДЛ= = —12 см, Гы = 18%)	
11,25	0,031							0,031
8,75	0,029							0,029
6,25.	0,028							0,028
3,75'	0,027	0,020						0,024
1,25	0,027	0,019	0,025					0,024
—1,25	0,027	0,018	0,024	0,023				0,023
—3,75	0,027	0,018	0,022	0,022	0,028			0,024
—6,25	0,028	0,019	0,023	0,021	0,028	0,027		0,025
—8,75	0,030	0,020	0,023	0,022	0,027	0,027		0,025
—11,25	0,033	0,023	0,025	0,023	0,027	0,027		0,027
—13,75	0,038	0,030	0,027	0,024	0,028	0,028	0,025	0,029
—16,25	0,044	0,041	0,031	0,027	0,029	0,029	0,025	0,032
—18,75	0,049	0,049	0,036	0,031	0,031	0,029	0,025	0,035
—21,25	0,056	0,055	0,040	0,036	0,034	0,031	0,025	0,038
—23,75	-0,061	.0,059	0,045	0,041	0,037	0,033	0,028	0,042
—26,25	0,064	0,062	0,048	0,047	0,041	0,036	0,034	0,046
—28,75	0,066	0,064	. 0,052	0,052	0,047	0,040	0,044	0,051
—31,25	0,068	0,066	0,055	0,056	0,054	0,047	0,052	0,056
-33,75	0,070	0,068	0,060	0,061	0,061	0,055	0,058	[0,061
—36,25	0,072	0,069	0,064	0,064	0,066	0,063	0,064	0,066
—38,75	0,073	0,069	0,066	0,066	0,068	0,066	0,066	0,068
—41,25	0,074	0,069	0,069	0,069	0,070	0,069	0,069	0,070
—43,75	0,073	0,069	0,070	0,070	0,072	0,070	0,070	0,071
—46,25	0,073	0,069	0,071	0,072	0,072	0,072	0,072	0,072
—48,75 -	0,072	0,068	0,072	0,073	0,073	0,073	0,071	0,072
—51,25	0,071	0,068	0,071	0,073	0,074	0,073	0,071	0,072
—53,75	0,070	0,067	0,070	0,073	0,074	0,073	0,070	0,071
—56,25 "	0,070	0,067	0,070	0,073	0,074	0,073	0,070	0,071
—58,75	0,070	0,067	0,069	0,073	0,074	0,073	0,070	0,071
—61,25	0,070	0,067	0,068	0,073	0,074	0,073	0,070	0,071
—63,75	0,070	0,067	0,068	0,073	0,074	0,073	0,070	0,071
—66,25	0,071		0,068	0,073	0,074	0,074	0,071	0,072
—68,75	0,071			0,073		0,074	0,071	0,072
—71,25 .	0,072			0,073		0,075	0,073	0,074
—73,75	0,072					0,076	0,074	0,074
358
Таблица 3
Микроландшафт сфагново-кустарничковый, облесенный сосной, с отдельными
понижениями.
Болотный массив Мортымьинский
Глубина середины слоя залежи Н см	Монолит				S Р^м — м==а Р = г ZFm м=а
	а (Дй=11 см, fM= 15%)	б (ДЛ=5 см, ^м = 27%)	В (Д/1=—1 см, = 28%)	г (ДД=—5 см, Г» = 30%)	
8,75	0,018				0,018
6,25	0,019				0,018
3,75	0,023	0,022			0,022
1,25	0,026	0,022			0,024
— 1,25	0,026	0,022			0,024
— 3,75	0,026	0,021			0,022
—6,25	0,026	0,021	0,015		0,021
—8,75	0,027	0,022	0,016	0,018	0,022
—11,25	0,031	0,023	0,017	0,018	0,023
-13,75	0,036	0,025	0,019	0,018	0,025
—16,25	0,040	0,030	0,021	0,018	0,028
-18,75	0,042	0,032	0,023	0,019	0,030
—21,25	0,043	0,035	0,025	0,020	0,032
—23,75	0,044	0,037	0,027	0,022	0,035
—26,25	0,044	0,040	0,030	0,028	0,039
-28,75	0,046	0,044	0,034	0,035	0,042
—31,25	0,049	0,050	0,037	0,040	0,048
—33,75	0,053	0,056		0,044	0,052
—36,25	0,062	0,063		0,048	0,060
—38,75	0,075	0,067		0,056	0,070
—41,25	0,075	0,072		0,066	0,074
359
g	ПРИЛОЖЕНИЕ 3
ОБЪЕМНЫЙ ВЕС АБСОЛЮТНО СУХОГО ВЕЩЕСТВА (р Г/СМ3) В ВЕРХНЕМ СЛОЕ ТОРФЯНОЙ ЗАЛЕЖИ НИЗИННЫХ БОЛОТ
(ПО ЛИТЕРАТУРНЫМ ИСТОЧНИКАМ)
Таблица 1
Для различных микроландшафтов
	Болото												
	Тарманскос					Баксинское					1 Узаклин- I СКОС		I Талагуль- | ское
F- R О Ф					микроландшафты								
5 “	мозаичный (гипново-осо- ковый) повы- шения и пони- жения (среднее из пяти монолитов)	грядово-мочажинный		осоковый									
Глубина с верхности см		гряды (сред- нее из двух монолитов)	мочажины (среднее из двух моноли- тов)	кочка	западина	ОСОКОВО-ГИП- новый		вейниково- осоково- трост- никовый		гипиово- осоковый	осоково- тростнико- вый	осоково- тростнико- вый	осоково- тростии- ково-вей- ииковый
0-5	0,087	0,067	0,065	—	0,131	0,105	0,136		0,043		0,110	0,135	0,135
5—10	0,110	0,078	0,093	—	0,152	0,120	0,156		0,084		0,137	0,148	0,125
10-15	0,121	0,084	0,131	0,086	0,172	0,134	0,155		0,092		0,150	0,150	0,115
15—20	0,114	0,086	0,129	0,1)7	0,153	0,143	0,170		0,128		0,149	0,140	0,105
20—25	0,120	0,088	0,124	0,146	0,155	0,154	0,143		0,113		0,160	0,174	0,128
25—30	0,124	0,098	0,124	0,133	0,159	0,163	0,154		0,131		0,154	0,218	0,130
30-35	0,125	0,100	0,126	0,132	0,167	0,182	0,188		0,132		0,172	0,215	0,164
35—40	0,126	0,123	0,125	0,144	0,182	0,172	0,190		0,154		0,219	0,224	0,156
40—45	0,136	0,127	0,128	0,164	0,145	0,183	0,208		0,165		0,204	0,150	
45—50	0,139	0,127	0,117	0,161	0,131	0,160	0,209		0,182		0,195	0,140	
50—55	0,134	0,123	0,123	0,152	0,131	0,169	0,212		0,170		0,171	0,150	
55—60	0,127	0,125	0,118	0,152	0,166	0,167 '		0,230		0,171	0,187	0,150	
60—65	0,122	0,116	0,113	0,130	0,128								
65—70	0,122	0,113	0,118										
70—75	0,123	0,110	0,110										
75—80	0,121	0,119	0,110										
80—85	0,119	0,125	0,113										
85—90	0,115	0,123	0,107										
90—95	0,108	0,128	0,109										
95—100		0,118	0,101										
100—105			0,100										
Таблица 2
Низинные болота Барабинской низменности (по данным С. И. Долгова [67])
Вальцевское. Тростниковая залежь		Карапузское. Осоково-тростниковый торф (средне- разложившийся)			
глубина, см	Р	глубина, см |	Р 1	глубина, см	Р
0—5,6	0,079	пункт 1		пункт 2	
5,6—15,6	0,110	0—4,9	0,102	0—5,6	0,083
15,6—25,6	0,107	4,9—14,9	0,110	5,6—15,6	0,115
25,6—35,6	0,134	14,9—24,9	0,125	15,6—25,6	0,112
35,6—45,6	0,219	24,9—34,9	0,131	25,6—35,6	0,141
		34,9—44,9	0,228	35,6—45,6	0,230
Таблица 3
Низинное болото в междуречье Ишнма и Большой Тавы (по данным
Н. М. Голякова н П. И. Сребрянской [53])
	Вид торфяной залежи
Глубина слоя от	
поверхности, см	ГНПНОВО-ОСО- ГИПИОВО-ОСОКО- 0,5 М 1И11ИиВО- тростниково-осо-
	гипновая	ковая	вая	осоковая, ниже	ковая
	осоковая
0—7	0,088
0—10	0,045	0,129	0,114
0-20	0,105
17—27	0,114
20-30	0,105	0,107	0,143	0,137
30—40	0,107	0,107	0,139	0,142
37—47	0,137
40-50	0,101
50—60	0,129	0,188
60—70	0,151
67—77	0,188
70-80	0,120	0,145
80—90	0,173
90—100	0,157
361
ПРИЛиДЬНИЬ 1
lt3. JlblAlbi ЛАВ . hIOPHLIa 11 1ЬД ВМ1ИИ СВЯЗАННОЙ вицы В ОЬР ЗЦА.К MUaUB 10 ОЧЕСА
И СЛАБОРАЗЛОЖИВШЕГОСЯ ТОРФА, ОТОБРАННЫХ ИЗ ТОРФЯНОЙ ЗАЛЕЖИ ВЕРХОВЫХ БОЛОТ
Т а б лица 1
Бассейн р. Мулымьи — притока р. Конды
				
S у		со w	Й ° - “ ST я	W г/г сухого вещества
		ОТ* * к	« fl и L?	Содержание влаги в образце	w %	при различном
S S	Состав образца	А X » X	S s оа	отрицательном гидростатическом давлении Р см вод. ст.
\о >>		и S ф к	к и	1	i	।	।	1	1	1	1	1
		5 §	X >» ь О о о	0	1 5	1	10 | 20 1 30 1 40 | 70 | 100 1 120 | 150
Микроландшафт сфагново-кустарничковый, облесенный ^сосной. Вертикаль 1
12—18	Сфагновые мхи 80%,	| 5	0,026	38,2	20,2	15,7	10,0	8,2	7,7	6,8	5,9	5,4	4,9
	кустарнички 20%			98	53	41	26	23	21	17,5	15,5	14	13
18—24	Сфагновые мхи 90%,	5—10	0,028	34,5	23,5	14,7	11,4	10,2	9,5	8,1	7,1	6,4	5,5
	кустарнички 10%			98	66	41	32	28,5	26,5	22,5	20	18	15,5
24—30	Сфагновые мхи 75%,	5—10	0,038	25,6	22,3	16,3	12,5	11,0	10,1	8,6	7,7	7,0	6,1
	кустарнички 25%			97	85	62	48	42	38	33	29,5	26,5	23
30—36	Сфагновые мхи 85%,	10	0,056	17,2	16,6	15,2	12,6	11,3	10,3	8,6	7,7	7,1	
	кустарнички 15%			96	93	85	71	63	58	48	43	40	
36—42	Сфагновые мхи 90%,	10	0,061	15,7	15,1	14,5	12,8	11,2	10,1	8,7	7,7	7,1	
	кустарнички 10%			96	93	89	78	69	62	53	47	44	
			Вертикаль 2										
20—25	Сфагновые мхи 97%,	5—10	0,058	16,7	16,2	14,8	11,9	10,3	9,4	7,8	6,5	5,9	
	пушица 1%, кустарнички 2%			96	93	85	68	59	54	45	37	34	
30-35	Сфагновые мхи 95%, пушица 2%, кустарнички 3%	10	0,055	17,5 96	16,6 91	15,0 82	12,3 68	10,7 59	9,7 53	8,0 44	6,8 37	6,2 34	
	Микроландшафт грядово-мочажинный (гряда)												
1—6	Сфагновые мхи 95%,	0—5	0,035	27,9	24,1	14,9	11,4	10,5	9,7	8,1	7,0	6,3	
	кустарнички 5%			97	84	52	40	37	34	28,5	24,5	22	
8—13	Сфагновые мхи 97%,	5	0,045	21,4	20,8	19,2	14,5	12,6	П,1	9,1	7,3		
	кустарнички 3%			96	94	86	65	57	50	41	33		
14—20	Сфагновые мхи 90%,	5	0,042	23,4	21,0	15,8	11,9	10,4	9,6	7,5	6,4	6,0	
	кустарнички 10%			97	88	66	50	44	40	31,5	27	25	
23—28	Сфагновые мхи 92%,	15	0,054	17,9	17,6	16,1	13,3	11,6	10,5	8,4	7,2	6,6	5,8
	пушица 5%, кустарнички 3%			96	94	86	72	62	56	45	39	35	31
Таблица 2
Влагоемкость IT (г/г абсолютно сухого вещества)
сфагнового очеса при различном отрицательном
гидростатическом давлении
Р см ВОД. ст.	Состав очеса		
	Sph. fuscum 70% Sph. angustifolium 30%	Sph. fuscum 100%	Sph. balticum 100%
0	15,50	16,00	18,00
5	13,49	14,27	15,47
10	11,80	12,25	13,46
15	11,06	11,56	11,33
20	10,59	10,94	9,24
25	10,11	10,37	8,07
30	9,51	9,80	7,80
40	8,36	8,65	7,39
50	7,34	7,67	7,32
70	6,27	6,53	7,04
100	5,52	5,92	6,93
150	4,99	5,23	6,87
ПРИЛОЖЕНИЕ 5
ЗНАЧЕНИЯ ПОСЛОЙНЫХ КОЭФФИЦИЕНТОВ ВОДООТДАЧИ Тг= /(г)
Таблица 1
Типологически однородные участки в составе комплексных микроландшафтов
	Грядово-мочажинно-озерковый				Грядово- озерковый	Грядово-мочажинный			
к ж	sah	мочажнны сфагново-осоково- шейхцериевые			гряды сфагново- кустарничковые (с отдельными сфагно- во-осоково-шейхце- риевыми мочажина- ми)	ю-кус- обле-	мочажины сфагново-осо- ково - шейхцерие в ые		
Глубина уров от СПБ, см	гряды сфагно кустарничков) редко облесен сосной и бере:	окрайкн мо- чажин (сфаг- ново-шейх- цериевые)	центральные части мочажин (сфагиово- осоково-вах- товые, сильно I обводненные)	; мочажнны в целом		гриды сфагно! тариичковые, сенные сосной	окрайки мо- чажин (сфаг- иово-осоково- шейхцериевые)	центральные части моча- жин (сфагно- вые, енльно- обводнеииые)	мочажины в целом
25					1,00				
20	1,00				0,98	1,00			
15	0,98				0,96	0,99			
10	0,98				0,92	0,93			
5	0,88				0,89	0,89			
0	0,83				0,86	0,84			
-5	0,74				0,83	0,77			
—10	0,62	1,00		1,00	0,80	0,68			
—15	0,49	0,73		0,85	0,74	0,63			
—20	0,36	0,59	1,00	0,70	0,63	0,58			
—25	0,30	0,48	0,83	0,59	0,60	0,51	1,00		1,00
—30	0,28	0,37	0,71	0,46	0,41	0,46	0,78		0,86
—35	0,26	0,31	0,65	0,40	0,37	0,41	0,64	1,00	0,75
-40	0,24	0,30	0,61	0,39	0,35	0,36	0,59	0,91	0,69
-45	0,23	0,32	0,57	0,39	0,33	0,32	0,55	0,82	0,66
—50	0,23	0,34	0,54	0,39	0,32	0,30	0,51	0,74	0,61
—55	0,22	0,35	0,52	0,40	0,30	0,28	0,48	0,66	0,55
—60	0,22	0,36	0,51	0,40	0,27	0,27	0,46	0,60	0,51
—65	0,22	0,36	0,50	0,40	0,24	0,26	0,45	0,56	0,50
—70					0,22	0,26	0,45	0,53	0,48
—75					0,20	0,27	0,45	0,50	0,47
—80						0,27	0,44	0,48	0,46
365
. 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 СЛФСЛфСЛфСЛфСЛОСЛО СЛО- сл о сл о сл о	Глубина уров- ня болотных вод (z) от СПБ см >
р	р р	р	р р	р	р р р р	р	р р	р р	р	р	р ND	ND ND	“СО	Ф». “ф».	фь	“фь “СЛ СЛ "о	'о	^4 00	00 О	“сО	О	“с© WCnCOCntOU10(DW4WOlWW4OW^0	Сосиово-сфаг- ново-кустар- ничковый (с отдельными мочажинами)
оооооооооооооооооооо ND	“nd	“nd	“nd	“nd	“co	CO	CO	“фь	“фь	ф.	СЛ	СЛ	О	“-4 ’-4	00	О	“о	“с© ф».	ф».	СЛ	О	0О	—»	Ф*.	О	О	Ф*.	00	ND	‘-'J	СО	О	‘"'J	ND	О	0О	Сфагиово- кустарничко- во-сосновый
р	р	р р	р	р р р	р	р	р р р	р	р	о р	р	р р ND	ЬО	ЬО ND	ND	СО “со “фь	“фь.	СП	О О Ч	Ч	СО	СО “оо	“о	О О фьфьСЛООООСЛ»— -44^ н-^СО-^ь-фОО^СлФ	Сфагново- кустариичко- во-сосиовый (с отдельны- ми мочажи- нами)
р р р	р р р	о	р	р	о р	О	О	О	О	о	о	*— ND	ND “nd СО	“со	4^	“фь	СЛ СП	“о	О	“-4	00	О	“о	О ОООЬООСОООЬОСЛОСЛ004*-4*-ЬО^О	Сфагново- кустарничко- вый, облесен- ный сосной
о	р	р	р	р	р	р	р р р о о о о р р р “—	ND	ND	“ND	“СО	“фь	ф». СП О “-4 -О “-4 00 “00 О "о О О	О	О	ND	О	Ф».	h—	00O4^OCHOC0OND-^JO	Сфагново- кустариичко- вый, облесен- ный сосной (с отдельными мочажинами)
p	p	p	О	p	О	p	О	О	О	О	О	О	О	О	О	o	p	w*— СО	“со	“со	СО	СО	“со	“фь	“фь	Ф»	ед	“о	“о	“--J	“оо	00	со	“со “со	“со	“о ФФФФ©©^ФЩ0ЮОООТОСЛСО^СО0О	Сфагиово- осоково-пу- шнцево-кус- тарничковый с сухостоем и редкой низ- корослой сос- ной
о	р	р	о	о	р	ф р р р р р р р — ND	ND	ND	co	co	4b.	Ф» СП СП СЛ “ф 00 CO CO CD CD Ф	©	CO	4	-	ЧМСЛООФОСЛФОО	Сфагново- шейхцериево- осоковый (с вахтой)
Таблица 2
Микроландшафты зоны олиготрофных (сфагновых) болот Западно-Сибирской равнины
Таблица 3
Глубина
>» я о о
10
5
0
—5
—10
—15
—20
—25
—30
—35
—40
—45
—50
—55
—60
Грядово-мочажиино-озерковый комплексный микроландшафт при различных процентных соотношениях
площадей гряд (Sr), мочажин (SM), озерков (So)
Зг-60 \,-30 •So-20	Со Go Go °. Z I 1 ‘ н- • СП ° О °	Со СО Со Vi I О а о	зг-зо Зм-бО •50-Ю	0^0 СЧ I —1 1 Li с- «с О CQ CQ Qq	•Sr-60 \-20 So-20	Со Со оз °| '"I ”|	•Sr-40 Sm-40 S()-20	Co Co Co О Z	J 1 1 S g =	•Sr-20 S.u-60 S()-20	•sr-60 Sm-10 s0-3°	•Sr-50 S.M-20 So-30	Go Co Go О s 1 1 1 g g °	O^o co 7 co 1 Li b. * О CO CQ CQ	sr—20 SM-50 •So-30
0,96	0,96	0,97	0,98	0,99	0,96	0,96	0,97	0,98	0,99	0,96	0,96	0,97	0,98	0,99
0,93	0,94	0,95	0,96	0,98	0,93	0,94	0,95	0,96	0,98	0,93	0,94	0,95	0,96	0,98
0,90	0,92	0,93	0,95	0,97	0,90	0,92	0,93	0,95	0,97	0,90	0,92	0,93	0,95	0,97
0,84	0,87	0,90	0,92	0,95	0,84	0,87	0,90	0,92	0,95	0,84	0,87	0,90	0,92	0,95
0,77	0,81	0,85	0,89	0,92	0,77	0,81	0,85	0,89	0,92	0,77	0,81	0,85	0,89	0,92
0,55	0,68	0,72	0,76	0,79	0,66	0,70	0,74	0,77	0,81	0,68	0,72	0,75	0,79	0,82
0,53	0,56	0,59	0,63	0,66	0,56	0,59	0,62	0,66	0,69	0,59	0,62	0,65	0,69	0,72
0,46	0,49	0,52	0,54	0,57	0,50	0,53	0,56	0,58	0,61	0,54	0,57	0,60	0,63	0,66
0,41	0,42	0,44	0,46	0,48	0,46	0,48	0,50	0,51	0,53	0,51	0,53	0,55	0,57	0,57
0,38	0,39	0,40	0,42	0,43	0,44	0,45	0,46	0,48	0,49	0,50	0,51	0,52	0,54	0,55
0,36	0,38	0,39	0,41	0,42	0,42	0,44	0,45	0,47	0,48	0,48	0,50	0,51	0,53	0,54
0,36	0,37	0,39	0,40	0,42	0,42	0,43	0,45	0,46	0,48	0,48	0,49	0,51	0,52	0,54
0,36	0,37	0,39	0,40	0,42	0,42	0,43	0,45	0,46	0,48	0,48	0,49	0,51	0,52	0,54
0,35	0,37	0,39	0,41	0,42	0,41	0,43	0,45	0,47	0,48	0,47	0,49	0,51	0,53	0,54
0,35	0,37	0,39	0,41	0,42	0,41	0,43	0,45	0,47	0,48	0,47	0,49	0,51	0,53	0,54
Таблица 4
Грядово-мочажинные комплексные микроландшафты при различных
процентных соотношениях площадей гряд (Sr) и мочажин (SM)
Глубина уров- ня болотных вод (z) от СПБ (гряд), см	О ° оо сч СО СО	Sp-70 SM-30	Со со '11 о О	СО Со ся 1 о сл • 2 ©	Со со 8 о	Sr-30 SM-70	Sr-20 SM-8°
10	0,94	0,95	0,96	0,96	0,97	0,98	0,99
5	0,91	0,92	0,93	0,94	0,96	0,97	0,98
0	0,87	0,89	0,90	0,92	0,94	0,95	0,97
— 5	0,82	0,84	0,86	0,88	0,91	0,93	0,95
—10	0,74	0,78	0,81	0,84	0,87	0,90	0,94
—15	0,70	0,74	0,78	0,82	0,85	0,89	0,93
—20	0,66	0,71	0,75	0,79	0,83	0,87	0,92
—25	0,61	0,66	0,71	0,76	0,80	0,85	0,90
—30	0,54	0,58	0,62	0,66	0,69	0,74	0,78
—35	0,48	0,51	0,55	0,58	0,61	0,65	0,68
—40	0,43	0,46	0,49	0,52	0,56	0,59	0,62
—45	0,39	0,42	0,46	0,49	0,52	0,56	0,59
—50	0,36	0,39	0,42	0,46	0,49	0,52	0,55
—55	0,33	0,36	0,39	0,42	0,44	0,47	0,50
—60	0,32	0,34	0,37	0,39	0,41	0,44	0,46
—65	0,31	0,33	0,36	0,38	0,40	0,43	0,45
—70	0,30	0,33	0,35	0,37	0,39	0,41	0,44
—75	0,31	0,33	0,35	0,37	0,39	0,41	0,43
—80	0,31	0,33	0,35	0,36	0,38	0,40	0,42
368
Таблица 5
Грядово- озерковые комплексные мнкроландшафты прн различных процентных
соотношениях площади гряд (Sr) н озерков (So)
Глубина уров- ня болотных ВОД (Z) от СПБ (гряд), см	Со Со |”| СО -4 © ©	Sr-60 So-40	Sr-50 So-50	Sr-40 S()-60	Sr-30 s0-7°
20	0,99	0,99	0,99	0,99	0,99
15	0,97	0,98	0,98	0,98	0,99
10	0,94	0,95	0,96	0,97	0,98
5	0,92	0,93	0,94	0,96	0,97
0	0,90	0,92	0,93	0,94	0,96
— 5	0,88	0,90	0,92	0,93	0,95
—10	0,86	0,88	0,90	0,92	0,94
—15	0,82	0,84	0,87	0,90	0,92
—20	0,74	0,78	0,82	0,85	0,89
—25	0,72	0,76	0,80	0,84	0,88
—30	0,59	0,65	0,70	0,76	0,82
—35	0,56	0,62	0,68	0,75	0,81
—40	0,54	0,61	0,68	0,74	0,80
—45	0,53	0,60	0,66	0,73	0,80
—50	0,52	0,59	0,66	0,73	0,80
—55	0,51	0,58	0,65	0,72	0,79
—60	0,49	0,56	0,64	0,71	0,78
—65	0,47	0,54	0,62	0,70	0,77
—70	0,45	0,53	0,61	0,69	0,77
—75	0,44	0,52	0,60	0,68	0,76
369
Таблица 6
Микроландшафты зоны плоских евтрофных н мезотрофных (осоково-гипновых н лесных)
болот и зоны вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот
Осоково-гнпновый		Гнпново-осоковый		Осоково-тростннко- вый, осоково-вейни- ково-тростниковый		Грядово-мочажинный (гипново- осоковый) Sr —50%; SM =50%	
глубина уровня (Z) от СПБ см	1г	глубина уров- ня (г) от сред- ней поверхнос- ти повышений, см	Ь	глубина уров- ня (2) от сред- ней поверхнос- ти повышений, см	^2	глубина уров- ня (г) от сред- ней поверхнос- ти гряд, см	&2
10	0,94	0	0,94	0	0,86	0	0,80
5	0,86	—5	0,86	—5	0,68	—5	0,54
0	0,68	—10	0,68	—10	0,30	—10	0,23
—5	0,30	—15	0,41	— 15	0,17	—15	0,15
—10	0,17	—20	0,33	—20	0,17	—20	0,15
—15	0,15	—25	0,24	—25	0,18	—25	0,15
—20	0,15	—30	0,17	—30	0,18	—30	0,15
—25	0,15	—35	0,15	—35	0,18	—35	0,14
—30	. 0,16	—40	0,16	—40	0,17	—40	0,13
—35	0,16	—45	0,16	—45	0,16	—45	0,13
—40	0,16	—50	0,16	—50	0,15	—50	0,13
—45	0,16	—55	0,16	—55	0,15	—55	0,14
—50	0,16	—60	0,16	—60	0,15	—60	0,15
—55	0,16	—65	0,16	—65	0,15	—65	0,16
—60	0,17	—70	0,17	—70	0,15	—70	0,17
370
ПРИЛОЖЕНИЕ г
ЗНАЧЕНИЯ ПОСЛОЙНЫХ (kz СМ/С) И СРЕДНИХ (Ло СМ/С) КОЭФФИЦИЕНТОВ
ФИЛЬТРАЦИИ ТОРФЯНОЙ ЗАЛЕЖИ БОЛОТНЫХ МИКРОЛАНДШАФТОВ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Таблица
Лесная и мохово-лесная группы микроландшафтов
	Тип		болотного микроланд!				и а ф т а	
Глубина уров- ня ВОДЫ (2) ОТ СПБ, см	сосново-сфагново-кустарничковый				сфагиово-кустарничково-сосновый			
	лк = 60 т- 70 см		Лк =	40 см	Лк = 50	60 см		дренируемый Дк = 70 4- 80 см	
	hz	ko	kz	А»		Ао		Ао
5	19,5	6,49	91,8	20,6	26,0	7,44	38,0	4,38
4	18,8	6,25	82,0	18,3	25,0	7,14	27,5	3,84
3	18,2	6,06	72,0	16,1	24,2	6,86	18,5	3,46
2	17,6	5,85	63,5	14,1	23,3	6,57	15,5	3,22
1	17,0	5,64	53,0	12,2	22,4	6,30	14,0	3,01
0	16,5	5,44	47,8	10,7	21,6	6,03	12,9	2,82
—2	15,4	5,05	32,2	7,93	20,0	5,49	11,3	2,49
—4	14,3	4,66	22,5	5,85	18,5	4,98	10,1	2,17
—6	13,4	4,29	17,0	4,33	17,0	4,48	9,00	1,89
—8	12,5	3,92	12,6	3,06	15,7	4,01	7,96	1,62
—10	11,5	3,56	8,40	1,99	14,4	3,54	6,92	1,37
—15	9,30	2,74	1,82	0,505	10,9	2,47	4,60	0,86.7
—20	7,12	1,98	0,310	0,137	7,56	1,56	2,62	0,48'
—25	5,02	1,30	0,050	0,035	4,53	0,866	1,10	0,26;
—30	3,00	0,765			2,19	0,404	0,400	0,18
—35	1,40	0,416			0,798	0,167	0,267	0,15<
—40	0,600	0,238			0,240	0,075	0,210	0,12"
—45	0,300	0,144			0,083	0,043	0,175	0,10(
—50	0,150	0,078			0,044	0,031	0,110	0,07
—55	0,035	0,026			0,027	0,024	0,065	0,042
—60					0,0158 *		0,012*	
—65					0,0085 *		0,0068 *	
—70					0,0056 *		0,0018 *	
—75					0,0044 *		0,0002 *	
—80					0,0034 *		0,00005 *	
—85					0,0030 *		0,00005 *	
—90					0,0026 *		0,00005 *	
—95					0,0024 *		0,00005 *	
—100					0,0022 *		0,00005 *	
• Коэффициенты фильтрации получены
методом восстановления уровня воды в сква
жиие после откачки.
37
Таблица 2
Моховая и мохово-травяная группы микролаидшафтов
Глубина уровня воды (г) от СПБ, см	Тнп болотного мнкроландшафта									
	сфагиово-кус- тарничковый, облесенный сосной 4к=50 т- 60 см		лишайнико во-сфаг- ново-кустарничковый, облесенный низко- рослой сосиой Лк = 45 см		сфагново-кустарнич- ково-пушицевый, облесенный сосной и сухостоем Лк — 30 см		сфагново-осо- ково-пушнце- во-кустаринч- ковый, обле- сенный сухо- стоем и ред- кой сосной Лк=35 — 40 см		сфагново-осо- ково-шейхце- риевый (топь) Ак=30 т- 40 см	
	k 2		kz	feo	kz	*0	kz	*0	kz	к.
5	14,9	4,98	8,66	1,92	47,3	18,4	44,2	20,7	132	20,9
4	14,4	4,79	8,06	1,80	45,7	17,6	42,6	20,1	97,0	18,1
3	14,0	4,60	7,58	1,69	44,0	16,8	41,4	19,4	79,0	16,0
2	13,5	4,41	7,10	1,58	42,3	16,0	40,3	18,7	64,5	14,4
1	12,0	4,23	6,62	1,46	40,7	15,2	39,4	18,1	57,5	12,9
0	12,6	4,06	6,18	1,38	39,1	14,4	37,6	17,3	53,5	11,6
—2	11,7	3,70	5,54	1,20	35,8	12,8	37,1	15,9	44,3	9,24
—4	10,8	3,34	4,98	1,03	32,5	11,2	35,4	14,4	35,5	5,82
—6	10,0	3,00	4,40	0,870	28,9	9,69	33,4	12,7	26,5	3,95
—8	9,10	2,66	3,88	0,718	25,3	8,16	31,1	10,9	18,0	2,44
—10	8,25	2,33	3,36	0,577	21,7	6,70	28,2	9,15	10,3	1,35
—15	6,02	1,57	2,02	0,279	12,8	3,30	14,5	4,84	1,50	0,318
—20	3,85	0,932	0,855	0,090	3,90	0,888	5,73	2,20	0,350	0,147
—25	1,85	0,484	0,128	0,020	0,345	0,136	1,68	0,912	0,160	0,079
—30	0,700	0,254	0,031	0,009	0,060	0,058	0,250	0,250	0,050	0,044
—35	0,325	0,154	0,012	0,006	0,0317*					
—40	0,150	0,093	0,009	0,004	0,0201 *					
—45	0,073	0,066	0,004	0,002	0,0154*					
—50			0,001	0,001	0,0137*					
—55			0,00012 *		0,0126*					
—60					0,0120 *					
* Коэффициенты фильтрации получены методом восстановления уровня воды в сква-
жине после откачки.
372
Глубина уровня воды (?)
от СПБ, см
5
4
3
2
1
О
—2
—6
—8
—10
—15
—20
—25
—30
—35
Комплексная группа микроландшафтов
Таблица 3
		Тип			б о л о	тиого микроландшафта							
Грядово-мочажинный				грядово-мочажинно-		грядово-озерковый (гряды)							
гряды:	сфагново-кус-	мочажины;		озерковый		сфагново-кус-		сфагново-кус-.					
тариичковые, обле- сенные сосной; сфаг- иово- кустариич ково- лншайииковые, обле- сенные сосной = 45-г-60 см		сфагново- шейхцериевые; сфагиово-осо- ково-шейхце- риевые; сфаг- ново-осоково- очеретииковые		гряды сфагново-кус- тариичковые, об- лесенные сосной Лк = 60 4- 70 см		тариичковые, облесенные сосной. (Четко ориен- тированные, узкие) Ак = 60 см		тариичковые, облесенные сосной. (Не- ориентирован- ные, бесфор- менные, об- ширные) Дк=50 4- 60 см		ифсн ииьи-куи 1 арнич- ковые, облесенные сосной и березой. (Нечетко ориентиро- ванные, окрайки комплекса) Ак =90 4- 100 см		сфагново-кустарнич- ковые (ориентирован- ные, необлесенные центральные участки комплекса) = 50 4-60 см	
kz	*0	kz	*0	kz	*0	kz	*0	kz		кг	kg		*0
6,52	2,96			34,1	12,1	12,2	4,66	11,8	4,04	17,4	5,63	20,9	6,38
6,35	2,90			32,8	11,6	11,8	4,53	Н.4	3,90	16,7	5,44	20,1	6,11
6,21	2,84			31,5	И,1	11,6	4,41	П,1	3,75	15,8	5,25	19,4	5,84
6,10	2,77			30,2	10,6	11,3	4,29	10,8	3,61	15,2	5,07	18,8	5,57
5,94	2,71			29,0	10,2	11,0	4,17	10,5	3,46	14,5	4,90	18,1	5,31
5,89	2,64			27,9	9,7	10,8	4,05	10,2	3,32	14,0	4,73	17,4	5,05
5,80	2,51			25,8	8,81	10,3	3,81	9,50	3,04	12,9	4,40	16,0	4,54
5,78	2,36			23,5	7,92	9,75	3,57	8,73	2,76	12,0	4,09	14,4	4,05
5,77	2,21			21,4	7,06	9,20	3,33	8,05	2,48	Н,1	3,79	12,9	3,58
5,74	2,04			19,5	6,24	8,70	3,09	7,30	2,22	10,2	3,50	11,5	3,14
5,64	1,86			17,6	5,40	8,20	2,86	6,65	1,97	9,40	3,22	10,2	2,74
4,80	1,36			12,6	3,44	7,00	2,28	4,72	1,39	7,55	2,58	7,10	1,82
3,45	0,869			7,60	1,74	5,70	1,71	3,25	0,921	5,93	2,00	4,45	1,10
2,10	0,473			2,66	0,552	4,28	1,18	2,10	0,530	4,50	1,48	2,40	0,596
0,880	0,183	17,4	1,84	0,400	0,164	2,80	0,708	1,00	0,255	3,20	1,02	0,900	0,290
0,195	0,074	1,17-	0268	0,130	0,093	1,38	0,374	0,265	0,130	2,06	0,629	0,370	0,174
Тип болотного ми кро л ан д ш афта
Глубина уровня воды ( 2) от СПБ, см	Грядово-мочажный				грядово-мочажинно- озерковый		грядово-озерковый (гряды)							
	гряды: сфагново-кус- тарничковые, обле- сенные сосной; сфаг- ново-кустарничково- лишайннковые, обле- сенные сосной Ак = 45	60 см		мочажины: сфагново- шейхцериевые; сфагново-осо- ково-шейхце- риевые; сфаг- ново-осоково- очеретннковые				сфагиово-кус- тарничковые, облесенные сосной. (Четко ориен- тированные, узкие) Ак ~ 60 см		сфагново-кус- тариичковые, облесенные сосной. (Не- ориентирован- ные, бесфор- менные, об- ширные) Ак ==50J-60 см		сфагново-кустарнич- ковые, облесенные сосной и березой. (Нечетко ориентиро- ванные, окрайки комплекса) Ак = 90 — 100 см		сфагново-кустарнич- ковые (ориентирован- ные, необлесеиные центральные участки комплекса) Ак = 50-1. 60 см	
					гряды сфагново-кус- тарничковые, об- лесенные сосной Ак =60-^. 70 см									
	йг	л»	йг	й.	йд	Йо	йг	йо	йг	ЙО	йг	Aq	йг	Йо
—40	0,070	0,044	0,266	0,145	0,050	0,050	0,570	0,180	0,140	0,077	1,05	0,326	0,200	0,109
—45	0,040	0,034	0,156	0,116	0,014*		0,220	0,087	0,060	0,042	0,398	0,152	0,080	0,060
—50			0,109	0,097	0,006*		0,055	0,036			0,120	0,076	0,028	
—55			0,083	0,083	0,0011 *		0,030	0,030			0,060	0,058	0,016	
—60					0,00035 *						0,025 *		0,0105 *	
—65					0,00027*						0 0018*		0,0074 *	
—70					0,00025 *						0,0009 *		0,0057 *	
—75					0,00024 *						0,00052 *		0,005 *	
—80					0,00024 *						0,00025 *		0,005 *	
—85					0,00023 *						0,00009 *		0,005 *	
—90					0,00023 *						0,00007 *		0,005 *	
—95													0,005 *	
—100													0,005 *	
Коэффициенты фильтрации получены методом восстановления уровня воды в скважине после откачки.
ПРИЛОЖЕНИЕ 7
КОЭФФИЦИЕНТЫ ФИЛЬТРАЦИИ ТОРФЯНОЙ ЗАЛЕЖИ БОЛОТ (СМ/С)
ЮЖНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Таблица 1
Микроландшафты Тарманского болотного массива
Глубина уровня ВОДЫ (2) от СПБ,см	Осоково- гипновый	Мозаичный гипново-осо- ковый	Глубина уровня воды (г) от СПБ.см	Осоково- гипновый	Мозаичный гипново- осоковый
—4	3,50	1,35	—34	0,015	0,020
—6	1,40	0,765	—36	0,014	. 0,017
—8	0,660	0,485	—38	0,013	0,015
—10	0,249	0,253	—40	0,013	
—12	0,098	0,124	—45	0,011	
—14	0,045	0,073	—50	0,010	
—16	0,035	0,055	—55	0,009	
—18	0,023	0,042	—60	0,007	
—20	0,021	0,035	—65	0,006	
—22	0,020	0,031	—70	0,005	
-24	0,019	0,030	—75	0,004	
—26	0,018	0,029	—80	0,003	
—28	0,017	0,028	—85	0,002	
—30	0,016	0,026	—90	0,001	
—32	0,016	0,023			
Примечание. Начиная с г = —38 см для осоково-гипнового микроландшафта
послойные коэффициенты фильтрации получены методом вос-
становления уровня воды в скважине после откачки.
875
о
Таблица 2
Болотные микроландшафты зоны евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот
Мнкролаидшафт	Вид торфа	Степень раз- ложения, %	Коэффициент фильтрации (см/с) при глубине горизонта от поверхности, см						
			50—70	70—90	90-110	110-130	130—150	150—170	170-210
Березово-сосново-осоко- вый	Осоковый и осоково-дре- весный	20—25	0,0012—0,0008	0,0008—0,0006	0,0006—0,0004				
Березово-осоковый	Гипново-низин- ный, древесно- гипново-низнн- ный	20—25 25-30			0,0005—0,0002	0,0003— 0,0001			
Березово-осоково-кустар- никовый	Осоковый и осоково-дре- весный	20—25		0,002—0,0004					
Осоковый (кочкарник)	Осоково-гипно- во-иизинный	20—25		0,0003—0,0001					
Осоково-гипновый	Древесно-осо- ково-иизннный	30		0,001—0,0006	0,0006—0,0005				
Грядово-мочажинный	Гипново-осоко- вый и гипно- во-низинный	20—25	0,0017—0,0024	0,0017—0,0012	0,0012—0,0009	0,0009— 0,0008	0,0008— 0,0007	0,0007— 0,0006	0,0006— 0,0004
Мозаичный гипново-осо- ковый	Гип ново-низин- ный	5-25	0,003—0,005	0,003—0,002	0,002—0,001				
Таблица 3
Болотные микроландшафты зоны евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых н лесных болот (осреднеиные данные)
Мнкроландшафт	Вид торфа	Степень разложе- ния, %	Коэффициенты фильтрации (см/с) при глубине горизонтов от поверхности, см			
			до 50	50—100	100—150	150—200
Бер езово-сосново-осоковый Березово-осоковый Березово-осоково-кустарниковый Осоковый (кочкарник) » Осоково-гипновый !> »	Осоковый и осоково- древесный Гнпново-низинный Древесный гипново-ни- зинный Осоковый и осоково- древесный Осоково-гипновый ни- зинный Осоковый Осоковый Древесно-осоковый ни- зинный Осоково-древесный Тростниково-осоковый Осоковый	20—25 20—25 25-30 20—25 20—25 50 70—75 30 35—40 55—60	0,00083 0,00016 0,00074 0,0012	0,0012—0,0005 0,0004—0,00005 0,002—0,0003 0,0003—0,0001 0,00055 0,00026 0,002—0,0005 0,00015 0,0007	0,0003-0,0001 0,00053	
	Осоковый и осоково- гипновый	45—55	0,0031-0,0011	0,0008—0,00038	0,00043—0,00006	
Грядово-мочажинный Мозаичный гипново-осоковый	Гипново-осоковый и гипново-ннзиннын Гиппово-низинный	20-25 5-25		0,0024—0,001 0,005—0,002	0,001—0,0007 0,002—0,001	0,0007—0,0004
Таблица 4
Болотные микроландшафты зоны вогнутых евтрофных (тростниковых)
и засоленных (травяных) болот
Мик рол ан д ш афт	Вид торфа	Степень раз- ложения, %	Коэффициенты фильтрации (см/с) при глубине горизонтов от поверх- ности, см	
			до 50	50—70
Тростниково-осоковый	Осоково-низинный	25		0,0007—0,0002
Тростниково-осоково-вей- никовый	Тростниковый	20—30	0,005—0,002	
Тростниковый	Тростниковый	20—30	0,008—0,001	0,001-0,0004
378
ПРИЛОЖЕНИЕ 8
СВЕДЕНИЯ ОБ УРОВНЯХ ВОДЫ (СМ ОТ СПБ*) В РАЗЛИЧНЫХ МИКРОЛАНДШАФТАХ ПО ДАННЫМ НАБЛЮДЕНИЙ
БОЛОТНОГО ПОСТА В РАЙОНЕ ОЗ. ЛЕНИНГРАДСКОГО	А
Год	Средние месячные уровни			Средний годовой	Высший	Низший	Ампли- туда
	1 1 11	III | IV | V | VI 1 VII |VI11	IX | X I XI | XII		УрО’ I вень 1	дата	УРО- I вень |	дата	
									Сфагново-кустарничково-сосновый									
1967						—41	—43	-50	—59	—45	—47	—62	—					
1968	—70	-81	—88	—69	—34	-36	—46	—57	—48	—46	—56	—70	—58	—24	6/V	—90	23/111—11/IV	66
1969						—39	—38	—44	—40	—42	—45	—46	—	—25	20/VII	—			
1970	—63	—70	—75	—63	—32	—34	—39	—45	—47	—51	—51	—58	—52	—15	21—22/V	—78	27/III-l/ix	63
1971	—52	—55	—60	—51	—19	—32	—43	—40	—36	—37	—39	—43	—42	—10	8/V	—62	21—22, 29—	52
																	30/111,13—16/IV	
1972	—50	—57	—62	—53	—22	—20	—31	—36	—35	—34	—39	—45	—40	—16	1,6,7,10/VI	—65	31/III	49
							Сфагново-кустарничковый					облесенный		сосной				
1967						—31	—34	—37	—42	—31	—35	—46	—					
1968	—51	—60	—65	—47	—21	—26	—34	—46	—35	—34	—41	—51	—43	—14	7/V	—66	19/III—10/IV	52
1969						—29	-30	—35	—32				—	—19	19/VI	—		—.
1970	—51	—58	—62	—49	—25	—26	—34	-38	—37	—43	—38	—43	—42	—5	21/V	—64	24/III- 1/IV	59
1971	-55	—58	—66	—56	—24	-39	—48	—45	-40	—41	—47	-53	—47	— 12	8/V	—67	9/IV	55
1972	—62	—70	—74	—62	-30	—22	—32	—34	—34	—33	—45	—52	—46	—16	5/VI	—77	26—31/III;	61
																	1—8/IV	
Грядово-озерковый комплекс (гряда)
1967						—30	-30	—34	—38	—33	—32	—33	—					
1968	—32	—34	-32	—23	—18	—23	—28	—37	—32	—31	—32	—37	—30	—13	5—8/V	—42	28—29/VIII	29
* Средняя поверхность болота (СПБ) определена методом линейной таксации.
Год	Средние месячные							уровни					| Средний ! годовой	Высший		Низший		Ампли- туда
	I	II	Ш	IV	v	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII		уро- вень	дата	Уро- вень	дата	
1969						-30	-26	—29	—26				—	—12	19/VII	—		—
1970	—31	—29	—29	—23	—19	-23	-27	-33	—34	-35	—31	—32	—29	—7	21/V	—38	9-12/X	31
1971	—32	приз	приз	прмз	—16	—27	-32	—30	—31	—32	—31	—29	—	—22	11/VI	—		—
1972	—29	—32	прмз	прмз	— 17	— 15	-22	-27	—26	—24	—29	прмз	—	— 12	31/V,6- 10/VI	—		—
Грядово-мочажинный комплекс (гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной)
1967 1968.	—31	—32	—31	—22	—22	—30 —27	—27 —32	—32 -40	—34 —36	—29 —33	—30 —35	—32 —37	—32	—13	16—19/IV	—42	23—31/VIII	29
1969						—25	—24	—28	—25	—29	—32	—33	—	—18	19—20/VII	—		—
1970						—25	-28	—33	—34					—23	1,12,23/VI, 6/VII			
1971						—30	—39	—39	—33	—31				—26	25—26/X	—		—
1972						—16	—22	—26	—30					—13	6,10/VI	—		—
			Грядово-мочажинный					комплекс (мочажины сфагново-шейхцериевые							с осокой н пушицей)			
1967						—5	—2	—6	—10	— 4				-г5	4—5/VII	—		—
1968						—1	—5	—13	— 11					+2	23—24/VI	—		—
1969						—3	1	—2	2					49	19/VII	—		—
1970						1	0	—4	—3					+3	26/VI,4—12/VII	—		—
1971					—3	—9	—9	—5	—5					— 1	5,8,9—10/V, 25—27/IX	—		—
1972						5	2	0	0					8	23—27/VI	—		—.
Грядово-мочажинный комплекс (мочажины сфагново-осоковые с очеретником я шейхцерией)
1967						0	+3	—1	—3	+3				+ 10	4/VII			—
1968						+8	+4	—4	—1					+ 12	23/VI			—
1969						+9	+7	+5	+6					4-20	23/V	—		—
1970						+3	+2	—3	—3					-1-7	24—26/VI, 5—7/VII	—		-—
1971						—1	—6	—7	—1	0				+5	26/X	—		—
1972						+12	+8	+7	+4					+16	6—10, 16/VI	—		—
									Сфагно во-шейхцер и			евая топь						
1967						—4	—3	—9	—13	—6				:'-4	4/VII	—		
1968						0	—3	— 12	—9					+ 3	19,24/VI	—		•—
00
ПРИЛОЖЕНИЕ 9
СРЕДНЕМЕСЯЧНЫЕ УРОВНИ ВОДЫ
Таблица 1
Болотный массив, расположенный в бассейне р. Агана
(в см от СПБ*)
Год	VI	VII	VIII	IX	Амплитуда за летний период	Примечание
	Сфагново-кустарничково-сосновый микроландшафт					
1970			—44	—39	19	
1971	—25	—42	—40		35	
1972		—34	—36	—31	22	
Грядово-мочажинно-озерковый комплекс
1970			—4	+2	12	
1971	+ 11	—6	—2		25	Мочажина
1972		+4	0	+6 '	20	
1970			—28	—26	8	
1971	—23	—32	—32		17	Гряда
1972		—24	—26	—23	8	
Грядово-мочажинный комплекс
1970 1971	-30	—42	—41 —39	—38	13 23	Гряда
1972		—33	—34	-30	11	
1970			—15	—10	15	Мочажина
1971	—1	—13	—12		24	
1972		—3	—5	—1	14	
* СПБ — средняя поверхность болота.
382
Таблица 2
Болота междуречья Мулымьи и Малого Тетера
(в см от поверхности болота)*
Гоц
II III IV V VI VII VIII IX X XI XII
Грядово-мочажинный комплекс
гряда
1965
1966
—38 —40 —47
—34
—28
—23
—34 —44 —44
—26 —32 —39
—44
—35
—38 —38
—34 —38
—36
—47
35
45
мочажина
1965 1966	—18	—17	— 10	— 2	15 9	3 5	—8 2	—9 —5	—8 —2	2 0	0 —5	—5 —10	41 42
			Сфагпово-кустарничково-сосновый микроландшафт										
1965 1966	-50	—55	—56	—40	—28 —28	—36 —29	—49 —33	—51 —40	—46 —38	—40 —39	—44 —45	—51	47 43
				Сфагново-кустарничковый,				облесенный сосной					
1965 1966	—56	—72	—	—	—18 —25	—26 —28	—39 —32	—41 —39	—40 —35	—32 —32	—32	—42	41 60
				Осоково-сфагновый микроландшафт									
1965 1966				12	18	—15 14	1 14	7 4	—13 — 1	— 7 — 6	—22	—47	60 63
* За поверхность болота принята средняя отметка повышенных элементов микро-
рельефа, на мочажинах — средняя отметка поверхности мочажин.
383
0000>4^ЮС>000>4^ЮС>	Сфагново-кустарничко- вый, облесенный сосной
Illi II 1 1 1 N 1 1 1 1 1 л. со w w wwnononono^*-*- О 00 СП 4*. WOCOOlW^-ON^'W1-	Сфагиово-кустарничково- сосновый
iiiiiiiiiiiiiiii WWWhONONONONO'—‘ м- ь- н-	QO Ф Ф Спсо*-СО“ЧСЛСООООО>4^ЮО	Сфагиово-лишайниково- кустарничковый, обле- сенный сосной
’illllllllllllli OiWWNONDNDN?*-*-'-''—'—	‘-‘00ФСЛ Се — ОООСП4^ЮС£>“ЧСП4^ЮО	Лишайниково-сфагново- кустарничковый, обле- сенный сосной
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 СО-<ФСЛФСОГЭ — С>	Сфагново-кустарничко- во-пушицевый, облесен- ный сосной
1	!	1	1	1	1	1	1	1	1 г—) КЗ КЗ ьЬ- ьЬ- ГГ> —*0000СПСп4^ЮЮ>— О	U' о О	Сфагиово-осоково-шейх- цериевый (топь)
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 WNONONONONDNONDNO*—1	н-к->— >— — ^со^ослу — О^ООЧСЛ-^^1-	Грядово-мочажинный комплекс. Гряды сфаг- ново-кустариичковые, облесенные сосной
II		 «Эн-Ом- NOW4^CnCn-jOO<OC> — nd w	Грядово-мочажинный комплекс. Мочажины сфагиово-шейхцериевые
!	|	—	м-^-^	— ЮЮЮ ОЮ^О-чОЮ^Сл^Он-ОО»^ ф- ю	Грядово-мочажииный комплекс. Мочажины сфагново-осоково-шейх- цериевые
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 WWWWNDNDNDND*— — — к—	Ю --J СЛ UlW-OOOO^ — ОЧСЛ«>-	Грядово-мочажинный комплекс. Гряды ефаг- ново-кустарничково-пу- шицевые, облесенные сосной
1	1	1	1	1	1	1	1 1 S	5	X	S	5	®	4			«	00 О КО	Грядово-мочажинный комплекс. Мочажины сфагново-пушицево- шейхцериевые
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 'ND ND ND ND ND >— _	— СО	О Ф* СЛф-КЭн-ОСО-ЧОФ-СлЭк— о	Грядово-мочажииный комплекс. Гряды сфагно- во-кустарничково- ли- шайниковые, облесенные сосной
м-н-м-»— H- — — ►— ND ND ND ND СЛ сП СО 00 О •— W^CBONOO — ND W	Грядово-мочажииный комплекс. Мочажины сфагново-осоково-оче- ретниковые
II 1 1 1 1 1 1 1 1	1	1	I	1	1	1 WNDNDNDNDNDND*-*->—	H-	>—	—	co	м	СЛ О 00 -Ч СЛ W ND C3 00 СП 4^	W	ND	О	Грядово-мочажиино-озер- ковый комплекс. Гряды сфагново-кустарничко- вые, облесенные сосной
1	1	I	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1	1 1 4^	W	W	W	W	W	W	NO	NO	NO	NO	NO	NO	—	— •— 00004^WH-<0“4Cn4^WH— 0 QO N	Грядово-озсрковый комп- лекс. Гряды сфагново- кустарничковые, обле- сенные сосной (четко ориентированные)
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 I 1 S 8 s 3 5 M S E ш 4 cr' i- “	Грядово-озерковый комп- лекс. Гряды-сфагиово- кустарничковые, обле- сенные сосной (неориен- тированные)
LiLiiiiiLLLLLiiL 4^WH-<O“4UlWC>00cn4^N0C>	Грядово-озерковый комп- лекс. Гряды сфагново- кустарничковые, обле- сенные сосной и березой (нечетко ориентирован- ные)
iiiLLLLLLLiiii LJ, ♦^*-O00“4O0TWN0O	Грядово-озерковый комп- лекс. Гряды сфагново- кустариичковые (ориен- тированные)
... ИЛ ДЫ1И Л 1и
зНХЧВНИЯ со Ibt IclBtHHbL. . РОВИЛИ ВОДЬ (Cl I) ДЛЯ Н-ЗЛИЧНЫл 111110b b J1U1IIL1A Л1ИКР0ЛАНДШАФТ0В
ЗОНЫ ВЫПУКЛЫХ ОЛИГОТРОФНЫХ (СФАГНОВЫХ) БОЛОТ
Зак. 3185
—32	—42	—37	-35	— 19	— 12	—32	—3	-5	—37	-20	-27	4	-32	—42	-25	—36	—23
—34	—44	—39	—37	-20	—12	—34	—4	—7	-39	—22	—29	3	—33	—44	—27	 -38	—25
—36	—47	—42	—40	—22	—14	—35	—5	-10	-42	-25	-30	2	—36	—46	-28	—41	—27
—38	—49	—44	-42	—23	—15	—36	—5	-12	—44	—27	- 31	1	—37	—48	—30	—44	—28
—40	-51	—46	—43	—24	—16	—38	—7	—13	—46	-29	—33	-1	-38	-50	—32	-45	—29
—42	—53	—48	—45	-25	—17	—40	—8	—15	—48	-31	—35	—2	-40	—51	-33	—47	—31
—44	-55	—51	—47	—26	—18	-42	—8	—17	—50	-33	-36	3	—42	—53	-34	—49	—32
, —46	-57	—53	—49	-27	—20	—43	—9	—19	-52	-35	37	- 4	-43	—54	—36	-51	—33
- 48	- 59	-55	—51	-28	-21	-44	-10	—21	—54	-37	—39	—5	—45	-56	—37	—53	—34
—50	—61	-57	-53	—29	-21	—45	—11	—22	—56	-39	-41	—7	—46	-58	—39	—55	—35
--52	—63	—59	—54	-30	—22	-46	—12	—24	- 58	—41	-42	- -8	- 48	—59	—41	—56	—37
—54	—65	—61	—56	—31	—24	-48	— 13	—26	-60	-43	—43	— 9	—50	-61	—42	—58	—38
—56	—67	—63	-58	—32	—24	—49	—14	—28	—62	—45	—45	—10	-51	—62	—44	—61	—39
- --58	—69	—65	—60	—33	—26	—50	-15	—30	—64	• 47	—46	— 12	-52	—64	—45	—62	—40
—60	-71	—67	—62	—34		-52	— 16	- 32	-66	48	- 48	13	—54	—66	—47	—64	—42
• —62	—74	—70	—64	-35		-53	—17				-49	— 14	—56	-68	—48	—67	—44
—64	—76	—72	—66	—36		-54	— 18				—51	—15	—58	—70	—50	—69	—45
—66	—78	—74	—68	—37			— 19				—53		- 60	—71	—51	—71	—46
—68	—80	—76	-70	-38			—20						—61	—73	-52	—73	—48
—7С	—82	—78	—39														
													—63	—75	—54	—74	—50
—72	—84	—80	—73	—40											—56		
—74	—86	—82	—75	—41													
															—57		
—76	—88	—84	—77	—42													
															—ЬУ		
—78	—9С	-86	—79	—43													
															—61		
—80	—92	—88	—81	—44													
								_								—62		
g	ПРИЛОЖЕНИЕ 11
05 СРЕДНЕМЕСЯЧНЫЕ УРОВНИ ВОДЫ (СМ) В СФАГНОВО-КУСТАРНИЧКОВОМ, ОБЛЕСЕННОМ СОСНОЙ МИКРОЛАНДШАФТЕ
ЗА МНОГОЛЕТНИЙ ПЕРИОД, РАССЧИТАННЫЕ ПО ДАННЫМ НАБЛЮДЕНИЙ МЕТЕОСТАНЦИЙ
		V			VI			VII			VIII			IX		
Метеостанция	Расчетный период		ьный	« 3 X		3 X	С 3 X		- « 3 я л	3 X		SS 3 X л	3 X		3 X л	3
	Число лет	Средний	Максимал	1 Минималь	Средний	Максимал!	Минималь	Средний	I Максимал! 1	Минималь	Средний	Максимал! 1. _			Минималь	Средний	Максимал:	ч X S X X X £
Корлики Пудиио	1961—66	—31	14	—44 —46	39	—24 -27	54	43	27	59	—44 —43	25	59	40	26	56
	9 1931—67	—33	—21		—42		—65	—44	-25	—64		—25	—65	—43	—24	-59
	33															
Пальмеиская	1947—66	35	9П	—46	—43	—31		45	26	64	—48	—24	64	—44	27	—65
	20															
Портах	1946—63	—33								—66			—70	—44		
	18		—24	—44	—42	—31	—55	—45	—25		—47	—18			—23	—65
Лымкоевское	1951—63					—30	—63									—66
	13	—34	—23	—48	—44			—48	—31	—68	—49	—29	—66	—48	—32	
Бурмаитово	1948—63		—19			—26				—66	—42		—69			
	14	—32		—44	—40		—54	—42	—18			—21		—40	—26	—58
Ларьяк	1938—65		—22					—44			—44		—65			
	23	—33		—44	—41	—28	—58		—25	—64		—26		—41	—29	—64
Сосьвииская культбаза	1946—66												—67			
	20	—32	—23	—43	—42	—30	—56	—45	-—25	—62	—45	—20		—41	—23	—63
Уват	1937—39, 1943, 1946—66 25	—34	—22	—50	—43	—25	—67	—46	—24	—66	—48	—18	—68	—46	—22	—68
Ханты-Мансийск
Александрово
Носово
Тавда
Лобчинское
Шаим
Леуши
Сургут
Сытомино
Ермакове
Туринск
Демьянское
Гари
Ияксимволь
1942 —66	1 —30	— 18	—45	—38	—24	—52	“743	—21	-67	—42	—19	-63	—40	—22	—62
21															
1933-69 34	-34	—21	—61	—43	—27	—61	—45	—29	—69	—45	—25	—58	—42	-26	—60
1949—63 15	—35	-24	—46	- -44	-34	—57	—53	—27	—71	—50	—23	—77	—50	—25	—72
1936—68 28	-38	—23	-52	—47	—27	-81	—47	- 27	-70	-51	—23	—74	—49	—31	—76
1951-63 13	-30	-21	-43	—40	25	-55	-42	—24	—56	- 40	—24	—45	—37	—25	—54
1949—65 16	—35	—24	-46	—44	—27	—59	—46	-24	-65	—47	—18	—65	—44	—20	—69
1936—65 23	—34	— 15	-48	-42	—30	—63	—43	—23	-60	—43	—21	—64	—41	—24	—59
1885—1969 63	-35	— 18	-58	—42	—26	—66	—46	—25	—74	—45	—20	—76	—42	—24	—80
1948—64 17	-35	—24	— 46	-42	-29	—55	—47	—34	-59	—46	-30	-62	—42	—30	—62
1951-64 14	-30	— 19	—44	-39	- 26	—52	—42	—23	-59	-41	—22	-59	-38	—25	—56
1947—66 18	—38	—26	-60	—48	—32	—64	—48	—29	—67	-50	-24	—72	—50	-31	—69
1935—66 27	—33	—21	—47	—43	—24	—63	—46	-25	—69	-48	-27	—67	—46	—27	—68
1939—66 22	-34	—24	—45	—42	-29	-60	—45	—20	—63	-48	—26	-70	-45	—27	-69
1946—66 21	—30	—17	—41	—41	—29	—55	—41	—25	—62	—43	—19	—64	—38	—25	-56
co
s ___________________
Метеостанция
Майск
Тобольск
Октябрьское
Ивдель
Березово
Горшково
Угут
Нижневартовск
Ка зым
Усть-Ишим
Ягыл-Яг
Расчетный период!	V			VI			VII			VIII			IX		
	Средний	Максимальный 1			Минимальный	Средний	2 X а Я о я	Минимальный	| Средний	1	1 Максимальный i	Минимальный	| Средний	Максимальный	Минимальный	Средний	Максимальный	Минимальный
Число лет															
1961—66 5	—34	—27	—43	—42	—27	—57	—48	—31	—67	—46	—32	—63	—48	—35	—66
1936—66 27	—34	—20	—48	—45	—27	—85	—44	—25	—68	—47	—19	—74	—45	—25	—68
1942—66 21	—30	—17	—44	—40	—25	—57	—42	—28	—73	—42	—27	—65	—39	—28	—56
1946—66 21	—31	-20	—40	—40	—26	—56	—42	-19	—62	—44	—21	—67	—41	—27	-58
1937, 1940—66 24	—32	—18	—43	—41	—27	—57	—46	—25	—68	—46	—21	—67	—42	—27	—58
1951—64 14	—31	—20	—42	—40	—27	—52	—44	—29	—57	—44	—30	—59	—40	—27	—55
1946—64 19	—31	—18	—46	—40	—24	-52	—42	—24	-60	—43	-24	—64	—41	—27	—62
1964—70 7	—32	—23	—46	—36	—27	—51	—40	—27	—54	—41	-20	—58	—40	—24	—54
1942—64 19	—32	-19	—43	—47	—30	-53	—52	—33	—58	—51	—24	—58	—45	—27	—52
1937—64 26 1937—40,	—35	—20	—45	—44	—29	—57	—46	—30	—66	—47	-30	—63	—46	—30	—61
1948—57 13	—29	—17	—42	—38	—22	-52	—43	—28	—58	—43	—27	—61	—42	—26	—56
Алтай
Напас
Вар-Еган
Игрим
Нумто
Нахрачи
Хонгокурт
Васюганское
Сосновый Мыс
Липове кое
1949—64	—33	—22	—Я	-41	—26	-57	—45	—27	-59	—45	—22	—61	—41	—21	—59
15 1937—64	—29	— 17	—43	—38	—24	- 55	—41	—26	—62	—39	— 19	—59	—37	—23	—51
23 1952-64	34	20	--43 —44	—41	--28	—51	—44	-27	-59	—42	--26	—57	—37	—26	—52
13 1952—64	31	—22 —26		—39	—26	—50	—46	-34	- 62	—46	—28	—64	—42	—29	-56
13 1959—64	—34		—44	• —42	—29	-54	—51	—40	—62	—49	—34	—62	—43	—30	-58
6 1952—64	—35	—25	—45	—44	—32	— 55	—50	—35	—63	—49	—29	—65	—45	-30	—66
13 1948—64	—33	—24	—43	—41	- 29	—52	—45	—29	—62	—46	— 18	—62	—41	—21	—56
17 1937—64	—32	—20	- 46	—41	—26	—61	—45	—28	— 62	—46	—26	—64	—44	—28	—58
23 1950—64	—32	—22	—42	—41	—27	—53	-45	—29	-60	-46	—27	—58	—41	—26	—56
15 1947-64	—36	—18	-46	—44	—29	—60	—46	—32	-62	—48	—27	—68	—45	—27	—62
17													—		
ПРИЛОЖЕНИЕ 12
УРОВНИ ВОДЫ В РАЗЛИЧНЫХ БОЛОТНЫХ МИКРОЛАНДШАФТАХ
(СМ ОТ ПОВЕРХНОСТИ БОЛОТА)
Таблица 1
Тарманский болотный массив (1960—1971 гг.)
Характеристика уровня	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
		Осоковый кочкарник										
Средний	—40	—47	—50	—25	4	3	—10	—20	—25	—23	—22	—26
Средний максимальный	—30	—38	—40	3	11	9	3	—5	—12	— 11	—7	— 15
Средний минимальный	—45	—50	—52	—42	1	0	—20	—27	—29	—23	—27	—30
Абсолютный максимум	— 4	— 13	—20	22	27	29	24	16	10	5	6	5
	1962	1962	1962	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1971	1971
Абсолютный минимум	—77	—75	—76	—69	—33	—18	—43	—75	—84	—74	—64	—56
	1961	1969	1969	1969	1969	1967	1963, 1967	1963	1963	1963	1963	1968
Осоково-гип ново-кустарниковый микроландшафт
Средний	— 35	—38	—39	—22	— 1	-4	—15	—23	—27	—24	-23	-25
Средний максимальный	—27	—31	—33	— 1	4	3	— 2	—9	—15	— 14	— 13	—15
Средний минимальный	—38	—40	—40	—34	—4	—7	—25	—31	—32	—26	—26	-28
Абсолютный максимум	—2	—5	—9	14	20	22	20	10	6	4	6	6
	1962	1962	1962	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1971	1971	1971
Абсолютный минимум	—62	—62	—64	—62	—26	—33	—61	—68	—81	—69	—59	-52
	1961	1969	1969	1969	1969	1967	1964	1963	1963	1963	1963	1963, 1968
	Грядово-мочажинный комплек						с (мочажина)						
Средний		—32	—35	—36	—22	—4	—5	—15	—22	—23	—23	-22	-24
Средний максимальный		—28	—31	—32	—4	1	0	—5	—12	— 17	—16	— 15	-19
Средний минимальный		—35	—36	—37	—33	—8	—11	-26	—28	-32	—26	—23	-25
Абсолютный максимум		—7	-8	— 10	8	15	17	15	7	3	0	1	0
		1962	1962	1962	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966, 1971	1971	1966
Абсолютный минимум		—57	—60	—61	—60	—37	—27	—56	—65	-75	-61	-54	—51
		1969	1969	1969	1969	1967	1967	1964	1963	1963	1963	1963	1968
Мозаичный гипново-осоковый микроландшафт
Средний	—28	—31	—33	—201—4		—4	— 14 1—201 —24			—22	—20	-21
Средний максимальный	—23	—26	—29	—3	0	—2	—6	—11	—16	—17	—16	— 16
Средний минимальный	—31	—33	—32	—31	—8	—10	—23	—26	—27	—24	—20	-21
Абсолютный максимум	—4	—4	—8	И	18	20	18	8	4	0	1	2
	1962	1962'	1962	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966
Абсолютный минимум	-49	—55	—57	-58	—40	—26	-52	—50	—59	—52	—48	—42
	1969	1969	1969	1969	1969	1964	1964 |	1963	1963	1963	1963	1963 1968
390
Средний
Средний максимальный
Средний минимальный
Абсолютный максимум
Абсолютный минимум
Ивняково-осоковый микроландшафт
—17	—18	—19	—12	2	0	—8	-12	—15	—12	—10	—10
— 16	— 17	— 17	0	6	4	—1	—5	—9	—9	—8	—9
—19	—21	—20	—18	—1	—4	—15	—18	—21	—17	—12	—13
0	—2	0	14	23	24	20	12	7	5	7	7
1967	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966
—42	—47	—49	—50	—29	—38	—62	—49	—52	—37	—35	—34
1964	1964	1964	1964	1964	1964	1964	1964	1964	1968	1968	1968
Ивняково-березовый микроландшафт
Средний
Средний максимальный
Средний минимальный
Абсолютный максимум
Абсолютный минимум
—17	—19	— 19	—15	—I	—2	—10	-15	—18	—16	—14	—14
—16	—17	— 17	—4	2	2	—4	—9	—12	—13	—12	—12
—20	—21	—20	—22	—6	—6	— 17	—21	—23	—18	—16	—17
—8	—8	—7	8	18	20	16	8	5	1	4	4
1966	1966	1966	1966 1970	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966
—39	—40	—39	—48	—31	—38	—60	—53	—55	—39	—38	-36
1969	1969	1969	1964	1964	1964	1964	1964	1964	1968, 1969	1968	1968
Осоково-ивняково-кустарниковый микроландшафт
Средний	—16	— 16	-16	—12	0	— 1	—8	—12	— 16	—14	—12	— 13
Средний максимальный	—13	—13	— 11	0	6	5	0	—5	—9	—10	—10	— 14
Средний минимальный	— 16	—17	—16	—18	— 1	—4	—14	—17	—20	—14	—13	—10
Абсолютный максимум	—3	—2	— 1	14	24	27	23	14	10	6	8	8 1966
	1967	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	1966	
Абсолютный минимум	—36	—39	—39	—47	—27	—36	—59	—51	—53	—42	—36	—3
	1969	1969	1969	1964	1964	1964	1964	1964	1964	1969	1968	1966
Березово-кустарниково-осоковый микроландшафт
Средний	—77	—76	—77	—20	—23	—51	-69	—79	—87	—78	—72	—78
Средний максимальный	—68	—68	—66	8	6	—34	—54	—50	—76	—69	—66	—70
Средний минимальный	—80	-82	—88	—31	—46	—70	—85	—94	—93	—86	—77	—80
Абсолютный максимум	—61	—61	—59	39	19	—3	—27	—5	—46	—41	—46	—53
	1970	1970 1971	1971	1971	1971	1966	1971	1971	1971	1971	1971	1969
Абсолютный минимум	— 100	—93	—98	—72	—75	-89	—103	-118	—119	—101	—92	—96
	1968	1968	1968	1968	1967	1967	1970	1968	1968	1968	1968	1967
Березово-осоковый мнкроландшафт
Средний	—48	—41	—51	11	10	—17	—33	—54	—62	—53	—48	—55
Средний максимальный	—52	—44	—49	39	29	3	—26	—25	-50	—43	—66	—70
Средний минимальный	приз	прмз	прмз	-48	—14	—36	—51	—67	—69	—61	—77	—80
391
Характеристика уровня		I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
		Берс	зово-с	соков	□1Й м	икролапдшафт							
Абсолютный	максимум	—37	—35	—36	68	54	40	—5	37	—7	—3	-10	—25
		1971	1971	1971	1971	1966	1971	1971	1971	1971	1971	1971	1971
Абсолютный	минимум	-58	прмз	прмз	—64	—55	—68	—71	-97	-102	—84	—81	—85
		1970			1968	1967	1967	1970	1968	1968	1968	1968	1967, 1968
Примечания: 1. За поверхность болота принята средняя отметка повышенных и
пониженных элементов микрорельефа.
2. В числителе даны экстремальные значения уровней, в знаменателе — годы, в
которые они наблюдались.
Таблица 2
Баксинский болотный массив (1961—1971 гг.)
Характеристика уровня	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Осоковый кочкарник
Средний	—42	—50	—56	—27	— 13	—22	—38	—45	—40	—34	—40	—45
Средний максимальный	—39	—44	—45	—3	—5	— 16	—28	—45	—42	—31	-36	—40
Средний минимальный	—45	—55	—59	—47	— 18	—32	—58	-45	—47	—40	—47	—57
Абсолютный максимум	—7	— 14	— 10	8	3	—3	—5	-13	—9	—5	—8	—5
	1962	1962	1968	1964	1964	1961	1961	1970	1961	1970	1961	1961
Абсолютный минимум	—86	-97	—94	—94	—42	—49	—89	-93	— 104	—74	—79	—92
	1966	1966	1966	1966	1967	1967	1968	1967	1962	1968	1968	1968
Гип ново-осоков ы й м и кр оландшафт
Средний	—34	—26	—36	—14	—8	— 15	—25	—37	-31	—28	-28	—27
Средний максимальный	—30	—33	—31	0	—3	— 10	-19	-26	-28	—24	—26	—26
Средний минимальный	—36	—38	—40	—33	—20	—22	—36	—47	—36	—28	—32	-36
Абсолютный максимум	6	3	5	10	7	2	1	—3	—2	—2	0	4
	1962	1962	1962	1964	1964	1961	1961	1961	1961	1961	1961	1961
Абсолютный минимум	—78	—81	—81	—82	—43	—60	—63	—88	—69	—70	-68	-79
	1967	1967	1967	1967	1967	1967	1968	1968	1969	1966	1966	1966
	Осоково-березовый микроландшафт											
Средний	—23	—23	—24	—7	3	4	—21	-29	-24	—21	—21	—20
Средний максимальный	—20	-21	— 18	11	8	2	—8	— 16	-18	-16	— 17	—20
Средний минимальный	—25	—24	-26	—20	0	— 10	—33	—37	-28	—25	—22	—25
Абсолютный максимум	9	10	10	22	17	10	8	5	7	8	7	12
	1962	1962	1962	1962	1964	1961	1961	1961	1961	1961	1961	1961
Абсолютней минимум	—78	—75	—75	—79	-19	—23	-58	—64	-63	—64	-62"	—75
	1967	1967	1967	1967	1967	1967	1967	1968	1966	1966	1966	1966
392
Характеристика уровня	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Осоково-тростниковый микро ландшафт
Средний
Средний максимальный
Средний минимальный
Абсолютный максимум
Абсолютный минимум
—32	—38	—33	-13	—8	-14	—30	—37	—32	—30	—32	—24
-29	- 29	—29	— 1	—4	-10	— 17	—25	—25	—26	—28	-20
-36	—40	—35	—31	-12	-20	—42	—47	—37	—35	—35	—30
2	—5	—2	9	7	0	—2	—8	—4	—4	6	7
1962	1962	1962	1964	1964	1961	1961	1961	1961	1961	1963	1963
—74	-90	-94	—82	—30	—35	—74	—70	—60	—99	—106	—55
1968	1968	1970	1970	1967	1967	1967	1965	1966	1966	1966	1962, 1970
Гипново-осоковый с карликовой березкой микролаидшафт
Средний-	—37	—39	—39	—22	— 12	—20	—35	-46	—38	—35	—35	—36
Средний максимальный	—34	-37	-38	—7	—8	-15	-25	—32	—33	—31	—32	—34
Средний минимальный	-44	—41	—42	—36	-16	—27	-50	—57	—43	—38	—39	—40
Абсолютный максимум	— 1	—4	—3	7	3	—3	—5	—7	-5	—6	—6	—2
	1962	1962	1962	1964	1964	1961	1961	1961	1961	1961	1961	1961
Абсолютный минимум	-89	—93	—93	—92	—43	-56	—70	-92	—76	—76	—74	—86
	1967	1967	1967	1967	1967	1967	1965	1968	1966	1966	1966	1966.
Примечание. За поверхность болота принята средняя отметка повышенных и
пониженных элементов микрорельефа.
Таблица 3
Карапузский болотный массив (1961—1971 гг.)
Осушенный болотный массив, засеянный многолетними травами
Характеристика уровня	I	II	III	IV	V j VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Скважина 1
Средний	— 160	-176	— 184	—109	—78	—НО	— 130	—138	—136	—128	—130	—150
Средний макси- мальный	— 153	—169	—161	—34	—47	-91	— 116	—130	—125	—119	—132	—143
Средний мини- мальный	—168	-182	— 194	— 172	— 105	—125	—142	—146	—144	—139	— 138	—155
Абсолютный мак-	—113	— 130	—3	19	13	—20	—53	—51	—62	—52	—42	—НО
симум	1972	1971	1962	1964	1964	1971	1970	1970	1970	1970	1970	1969
Абсолютный ми-	—198	—204	—220	—228	—200	—201	—201	—196	—195	—191	—187	—192
иимум	1969	1969	1966	1966	1968	1968	1968	1968	1968	1968	1968	1966
393
Характеристика уровня	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Скважина 2
Средний	— 154	— 167	— 172	—84	-70	— 103	— 123	— 137	-138	— 130	— 127	-141
Средний макси- мальный	— 148	—162	—142	—3	—42	—78	—107	— 128	—129	— 120	— 120	-135
Средний мини- мальный	— 161	— 173	— 184	—165	—93	-118	— 137	— 146	—145	— 139	— 135	-147
Абсолютный мак-	—120	— 131	1	26	19	— 15	—78	—75	—85	—66	—57	-99
симум	1971	1971	1970	1964	1964	1971	1970	1970	1970	1970	1970	1970
Абсолютный ми-	—193	—199	—215	—215	— 196	— 199	-198	—192	—194	-193	— 193	—195
нимум	1969	1969	1969	1969 Сква	1968 «ина	1968 3	1968	1968	1968	1958	1968	1966
Средний	—157	— 172	— 180	—121	—88	— 111	—128	— 140	— 139	-131	— 130	—145
Средний макси- мальный	— 151	— 166	— 166	—48	—63	-95	— 114	— 132	—129	— 122	—122	-138
Средний мини- мальный	—165	— 178	— 189	— 167	— 107	— 133	— 136	— 149	— 147	— 140	-137	-150
Абсолютный мак-	—118	— 129	-121	18	12	—21	—78	—76	—82	-66	—59	-99
симум	1971	1971	1970	1964	1964	1971	1970	1970	1970	1970	1970	1970
Абсолютный ми-	—192	—206	—216	—216	—203	—205	—200	—192	— 191	— 193	— 195	—200
нимум	1969	1969	1969	1969	1968	1968	1968	1968	1968	1966	1966	1966
Скважина 4
Средний	— 156	— 183	—183	—93	— 105	—127	—143	-149	— 145	—136	-136	-151
Средний макси- мальный	—162	—177	—156	—11	—66	—115	— 134	— 142	—150	—130	—129	-147
Средний мини- мальный	—176	—188	—144	—174	-96	—137	— 153	— 157	—153	— 142	-143	—159
Абсолютный мак-	— 139	— 157	—5	17	9	—64	— 100	— 128	—105	—79	-88	—115
симум	1964	1965	1968	1964	1964	1969	1964	1961	1965	1969	1969	1969
Абсолютный ми-	—204	—213	—230	—231	—211	—212	—204	— 194	— 194	—193	—198	—204
нимум	1969	1969	1969	1969	1968	1968	1968	1968	1968	1966	1966	1966
Примечание. За поверхность болота принята средняя поверхность между по-
ниженными и повышенными элементами микрорельефа.
394
П Р И Л О Ж Е Н И Е 13
СВЕДЕНИЯ ОБ УРОВНЯХ ВОДЫ НА УЗАКЛИНСКОМ БОЛОТНОМ МАССИВЕ (СМ ОТ ПОВЕРХНОСТИ БОЛОТА)
Год	Средние месячные уровни												Средний го- довой	Высший				Низший		Амплитуда
	I	и	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII		весен- ний	дата	о О JS	дата	Уро- вень	дата	
Осоковый микроландшафт (кочкарник)
1969	прмз	прмз	прмз	прмз	— 17	—69	-126	— 132	— 126	-126	—99	— 102	—.	20	26/1V	20	26/IV	—	—	—
1970	—	прмз	прмз	—	—23	-65	-65	—68	—67	—46	—23	—52	—	20	4-6/IV	20	4—6/IV	—	—	...
1971	—86	—98	—117	—68	6	7	—51	—95	—98	— ПО	—	— 118	—77	36	23/IV	36	23/IV	— 138	5,6/IV	174
Средний					— 11	—42	—81	—98	—97	—94	—76	—91		25	—	—	—	—	—	--
						Осо	ковь	й микр	олапди	тафт (с	ров	юй поверхн		остью)						
1969	—58	—70	—78	-29	6	—29	—38	3	— 10	3	3	— 17	—26	20	17, 18/IV	—	—	— 102	12/VII	122
1970	прмз	прмз	прмз	—15	VF	—7	— 17	—24	— 19	0	0	—8	—	28	2/IV	28	2/IV	—	—	—
1971	—	—35	—43	—18	13	12	-5	— 11	— 15	— 15	-5	—4	—	35	17/IV	35	17/IV	—55	31/III	90
Средний					10	—8	—20	— 11	—15	—4	— 1	— 10		27	—	—	—	—	—	—
								Березово-осоковый микроландшафт												
1969	—59	—67	-70	—	—	— 19	-32	4	—3	4	3	— 10	—	—	—	—	—	—88	12/VII	—
1970	-23	—32	—	—	10	0	—1	—6	—3	4	1	—9	—	13	14, 18/IV	13	14, 18/IV	—	—	—
1971	—	—32	—43	—22	11	8	—4	—9	—8	—6	—2	—4	—	16	28/V	16	28/V	—46	31/III- 15/IV	62
Средний	—	—44	—	—	—	—4	— 12	—4	—5	1	1	—8	—	—	—	—	—	—	—	—
w Примечание. За поверхность болота принята средняя отметка повышенных и пониженных элементов микрорельефа,
сл
ПРИЛОЖЕНИЕ 14
ЗНАЧЕНИЯ СООТВЕТСТВЕННЫХ УРОВНЕЙ (СМ) ДЛЯ РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ
БОЛОТНЫХ МИКРОЛАНДШАФТОВ ЗОНЫ ПЛОСКИХ ЕВТРОФНЫХ И
МЕЗОТРОФНЫХ (ОСОКОВО-ГИПНОВЫХ И ЛЕСНЫХ) БОЛОТ
Болотный массив водораздель-					Болотный массив террасного залегания						
	лого з	алегания									
ный о-осо-	6 о	X в * о О я	о-тро- зый	о-осо- с кар- fl бе-	зо-ку- ково- ый-	’О 6 а «	6  с я О о §	= а а я 6 £“5	Ё = £ ‘г Од. о >»•£	х в я *5 х	о- моча- ft (мо- J)
7 И хо« я а д <2 п и	и з О да я О О л	и X о я X Q. о я	а о о да	ИНОВ' >вый 1KOBO экой	°5о о ах а та о	х 2 ± а 5 ° я СО	§ ¥ » КОС х а х	X о о о g х	а да а о • о х о о с а х	S * X -р О о	« з х ° К X К® •£ й = я
S Ь. я	о сх	о О	о b	£ х ч а	О о о	х а	х х х	о х X	О X X		(_ S у
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	 12
20	29	25	15	15	12	32	36	38	21	28	16
18	27	23	13	13	10	30	34	36	19	26	15
16	25	21	11	11	7	28	32	35	18	24	13
14	23	19	9	9	5	27	31	33	16	22	12
12	21	18	8	7	4	25	29	31	14	20	10
10	19	16	6	5	1	24	27	29	13	18	8
8	18	14	4	3	—1	21	25	27	11	16	7
6	16	12	3	1	—3	20	23	25	9	14	5
4	14	И	2	— 1	—5	18	22	23	7	12	3
2	12	9	— 1	—3	—7	16	20	21	5	10	1
0	10	7	—2	—5	—9	15	18	20	3	8	—1
—2	8	5	—4	—7	—12	13	16	18	1	6	-3
—4	6	3	—6	—9	— 14	И	14	16	— 1	4	—5
—6	4	2	—7	—11	—15	9	12	14	—3	2	—7
—8	2	0	—9	— 13	—17	7	10	11	—5	— 1	—9
—10	0	—2	—10	—15	—19	4	7	8	—8	—4	—11
—12	—2	—4	— 12	—17	—21	2	5	7	— 11	—6	— 13
—14	—4	—5	—14	—19	—22	— 1	2	4	—13	—9	—15
—16	—6	—7	—15	—21	—24	—4	0	1	—16	—12	—18
— 18	—7	—9	—17	—23	—26	—6	—3	—2	—18	—15	—20
—20	—9	—10	—19	—25	—27	—8	—6	—5	—21	—18	-22
—22	—11	— 12	—20	—27	—29	—12	—10	—8	—23	—22	—24
—24	—13	—14	—22	—29	—31	—15	—12	— 11	—26	—25	—27
—26	— 15	—16	—24	—31	—32	— 17	—15	— 14	—29	—27	-29
—28	—16	—17	—25	—33	—33	—20	—18	— 17	—31	—31	—32
—30	—18	—19	—27	—35	—35	—23	—21	—20	—34	—34	—34
—32	—20	—21	—29	—38	—37	—24	—23	—22	-36	—37	—37
—34	—22	—23	—31	—40	—38	—27	—27	—26	—39	—41	—40
—36	—24	—24	—32	—42	—39	—32	—30	—29	—42	—44	—42
—38	—26	—26	—34	—43	—40	—35	—34	—33	—44	—48	—44
—40	—28	—28	—35	—45	—42	—37	—36	—36	—47	—51	—47
—42	—30	—30	—37	—47	—43	—40	—39	—38	—50	—54	-50
-44	—31	—31	—39	—49	—44	—44	—43	-42	—53	—58	—52
396
1	1	1	1	1	1	1	1	1	1 1	1	1 -J	О	СТ)	0J	О	О	СЛ	СП	СЛ	СЛ	Си	4*-	4*- оооо>4^ьоооост)4^ьэоооо	-	мозаичный гипиово-осо- ковый
—33 —35 —37 —39 —41 -43 —45 —46 —48 —50 —52 —54 —56	ьо	осоково- березовый
—33 —35 —37 —38 —40 —42 —44 —46 —47 —49 -51 —52 -54	W	осоково-ку- старииковый
1 1 1 1 1 N 1 1 1 1 Г1 О>СлслСЛСЛСлСлц^4^4^4^4^4^ СОО-ЧСЛООЬОООО-ЧСЛ4^ЬОО	•*	осоково-тро- стниковый
1 И II 1 ! II 1 II 1 *4“Ч“Ч“ЧОООООСЛСЛСЛСл 0>СО*-ОООСТ>СО»— О 00 О W •-	сл	гипиово-осо- ковый с кар- ликовой бе- резкой
1 1	1	1 1	1	1	1	1	1	1	1	1 ОСП	СП	Сисл	Си	СЛ	Си	СП	4^	4^	4^	4^ ОС0ОО-ЧО4^СОЬООС0ОО-ЧСЛ	О)	березово-ку- старниково- осоковый
1	1	1 1	1	1 1	1	1	1	1	1	1 ФФООООЧЧООСЛСЛСЛСЛД СО	ЬО	О	О	4^	‘ -Ч	tO	СО	-Ч	4^	О	О>	м	ивняково-бе- резовый
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 *—» СО 00 00	О О СЛ СЛ СЛ 4^ 4^ ОМЧ*-СЛ>-ЧЮС004^СОО> О	оо	ивняково-осо- ково-кустар- никовый
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 н-СООООО-Ч-ЧО>ОСлСЛСП4^4^ О0ЭО*-4^ООн-00СлСЭ00СЛ о	<©	осоково-ив- няково-кус- тарниковый
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Г 1 *-С0С0С000С0-Ч“ЧОО>О>СЛСЛ ООООЭ004*-ОСЛЬОСОО)ОЭСОО) со	о	осоково-ги- пново-кустар- никовый
1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 с0оооо“^-ч-чо>о>о> >— ^-ОООЭЮ4^СОСЛ№ООСЛ>— СО tO О О	х	осоковый (кочкарник)
1 1 1 II 1 II II II 1 сосооооо-ч-ч-чоспосрслсл СОООСОСОСТ>СОС0ОСООСОСЛ	гЗ	грядово-мо- чажиниый (мочажина)
Болотный массив водораздельного	Болотный массив террасного залегания
залегания
W	ПРИЛОЖЕНИЕ 15
ТЕПЛОЕМКОСТЬ Ср (КАЛ/СМ3 °C) В ЗАВИСИМОСТИ ОТ ГЛУБИНЫ УРОВНЯ
БОЛОТНЫХ ВОД (ПО ДАННЫМ В. В. РОМАНОВА [171])
Микроландшафт	Элементы микрорель- ефа	Глубина слоя, см	Глубина уровня болотных вод, см													
			0	—5	— 10	— 15	—20	—25	—30	—35	—40	—45	—50	—55	—60	—65
1. Сфагиово-кустарнич-	Кочки	0—7,5	0,99	0,71	0,41	0,32	0,27	0,24	0,24	0,24	0,24	0,24	0,24	0,24	0,24	
ковын		7,5—12,5	0,99	0,99	0,83	0,42	0,31	0,26	0,23	0,22	0,22	0,22	0,22	0,22	0,22	
		12,5—17,5	0,99	0,99	0,99	0,83	0,44	0,35	0,31	0,26	0,26	0,26	0,26	0,26	0,26	
		17,5—40,0	0,99	0,99	0,99	0,99	0,95	0,85	0,75	0,67	0,58	0,51	0,48	0,47	0,42	
2. Сфагно во-кустар нич-	Западины	0—7,5	0,99	0,83	0,56	0,46	0,39	0,34	0,30	0,30	0,30	0,30	0,30			
ково-пушицевый, обле- сенный низкорослой		7,5—12,5	0,99	0,99	0,88	0,59	0,46	0,39	0,33	0,29	0,29	0,29	0,29			
сосной		12,5—17,5	0,99	0,99	0,99	0,88	0,60	0,50	0,42	0,37	0,33	0,32	0,32			
		17,5—40,0	0,99	0,99	0,99	0,99	0,96	0,90	0,84	0,78	0,71	0,65	0,59			
3. Сфагново-пушицевый	Кочки	0-7,5	0,99	0,78	0,43	0,31	0,27	0,25	0,22	0,22	0,22	0,22	0,22	0,22	0,22	
		7,5—12,5	0,99	0,99	0,83	0,46	0,31	0,26	0,23	0,21	0,20	0,20	0,20	0,20	0,20	
		12,5—17,5	0,99	0,99	0,99	0,86	0,48	0,33	0,28	0,25	0,23	0,22	0,22	0,22	0,22	
		17,5—40,0	0,98	0,98	0,98	0,98	0,96	0,85	0,74	0,71	0,49	0,39	0,36	0,34	0,33	
	Западины	0-7,5	-1,00	0,78	0,54	0,37	0,25	0,22	0,20	0,18	0,16	0,16	0,16			
		7,5—12,5	0,99	0,99	0,88	0,64	0,42	0,31	0,26	0,24	0,22	0,21	0,21			
		12,5—17,5	0,99	0,99	0,99	0,92	0,65	0,47	0,36	0,30	0,29	0,27	0,26			
		17,5—40,0	0,99	0,99	0,99	0,99	0,97	0,87	0,80	0,67	0,55	0,43	0,37			
4. Грядово-мочажинный	Гряды	0-7,5	-1,00	0,79	0,54	0,42	0,35	0,27	0,23	0,22	0,21	0,21	0,21	0,21	0,21	0,21
комплекс:																
Микроландшафт	Элементы микрорель- ефа	Глубина слоя, см		
			0	
а) гряды сфагпово-ку-		7,5—12,5	-1,00	
стар н ич ко вые, о б ле- сеиные сосной, со сфагново-шейхцерие- выми мочажинами		12,5—17,5 17,5-40,0	~ 1,00 0,99	
б) гряды сфагново-ку- старничковые, обле- сенные сосной, со сфагново-пушицевы- ми мочажинами	Мочажи- ны	0—7,5 7,5-12,5 12,5—17,5 17,5—40,0	0,99 0,99 0,99 0,99	
Глубина уровня болотных вод, см
-5	-г 10	— 15	—20	—25	—30	-35	— 40	— 45	-50	-55	-60	—65
-1,00	0,85	0,50	0,41	0,33	0,25	0,20	0,19	0,17	0,17	0,17	0,17	0,17
-1,00	-1,00	-1,00	0,91	0,40	0,35	0,24	0,23	0,21	0,20	0,20	0,20	0,20
0,99	0,99	0,99	0,95	0,84	0,79	0,70	0,61	0,51	0,48	0,44	0,42	0,40
0,78	0,54	0,40	0,30	0,22	0,22	0,22	0,22	0,20	0,16			
0,99	0,87	0,70	0,59	0,47	0,47	0,47	0,47	0,40	0,33			
0,99	0,99	0,96	0,82	0,70	0,70	0,70	0,70	0,58	0,48			
0,99	0,99	0,99	0,99	0,94	0,92	0,90	0,86	0,81	0,75			
ПРИЛОЖЕНИЕ 16
ИЗМЕРЕННЫЕ ВЕЛИЧИНЫ ТЕПЛОПОТОКА (Q) В ТОРФЯНЫХ И
МИНЕРАЛЬНЫХ ПОЧВО-ГРУНТАХ НА ЗАБОЛОЧЕННЫХ ТЕРРИТОРИЯХ
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Таблица 1
Болотный массив в районе оз. Нумто, 1964 г.
(сфагново-кустарничково-лишайниковый микроландшафт)
Дата	Теплопоток Q, кал/(с.м* • сутки)	Радиационный баланс, кал/(см2 • сутки)	(? Л
8/VIII	12,6	139	0,09
9/VIII	11,4	194	0,06
20/VIII	18,1	218	0,08
21/VIII	10,3	95	0,11
25/VIII	18,3	ПО	0,17
5/IX	3,68	136	0,03
6/IX	— 1,0	86	—0,01
Таблица 2
Суходольный участок в районе пос. Пангода с кустарничково-мохово-лишайниковой
_________________________растительностью. Август 1972 г.______________________
Число	Q кал/(см2-суткн)		Число	Q кал/(см2-сутки)	
	под лишайнико- вой раститель- ностью	под моховой рас- тительностью		под лишайни- ковой расти- тельностью	под моховой раститель- ностью
1	17,6	9,6	17	0,4	1,7
2	3,4	4,0	18	— 12,9	-2,5
3	7,3	6,4	19	—6,2	—1,2
4	29,0	13,3	20	— 1,8	—2,5
5	24,8	12,3	21	7,0	3,2
6	20,6	10,8	22	—4,8	— 1,7
7	4,6	5,0	23	20,2	10,0
8	15,4	9,1	24	9,2	3,5
9	2,9	1,8	25	4,6	3,5
10	9,0	—	26	— 14,7	—4,4
И	9,2	6,2	27	7,2	3,3
12	32,6	15,8	28	— 14,7	—3,3
13	—1,8	—0,8	29	13,8	6,5
14	20,2	10,8	30	4,4	2,5
15	24,6	13,1	31	—9,4	— 1,0
16	4,6	5,8	Месяц	226	140
Таблица з
М ортымьинский болотный массив. Зона выпуклых олиготрофных болот.
_______________Грядово-мочажинный комплекс (гряда)_______________
Период н аблюдеиий	Q кал/(смг-период)	Период наблюдений	Q кал/(см2х Xпериод)
1965 г.		1966 г.	
21—30/VI	156	21—23, 25—30/VI	73,4
1—10/VII	120	1-3, 5, 9—10/VII	60,3
И—20/VII	93	11—20/VII	79,2
21—31/VII	49,4	21—23, 28—30/VII	32,8
1—31/VII	262	1—10/VIII	48,5
1—5, 7—10/VIII	59,4	11—13, 19—20/VIII	27,4
12—14, 18—20/VIII	26,8	21, 24, 26/VIII	8,3
22—31/VIII	47,0	1—10/IX	23,6
1—10/IX	20,7		
11—14, 18—20/IX	6,6		
400
Таблица 4
Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиготрофных болот.
Грядово-озерковый комплекс (гряда)
1 эд, месяц	Декада	Q кал/(см2 декада)			
		понижение	|		повышение	
		глубина		, см	
		2,5	20	2,5	|	20
1967 VI	2	37,3	53,6		39,7
	3	220	242		193
VII	1	342	243	160	207
	2	230	198	136	179
	3	127	98,9	90,5	117
	Месяц	699	540	386	503
VIII	1	32,4	28,4	52,0	35,2
	2	71,0	61,9	66,6	—
	3	— 14,8	-0,6	28,5	0,42
	Месяц	88,6	89,7	147	
IX	1	—21,8	— 12,7	29,2	— 17,5
	2	—35,5	—3,42	—18,7	—5,58
	3	— 119	—27,2	— 116	— 16,1
	Месяц	— 176	—43,3	— 105	—39,2
	1	—98,9	—21,0	—102	— 15,4
	2	—80,8	— 11,4	—43,4	—12,8
	3	— 122	—36,1	—131	—24,5
	Месяц	—302	—68,5	—276	—52,7
XI	1	— 104	—32,9	— 117	—33,8
	2	—115	—23,0	— 157	—22,9
	3	—243	—127	—211	— 153
	Месяц	—462	— 183	—485	-210
XII	1	—237	—242	— 168	—229
	2	—109	— 103	—80	—92,8
	3	— 132	—141	—124	—130
	Месяц	—478	—486	—372	—452
1968 I	I	—96,2	—86,6	—65,1	—73,4
	2	—77,2	—97,2	—92,6	—99,2
	3	—180	—152	— 112	— 152
	Месяц	—353	—336	—270	—325
II	1	—105	—98,1	—76,8	—104
	2	— 104	—89,5	—72,0	—91,8
	3	—77,3	—67,4	—54,7	—69,3
	Месяц	—286	—255	—203,5	—265
III	1	—61,6	—50,2	—45,0	—52,4
	2	—29,4	—33,8	—31,0	—32,8
	3	—28,4	—27,5	—28,3	—21,8
401
Год, месяц	Декада	Q кал/(см* декаде)			
		понижение		повышение	
		глубина		, см	
		2,5	20	2,5	20
	Месяц	— 119	— 112	— 104	— 107
1968 IV	1	—33,9	—75,3		—65,8
	2	—3,49	—2,16		—5,76
	3	—9,44	— 17,0		—
	Месяц	—46,8	—94,5		
V	1	—32,6	—		—
	2	—1,70	—		3,60
	3	224	54,6		44,1
	Месяц	190			
VI	1	94,0	45,6		62,1
	2	103	109		121
	3	151	126		123
	Месяц	348	281		306
VII	1 •	133	135		128
	2	121	128		112
	3	78,4	102		95,8
	Месяц	332	365		336
VIII	1	71,8	71,1		101
	2	26,3	43,8		61,7
	3	—24,7	14,3		28,7
	Месяц	73,4	129		191
IX	1	—57,4	—7,08		1,33
	2	—78,7	—28,4		—20,3
	3	—62,2	—7,92		—8,84
	Месяц	— 198	—43,4		—27,8
1969 VII	1	293	235	128	234
	2	215	209	58,5	140
	3	224	194	53,1	112
	Месяц	732	638	240	486
VIII	I	99,7	69,5	12,5	33,3
	2	63,1	42,5	11,3	22,0
	3	60,9	71,4	9,36	37,1
	Месяц	224	183	33,2	92,4
IX	1	20,0	38,0	—6,78	8,10
	2	—38,1	3,38	—54,0	—21,1
	3	—11,0	15,3	—31,2	—9,99
	Месяц	—29,1	56,7	—92,0	—23,0
X	1	—14,0	6,0	—37,4	—18,0
402
			Q кал/(см2	Декада)	
Год, месяц,	Декада	понижение	|		повышение	
		глубина, см			
		2,5	20	2,5	|	20
	2	— 122	—77,0	—95,9	—93,0
	3	— 154	—157	—200	—245
	Месяц	—290	—228	—333	—356
XI	1	—29,9	—37,2	—35,6	—52,7
	2	—37,6	—29,9	—44,8	—63,4
	3	—22,8	—27,8	—27,0	—43,2
	Месяц	—90,3	—94,9	— 107	— 159
XII	1	—72,5	—26,3	—87,0	— ПО
	2	— 119	—45,7	— 144	— 173
	3	— 102	— 131	— 122	—152
	Месяц	—294	—203	—353	—435
1970 I	1	—70,5	—78,7	—99,3	— 124
	2	—68,0	—79,7	' —101	— 120
	3	— 102	— 105	— 142	— 174
	Месяц	—240	—263	—342	—418
II	1	—46,5	—53,7	—63,4	—78,0
	2	-33,9	—37,3	—46,0	—57,8
	3	—28,5	—32,1	-39,1	—48,7
	Месяц	— 109	—123	— 148	— 184
III	1	—40,8	—44,5	—56,0	—69,1
	2	—29,0	—32,8	—39,8	—50,4
	3	— 11,1	— 16,8	— 14,2	—21,2
	Месяц	—80,9	—94,1	— ПО	— 141
IV	1	1,8	—4,6	1,25	— 1,20
	2	0,6	— 1,4	0,85	—2.4
	3	—11,8	—1,0	— 16,0	—21,5
	Месяц	-9,4	—7,0	—13,9	—25,1
V	1	—35,5	—0,3	—48,9	—60,8
	2	—3,0	0,0	—4,5	—9,2
	3	365	1,54	173	1,62
	Месяц	326	1,24	120	—68,4
VI	1	342	0,0	162	0,17
	2	309	33,5	142	130
	3	160	161	72,9	132
	Месяц	811	194	377	262
VII	1	202	125	102	137
	2	190	131	84	143
403
Год, месяц	Декада	Q кал/(см*-декада)			
		понижение		повышение	
		глубина		, см	
		2,5	20	2,5	20
	Месяц	588	432	269	400'
VIII	1	51,0	63,1	—4,88	27,7'
	2	44,7	50,4	—0,91	21,8
	3	38,1	66,1	25,3	26,5
	Месяц	134	180	19,5	76,0
XI	1	36,5	40,2	22,2	25,9
Таблица 5
Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиготрофных болот.
Сфагново-кустарннчково-сосновый микроландшафт
Год, месяц	Декада	Q кал/(см2-де- када)	Год, месяц	Декада	Q кал/(смг-де- када)
1969 X	1		1970 II	1	—88,1
	2	—82,8		2	—67,3
	3	—221		3	—57,3
				Месяц	—213
XI	1	—42,6	III	1	—81,4
	2	—52,6		2	—58,5
	3	—33,3		3	—22,8
	Месяц	—128		Месяц	—163
ХИ	1	—98,0	IV	1	—0,41
	2	— 159		2	-0,89
	3	—137		3	—24,6
	Месяц	—394		Месяц	—25,9
1970 I	1	—111	V	1	—71,6
	2	— 108		2	50,9
	3	—158		3	239
	Месяц	—377		Месяц	218
404
ПРИЛОЖЕНИЕ 17
ЗНАЧЕНИЯ ОТНОШЕНИЙ ТЕПЛОПОТОКА В ТОРФЯНУЮ ЗАЛЕЖЬ
К РАДИАЦИОННОМУ БАЛАНСУ ДЛЯ БОЛОТ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
(ПО ДАННЫМ ЭКСПЕДИЦИОННЫХ НАБЛЮДЕНИЙ)
Месяц	Дека-	Мортымьинский бо- лотный массив. Грядово-мочажинный комплекс (гряда)		Самотлорский болотный массив, грядово-озерковый комплекс (гряда)						
	да	повышение		пони- жение	повы- шение	пони- жение	пони- жение	повы- шение	пони- жение	повышение
		1965 г.	1966 г.	1967 г.		1968 г.	1969 г.		1970 г.	
V	3					0,04				
VI	1					0,05				
	2			0,03		0,04				
	3	0,04	0,03	0,07		0,06			0,07	0,03
VII	1	0,03	0,03	0,12	0,06	0,06	0,11	0,05	0,09	0,04
	2	0,03	0,03	0,08	0,05	0,04	0,10	0,03	0,08	0,04
	3	0,02	0,03	0,06	0,04	0,03	0,08	0,02	0,07	0,03
VIII	1	0,02	0,02	0,01	0,02	0,04	0,05	0,01	0,03	0,00
	2	0,02	0,02	0,04	0,04	0,01	0,04	0,01	0,02	0,00
	3	0,02	0,02	—0,01	0,03	—0,01	0,03	0,01	0,03	0,02
IX	1	0,01	0,02	—0,02	0,03	—0,05	0,03	—0,01	0,03	0,02
	2	0,01		—0,07	-0,04	—0,23	—0,13	-0,18		
	3			—0,22	—0,21	—0,10	0,00	—0,12		
X	1			—0,50	—0,51					
405
ПРИЛОЖЕНИЕ 18
СУММАРНАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ Q (ККАЛ/(С№ МЕСЯЦ))
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Диксон	10,0	14,1	15,9	15,4	8,5	3,1	1,0
Белый, остров	9,9	14,4	16,8	15,7	9,2	3,7	0,7
Лескина, мыс	10,1	15,0	16,8	16,8	9,5	3,5	1,0
Гыда-Яма	10,6	15,0	16,7	17,0	9,8	4,0	1,0
Се-Яга	10,1	14,0	16,0	16,1	9,6	4,0	1,1
Сопочная Карча	10,4	15,4	16,0	17,2	10,4	3,9	1,3
Харасовой, мыс	8,7	14,5	17,3	17,3	10,0	4,0	1,о
Марре-Сале	7,7	14,8	17,0	17,1	10,4	4,3	1,0
Караул	11,0	15,1	16,3	17,3	11,0	4,4	1,6
Усть-Енисейский Порт	10,8	14,8	17,0	17,3	10,8	4,6	1,6
Дудинка	П,1	15,6	17,3	17,3	11,0	4,8	1,7
Каменный, мыс	11,1	14,3	16,8	18,0	10,5	4,5	0,6
Новый Порт	11,0	13,9	15,8	16,8	10,6	4,9	2,0
Тазовское	11,4	13,6	15,6	16,9	11,0	4,9	2,0
Игарка	10,6	15,2	17,0	17,1	Н,4	5,4	1,9
Агата	10,6	15,1	16,7	16,0	10,4	5,0	1,9
Салехард	10,5	14,3	17,3	16,7	Н,1	5,2	2,1
Туруханск	10,2	13,9	15,8	16,0	10,5	5,4	2,0
Мужи	10,2	14,5	16,3	15,9	10,6	5,4	2,3
Тарко-Сале	11,0	13,7	15,3	16,0	10,8	5,2	2,2
Саранпауль	10,8	14,5	17,0	16,0	Н,1	5,9	2,1
Толька	10,5	13,4	14,9	15,3	10,2	5,4	2,0
Березово	10,6	13,0	15,6	15,6	10,5	5,7	2,3
Верхне-Имбатское	10,6	13,7	15,0	15,6	9,0	5,8	1,6
Октябрьское	9,7	12,3	14,4	13,8	10,2	5,6	2,6
Наксимволь	9,7	12,7	15,0	14,3	10,2	5,7	2,3
Ларьяк	10,6	12,9	14,5	14,1	10,3	5,8	2,2
Сытомино	10,2	11,9	14,6	13,6	10,5	5,6	2,7
Бурмантово	9,9	12,4	14,2	14,0	10,9	5,8	2,8
Сургут	9,0	12,4	14,3	14,1	10,2	5,8	2,2
Ханты-Мансийск	9,9	12,1	14,5	13,7	10,2	5,6	2,3
Александровское	10,9	13,0	15,0	14,7	11,1	5,8	2,3
Сым	10,3	12,3	14,2	. 14,9	10,3	6,0	2,2
Ярцево	- 10,2	12,4	14,4	15,1	10,4	5,8	2,3
Напас	10,7	12,6	14,2	13,7	10,2	5,8	2,2
Леуши	10,0	12,4	14,0	13,2	10,6	5,7	2,6
Гари	10,5	13,3	14,8	14,2	11,2	6,4	2,8
Каргасок	10,7	13,3	14,8	14,5	11,2	6,3	2,5
Верхотурье	9,9	12,9	15,0	14,5	11,3	6,1	2,7
Усть-Озер ное	10,0	12,2	13,8	14,2	10,3	5,9	2,2
406
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Максимоярское	11,9	13,8	15,3	16,2	12,0	6,8	2,7
Пальмино	10,6	13,2	15,0	13,6	11,8	6,1	2,9
Богучаны	10,6	13,2	15,6	15,1	11,1	5,2	2,4
Яг ы л-Яг	10,5	13,0	14,3	13,6	10,9	6,5	2,8
Палочка	11,0	13,2	15,1	14,8	11,0	6,6	2,7
Колпашево	10,9	13,4	14,8	14,5	11,0	6,6	2,4
Тобольск	10,9	13,7	15,7	14,1	11,4	6,2	2,9
Старица	11,8	13,8	15,7	14,8	11,4	7,3	2,9
Та в да	11,5	15,0	16,7	15,0	12,3	6,7	2,9
Нижний Тагил	11,3	14,3	16,3	15,0	11,5	7,0	2,9
Усть-Ишим	10,6	13,0	14,5	13,5	10,8	6,7	2,7
Пу ДИНО	11,3	13,5	15,4	13,8	11,5	6,8	2,7
Ярково	11,9	15,3	17,0	15,8	12,4	7,2	3,2
Тутало-Чулым	11,3	13,4	15,2	Г5,6	11,4	7,2	2,7
Тюмень	12,9	15,6	17,1	16,9	12,4	7,3	3,0
Тугулым	П,1	14,5	16,0	15,4	12,9	6,6	3.7
Викулово	10,5	13,6	15,6	13,9	11,4	6,7	2,9
Большой Улуй	10,5	13,6	15,0	15,2	11,5	7,4	3,0
Кыштовка	11,5	14,3	16,2	14,7	11,9	7,3	3,0
Шатрово	11,0	14,5	16,8	15,0	12,2	7,1	3,3
Вагай	11,3	14,3	15,7	14,5	12,0	7,1	3,3
Томск	11,0	13,4	15,0	14,7	11,4	7,1	2,7
Ачинск	11,0	13,6	15,6	14,4	11,5	7,5	3,0
Кожевникове	11,5	13,6	15,4	15,2	11,6	7,3	2,9
Марьинск	11,5	13,7	15,7	14,8	11,4	7,2	3,1
Ишим	11,9	15,8	17,1	15,8	12,5	7,7	3,5
Большеречье	11,9	15,2	17,1	15,6	12,4	7,8	3,3
Омск	12,3	15,6	17,1	15,4	12,2	8,2	3,8
Крещенка	12,3	15,1	16,8	15,8	12,3	7,8	3,1
Болотное	11,8	14,3	16,5	15,3	12,5	8,0	4,2
Курган	11,0	14,5	16,2	14,4	11,9	6,6	2,7
Барабинск	12,0	15,0	16,5	15,3	12,3	8,0	3,1
Удинское	12,4	15,7	17,0	15,8	12,5	8,4	3,7
Мошково	11,5	13,7	15,7	14,8	11,8	7,9	3,3
Чаны	12,4	15,6	17,1	15,8	12,9	8,4	3,7
Макушино	11,4	15,1	17,2	15,6	12,9	6,7	2,8
Шумиха	10,7	13,9	15,8	14,3	11,8	7,1	3,3
Татарск	11,9	14,7	16,2	14,5	12,2	7,8	3,4
Новосибирск	11,1	13,7	15,7	14,8	11,3	7,8	3,3
Куртамыш	12.0	15,0	17,0	15,4	12,9	8,2	4,2
Огур цово	11,0	13,7	15,6	14,8	11,9	7,8	3,3
407
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Петропавловск	12,4	16,0	17,2	15,9	12,9	" 87	' 3,8
Купино	12,0	15,3	16,7	15,4	12,9	8,9	4,0
Усть-Уйское	12,2	15,6	17,3	16,0	13,8	8,9	4,2
Одесское	12,3	15,8	17,0	15,7	12,9	8,7	4,0
Крас позер с к	12,3	15,9	17,3	16,3	13,2	8,8	4,0
Тальменка	12,9	15,3	17,0	16,0	13,0	8,8	4,0
Барнаул	11,6	15,2	17,0	15,8	13,1	9,0	4,0
Ко к чета в	12,5	15,7	16,5	15,6	13,1	8,6	4,3
Кустанай	12,4	15,7	17,4	16,0	12,6	8,8	4,5
Щучинск	12,5	16,0	17,5	15,8	13,1	9,2	4,3
Кушмурун	13,6	17,4	17,4	17,2	14,7	10,0	4,9
Павлодар	13,5	17,1	17,7	17,2	14,4	10,2	5,2
Семипалатинск	13,7	16,4	18,6	18,4	16,0	11,7	6,0
408
ПРИЛОЖЕНИЕ 19
ЭФФЕКТИВНОЕ ИЗЛУЧЕНИЕ (/) С БОЛОТ (ККАЛДСМ2 МЕСЯЦ))
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Диксон, остров	2,5	2,0	2,7	3,0	2,0	1,4	1,0
Белый, остров	2,5	2,3	2,9	3,0	2,2	1,6	1,0
Лескина, мыс		2,4	2,9	3,2	2,2	1,6	1,0
Гыда-Яма	2,0	2,5	3,1	3,5	2,5	1,8	1,2
Се-Яга	2,5	2,4	3,0	3,4	2,3	1,6	1,0
Сопочная Корча	2,5	2,5	2,9	3,5	2,5	1,7	1,1
Харасовой, мыс	2,4	2,4	3,2	3,5	2,5	1,7	1,1
Марре-Сале	2,6	2,5	3,2	3,6	2,5	1,8	1,2
Караул	2,8	2,6	3,1	3,7	2,8	1,8	1,2
Усть-Енисейский Порт	2,7	2,5	3,2	3,6	2,6	1,9	1,0
Дудинка	2,5	2,6	3,2	3,7	2,7	1,9	1,2
Каменный, мыс	2,7	2,7	3,1	3,8	2,6	1,8	1,2
Новый порт	2,6	2,6	3,1	3,6	2,6	1,9	1,3
Тазовское	2,7	2,7	3,2	3,6	2,6	1,9	1,2
Игарка	2,6	2,9	3,5	3,8	2,9	2,1	1,2
Салехард	2,6	2,8	3,5	3,7	2,8	2,1	1,4
Туруханск	2,6	2,8	3,4	3,7	3,0	2,1	1,1
Мужи	2,6	2,8	3,5	. 3,6	2,7	2,0	1,4
Тар ко-Сале	2,7	2,8	3,4	3,7	2,8	2,0	1,4
Саранпауль	2,9	3,0	3,7	3,8	2,8	2,3	1,6
Березово	2,6	3,0	3,4	3,7	2,8	2,1	1,5
Верхне-Имбатское	2,6	3,1	3,3	3,6	2,7	2,0	1,2
Октябрьское	2,7	3,1	3,5	3,7	2,9	2,1	1,4
Няксимволь	2,5	3,0	3,4	3,6	2,8	2,1	1,4
Ларьяк	2,7	3,1	3,4	3,6	2,8	2,2	1,4
Бурмантово	2,6	3,1	3,4	3,6	2,9	2,1	1,5
Сургут	2,7	3,0	3,4	3,6	2,8	2,2	1,5
Ханты-Мансийск	2,7	3,1	3,5	3,6	2,9	2,1	1,4
Александровское	2,9	3,3	3,6	3,7	3,0	2,3	1,4
Сым	2,8	3,2	3,5	3,9	3,0	2,2	1,3
Ярцево	2,6	3,0	3,4	3,6	2,8	2,1	1,2
Напас	2,7	3,3	3,5	3,6	3,8	3,2	1,4
Леуши	2,8	3,3	3,5	3,6	3,0	2,2	1,5
Гари	2,8	3,5	3,7	3,6	3,2	2,4	1,6
Каргасок	2,9	3,4	3,6	3,7	2,9	2,4	1,4
Верхотурье	2,5	3,4	3,8	3,7	3,2	2,3	1,6
Усть-Озер ное	2,8	3,2	3,5	3,7	2,9	2,2	1,1
Максимоярское	3,0	2,9	3,6	3,8	3,1	2,4	1,5
Толька	2,8	3,0	3,6	3,8	2,8	2,1	1,5
Ягыл-Яг	2,9	3,3	3,6	3,6	3,0	2,4	1,5
409
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Палочка	2,9	3,3	3,6	3,6	2,9	2,3	1,5
Колпашево	2,6	3,2	3,5	3,6	2,9	2,4	1,4
Тобольск	2,9	3,4	3,7	3,5	3,0	2,2	1,6
Старица	3,0	3,4	3,6	3,6	3,0	2,6	1,5
Тавда	3,0	3,6	3,8	3,7	3,2	2,4	1,7
Нижний Тагил	1,8	3,2	3,3	3,8	3,2	2,2	1,5
Усть-Ишим	2,0	3,3	3,5	3,9	3,1	2,4	1,7
Пудино	1,9	3,1	3,2	3,7	2,9	2,3	1,5
Ярково	1,7	2,8	3,0	3,8	2,8	2,1	1,2
Тутало-Чулым	2,0	3,1	3,3	4,0	3,0	2,5	1,5
Тюмень	2,4	3,6	3,6	4,3	3,3	2,6	1,8
Тугулым	2,0	3,3	3,5	3,8	3,4	2,3	1,7
Викулово	1,9	3,2	3,4	3,7	3,1	2,3	1,6
Большой Улуй	1,9	3,2	3,3	3,9	3,1	2,5	1,6
Пальмино	2,9	3,5	3,7	3,7	з.о	2,3	1,6
Богучаны	2,8	3,4	3,7	3,7	3,0	2,3	1,4
Вагай	2,0	3,4	3,4	3,8	3,2	2,4	1,7
Томск	1,9	3,1	3,3	3,9	3,0	2,4	1,6
Ачинск	2,0	3,2	3,4	3,9	3,1	2,5	1,6
Кожевникове	2,0	3,2	3,5	3,9	3,1	2,6	1,6
Марьинск	2,2	3,3	3,4	3,9	3,0	2,5	1,7
Ишим	2,1	3,6	3,7	4,0	3,3	2,6	1,8
Большеречье	2,1	3,6	3,7	3,9	3,3	2,6	1,8
Омск	2,0	3,6	3,6	3,9	3,2	2,7	1,8
Крещенка	2,2	3,5	3,5	4,0	3,3	2,7	1,8
Болотное	2,1	3,4	3,6	4,0	3,2	2,8	2,1
Курган	2,0	3,4	3,6	3,9	3,3	2,6	1,8
Барабинск	2,1	3,4	3,6	4,0	3,3	2,7	1,8
Удинское	2,2	3,5	3,6	4,0	3,3	2,8	1,8
Мошково	1,9	3,3	3,4	3,9	3,1	2,6	1,7
Кыштовка	2,0	3,4	3,4	3,9	3,1	2,5	1,6
Шатрово	2,0	3,4	3,6	3,9	3,2	2,5	1,8
Шумиха	2,3	3,8	4,0	4,3	3,7	2,9	2,0
Татарск	2,0	3,4	3,5	3,9	3,2	2,6	1,8
Новосибирск	1,9	3,2	3,5	3,9	3,0	2,6	1,7
Куртамыш	2,2	3,6	3,4	4,1	3,4	2,7	1,9
Огурцово	1,9	3,2	3,5	3,9	3,0	2,6	1,7
Петропавловск	2,2	3,8	3,8	4,2	3,5	2,8	1.9
Купино	2,0	3,6	3,6	4,0	3,3	2,8	1,9
Усть-Уйское	2,2	3,7	3,8	4,1	3,5	2,8	2,0
Одесское	2,1	3,6	3,7	4,1	3,3	2,8	1,8
410
Станция	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X
Красиозерск	2,1	3,6	3,7	4,1	3,4	2,9	1,9
Тальменка	2,1	3,6	3,7	4,0	3,3	2,8	1,8
Михайловка	2,1	3,7	3,7	4,1	3,4	2,9	2,0
Барнаул	2,0	3,4	3,6	4,0	3,4	2,9	1,9
Кокчетав	2,3	3,6	3,7	4,2	3,5	2,3	1,9
Кустанай	2,2	3,7	3,9	4,2	3,6	3,0	2,0
[Цучинск	2,2	3,7	3,8	4,2	3,5	3,0	1,9
Чаны	2,1	3,5	3,7	4,1	3,3	2,8	1,8
Макушино	2,1	3,6	3,8	4,1	3,5	2,9	1,8
Кушмурун	2,4	3,9	4,0	4,4	3,7	3,1	2,1
Павлодар	2,3	3,9	3,9	4,3	3,7	3,3	2,2
Семипалатинск	2,5	3,9	4,2	4,6	4,0	3,5	2,4
411
П Р И Л ОЖЕ 11 И Е 20
ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ ПО ГИДРОЛОГИЧЕСКОЙ ИЗУЧЕННОСТИ МАЛЫХ ВНУТРИБОЛОТНЫХ РЕК
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ (ПО МАТЕРИАЛАМ ЭКСПЕДИЦИИ ГГИ)
Река (ручей) — пункт	Местоположение реки	Площадь водосбора, км2	Период наблюдений.	Состав наблюдений					Количество из- меренных рас- ходов	
				уровни	СТОК	темпе- ратура воды	толщи- на льда	химиче- ский состав	летних	зимних
	Центральная часть		Западно-Сибирской равнины							
Большой Тетер-п ос. Гео- физиков	Бассейн р. Конды	570	1/IV 1965 -5/1Х 1966	.1-	Г	'Г	—	—	73	—
Мортымья—д. Мортымья	То же (водосбор р. Му- лы мьи)	—	11/IV 1965— 31/Х 1966	. ! -	 г	—	—	—	58	
Большой Еган—створ I	Междуречье Ваха и Ва- тинского Егана	7,92	18/IV 1967—31/XII 1970	T		—.	—	1 _	80	55
Большой Егаи—створ II	То же	11,8	21/IV—31/XII 1967, 8/V 1968—действует		•Е	—		“Г	138	50
Большой Еган—створ III (расположен в 60 м ни- же оз. Проточного)	ъ	26,6	25/IV 1967—действует	"Г	-I.	—,	1	~г	175	66
руч. Быстрый—нижний створ (расположен в 40 м от оз. Проточного)		8,94	24/V 1967—действует	—		—	-1.	1	145	41
руч. Быстрый—верхний створ	»		6..V--31/XII 1968			—	“1 	—	27	2
Ватинский Еган—Мосто- вой переход	»	310	22/IV 1969—1/1 1970		--	—		—	39	14
Койма—Мостовой переход	То же	73,5	6/VI-9/IX 1969	_!		—	—	—	11	—
Ручей без названия —	Бассейн р. Агана (ме-	3,2	15/VII—15/X 1970,	~Г	. 1.	—	—	т	60	8
устье	ждуречье Логне-Яун и Агрн-Еган)		16/IV-16/X 1971, 28/IV-27/X 1972							
Ручей без названия — устье	То же		14,7	15/VII—15/Х 1970, 17/IV— 16/Х 1971, 28/IV—27/Х 1972	+			—	4"	58	11
Ручей без названия — устье	»		16,8	17/VII—15/Х 1970, 17/IV—16/Х 1971, 28/IV—27/Х 1972	+	+	—	—	“Г	62	7
Сымту — створ I (распо- ложен в 200 м выше оз. Сымту-Лор)	»		53,5	17/VII—15/Х 1970, 17/IV—16/Х 1971, 28/IV — 20/Х 1972			—	—	“Г	60	9 1 *7
Сымту — створ II	»		94	13/VII—15/Х 1970, 16/IV—16/Х 1971,						67	1 /
				18/IV—20/Х 1972							
Пойк	Междуречье	Большого		VII, VIII 1966	Т	—	—	—	4-	—	—
	Салыма и Югана	Большого									
											
		Южная часть Западно-Сибирской равнины									
Ахманка —д. Ахманы	Бассейн р. Туры (Тар- манский болотный мае-		217	1/IX 1959 — действует	--	-г	—	—	~г	273	198
	сив)										
Ахманка — с. Салаирка	То же		554	1/IX 1959 —действует	‘ Г		—	—	-Г	374	192
Бухталка —д. Малый Бух-	»		288	1/IX 1959 — действует			—	—	i	339	207
тал											
Айга—д. Мехряк	»		412	1/1Х 1959 — 31/ХП 1968	“Г	-Н		—	-.1-	309	39
Бакса — с. Коноваловка	Бассейн р.	Шегаркн	428 (по дан-	15/IV-27/Х 1960,	Ч~	-ь	—	—	—	225	123
	(Баксинский массив)	болотный	ным экс- педиции ГГИ)	17/IV 1961 — действует							
											
											
Примечание. Знак плюс (+) означает, что наблюдения проводились; знак — (—) —наблюдения не проводились.
СРЕДНИЕ И ХАРАКТЕРНЫЕ РАСХОДЫ ВОДЫ НЕКОТОРЫХ ВНУТРИБОЛО
(ПО МАТЕРИАЛАМ
Средние расходы воды, м3/с
'од	I	11	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	год
р. Большой Тетер — пос. Геофизиков. Площадь
1965	(1.6)	(1,6)	(1,6)	1,76	17,8	10,5	4,33	2,46	2,17	(2,3)	(2,3)	(2,3)	(4,2)
1966	(2,0)	(1,9)	(1,8)	(2,82)	9,76	7,50	4,33	1,95	—	—	—		—
						Р-	Большой Еган —			створ	II. Площадь		
1967	—	—	—	- -		0,049	0,078	0,012	0,004	0,033	0,059	—	—
1968	—	—	—.	—	—	0,081	0,038	0,011	—	—	—	—.	—
1969	нб	нб	нб	нб	—	0,21	0,14	0,087	0,089	0,078	0,067	0,061	—
1970	0,060	0,042	0,046	0,030	0,41	0,17	0,13	0,043	0,046	0,030	0,034	0,016	0,092
1971	0,007	0,009	0,010	0,010	0,52	0,11	0,08	0,030	0,054	0,042	0,012	0,011	0,074
1972	нб	нб	нб	0,018	0,10	0,091	0,056	0,018	0,013	0,037	0,024	0,010	0,031
						Р-	Большой Еган —			створ	III. Площадь		
1967	—	—	—	—	—	0,18	0,16	0,078	0,047	0,091	0,15	0,109	—
1968	0,076	0,073	0,067	0,058	0,19	0,22	0,18	0,076	0,047	0,079	0,098	0,088	0,10
1969	—	нб	нб	нб	—	0,40	0,52	0,42	0,32	0,34	0,35	0,22	—
1970	0,14	о.н	0,098	0,077	0,17	0,43	0,40	0,22	0,18	0,13	0,15	0,13	0,19
1971	0,090	0,051	0,066	0,18	0,43	0,46	0,30	0,21	0,19	0,18	0,19	0,15	0,21
1972	0,10	0,094	0,043	0,042	0,21	0,24	0,23	0,18	0,12	0,13	0,16	0,15	0,14
								руч. Быстрый — ннжний створ.					
1967	—	-Г-	—	—	—	—	—	0,038	0,023	0,026	0,053	0,031	—
1968	—	—	—	—	0,10	0,092	0,077	0,028	0,028	0,034	0,037	0,040	—
1969	—	нб	нб	—	—	0,29	0,23	0,15	0,14	0,12	0,10	0,090	—
1970	0,037	0,009	нб	нб	0,15	0,20	0,12	0,057	0,058	0,040	0,049	0,064	0,071
1971	0,048	0,025	0,009	0,020	0,48	0,22	0,099	0,050	0,070	0,079	0,074	0,046	0,10
1972	0,025	0,024	0,026	0,031	0,16	0,18	о,н	0,060	0,039	0,0441	0,072	0,066	0,070
руч. Без названия — устье.
1970	—	—	—	—	—	—	.—	0,036	0,030	—	—				
1971	0,005	0,003	0,002	0,003	0,21	0,23	0,041	0,020	0,034	0,033	0,024	0,014	0,051
1972	0,009	0,006	0,003	0,006	0,073	0,11	0,048	0,016	0,021	0,034	0,023	0,013	0,030

414
ПРИЛОЖЕНИЕ 21
ТНЫХ РЕК ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
ЭКСПЕДИЦИИ ГГИ)
Характерные расходы воды, м’/с
Сред- ний го- довой модуль, л/(сх хкм2)	наибольший			наименьший					
	расход	мо- дуль, л/(сх хкм2)	дата	годовой		летний		зимний	
				расход	дата	расход	дата	расход	дата
водосбора 570 км2
>(7,4)	28,6
—	14,5
50,2 9-11/V
25,4	8/V
водосбора 11,8 км2, с 1971 г. 7,8* км2
—.	—	—	—	—	—	—	—	—	—
—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
8,2	1,43	121	21/V	0,009	31/XII	0,025	7—9/Х	0,009	31/XII
9,5	0,98	126	9/V	0,005	22-24/1	0,012	4—11/VIII	0,005	22—24/1
4,0	0,22	28,2	2/V	нб	I—IV	0,012	9—25/IX	нб	I—IV
водосбора 26,6 км2, с 1971 г. 18,4* км2
—	—	—	—	—	—	—-	—	—	—
3,8	0,27	10,0	23/V	0,037	29/VIII	0,037	29/VIII	0,043	1—11/IV
—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
7,1	0,48	18,0	30/V	0,060	30/111	0,12	20/X	0,060	30/111
11,4	0,70	38,0	19/V	0,010	2/Ш	0,16	25/IX-l/X	0,010	2/1II
7,7	0,29	15,7	31/V	0,031	26/IV	0,10	25/X	0,031	26/IV
Площадь		водосбора 8,94 км2, с 1971 г. 6,5*				км2.			
—		—	—	—	—	—	—	—	—
—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
—	—	—	—	—	—	—	—	—	—
7,9	0,64	72,0	26/V	0,002	7—9/III	0,020	1/X	0,002	7—9/III
15,4	0,93	143	19/V	0,008	21/IV	0,046	9-11/VIII	0,008	21/IV
10,8	0,21	32,8	30/VI	0,023	15/1—l/II	0,030	1—5/X	0,023	15/1—1/11
Площадь водосбора 3,2 км2
15,9	0,45	140	21 — 22/V	0,002	18/11— 20/IV	0,012	12/VIII	0,002	18/11— 20/IV
9.4	0,16	50	23/V	0,003	15/111— 2/IV	0,012	17/IX	0,003	15/111— 2/IV
415
Год	Средние расходы во^ы, м3/с	„												
	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	год
руч. Без названия — устье.													
1971 0,039 0,034 0,031 0,033
1972 0,057 0,050 0,044 0,046
0,85
0,35
0,51
0,40
0,081 0,11 0,19 0,23
0,12 0,072 0,097 0,11
0,16 0,087 0,20
0,086 0,064 0,12
руч. Без названия — устье.
1970	—	—	—	—	—	—	—	0,13	0,16	—	—	—	—
1971	0,033	0,025	0,021	0,021	1,28	0,57	0,13	0,11	0,19	0,26	0,14	0,073	0,24
1972	0,044	0,036	0,028	0,067	0,51	0,47	0,15	0,11	0,15	0,16	0,086	0,061	0,15
р. Сымту—створ I.
1970	—	—
1971 0,11 0,081
1972 0,19 0,15
0,062 0,059 2,26
0,11	0,10 0,87
2,45
1,08
0,84
0,56
0,62
0,51
0,40
0,53
0,54
0,40
0,70
0,46
0,49
0,34
0,30
0,22
0,70
0,41
р. Сымту—створ II.
1970	—	—	—	—	—	—	—	1,37	1,10	—	—.	—	—
1971	0,46	0,34	0,20	0,13	3,48	4,29	1,73	0,94	1,09	1,15	0,98	0,82	1,30
1972	0,66	0,51	0,35	0,26	1,58	2,38	1,40	0,78	0,70	0,96	0,93	0,59	1,00
*
В связи
с освоением
заболоченных территорий данных речек.
416
Характерные расходы воды, м2/с
Сред- ний го- довой модуль, Л/СХ Хкм2)	наибольший			наименьший					
	расход	мо- дуль, л/(сХ Хкм2)	дата	годовой		летний		зимний	
				расход	дата	расход	дата	расход	дата
Площадь водосбора 14,7 к.м2
13,6 8,2 Плс	2,01 0,75 >щадь	143 51 зодосбо	21/V 15/V ра 14,8	0,030 0,040 км2	22/III— 12/IV 10—22/IV	0,048 0,060	7—8/VIII 23/VI 11	0,030 0,040	22/III— 12/IV 10-20/IV
							.												
16,2	2,75	186	19/V	0,019	27/III— 14/IV	0,070	12/VIII	0,019	27/111— 14/IV
10,1 Плс	1,05 >щадь	70,9 зодосбо	15/V ра 53,5	0,024 км2	1—5/IV	0,089	31/VII	0,024	1—5/IV
																.			.
13,1	4,48	83,7	19/V	0,054	7—18/IV	0,40	11/VIII	0,054	7—18/IV
7,7 Плс	1,41 зщадь	26,3 зодосбо	1-2/ VI ра 94,С	0,060 км2	20/IV	0,33	13—14/IX	0,060	20/IV
																					.
13,8	8,0	85,0	23/V	0,13	31/III— 22/IV	0,92	30/VIII— 1/IX	0,13	31/III— 22/IV
10,6	2,5	26,6	11-12 /VI	0,19	16—18/IV	0,56	9/IX	0,19	16—18/IV
14 Зак. 3185
ПРИЛОЖЕНИЕ 22
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВОД ВНУТРИБОЛОТНЫХ РЕК ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Река — пункт	Дата отбора проб	Фаза водного режима		Жесткость, мг-экв/л			р.	Сумма ионов	Содержание ионов, мг/л							Фосфаты мг Р/л	Общее же- лезо, мг Fe/л	SiO2 мг/л	H2SiO3 мг/л 1	Пермангаиат- 1 ная окнсля- 1 емость, мгО/л
									2— НСО3	1 сч -т О с/>	£ о	+ сч СЧ О	4- сч йД %	Na+ -|- К'1’	+* ш Z					
				общая	карбо- натная	посто- янная														
Верхняя Савкинская—	19/IV-68	Зимняя	ме-	0,40	Меж 0,20	дуре 0,20	чье 1 5,6	Jaxa и 39,5	Ban 12,2	лнскогс 3,0	Era 14,2	на 6,0	1,2	1,6	1,3	0,13	2,1	8,4	10,9	14,8
д. Савкино	23/V-68 10/V-68	жень Спад поло- водья Пик поло-		0,15 0,15	0,10	0,15 0,05	3,8 4,07	12,9 15,4	6,1	сл. сл.	8,9 5,3	2,0 2,0	0,6 0,6	0,2 0,2	1,2 1,2	0,38 0,38	0,4 0,4	25,9 25,1	33,5 32,6	20,0 18,4
Большой Еган —	11/IV-68	водья Зимняя	ме-	0,15	0,10	0,05	5,2	16,6	6,1	3,0	3,5	2,0	0,6	0,2	1,2	0,48	0,5	3,5	4,6	11,4
створ I	3/V-68	жен ь Подъем	по-	0,15	0,10	0,05	6,5	15,4	6,1	сл.	5,3	2,0	0,6	0,2	1,2	0,15	0,4	2,8	3,6	14,4
	31/V-68	ловодья Летняя	ме-	0,15	0,10	0,05	5,0	14,4	6,1	1,0	3,5	2,0	0,6	0,69	0,5	0,29	0,3	1,9	2,5	4,8
	13/1Х-68	жень Осенняя	ме-	0,11	0,10	0,01	4,7	13,5	6,1	2,0	1,8	1,8	0,2	1,4	0,2	0,45	0,1	2,8	3,6	5,6
	31/V-68	жень Спад поло-		0,15	0,15	0,00	4,5	21,4	12,2	н/об	3,5	2,0	0,6	2,5	0,6	0,20	0,3	150,0	195,0	14,4
Большой Еган —	9/VIII-68	водья Летняя	ме-	0,10	0,10	0,0	4,5	10,5	6,1	н/об	1,8	1,6	0,2	0,5	0,30	0,21	0,1	3,7	4,8	8,0
створ II	1 20/VIII-6	жень Летняя	ме-	0,05	0,05	0,0	4,5	13,2	6,1	2,0	1,8	1,0	н/об	1,1	1,2	0,42	0,3	60,0	78,0	15,2
Большой Еган —	11/IV-68	жень Зимняя	ме-	0,15	0,10	0,05	5,2	13,4	6,1	3,0	3,5	2,0	0,6	0,2	1,2	0,50	0,50	5,0	6,5	14,4
створ Ш руч. Быстрый — ниж- ний створ	11/IV-68	жень То же		0,05	0,05		5,5	11,4	6,1	1,0	1,8	1,0		0,2	1,3	0,16	0,7	5,9	7,6	13,6
КО		24/V-68	Пик поло-	0,15	0,10	0,05
*			водья			
Вах — д.	Савкино*)	17/IV-68	Зимняя ме-	1,2	1,2	
			жень			
		23/V-68	Спад поло-	0,2	0,2	
			водья			
		10/V-68	Пик поло-	0,9	0,9	
			водья			
руч. без.	названия —	19/V-71	Пик поло-	0,25		
устье			водья			
		22/IX-71	Осенняя	0,3		
			межень			
		21/IV-72	Зимняя	0,18		
			межень			
		13/V-72	Пик поло-	0,06		
			водья			
		9/VI-72	Спад поло-	0,05		
			водья			
руч. без.	названия —	19/V-71	Пик поло-	0,1		
устье			водья			
		22/IX-71	Осенняя ме-	0,2		
			жень			
		21/IV-72	Зимняя ме-	0,60		
			жень			
		13/V-72	Пик поло-	0,07		
			водья			
		9/VI-72	Спад поло-	0,07		
			водья			
руч. без.	названия —	19/V-72	Пик поло-	0,08		
устье			водья			
		22/IX-71	Осенняя ме-	0,12		
о		1	жень			
4,5	14,7	6,1	2,0	2,8	2,0	0,6	0,69	0,5	0,18	0,3	3,4	4,4	10,4
6,0	113	85,4	2,0	3,5	14,0	6,1	0,5	1,4	0,13	4,5	24,0	31,2	5,4
6,1	26,9	18,3	сл.	3,5	3,0	0,6	0,2	1,3	0,58	2,1	10,1	13,1	12,0
6,3	98,8	73,2		3,5	15,0	1,8	3,9	1,4	0,58	2,7	22,0	28,6	4,0
Бас< 5,0	:ейн р. 18,2	Ага 6,1	на н/об	3,0	4,0	0,61	0,23	0,40		н/об	3,0		10,4
4,8	30,9	0,30	н/об	0,14	0,10	0,20	0,12	0,02		н/об	7,0		10,3
6,0	33,6	18,3	н/об	6,0	2,40	0,73	2,8	2,0		1,40	18,0		36,2
5,8	13,2	6,1	н/об	4,6	0,8	0,24	0,46	0,7		0,28	П,1		8,4
5,8	12,0	3,0		4.9	0,6	0,24	3,0	0,2		н/об	9,9		9,5
4,8	18,2	6,1	н/об	3.0	1,8	0,61	2,8	0,40		0,28	2,5		11,7
5,5	38,4	0,40	н/об	0,11	0,08	0,12	0,26	0,02		0,03	9,5		13,4
6,6	56,0	33,6		6,74	3,6	5,1		2,0		5,0	24,0		24,9
6,2	13,3	6,1	н/об	4,6	1,2	0,12	0,23	0,3		0,70	10,1		8,8
5,6	12,5	3,7		4,9	0,8	0,36	2,1	0,1		0,56	9,7		11,6
5,2	32,2	12,2	н/об	6,0	1,6	сл.	7,8	0,70		н/об	3,0		11,2
5,6	21,4	0,20	н/об	0,10	0,05	0,08	0,12	0,04		0,02	9,5		10,9
	сз		Жесткость,				О	Содержание ионов, мг/л								ф		ч	нганат- <нсляе- мгО/л
Река — пункт	о	Фаза водного	мг-экв/		л		о						‘х		з	о ч		S	
	Дата о проб	режима	общая	карбо- | натная;	посто- янная	о.	Сумма	,,соз	<71 О	о	О	и/21’	X	X	Фосфат мгР/л	О □ о °	S о	О	Норма) на я о1 мость,
руч. без. названия —	21/IV-72	Зимняя ме-	0,5			6,4	51,3	30,5		6,7	6,0	2,4		2,0		3,6	18,0		30,1
— устье	13/V-72	жень Пик поло- водья	0,08			5,8	15,5	6,1	н/об	4,6	0,80	0,49	2,8	0,2		0,29	11,0		8,0
	9/VI-72	Спад поло- водья	0,08			5,6	11,6	3,0		4,9	0,80	0,49	1,3	0,1		0,56	9,9		11,3
Сымту — створ I	19/V-71	Пик поло- водья	0,1			5,0	28,9	12,2	н/об	4,0	1,80	0,61	6,0	0,80		СЛ.	2,7		11,8
	22/IX-71	Осенняя ме-	0,25			6,1	37,6	0,40	н/об	0,10	0,15	0,10	0,20	0,04		0,02	10,1		11,6
		жень																	
	28/Х-71	Осенняя ме-	0,25			6,6	22,8	0,20	н/об	0,14	0,10	0,15	0,01	0,04		0,04	9,7		11,2
		жень																	
	21/IV-72	Зимняя ме-	0,9			6,6	91,8	61,0		4,6	11,2	4,1		3,0		7,9	20,0		21,3
		жень																	
	13/V-72	Пик поло- водья	0,1			5,8	24,0	12,2	н/об	4,9	1,6	0,24	2,8	1,0		1,3	10,0		16,8
	9/VI-72	Спад поло- подья	0,1			5,8	12,4	4,3		4,6	1,0	0,61	0,69	0,1		1,1	10,0		9,5
Сымту — створ II	21/IV-72	Зимняя ме-	0,66			6,5	79,3	54,9	н/об	5,3	8,4	2,9		2,1		5,6	22,0		19,5
		жень																	
	13/V-72	Пик поло- водья	0,20			6,0	32,8	18,3	н/об	5,8	2,4	0,97	3,0	1,2		0,98	10,6		8,0
	9/VI-72	Спад поло- водья	0,08			8 2	15,3	5,5		4,9	1,0	0,36	2,5	0,1		0,84	8,8		7,2
Аган — в створе про-	2/V-71	Зимняя ме-	1,4			6,2	163,5	85,4	н/об	14,0	12,0	9,7	10,3	1,2		8,4	17,1		7,3
оптируемого водоза- бора*		жень	1																
22/IX-71	Осенняя ме- жень	0,6			7,2	50,9	0,60	п/об	0,08	0,30	0,30	0,02	0,02		0,04	13,8		11,9
5/1-72	Зимняя ме- жень	0,8			7,0	93,5	1,1	н/об	0,11	0,50	0,30	0,25	0,08		0,08	9,2		5,5
21/1V-72	То же	1,1			6,8	113,2	79,3	н/об	6,7	14,0	5,4	0,69	1,5		5,6	24,0		10,0
13/V-72	Пик поло- водь я	0,5			6,2	□5,4	36,6	и/об	4,9	5,6	2,7	9,9	0,2		1,4	14,8		10,4
9/VI-72	Спад поло- водья	0,17			6,2	20,6	9,8		5,4	1,6	1,1	1,4	0,1		1,4	13,6		11,9
* Реки с площадью водосбора более 5000 км2.
СРЕДНИЕ И ХАРАКТЕРНЫЕ РАСХОДЫ ВОДЫ НЕКОТОРЫХ ВНУТРИБОЛОТНЫХ РЕК
Период, за который при- водятся данньн	Характерис- тика	Средние расходы воды, м3/с									
		I	11	III	IV	V	) VI | VII	VIII	IX	X	XI
ТАРМАНСКИЙ
р. Ахманка — с. Салаирка.
1960—	Средний	0,027	0,032	0,032	3,97	4,33	1,39	0,46	0,299	1,134	0,113	0,078
71	Максималь- ный	0,044	0,080	0,066	13,80	13,30	4,24	1,14	1,73	0,583	0,521	0,354
	Минималь- ный	0,012	0,014	0,013	0,30	0,14	0,07	0,05	0,061	0,019	0,025	0,014
р. Бухталка — д. Малый Бухтал.
1960—	Средний	0,003	0,002	0,002	0,824	0,597	0,212	0,038	0,067	0,028	0,026	0,017
71	Максималь- ный	0,015	0,015	0,015	2,01	1,36	1,35	0,096	0,593	0,079	0,075	0,063
	Минималь- ный	0,001	0,001	0,001	0,165	0,030	0,020	0,001	0,002	0,007	0,004	0,005
р. Айга — д. Мехряк.
^бо-	Средний	нб	нб	0,000	0,035	0,028	0,014	0,000	0,000	0,000	0,000	0,000
бе	Максималь- ный	нб	нб	0,005	0,161	0,234	0,053	0,001	0,002	0,001	0,000	0,000
	Минималь- ный	нб	нб	0,000	0,009	0,001	0,004	0,000	0,000	0,000	0,000	0,000
БАКСИНСКИЙ
р. Бакса — с. Коноваловка1-
1961 —	Средний	0,043	0,019	0,010	2,90	2,64	0,44	0,042	0,047	0,094	0,130	0,093
65	Максималь- ный	0,51	0,23	0,070	12,9	13,7	1,95	0,20	0,46	0,60	0,52	0,62
1966— 70	Минималь- ный	0,006	0,002	0,001	0,083	0,025	0,012	0,001	0,001	0,002	0,019	0,013
1 Площадь водосбора получена по данным обследования реки экспедицией ГГИ
(в гидрологическом ежегоднике она равна 296 км2).
422
ПРИЛОЖЕНИЕ 23
ЮЖНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
		Средний годо- вой модуль, л/(с-км2)	Характерные расходы воды, м’/с				
			наибольший			паи меньший	
XII	год		расход	мо- дуль, л/(сх Хкм2)	дата	летний	ЗИМНИЙ
						расход |	дата	расход |	дата
БОЛОТНЫЙ МАССИВ
Площадь водосбора 554 км2
0,077	0,92	1,66	15,3	27,6	—	0,072	—	0,019	—
0,447	2,19	3,95	41,0	74,01	3/V-65	0,079	13/IX-66	0,042	16/XII-65
0,023	0,071	0,128	0,555	1,00	16/IV-67	0,001	25/IX-60	0,008	28/11-69
Площадь водосбора 288 км2
0,010	0,121	0,42	3,48	12,1	—	0,011	—	0,001	—
0,047	0,304	1,06	7,04	3,47	24/IV-71	0,050	4/VI1I-68	0,004	20/11-66
0,002	0,033	0,11	0,383	1,33	1/П-20/Ш-67	0,000	11/VII-64	0,001	17—19/III-65
Площадь водосбора			412 км	2					
нб	0,006	0,01	0,33	0,80	—	нб	—	нб	
нб	0,038	0,09	1,61	3,91	19/IV-62	нб	—	нб	—
пб	0,001	0,002	0,077	0,19	6/1V-67	нб	—	нб	—
БОЛОТНЫЙ МАССИВ
Площадь водосбора 428 км2
0,049	1,09	2,55	11,8	27,6	—	3,16	—	0,000	—
0,58	8,60	20,1	41,4	96,7	29/IV-64	0,041	17—18/IX-70	0,009	22—23/Ш-61
0,007	0,009	0,02	0,27	0,63	15/IV-68	0,004	1— 5/VIII-63	нб	—
423
ПРИЛОЖЕНИЕ 24
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВОД ВНУТРИБОЛОТНЫХ РЕК ЮЖНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
В РАЗНЫЕ ПО ВОДНОСТИ ГОДЫ
Дата отбо- ра проб	фаза водного режима	Жесткость, мг-экв/л		pH	Сумма ионов, мг/л	Содержание ионов, мг/л						Общее железо мг Fe/л	Перманганат- ная окисляе- мость, мг О/л
		общая	постоянная			нсо2 3	2	 SO4	Cl	Ca'+	2 I- Mg	Na+ + К '		
р. Ахманка — с. Салаирка
Средний (1962 г., Q — 0,750 м3/с)
4/IV	Зимняя межень	13,9	2,2	—	375	296,6	4,6	15,4	61,3	22,3	1,8	—	21,6
17/IV	Подъем половодья	4,6	1,2	—	139,1	97,7	2,1	4,5	26,1	2,8	6,0	—	30,7
2/VI	Спад половодья	9,9	1,8	—	260,4	191,5	0,7	6,5	50,9	10,8	—	—	65,0
25/VI I	Летняя межень	13,0	1,7	—	364,2	269,0	0,5	9,4	71,7	13,1	0,5	—	44,6
6/X	Осенняя межень	16,5	2,7	—	438,0	321,5	0,8	12,7	79,8	23,2	—	—	21,7
			Многоводный (1971 г., Q —			= 2,19 м3/с)							
19/IV	Подъем половодья	0,97	—	6,8	73,5	42,7	9,4	4,1	10,8	5,2	1,3	0,70	11,9
7/V	Пик половодья	1,1	0,53	7,2	93,6	60,4	4,9	5,1	18,0	2,8	2,5	0,00	15,5
12/IX	Осенняя межень	3,0	0,79	7,2	221,7	155,6	16,2	6,7	13,0	28,9	1,3	1,2	15,3
			Маловодный (1967 г., Q —			0,071 м’/с							
4/IV	Подъем половодья	2,5	0,52	6,5	213,7	134,8	9,9	15,6	29,7	10,2	13,5	2,7	—
21/IV	Спад половодья	2,1	0,59	7,0	168,5	110,4	8,6	9,3	25,5	9,2	5,5	0,98	19,2
4/V	Спад половодья	2,5	0,49	7,4	214,0	147,0	5,3	10,5	32,3	10,7	8,2	0,72	19,0
25/VII	Летняя межень	4,6	—	7,4	409,9	291,0	5,4	15,2	61,3	18,2	18,8	0,48	15,5
18/X	Осенняя межень	4,6	0,44	7,2	393,9	281,8	6,6	12,1	60,9	18,0	14,5	1,2	13,2
ПРИЛОЖЕНИЕ 25
ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ О МОРФОМЕТРИИ И МОРФОЛОГИИ ВНУТРИБОЛОТНЫХ
РЕК ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ (ПО ОБСЛЕДОВАНИЯМ ЭКСПЕДИЦИИ ГГИ)
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧАСТЬ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
1. Болотная система междуречья Ваха и Ватинского Егана
Река Мугат-Еган, длина И км. Обследование реки произведено 25—28/IX-69 г. Берет на-
чало из оз. Мугат-Эмтор, впадает в р. Ватипский Еган с левого берега на 243-м км *.
Средний уклон реки 1,68 % о
Водосбор реки имеет площадь
32 км2 (длина 8 км, средняя ши-
рина 4 км). Расположен в основ-
ном на верховом болоте с преоб-
ладанием грядово-мочажинного и
сфаг но во-кустарничково-соснового
микро ландшафтов. Приустьевая
часть водосбора представляет со-
бой суходол, поросший кедром,
елью и пихтой. На водосборе
встречаются озера (озерность 6%)
Долина прослеживается только на нижнем
3-километровом участке, где она имеет трапеце-
идальную форму. Ширина ее 50—80 м. Склоны
долины высотой 3—5 м, сравнительно пологие
(10—20°), сильно рассечены ложбинами, поросли
кедром, елью и пихтой
По йма обнаруживается с 4-го км от истока
реки. Опа двухсторонняя, низкая, шириной 20—
40 м, в устье 60—70 м, заболоченная. Древесная
растительность поймы представлена преимущест-
венно березой, реже сосной и кедром, в приус-
тьевой части',— редким ивняком
Русло в верховье реки (впутризалежное, про-
слеживается по цепочке наполненных водой ям
или по более густой полосе осок. С 4-го км от
истока русло открытое, извилистое (коэффициент
извилистости 1,11), неразветвленное, шириной 3—
4 м, глубиной 0,1—0,8 м. На участке среднего
течения реки в русле много топляков и карчей.
В летний период оно зарастает водной раститель-
ностью: кубышкой, реже осокой
Берега реки .торфяные, вначале низкие (0,1 —
0,2 м), пологие, в нижнем течении имеют высоту
0,3—0,5 м, обрывистые, поросли осокой, вейни-
ком. Дно реки в верховье торфяное, в низовье
минеральное (суглинистое).
Река Куй-Еган, длина 25 км. Обследование реки произведено 19- 23/IX-69 г. Берет на-
чало пз оз. Белого, впадает в р. Ватипский Еган с левого берега па 236-м км. Средний
уклон реки О,57%о- Основной приток--р. Ай-Куй-Еган, правобережный, длиной 9 км
Водосбор реки имеет площадь
98 км2 (длина 15 км, средняя ши-
рина 7 км). Расположен в основ-
ном на верховом болоте с преоб-
ладанием грядово-мочажинного и
сфагново-кустарник ково-соснового
микроландшафтов. Приустьевая
часть водосбора представляет со-
бой суходол. На водосборе встре-
чаются озера (озерность 14%), а
Долина прослеживается только па нижнем
6-километровом участке реки, имеет трапецеидаль-
ную форму. Ширина ее 80—200 м, в устье —30 м.
Склоны долины высотой 3—5 м, пологие поросли
кедром, пихтой, ольхой, сосной, реже березой
П о й м а двухсторонняя, низкая, заболоченная,
шириной 20—170 м, преимущественно 20—50 м.
11а пойме растет березняк; в верховье он распо-
лагается узкой полосой, а в низовье образует
* Километраж впадения реки в главную реку везде дан от устья последней.
425
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
местами среди болот — небольшие
суходольные островки, покрытые
кедрово-сосновым лесом
сплошные заросли. Наиболее пониженные места
поймы топкие, заросли осокой, вахтой
Русло в верховье реки внутризалежное, обна-
руживается по цепочке наполненных водой ям
(«окон») и по понижениям, заросшим осокой и
сфагновым мхом. Ниже русло открытое, извилис-
тое (коэффициент извилистости 1,1), неразветв-
ленное, шириной 3—8 м (расширения приурочены
к его излучинам), глубиной 0,7—1,2 м, а на при-
устьевом участке до 1,5 м. В летний период русло
зарастает водной растительностью: кубышкой, осо-
кой |,
Берега реки торфяные, высотой ! 0,2—0,4 м,
обрывистие, поросли осокой, вейником.
Дно реки в основном торфяное, в приустьевом
участке минеральное (суглинистое).
Река Ершовая Речка, длина 20 км. Обследование реки произведено 10—16/VIII-67 г.
Берет начало из оз. Ершового, расположенного к северо-западу от оз. Самот-Лор; впа-
дает в р. Ватинский Еган с правого берега па 208-м км. Средний уклон реки 0,2—0,3%0.
Основной приток—река без названия, правобережный, длиной 4 км
Водосбор реки имеет площадь
75 км2, длина 13 км, средняя ши-
рина 6 км. Расположен на верхо-
вом болоте с преобладанием гря-
дово-мочажинного и сфагново-осо-
кового микроландшафтов. Приус-
тьевая часть представляет собой
суходол. На водосборе находится
несколько озер (озерность 5 %)
Долина прослеживается лишь с 5-го км от
истока реки; в начале слабо выражена, ниже
становится более ясной, приобретает трапеце-
идальную форму. Ширина ее 150—200 м. Склоны
долины умеренно крутые, местами пологие, по-
росли смешанным лесом
По йма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
шириной 20—50 м, в приустьевом участке 80—
150 м. На последних пяти километрах прирусло-
вая полоса поймы, шириной 20—30 м, имеет
кочковатую поверхность, поросшую осокой. Из
древесной растительности на пойме преобладает
береза и сосна
Русло в самом верховье реки (на протяже-
нии 0,2 км) внутризалежное. Ниже оио открытое,
сильно извилистое (коэффициент извилистости
1,4—1,6), неразветвленное, шириной 4—5 м, глу-
биной 1,0—1,5 м. В летний период русло зарас-
тает водной растительностью (кувшинкой)
Берега реки высотой 0,4—0,5 м, обрывистые,
торфяные, поросли осокой и вахтой.
Дно реки торфяное.
Река без названия (экспедицией ГГИ названа р. Березовая 2), длина 15 км. Обследо-
вание реки произведено 1—4/VIII-68 г. Берет начало из топи, расположенной в 3 км к
северо-западу от оз. Самот-Лор; впадает в р. Ватинский Еган с левого берега па
193-м км. Средний уклон реки 0,63%о. Основной приток — р. Березовая, правобережный,
длиной 12 км
Водосбор реки имеет площадь
113 км2, (длина 14 км, средняя
ширина 8 км). Расположен среди
выпуклого олиготрофного болота
с преобладанием грядово-мочажин-
Д о ли на становится заметной с 5-го км от
истока реки, с 10-го км имеет трапецеидальную
форму. Ширина ее 100—150 м. Склоны долины
пологие (3—12°), поросли кедром, елью, реже сос-
ной, пихтой, осиной и березой
426
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
ного микроландшафта. Приустье-
вая часть представляет собой су-
ходол. Озер на водосборе почти
нет (озерность 1%). Местами на
водосборе встречаются небольшие
суходольные острова, поросшие
сосной и кедром
По йма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
шириной 30—40 м, местами до 100 м, в нижнем
течении 15—20 м. Она сильно обводнена, имеет
кочковатую поверхность, заросла вахтой, осокой,
сабельником. Из .древесной растительности на пой-
ме преобладает береза, изредка встречаются сос-
на, кедр, ива
Русло в истоке реки слабо выражено; водный
поток делится на ряд узких ручейков, глубиной
всего 5—10 см. По мере движения от истока оно
становится более отчетливым, расширяется до
1,5—2,0 м, местами до 4—5 м, углубляется до
0,7—1,0 м. На участке с 3-го по 5-й км опять
теряет свои очертания, прослеживаясь лишь по
цепочке продолговатых ям шириной 2—3 м, глу-
биной 1,5—2,0 м. После этого русло проходит по
суходолу и имеет ширину 1,5—3,0 м до 10 м
(в озеровидных расширениях), глубину 0,5—1,0 м.
В среднем и нижнем течении в реке много коряг
и стволов упавших деревьев. В летний период
русло зарастает водной растительностью (ку-
бышкой)
Берега реки торфяные, высотой 0,5—0,6 м, об-
рывистые, кое-где пологие, топкие, на устьевом
участке — суглинистые
Дно реки торфяное, а на устьевом участке
минеральное (суглинистое)
Река Верхняя Савкинская, длина 27 км. Обследование реки произведено 6—15/VII-67 г.
Берет начало из небольшого озера без названия, расположенного в 0,3 км к югу от
оз. Самот-Лор, впадЗет в р. Вах на 27-м км. Средний уклон реки 1,32%0.
Водосбор реки имеет площадь
94 км2 (длина 18 км, средняя ши-
рина 5 км). Расположен среди вы-
пуклого олиготрофного болота с
преобладанием грядово-мочажин-
ного микроландшафта. Озерность
6%. В нижней его части к реке
примыкают суходольные полосы
шириной 1—3 км, покрытые сме-
шанным лесом из кедра, сосны,
ели и березы.
Долина становится заметной лишь с 17-го км
от истока реки, имеет трапецеидальную форму.
Ширина ее 150—200 м. Склоны долины высотой
10—12 м, преимущественно крутые, поросли сос-
ной, кедром, березой и осиной.
Пойма прослеживается с 4-го км от истока
реки. Она двухсторонняя, низкая, заболоченная,
вначале очень узкая (1—2 м), затем расширяет-
ся до 10—15 м, а в нижнем течении —до 140—
180 м. На приустьевом 10-километровом участке
пойма сильно изрезана старицами и отделена от
русла прирусловым валом, шириной 5—10 м, вы-
сотой 0,5—0,6 м. Древесная растительность пой-
мы представлена березой
Русло извилистое (коэффициент извилистости
1,4), неразветвленное, шириной 1—3 м, в приус-
тьевом участке 15—20 м, глубиной 0,5—1,5 м, в
нижнем течении до 3 м. В среднем течении реки
в нем часто встречаются стволы упавших дере-
вьев. В летний период русло зарастает водной
растительностью (кувшинкой)
Берега реки в ее верховьях низкие (0,1—0,3 м),
пологие, с 5-го км от истока имеют высоту 1,0—
1,5 м, обрывистые до 17-го км от истока торфя-
427
Водосбор реки
Долина, пойма, русло реки
ные, поросли кустарником, осокой и тростником,
в нижнем течении суглинистые
Дно реки илисто-торфяное, в нижнем течении
минеральное (суглинистое)
Река Большой Еган, длина 34 км. Обследование реки произведено 4—7/IX-68 г. Берст
начало из озера без названия (экспедицией ГГИ опо названо Ленинградским), впадает
в Обскую протоку в 3 км выше пос. Нижневартовска. Средний уклон реки 0,9%0. Ос-
новной приток—река без названия, левобережный, длиной 5,3 км
Водосбор реки имеет площадь
51 км2, (длина 22 км, средняя ши-
рина 2,5 км). Расположен на вер-
ховом болоте с преобладанием гря-
дово-мочажинных и грядово-моча-
жинно-озерковых комплексов. На
водосборе находится много озер
(озерность 14%). В верхней и сред-
ней частях водосбора встречаются
суходольные острова, а в нижней
его части—’Суходольные полосы,
покрытые смешанным лесом
Долина становится заметной с 7-го км от
истока реки, имеет трапецеидальную, а на отдельных
участках V-образную форму. Склоны долины пологие
(10—15°), местами достаточно крутые (25-—30 ),
поросли густым смешанным лесом
Пойма имеется на участках: 7—16-й км и
24-й км-—устье. Она двухсторонняя низкая, ши-
риной 3—5 км, кое-где до 150—300 м, заболочена,
изрезана старицами, поросла густыми зарослями
осоки и березы
Русло в истоке реки и на участке 16—21-го км
от истока внутризалежное, прослеживается по це-
почке открытых, наполненных водой ям «окон».
На остальном протяжении реки оно открытое, из-
вилистое (коэффициент извилистости 1,0), развет-
вленное, шириной 0,8—3,5 м, местами 5—8 м, в
устье до 40—50 м, глубиной 0,2—0,8 м, в устье
0,2—0,3 м, нередко засорено валежником, корча-
ми и топляками. В летний период русло зарас-
тает водной растительностью
Берега реки в верхнем и среднем ее течении
высотой 0,5—0,8 м, пологие, торфяные, в ниж-
нем течении 1,5—2,0 м, обрывистые, поросли бе-
резой, сосной, осокой
Дно реки торфяное, на приустьевом участке
минеральное (песчаное)
Река Койма, длина 25 км. Обследование реки произведено в верхнем и среднем течении,
на участке протяжением 16 км 18—22/V1I-69 г. Берет начало из оз. Койм-Эмтор, впа-
дает в р. Большую Запорную с правого берега па 24-м км. Средний уклон реки 1,44 %0.
Основной приток — река без названия, левобережный, длиной 4,5 км
Водосбор реки имеет площадь
106 км2 (длина 15 км, средняя ши-
рина 7 км). Расположен на верхо-
вом болоте с преобладанием гря-
дово-мочажинного микроландшаф-
та. На водосборе встречаются от-
дельные озера (озерность 2%),
вдоль реки — суходольные полосы
длиной 6—16 км, шириной 0,25—
1,0 км, покрытые смешанным ле-
сом из кедра, сосны и березы.
Долина начинает прослеживаться только с
7-го км от истока реки имеет трапецеидальную
форму. Ширина ее 0,3 - 0,4 км. Склоны долины
невысокие, пологие (5—10е), слабо рассечены
ложбинами, поросли березой, осиной, реже елью,
кедром.
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
шириной 2—8 м; местами 10—12 м, кое-где изрезана
протоками. Наиболее пониженные ее места заросли
осокой, вахтой
Русло в верховье реки (до 6-го км от истока)
внутризалежное, обнаруживается по цепочке иа-
428
Водосбор реки
Долина, пойма н русло реки
полненных водой ям, шириной 0,8—3,5 м, глуби-
ной 0,3—3,0 м. Ниже русло открытое, извилистое
(коэффициент извилистости 1,11), неразветвлснное,
имеет ширину 1—5 м, на излучинах до 8—10 м,
глубину 0,8 —1,5 м. Во многих местах оно засоре-
но завалами упавших деревьев. В летний период
русло зарастает водной растительностью (кув-
шинкой).
Берега реки торфяные, в верхнем течении низ-
кие (0,1—0,3 м), топкие, в среднем течении вы-
сотой 30—50 см, обрывистые (40—45°), поросли
осокой.
Дно'реки на верхнем участке торфяное, па сред-
нем - - суглинистое.
П. Болотная система водосбора р. Агана
Река Агаи-Еган, длина 104 км. Обследование реки произведено в ее среднем
и нижнем течении на участке протяжением 57 км, 25/VII—2/VII1-70 г. Берет
начало из болот, расположенных на водоразделе рек Агана и Пура, впадает
в р. Аган с правого берега на 351-м км. Средний уклон реки 0,40%о. Основные
притоки левобережные: р. Оген-Яун, длиной 24 км; р. Вилат, длиной 31 км.
Водосбор реки имеет площадь
728 км2, (длина 58 км, средняя
ширина 13 км). Расположен в ос-
новном на выпуклом олиготрофном
болоте с преобладанием грядово-
озеркового комплекса в устьевой
части на суходоле. На водосборе
озер много (озерность 18%).
В верхней и нижней частях водосбо-
ра вдоль реки простираются сухо-
дольные полосы. Они прерывис-
тые, шириной до 1 км, а в сред-
ней его части имеют ширину до
300 м и до 1 км; в местах, где
втекает приток, суходольная поло-
са увеличивается до 3 км
Долина имеет трапецеидальную, а в низовье
реки (с 4-го км от устья) ящикообразную форму.
Ширина долины в начале обследованного участка
500—700 м, в нижнем течении 800—1500 м в
устье 100—150 м. Склоны долины высотой 5—7 м,
пологие (5—10е), на приустьевом участке доста-
точно крутые (30—35°), поросли хвойным лесом:
сосной, кедром, елью
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
изрезана протоками и старицами. Ширина ее в на-
чале обследованного участка 250—600 м, далее
до 1,5 км, в низовье 80—100 м. Из древесной
растительности на пойме растет береза
Русло сильно извилистое (коэффициент изви-
листости 2,0), неразветвленное, шириной чаще
всего 12—18 м, в озеровидных расширениях до
20—25 м, глубиной соответственно 0,8—1,5 м и
2,0 — 3,5 м; сильно завалено топляками. В лет-
ний период русло вдоль берегов зарастает осокой
и кувшинкой
Берега реки торфяные, высотой 0,3—1,8 м, а в
местах, где они примыкают к суходольным поло-
сам, песчаные, высотой 3—5 м, крутые; поросли
смешанным лесом и осокой
Дно реки песчаное
Река Сымту, длина 22 км. Обследование реки произведено в ее среднем и нижнем
течении, на участке протяжением 16 км, 19—2I/VIII-70 г. Берет начало в
северо-западной части группы озер Сымту-Лор, впадает в р. Аган на 388-м км.
Средний уклон реки 0,81 %0.
Водосбор реки имеет площадь
94 км2, (длина 20 км, средняя
ширина 5 км). Расположен в ос-
новном на верховом болоте с
Долина неясно выраженная, шириной 250—
400 м. Склоны долины пологие, в начале обследо-
ванного участка реки сливаются с прилегающей
местностью, поросли сосной.
429
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
преобладанием грядово-озеркового
и грядово-озерного комплексов.
На водосборе много озер (озер-
ность 17%), причем наиболее
значительные из них находятся
в его верховье. Суходольные
острова, покрытые лишайниково-
сосновым бором, встречаются по
всему водосбору.
Пойма двухсторонняя, относительно высокая,
шириной в верхней части обследованного участка
15—20 м, далее 50—80 м, в низовье (с 4-го км
от устья) 100—150 м. Она заболочена, слабо рас-
сечена ложбинами, покрыта смешанным лесом,
на приустьевом участке — густыми зарослями
ивняка. Наиболее низкие места поймы поросли
осокой, вахтой и мхами.
Русло извилистое (коэффициент извилис-
тости 1,2), неразветвленное, шириной в начале
обследованного участка реки 1,5—2,5 м, в сред-
ней его части 3—7 м, в нижнем течении 12—15 м,
глубиной в верхней части участка 1,0—1,5 м, а
в средней и нижней его частях 0,5—1,0 м.
В русле много топляков. В летний период оно за-
растает водной растительностью: кувшинкой, осо-
кой.
Берега реки торфяные, высотой 0,5—0,8 м, об-
рывистые, поросли осокой, кедром, сосной.
Дно реки на обследованном участке песчаное,
местами илистое.
Река Логне-Яуи, длина 80 км. Обследование реки произведено в ее среднем и
нижнем течении на участке протяжением 55 км 25—30/VIII-70 г. Берет начало из
болот, расположенных на водоразделе рек Агана и Пура; впадает в р. Аган на 410-м км.
Средний уклон реки 0,41 %0. Основные притоки левобережные: р. Ай-Моут-Яун
длиной 12 км; р. Ень-Моут-Яун, длиной 35 км
Водосбор реки имеет площадь
662 км2, (длина 44 км, средняя
ширина 15 км). Расположен в пре-
делах выпуклого олиготрофного
болота с преобладанием грядово-
озеркового микроландшафта, а в
самой нижней части — на суходоле.
На водосборе много озер (озер-
ность 18%). Вдоль долины обсле-
дованной части реки с обеих сто-
рон примыкают суходольные по-
лосы, шириной от 0,5—1,0 км
до 2 км, покрытые лишайниково-
сосновым бором.
Долина трапецеидальной формы, имеет шири-
ну 200—500 м. Склоны ее высотой 2—4 м, поло-
гие, слабо рассечены ложбипами, по которым
происходит сток воды с болот, поросли сосной,
реже — кедром и березой.
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная
изрезана протоками, старицами и озерами. На-
иболее пониженные ее участки заросли осокой,
кувшинкой, вахтой. Древесная растительность
поймы представлена преимущественно березой,
сосной, елью, Тальником и кедром.
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 2,0), неразветвленное, шириной 8—16 м, на
приустьевом участке 18—40 м, глубиной на пере-
катах 0,3—1,0 м, в плесах 1,5—2,5 м. Во многих
местах оно завалено упавшими деревьями. В лет-
ний период русло зарастает кувшинкой и осокой.
Берега реки высотой 0,4—1,0 м, а на участках,
непосредственно примыкающих к суходольным
полосам, 2—3 м; преимущественно пологие, по-
росли осокой, смешанным лесом
Дно реки песчаное
Река Ван-Еган, длина 183 км. Обследование реки произведено в ее среднем и
нижнем течении на участке протяжением 114 км 17—30/VIII-71 г. Берет начало из
болота, расположенного на водоразделе рек Агана и Колек-Егана (правый приток
р. Ваха); впадает в р. Аган на 318-м км. Средний уклон реки 0,22%о.„ Основные
притоки левобережные: р. Эй-Еган, длиной 26 км; р. Гун-Еган, длиной 50 км,
р. Люлик-Еган, длиной 40 км
430
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
Водосбор реки имеет площадь
1660 км2, (длина 76 км, средняя
ширина 22 км). Расположен в ос-
новном на верховом болоте с пре-
обладанием грядово-мочажинного
н грядово-мочажинно-озеркового
комплексов; верхняя и устьевая
части водосбора находятся на су-
ходоле. На водосборе встречаются
единичные озера (озерность 3%) и
суходольные участки в виде ост-
ровов или полос. Последние про-
ходят вдоль реки и имеют ширину
от 0,2—0,5 км до 1—2 км. Сухо-
дольные полосы поросли сосной.
Долина на большей части обследованного
участка реки слабо варажена, но с 27-го км от
устья становится более ясной и приобретает тра-
пецеидальную форму. Ширина ее 0,5—1,3 км,
преобладающая 0,7—0,8 км. Склоны долины вы-
сотой 5—9 м, в верхней части обследованного
участка пологие (10—15°), ниже крутые (30—45°,
местами 60—70°), поросли кедром, елью, сосной
и пихтой
Пойма двухсторонняя, относительно высокая,
шириной 500—800 м, на приустьевом участке
1,0—1,2 км, заболоченная и сильно рассеченная
протоками, старицами, небольшими озерами. На-
иболее пониженные ее места заросли вахтой, осо-
кой, мхом. Древесная растительность поймы пред-
ставлена преимущественно сосной, кедром, елью
и березой.
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,8), неразветвлеиное, шириной в начале об-
следованного участка 8—12 м, в его средней час-
ти 18—22 м, в нижней — 22—28 м, местами (в
излучинах) до 30—60 м, глубиной 1,2—4,0 м, пре-
имущественно около 1,5 м. Оно засорено, особен-
но в нижнем течении, упавшими деревьями.
В летний период русло в прибрежной полосе зарас-
тает осокой
Берега реки суглинистые, в нижней части пес-
чаные, высотой 3—5 м, местами до 7—9 м, пре-
имущественно крутые (35—50°), реже пологие, с
большими песчаными пляжами; поросли осокой,
ивняком, березой
Дно реки суглинистое, вязкое, в нижнем тече-
ние песчаное, плотное
Река Негус-Яун, длина 161 км. Обследование реки произведено в ее среднем
и нижнем течении на участке протяжением 92 км 9—19/VII-71 г. Берет начало из
болота, расположенного на водоразделе рек Агана и Колек-Егана; впадает в р. Аган
за 380-м км. Средний уклон реки 0,20%о. Основные притоки левобережные:
р. Мохтик-Яун, длиной 31 км; р. Ай-Негус-Яун, длиной 12 км
Водосбор реки имеет площадь
1500 км2 (длина 85 км, средняя
ширина 18 км). Расположен на
верховом болоте с преобладанием
грядово-мочажинного комплекса.
Озерность водосбора 2%. Сухо-
дольные островки н примыкающие
к долине реки полосы шириной
1—2 км покрыты смешанным ле-
сом
Долина прослеживается только в низовье
реки, на приустьевом 16-кнлометровом участке,
имеет трапецеидальную форму. Склоны ее высо-
той 7—8 м, крутые (45—50°), поросли кедром,
сосной, пихтой, березой, осиной
Пойма двухсторонняя относительно высокая,
шириной 200—400 м, кое-где до 600—900 м, за-
болоченная, изрезана старицами. Наиболее пони-
женные места поймы топкие, поросли мхом, вах-
той и осокой; прирусловая ее часть покрыта гус-
тым смешанным лесом из кедра, сосны, пихты,
березы. Проходимость поймы крайне затруднена
наличием на ней карчи и валежника
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,7), неразветвлеиное (кроме устьевого участка).
431
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
Ширина его в начале обследованного участка 10—
12 м, в низовье до 18—25 м, в отдельных озеро-
видных расширениях до 30—60 м; глубина боль-
шей частью 1,5—2,0 м, кое-где до 3 м. В летнее
время русло местами зарастает кубышкой, а вдоль
берегов — осокой
Берега реки суглинистые, высотой 2—7 м, с
уклоном от 10 до 50° (пологие чередуются с кру-
тыми), поросли осокой, вейником, сабельником,
ивой, ольхой, черемухой, рябиной
Дио реки в среднем течении суглинистое, в
нижнем течении песчаное
Река Ай-Гуль-Яун, длина 58 км. Обследование реки произведено в ее среднем и
нижнем течении на участке протяжением 47 км 9—15/VIII-70 г. Берет начало из
болота, расположенного между реками Ай-Гу-Еганом и Негус-Яуном; впадает
в р. Аган с левого берега на 397-м км. Средний уклон реки 0,43%0. Основной
приток — река без названия, левобережный, длиной И км
Водосбор реки имеет площадь
294 км2 (длина 36 км, средняя
ширина 8 км). Верхняя часть во-
досбора расположена на суходоле
с отдельными заболоченными участ-
ками, а средняя и нижняя его
части — на верховом болоте с пре-
обладанием грядово-мочажинного
комплекса и сфагново-кустарнич-
кового, облесенного сосной микро-
ландшафта.
На водосборе встречаются отдель-
ные небольшие озера (озер-
ноегь 1%). В средней и нижней
его частях имеются суходольные
островки и полосы шириной 0,5 —
2,0 км, покрытые смешанным ле-
сом или сосново-лишайниковыми
борами
Долина начинает прослеживаться лишь с
29-го км от устья, имеет трапецеидальную форму.
Ширина ее 0,5 —1,0 км. Склоны долины высотой
8—10 м, па приустьевом участке 2—3 м, пологие,
поросли елью, сосной, пихтой, кедром, изредка
березой
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 300—
800 м, в приустьевом участке 50—100 м, заболо-
чена, сильно пересечена ручьями, ложбинами,
старицами. Па ее поверхности встречаются повы-
шения в виде гряд-остаицов. Наиболее понижен-
ные места поймы заросли осокой, вахтой, хвощом.
Древесная растительность поймы представлена
преимущественно кедром, сосной, елью, ивняком
ольхой и березой.
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,9), шириной 3—8 м, а в озеровидных рас-
ширениях до 14 20 м, глубиной соответственно
1,2-2,0 м до 2,5 м. Оно засорено топляками,
особенно в нижнем течении. В летний период рус-
ло зарастает водной растительностью: осокой, ку-
бышкой
Берега реки высотой 0,2 -0,5 м, пологие, по-
росли осокой, вейником, сосной, елью, кедром,
березой, ольхой, черемухой
Дио реки суглинистое, на приустьевом участке
песчаное
III.	Болотная система междуречья Пима и Тромъегана
Река Минчимкииа, длина 114 км. Обследование реки произведено в ее верхнем
течении па участке протяжением 40 км 23—31/VII-72 г. Берет начало из небольшого
озера, расположенного на водоразделе двух достаточно больших озер Мытль-Лор
и Тоух-Катым-Лор; впадает в р. Обь в протоку без названия с правого берега.
Средний уклон реки 0,53%0. Основной приток —р. Быстрый Куль-Егап, левобережный,
длиной 48 км
Водосбор обследованного участ- Долина прослеживается с 4-го км от истока
ка реки имеет площадь 171 км2 реки, вначале слабо выражена, ниже приобретает
432
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
(длина 23 км, средняя ширина
7,4 км). Расположен на верховом
болоте с преобладанием грядово-
озеркового и грядово-мочажинно-
озеркового комплексов. На водо-
сборе много озер (озерность 22%).
Встречаются суходольные острова,
а вдоль реки в нижней части во-
досбора полосы шириной от 0,5 до
4 км (устье), покрытые сосново-
лишайниковыми борами
более ясные очертания и с 24-го км имеет трапе-
цеидальную форму. Ширина ее 200—300 м, мес-
тами 80—100 м. Склоны долины пологие, поросли
смешанным лесом с преобладанием хвойных пород:
сосны, кедра
Пойма становится заметной с 7-го км от ис-
тока реки. Она двухсторонняя, в верховье шири-
ной 30—70 м, ниже 100—150 м, кое-где до 300 —
350 м, низкая, заболоченная. Наиболее низкие ее
участки заросли вахтой, хвощом. Древесная рас-
тительность поймы представлена преимущественно
березой, рябиной, черемухой, ивняком, шиповни-
ком
Русло на первых трех километрах внутриза-
лежное, проходит по топи. Далее оно открытое,
извилистое (коэффициент извилистости 1,1), не-
разветвленное, шириной 0,5—4 м, в нижней части
обследованного участка 8—15 м, глубиной 0,3—
0,5 м до 1—2 м, местами до 3 м (на излучинах);
засорено топляками и упавшими деревьями.
В летний период русло зарастает водной раститель-
ностью: кувшинкой, осокой
Берега торфяные, высотой 0,5- -0,8 м, поросли
осокой, вейником, ивняком и шиповником
Дно реки в ее верховье торфяное, ниже -пес-
чаное
Река Черная, длина 83 км. Обследование реки произведено в ее верхнем и отчасти
среднем течении на участке протяжением 42 км, 27/V1II-3/IX-72 г. Берет начало из
небольшого озера без названия, находящегося в 2,5 км к северу от оз. Вершинного;
впадает в р. Обь с правого берега на 1481-м км. Средний уклон реки 0,53%0.
Основные притоки: р. Березовая, правобережный, длиной 12 км; р. Малая Черная,
левобережный, длиной 33 км
Водосбор обследованного участка
имеет площадь 229 км2 (длина 24 км,
средняя ширина 9 км). Расположен
на верховом болоте с преоблада-
нием грядово-озеркового комплек-
са, в устьевой части — па суходо-
ле. На водосборе много озер (озер-
ность 23%). Вдоль реки суходоль-
ные участки в виде полос, шири-
на которых по мере движения к
устью реки возрастает от 0,1 до
0,6 км. Встречаются суходольные
острова и на болотах
Долина становится заметной с 8-го км от
истока реки, имеет ящпкообразную, а на отдель-
ных участках трапецеидальную форму. Ширина
ее 150—450 м. Склоны долины высотой 5—6 м,
крутые (30—60), сильно рассечены ложбинами,
по которым происходит сток воды с болот, пок-
рыты кедром и сосной
Пойма с 7,5 км от истока двухсторонняя,
низкая, заболоченная, шириной 120—400 м, пре-
имущественно 120—150 м. Наиболее пониженные
ее места заросли вахтой, сабельником. Древесная
растительность поймы представлена березой, кед-
ром, пихтой, елью, ивой, рябиной
Русло в верховье реки (на первом километре)
внутризалежное, прослеживается по цепочке на-
полненных водой ям. Ниже русло открытое, изви-
листое (коэффициент извилистости 1,1), неразвет-
влениое, шириной вначале 0,8—1,2 м, далее 5—9 м,
местами до 10—14 м (на участках излучин), глу-
биной 0,7—1,3 м. Оно засорено корягами, ство-
лами упавших деревьев. В летний период русло
433
Водосбор реки
Долина, русло и пойма реки
зарастает водной растительностью: кубышкой, осо-
кой
Берега реки высотой 0,5—1,0 м, кое-где до 1,0—
1,5 м, порослн осокой, вейником, ивняком, чере-
мухой, ольхой и березой; в верховье — торфяные,
далее — заиленные.
Дно реки на первом километре торфяное, ниже
песчаное, заиленное
Река Малая Черная, длина 34 км. Обследование реки произведено 3—10/IX-72 г.
Берет начало из озера без названия, находящегося в 2,5 км к востоку от оз. Вершинного;
впадает в р. Черную с левого берега на 41-м км. Средний уклон реки 0,59%0
Водосбор реки имеет площадь
124 км2 (длина 21 км, средняя
ширина 6 км). Расположен иа
верховом болоте с преобладанием
грядово-мочажинного мнкроланд-
шафта. На водосборе встречаются
озера (озерность 5%), а местами
небольшие участки суходолов в
виде островков длиной до 50 м (в
северо-восточной части водосбора)
или небольших полос вдоль реки
шириной 100—600 м (в юго-запад-
ной части водосбора), покрытых
кедрово-сосновым лесом
Долина прослеживается лишь с 17-го от
истока реки, имеет трапецеидальную .-форму.
Ширина долины 200—250 м. Склоны ее'высотой
3—7 м, большей частью достаточно пологие (15—
30°), местами крутые (до 45—60°); слабо рассече-
ны ложбинами, по которым происходит сток ве-
сенних талых вод; поросли кедром, сосной, елью,
реже березой
Пойма начинается с 4-го км от истока, двух-
сторонняя, низкая, заболоченная, шириной 80—
100 м, преимущественно 120—180 м, кое-где силь-
но обводнена. Наиболее пониженные ее места
топкие, заросшие осокой, вахтой, хвощом. Из
древесной растительности на пойме преобладают
кедр, сосна, ель и пихта. Проходимость поймы
сильно затруднена не только ее значительной об-
водненностью, но и наличием большого количест-
ва упавших деревьев и густого подлеска
Русло в верховье реки (на первом километре)
внутризалежное, обнаруживается по цепочке от-
крытых ям («окон»). Ниже русло открытое, изви-
листое (коэффициент извилистости 1,1), неразвет-
вленное, шириной 0,8—15 м (расширения приуро-
чены к излучинам), чаще всего 5—7 м, глубиной
0,5—0,8 м; засорено корягами и валежником.
В летний период оно зарастает водной раститель-
ностью (кубышкой)
Берега реки вначале низкие сплавинные (тор-
фяные), высотой 0,2—0,4 м, пологие, в низовьях
заиленные, высотой 0,8—1,0 м, обрывистые, по-
росли осокой, ивняком, рябиной
Дно реки в верховье торфяное, ниже песчаное,
заиленное
Река Моховая, длина 133 км. Обследование реки произведено в ее верхнем течении иа
участке протяжением 36 км 9—13/VIII-72 г. Берет начало из озера без названия,
входящего в систему озер, находящуюся к северу от оз. Сорым-Лор; впадает в
р. Тромъеган на 20-м км. Средний уклон реки 0,43%0. Основные притоки правобереж-
ные: р. Имн-Ягун, длиной 17 км; р. Меудек-Яун, длиной 14 км
Водосбор обследованного участ-
ка реки имеет площадь 188 км2
(длина 36 км, средняя ширина
Долина прослеживается лишь с 17-го км
от истока реки, имеет трапецеидальную форму.
Ширина ее 150—270 м. Склоны долины высотой
434
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
5 км). Расположен на выпуклом
олиготрофном болоте с преоблада-
нием грядово-озеркового и грядо-
во-озерного комплексов. На водо-
сборе много озер (озерность 29%).
В верхней половине водосбора
встречаются суходольные острова,
покрытые сосново-ягельными бо-
рами
1—5 м, достаточно крутые (35—40°), реже поло-
гие; слабо рассечены ложбинами, по которым
происходит сток воды с болот, поросли кед-
ром
Пойма двухсторонняя, шириной 100—200 м,
в приустьевом участке до 400—450 м, низкая,
заболоченная. Пониженные ее участки заросли вах-
той, осокой, хвощом и белокрыльником. Из дре
весной растительности на пойме преобладает бере-
за, ива, рябина, кедр, сосна и ель
Русло извилистое (коэффициент извилистости
1,1), неразветвленное, шириной 8—10 м, местами
(на участках излучин) 13—20 м, глубиной 1,0—
1,2 м, местами до 1,7 м. В конце обследованного
участка оно засорено упавшими стволами деревьев.
В летний период русло зарастает водной расти-
тельностью: кубышкой, осокой
Берега реки высотой 1,0—1,5 м, обрывистые,
местами пологие, поросли осокой, вейником, бе-
резой, ивой, черемухой, ольхой, берега в верховье
торфяные, ниже заиленные, суглинистые
Дно реки суглинистое, заиленное, в нижней
части обследованного участка песчаное
Река Имн-Ягун, длина 17 км.*Обследование реки произведено 15—17/VIII-72 г. Бере
начало из оз. Имн-Лор, впадает в р. Моховую с правого берега на 113-м км. Средний
уклон реки 1,1 %0
Водосбор реки имеет площадь
34 км2, (длина 14 км, средняя
ширина 3 км). Расположен на вер-
ховом болоте с преобладанием
грядово-озеркового комплекса и
сосново-сфагново-кустарничкового
и сфагново-кустарничково-сосново-
го микроландшафтов. На водосбо-
ре сравнительно много озер (озер-
ность 12%). В средней части водо-
сбора встречаются суходолы в виде
островков нли небольших, приле-
гающих к руслу реки, полос, ши-
риной от 80 до 800 м
Долина начинает прослеживаться лишь с
7-го км от истока реки, ящикообразной фор-
мы, имеет ширину около 0,2 км. Склоны долины
высотой до 6 м, достаточно крутые (30--40°), по-
росли сосной, кедром
Пойма появляется с 4-го км от истока реки,
двухсторонняя, .низкая, заболоченная, вначале
шириной 20—30 м, к устью до 70—130 м. Древес-
ная растительность поймы представлена преиму-
щественно березой, кедром, елью, пихтой, рябиной
и черемухой
Русло в верховье реки на 3-километровом
участке внутризалежное, проходит через осоковопу-
шицевую топь, ниже — открытое, извилистое (коэф-
фициент извилистости 1,4), неразветвленное. Ши-
рина русла 2—4 м, местами (на излучинах) и на
устьевом участке до 5—7 м, глубина 0,3—0,7 м.
С 7-го км от истока реки русло засорено упав-
шими деревьями. В летний период оно зарастает
водной растительностью: рдестом, осокой, кубыш-
кой
Берега реки в верховье низкие, торфяные, вы-
сотой 0,2—0,4 м, ниже — обрывистые; поросли
осокой, вейником, ивняком и рябиной
Дно реки в ее верховье торфяное, а ниже, с
7-го км от истока, песчаное, слегка заиленное
435
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
IV.	Болотная система междуречья Большого Салыма и Большого Балыка
Река Пойк, длина 64 км. Обследование реки произведено в ее верхнем и среднем тече-
нии на участке протяжением 33 км (58—25-й км от устья) 24—30/VII-66 г. Берет на-
чало из болот в 2 км к северо-западу от оз. Пойк; впадает в Большую Юганскую про-
току с левого берега на 85-м км от ее соединения с протокой Юганская Обь. Средний
уклон реки 0,67 %„. Основной приток — р. Мохкот-Ега, правобережный, длиной 22 км
Водосбор реки имеет площадь
574 км2 (длина 33 км, средняя
ширина 16 км). Расположен в ос-
новном на верховом болоте с
преобладанием грядово-мочажин-
иых комплексов и мохово-лесных
микроландшафтов, а частично за-
нят заболоченным лесом и сухо-
долом, поросшим березой, елью,
сосной, реже пихтой. В пределах
водосбора находится несколько
озер (озерность 1%)
Долина становится заметной с 7-го км от
истока реки, имеет трапецеидальную форму. Ши-
рина ее 400—2000 м постепенно увеличивается к
устью. Склоны долины высотой 10—15 м, пологие,
поросли смешанным лесом с преобладанием бе-
резы
Пойма на участке реки выше 35-го км от
устья реки, слабо выражена, шириной 100—200 м;
ниже она двухсторонняя, низкая, резко расши-
ряется, до 400 и даже до 700 м (в устье р. Мох-
кот-Ега). Присклоновая часть поймы поросла гус-
тым смешанным лесом, в центральной и прирус-
ловой ее частях имеются отдельные заросли кус-
тарника и редкий древостой
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,3), неразветвленное, шириной 2—3 м, реже
7 м, ниже 35-го км от устья—10—40 м, глуби-
ной 0,3—1,3 м, преимущественно 0,4—0,6 м. В
начале участка среднего течения оно засорено
корчами, а часто и упавшими деревьями, образую-
щими завалы; по течению в нем встречаются от-
дельные топляки. В летний период русло зарас-
тает водной растительностью
Берега реки высотой 0,3—1,5 м, обрывистые,
поросли густым кустарником, сложены заторфо-
ванпыми суглинками
Дно реки суглинистое, илистое
Река Мохкот-Ега, длина 22 км. Обследование реки произведено 5—15/VIII-66 г. Берет
начало из болота, по которому проходит водораздел с бассейном р. Малый Балык; впа-
дает в р. Пойк на 24-м км. Средний уклон реки 1,1%0
Водосбор реки имеет площадь
120 км2, (длина 20 км, средняя
ширина 6 км). Расположен в ос-
новном на верховом болоте с пре-
обладанием грядово-мочажинного
комплекса и мохово-лесного микро-
ландшафта, а частично занимает
заболоченный лес, представленный
березой, елью и сосной. Озерность
водосбора составляет всего 0,1%
Долина начинает прослеживаться лишь с 12-го
км от истока, имеет трапецеидальную форму. Ши-
рина ее 200—600 м. Склоны долины высотой
8—12 м, крутые, поросли густым смешанным ле-
сом
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 50—
200 м, умеренно заболочена, покрыта смешанным
лесом с преобладанием березы
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,2), неразветвленное, шириной 1—2 м, в сред-
нем течении до 10—20 м, глубиной 0,3—0,8 м,
к устью до 2,3 м. Оно засорено корчами; часты
завалы, образованные упавшими деревьями.
В летний период русло зарастает водной раститель-
ностью
Берега реки высотой 1,0 —1,5 м, обрывистые,
поросли кустарником, сложены заторфованными
суглинками
Дно реки заиленное, вязкое
436
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
V.	Болотная система междуречья Мулымьи и Большого Тала
Река Большой Тетер (Нерпалка), длина 56 км. Обследование реки произведено в ее
среднем и нижнем течении па участке от р. Ершовой до устья протяжением 44 км
25/VII—15/VIII-65r. Берет начало из озера без названия, впадает в р. Конду с левого
берега па 680-м км. Средний уклон реки 0,34%0. Основной приток— р. Усть-Тетер,
правобережный, длиной 12 км
Водосбор реки имеет площадь
1110 км2, (длина 62 км, средняя
ширина 18 км). Расположен на
выпуклом олиготрофном болоте с
преобладанием грядово-мочажин-
ного комплекса. На водосборе,
главным образом в верхней и сред-
ней его частях, довольно много
озер (озерность 12%), местами
встречаются суходолы в виде ос-
тровов, покрытых сосной
Долина на обследованной части реки неясно
выражена. Склоны ее сливаются с прилегающей
местностью, покрыты сосновым лесом •	□
Пойма двухсторонняя, низкая, ширинойтаот
десяти до нескольких сот метров, заболочена,
поросла березой, сосной
Русло извилистое (коэффициент извилистости
1,1) разветвленное, в низовьях шириной 7—14 м,
в устье до 30 м, глубиной 1,5—-3,0 м, на плесах
до 3—5 м; засорено топляками и корчагами.
В летний период оно зарастает водной раститель-
ностью
Берега реки в основном низкие, торфяные, но
на участках, где водный поток подходит к сухо-
долам, песчаные, имеют высоту 2—5 м, крутые,
поросли осокой, тростником, ивняком
Дно реки преимущественно илистое, местам
песчаное
Река Мортымья, длина 6 км. Обследование реки произведено 14/IX-65 г. Берет начало
из топи, находящейся к востоку от д. Мортымьи; впадает в р. Мулымыо на 73-м км.
Средний уклон реки 0,83%0.
Водосбор реки имеет площадь
32 км3 (длина 11 км, средняя ши-
рина 3 км). Расположен на выпук-
лом олиготрофном болоте с пре-
обладанием грядово-мочажинного
комплекса, а вдоль реки сосново-
кустарничково-сфагнового микро-
ландшафта. На водосборе имеется
несколько озер (озерность 3%).
Встречаются суходолы в виде ост-
ровов, поросших хвойным лесом
Д о л и п а плохо выражена, становится замет-
ной с 3-го км от истока реки. Склоны ее пологие,
поросли хвойным лесом
Пойма прослеживается только в нижней по-
ловине реки (с 4-го км от истока); вначале она
односторонняя, затем двухсторонняя, низкая, ши-
риной 25—40 м, в приустьевом участке до 120—
150 м
Русло в верховье реки (до 1,5 км) внутриза-
лежное, обнаруживается по поверхностному стоку
на топи и по отдельным, заполненным водой
углублениям. В среднем течении (со 2-го км) река
имеет открытое русло, сначала шириной 0,4—0,5 м,
глубиной 0,3—0,6 м, а со 2-го км от устья шири-
ной 1—3 м, местами до 5—6 м, глубиной 0,4—
1,0 м, на плесах до 2 м. Оно засорено стволами
упавших деревьев, в летний период зарастает вод-
ной растительностью (кувшинкой)
Берега реки в верхнем и среднем течении низ-
кие, торфяные, высотой 0,3—0,4 м, в нижнем те-
чении 2—3 м; в низовье левый берег обрывистый,
правый—пологий
Дно реки в верхнем и среднем течении торфя-
ное, в нижнем течении песчаное
437
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
ЮЖНАЯ ЧАСТЬ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
I. Тарманская болотная система
Река Ахманка, длина 66 км. Обследование реки произведено в среднем и нижнем тече-
нии на участке протяжением 47 км (с 19-го км от истока до устья) в июле — августе
1958 г. Берет начало из оз. Ахманского, впадает в р. Туру с левого берега на 246-км.
Средний уклон реки 0,42%о. Основной приток — р. Мураповка, правобережный,
длиной 3 км
Водосбор реки имеет площадь
670 км2 (длина 31 км, средняя
ширина 22 км). Расположен в ос-
новном на низинном болоте с пре-
обладанием осоково-тростникового
микроландшафта, а в верховье и
приустьевой части — на суходоле.
В пределах болота па водосборе
встречаются небольшие суходоль-
ные острова
Долина реки от д. Ахманы вниз по течению
на участке длиной 5 км, имеет V образную форму,
далее (до 29-го км от истока) и в нижнем тече-
нии (с 46-го км or истока) приобретает корыто-
образную форму. Ширина ее 80—150 м. Склоны
долины пологие (2—3°), поросли березой, ольхой
и осиной, па самом болоте долина (с 29 до 46-го
км от истока) неясно выраженная, сливается с
прилегающей местностью
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
шириной до 200 м. Из древесной растительности
на ней произрастают береза, ольха, осина, реже
ель, сосна, липа. С 29-го по 43-й км от истока
пойма сливается с болотом, поросла осокой и
тростником
Русло извилистое (коэффициент извилистос-
ти 1,5) в основном неразветвленное. На болотном
участке с 29-го по 43-й км от истока водный по-
ток проходит внутризалежным путем и прослежи-
вается лишь по полосе камыша и тростника или
по густым зарослям кустов. От д. Ахманы до
29-го км от истока и от 43-го км от истока русло
открытое, имеет ширину 3—8 м, местами до 10—
15 м, глубину 0,3—1 м на перекатах и 1,5—3 м
на плесах. В летний период русло зарастает вод-
ной растительностью: ряской, лягушечником, ку-
бышкой
Берега реки в основном низкие (0,3—0,4 м),
торфяные, пологие, в низовье — песчаные, крутые,
поросли зарослями кустарника, тростником, осо-
кой, в устье — луговыми травами
Дно реки торфяно-илистое, на приустьевом
участке песчаное
Река Капланка, длина 42 км Обследование реки произведено в августе 1958 г.
Берет начало из оз. Сунду-Куль, впадает в р. Туру на 143-м км.
Средний уклон реки 0,28%0. Основной приток — р. Велижанка,
правобережный, длиной 6 км
Водосбор реки имеет площадь
436 км2 (длина 29 км, средняя
ширина 15 км). Расположен в ос-
новном на низинном болоте с пре-
обладанием осоково-гипнового мик-
роландшафта, а при устье — на
суходоле. На водосборе имеется
много озер (озерность 10%), в его
заболоченной части встречаются не-
большие суходольные острова
Долина прослеживается лишь с 8-го км от
устья, слабо выражена. Ширина ее 45—60 м.
Склоны долины высотой 2,0—2,5 м, пологие, от-
части крутые.
Пойма двухсторонняя, низкая, узкая, заболо-
ченная с кочковатой поверхностью, поросла в ос-
новном осокой, кое-где луговой растительностью
Русло на первых 14 км от истока и на при-
устьевом участке длиной 7 км извилистое (коэф-
438
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
фициент извилистости 1,0), неразветвленное, ши-
риной 1,5—2,0 м, глубиной 0,1—0,7 м. На осталь-
ном протяжении реки она представляет собой
искусственную канаву шириной 12—20 м, глуби-
ной 2,5—3,0 м. В летний период река пересыхает
и зарастает водной растительностью: тростником,
осокой и камышом
Берега реки низкие торфяно-илистые, в низовье—
песчаные, высотой 0,4—0,8 м, обрывистые, местами
выполаживаются, поросли тростником, осокой и
единичными кустами ивняка
Дно реки торфяно-илистое, в низовье — песчаное
Река Велижанка, длина 6 км. Обследование реки произведено 20—21/VIII-58 г.
Берет начало в южной части болотного массива, расположенного в 1,3 км
к северо-западу от д. Велижаны впадает в р. Капланку с правого берега на 0,2 км.
Средний уклон 0,5%0
Водосбор реки имеет площадь
18 км2, (длина 7 км, средняя ши-
рина 2,5 км). Расположен в основ-
ном на низинном болоте с преоб-
ладанием осоково-гипнового микро-
ландшафта, в приустьевом участ-
ке — на суходоле.
Долина становится заметной с первого кило-
метра от истока. Ширина ее преимущественно
30—70 м, но в низовье местами всего 8—10 м.
Склоны долины пологие, кое-где сливаются с при-
легающей местностью.
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 8 -
20 м, заболоченная, поросла осокой и разнотравьем
Русло в верховье на протяжении 900 м име-
ет вид лога, поток протекает по искусственной
канаве, шириной 2—3 м, местами 25—65 м, глу-
биной в большей части 0,3—0,4 м, а перед оз.
Курья, через которое протекает река, 1,1 м.
В летний период река частично пересыхает, вода ос-
тается только в отдельных плесах, зарастающих
в это время кубышкой, телорезом, камышом, рого-
листником. Берега реки в ее верхнем течении вы-
сотой 0,3—1,0 м, пологие, далее становятся выше
(2,0—4,5 м), но на приустьевом участке опять по-
нижаются до 1,0—1,5 м и выполаживаются; по-
росли осокой, тростником, ивой, в низовье — рас-
паханные луга. Дно реки торфяно-илистое, в
нижнем течении — песчаное
Река Анга, длина 18 км. Обследование реки произведено 5—12/VIII-58 г. Берет на -
чало из оз. Айгинского, впадает в р. Туру с левого берега на 106-м км. Средний
уклон реки 0,38%„.
Водосбор реки имеет площадь
401 км2, (длина 29 км, средняя
ширина 14 км). Расположен пре-
имущественно в пределах низин-
ного болота с преобладанием гип-
иово-осбкового микроландшафта,
в приустьевой части — на суходо-
ле. На водосборе находится одно
озеро, а среди болота встречаются
небольшие суходольные острова
Долина прослеживается лишь с 14-го км от
истока реки, имеет асимметричную форму. Высота
ее склонов около 10 м
Пойма становится заметной лишь на при-
устьевом километровом участке с 17-го км от ис-
тока реки; при выходе реки из болота она двух-
сторонняя (переходит с одного берега на другой),
низкая, шириной 5—30 м, заболоченная, поросла
осокой, тростником, дербеииком и отдельными
кустами ивняка
Русло на верхнем участке реки (на протяже-
нии 7 км) искусственно спрямлено, представляет
собой канаву, шириной 1—2 м, глубиной 0,4—
439
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
0,7 м; далее оно извилистое (коэффициент изви-
листости 1,04), неразветвлеиное, шириной в сред-
нем течении от 2 до 20 м, в нижнем — до 30—70 м
(перед оз. Айга, через которое протекает река),
но в устье всего 5—6 м, глубиной от 0,5 до 1,0 м.
В летний период русло частично пересыхает, на
остающихся плесах зарастает водной раститель-
ностью: кувшинкой, реской, у берегов осокой
Берега реки высотой 1,5—4,0 м, пологие, порос-
ли кочкарной осокой, тростником и ивой
Дно реки в верхнем течении торфяно-илистое,
ниже иловато-глинистое, на приустьевом участке
песчаное, заиленное
Река Межница, длина 16 км. Обследование реки произведено в ее среднем и нижнем
течении па участке протяжением 13 км 11—17/VIII-58 г. Берет начало из оз. Лорина,
расположенного за пределами 'Гарманского болотного массива, впадает в р. Туру
па 27-м км. Средний уклон реки 0,42%0. Основной приток —р. Еловка, правобереж-
ный, длиной 6 км
Водосбор реки имеет площадь
274 км2 (длина 23 км, средняя ши-
рина 12 км). Расположен в основ-
ном на низинном болоте с преоб-
ладанием гипново-осокового мик-
роландшафта, в приустьевой части
иа суходоле. На водосборе нахо-
дится несколько небольших озер
(озерность 3,5%)
Долина реки трапецеидальной формы, шири-
ной 0,7—1,2 км, на приустьевом участке сужается
до 0,6 км. Склоны долины высотой 2,5—10 м, уме-
ренно крутые, открытые, местами изрезаны корот-
кими балками
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 0,1 —
0.9 км, заболоченная, имеет кочковатую поверх-
ность. Па приустьевом участке поросла осокой,
луговой растительностью и кустарником
Русло умеренно извилистое (коэффициент
извилистости 1,0), неразветвлеиное, шириной 1,5—
9 м, глубиной 0,5—1,0 м, местами до 2 м. В лет-
ний период, когда течения в реке не бывает, рус-
ею зарастает водной растительностью: камышом,
кувшинкой и ряской
Берега реки низкие (0,2—0,7 м) торфяно-или-
стые, крутые
Дно реки торфяно-илистое
Река Еловка, длина б км. Обследование реки произведено 31/VII—6/VIII-58 г. Берет
начало из оз. Елового, впадает в р. Межницу с правого берега па 9-м км. Средний
уклон реки 0,64%о
Водосбор реки имеет площадь
36 км2, (длина 11 км, средняя ши-
рина 3 км). Расположен почти це-
ликом на низинном болоте с пре-
обладанием березово-осокового
микроландшафта, и лишь его
окрайки находятся на суходоле.
На водосборе встречаются озера
(озерность 6%)
Долина прослеживается только па приустье-
вом участке длиной 1,5 км. Опа неясно выражена,
шириной по дну 50—300 м. Склоны долины поло-
гие, поросли тростником, березой
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 40—
200 м, заболоченная, покрыта осокой, тростником
Русло до оз. Малого Елового внутризалеж-
ное, проходит под сплавиной, поросшей камышом,
осокой и хвощом; глубиной 0,6 м, далее оно от-
крытое, извилистое (коэффициент извилистости
1,1), неразветвлеиное, шириной 1,0—2,5 м, .засо-
рено валежником. В летний период река пересы-
хает, ее русло зарастает водной растительностью
Берега реки низкие (0,2—0,7 м), торфяные, по-
росли кустарником
Дно реки торфяно-илистое
440
Водосбор реки
Долина, пойма и русло реки
Ручей Отрог, длина 6 км. Обследование ручья произведено 9—17/VIII-58 г. Берет на-
чало в восточной части Тарманского массива при слиянии двух логов; впадает
в р. Межницу с правого берега на расстоянии 1,5 км. Средний уклон ручья 1,0%0
Водосбор реки имеет площадь
15,8 км2 (длина 7 м, средняя ши-
рина 2,0 м). Расположен на ни-
зинном болоте с преобладанием
осоково-кустарникового микроланд-
шафта, и только его окрайки на-
ходятся на суходоле
Долина неясно выражена, шириной 0,5—
1,0 км. Склоны ее пологие, покрыты кустарнико-
во-осоковой растительностью
Пойма двухсторонняя, низкая, шириной 300—
500 м, заболоченная, поросла кустарником и осо-
кой.
Русло в начале ручья внутризалежное, про-
слеживается по цепочке ям, наполненных водой;
далее оно открытое, шириной 25—30 м. В летний
период ручей пересыхает, вода остается только
в отдельных более глубоких местах русла.
Берега реки вначале низкие, к устью высота
их увеличивается до 3 м, поросли зарослями ивы
и тростника.
Дно реки суглинистое, местами глинистое.
II. Болотная система междуречья Ичи и Оми
Река Узакла, длина 145 км. Обследование реки произведено в ее верхнем течении
на участке протяжением 49 км в августе 1959 г. Берет начало из оз. Ближнего,
впадает в р. Омь с правого берега на 644-м км. Средний уклон реки 0,15%0
Водосбор реки имеет площадь
2014 км2 (длина 118 км, средняя
ширина 17 км). Расположен в ос-
новном на низинном болоте с пре-
обладанием тростниково-осокового
микроландшафта.
На водосборе находится не-
сколько озер (озерность 3%),
много небольших суходольных рс-
тровов, поросших березой и оси-
ной
Долина на обследованном участке слабо вы-
ражена, ее склоны сливаются с прилегающей мес-
тностью.
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
поросла тростником и осокой
Русло в основном открытое, извилистое (ко-
эффициент извилистости 1,2), неразветвленное,
в отдельных местах внутризалежное, шириной
6—7 м, при впадении реки в озера (Башкуль,
Ак-Куль, Дроздове) до 20—25 м, глубиной 0,6—
0,8 м, кое-где 2,0—2,5 м. В летний период оно
зарастает водной растительностью: тростником,
кувшинками и рогозом
Берега реки торфяно-илистые, высотой 0,5—
1,2 м, пологие, топкие, поросли тростником.
Дно реки илистое.
Река Татарка, длина 9 км. Обследование реки произведено 20—23/VII-59 г. Берет
начало из оз. Алабуга, расположенного в юго-восточной части Узаклинского болота.;
впадает в р. Омь на 870-м км. Средний уклон реки 0,5%0
Водосбор реки имеет площадь
40 км2 (длина 10 км, средняя ши-
рина 4 км). Расположен преиму-
щественно на низинном болоте
с преобладанием тростниково-осо-
кового .микроландшафта, в при-
устьевом . участке — на суходоле.
Долина достаточно заметна только на при-
устьевом участке реки, длиной 2 км, имеет коры-
тообразную форму. Ширина долины 15—18 м,
склоны ее пологие
Пойма двухстороннян, низкая, заболоченная,
поросла осокой и тростником, в приустьевой
части реки поймы нет
441
Водосбор реки	Долина, пойма и русло реки
На водосборе встречаются озера (озерность 7%)	Русло в верховье реки (на протяжении! км) виутризалежное, прослеживается по небольшим наполненным водой углублениям, имеющим длину 15—20 м, ширину 3—5 м, далее,— до 7-го км от истока, водный поток проходит по канаве шириной 5—8 м, а в нижнем течении на последних 3 км русло извилистое (коэффициент извилистости 1,2), неразветвленное, шириной 2 м, глубиной 0,3—0,35 м Берега реки в ее верховье низкие, пологие, топ- кие, торфяные, в приустьевой части высотой 1,5—2,0, м, крутые, суглинистые Дно реки в ее верховье торфяное, в низовье суглинистое, вязкое
Река Вороба, длина 12 км. Обследование реки произведено 15—18/VIII-59 г. Берет
начало из группы кривых озер, расположенных в центральной части болота Аллап;
впадает в р. Омь с правого берега на 922-м км. Средний уклон 0,7%о
Водосбор реки имеет площадь
33 км2 (длина 9 км, средняя ши-
рина 4 км). Расположен почти це-
ликом на низинном болоте с пре-
обладанием осоково-тростникового
микроландшафта и только в при-
устьевом участке — на суходоле.
На водосборе находится несколько
озер (озерность 5%)
Долина заметна лишь в низовье реки
(с 1,5 км от устья), где имеет корытообразную
форму. Склоны ее пологие, поросли смешанным
лесом
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
с кочковатой поверхностью, поросла тростником
и осокой. Из древесной растительности на ней
встречаются ива и угнетенная береза
Русло в верховье реки (на протяжении 0,7 км
от истока) и в нижнем ее течении извилистое (ко-
эффициент извилистости 1,5), неразветвленное
шириной 3—5 м, в устье до 15—20 м, глубиной
1,5—2,0 м. На участке верхнего и среднего течения
реки длиной 5 км русло впутризалежное, просле-
живается по отдельным наполненным водой ямам,
шириной 15—20 м, глубиной до 1,5 м.
Берега реки в ее верхнем и среднем Течении по-
логие, торфяные, сплавинные, в нижнем — высо-
той 2—3 м, крутые
Дно реки торфяное, илистое
Река Бланка, длина 8 км. Обследование реки произведено 9—18/VIII-59 г. Берет на-
чало из оз. Еланского, впадает в р. Омь с правого берега на 909-м км. Средний уклон
реки 0,45%0
Водосбор реки имеет площадь
28 км2 (длина 7 км, средняя ши-
рина 4 км). Расположен в основ-
ном на иизиниом болоте, а в вер-
хней своей части по окрайкам иа
верховом болоте с преобладанием
осоково-тростникового микролан-
дшафта. Приустьевая часть водо-
сбора находится иа суходоле. На
водосборе имеется несколько не-
больших озер (озерность 0,8%).
Долина прослеживается только в иижней
половине реки и имеет V-образную форму.
Склоны ее пологие, покрыты смешанным лесом
Пойма двухсторонняя, низкая, заболоченная,
поросла осокой и тростником. На приустьевом
участке реки поймы иет
Русло извилистое (коэффициент извилистости
1,2), иеразвеТвлениое, на верхнем участке шири-
ной 30—35 м, глубиной 2,0—2,5 м, в среднем
и нижнем течении соответственно 0,5—2,0 м
и 0,2—0,5 м, в устье оно углубляется до 3,0 м.
В летний период русло зарастает тростником
442
Водосбор реки	Долина, пойма и русло реки
	Берега реки в ее верхнем течении низкие,' по- логие, торфяные, а после выхода потока иа су- ходол высотой 2—3 м, крутые, суглинистые Дно реки в ее верхнем и среднем течении тор- фяное, далее суглинистое, местами глинистое
ПРИЛОЖЕНИЕ 26
ХАРАКТЕРИСТИКА ОЗЕРНОЙ СЕТИ НА НЕКОТОРЫХ РЕЧНЫХ ВОДОСБОРАХ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Река	Площадь водосбора, км2	Суходолы			Болота и заболоченнее земли							Общая площадь озер па водосборе, км2	Площадь озер в % от общей площади озер		Озерность водосбора, %	Общее количество озер на водосборе	Число озер в % от общего количества	
		Общая площадь, к.м2	Площадь, заня- тая озерами, км2	Количество озер	Общая площадь, км2 .		Площадь, заня- тая озерами, км2	Количество озер >	Площадь озер с размерами более 0,25 км2	Количество озер с площадью бо- лее 0,25 км2	Площадь озер размерами менее 0,25 км2	1 Количество озер с площадью ме- исе 0,25 км2		। На суходоле	На болотах и за- болоченных зем- , лях 1			На суходоле	На болотах и за- болоченных зем- лях
Северная часть
Северная Сосьва	97 300	84 800	256	293	12 500	343	3 860	187	210	—		599	43	57	0,6	4 153	7	93
Казни	35 600	25 100	280	2 590	10 500	1 200	14 840	680	720	—	—	1 480	19	81	4,1	17 430	15	85
Пур	113 120	39 480	618	12 710	73 640	9 270	73 520	5 690	7 030	3 580	66 490	9 888	6	94	8,7	86 230	15	85
Пяку-Пур	31 380	12210	296	3920	19 170	3 320	28 670	1 820	1 940	1 500	26 730	3616	8	92	11,5	32 590	12	88
Айвееда-Пур	26 490	13 180	1120	5 950	13 310	2 690	22 840	1 600	1 760	1 090	21080	3810	29	71	14,4	28 790	21	79
						Центральная часть												
Назым	11 500	7 730	50	540	3 770	300	3 890	140	140	—	—	350	14	86	3,0	4 430	12	88
Лямин	15 900	3 690	57	1 160	12210	2 360	28 830	1 230	1 360	—	—	2417	2	98	15,2	29 990	4	96
Пим	11 560	1 860	25	800	9 700	2 460	22 330	1 670	1 400	—	—	2 485	1	99	21,4	23 130	3	97
Тромъеган	56 300	20 300	280	4 740	36 000	6810	69 320	3 650	3 800	—	—	7 090	4	96	12,5	74 060	6	94
Аган	31 900	13 700	150	2 760	18 200	3 230	40 490	1 490	1 480	—	—	3 380	4	96	10,6	43 250	6	94
Ватинский Еган	3 100	860	5,6	74	2 240	154	1 560	92	70	2	1 490	160	4	96	5,2	1634	5	95
Вах	75 360	46 330	334	5 990	29 030	2 670	33 990	1 570	1 240	2	—	3 004	И	89	4,0	39 980	15	85
Тым	32 520	23 250	131	1 550	9 270	241	3810	130	133	—	—	372	35	65	1,1	5 360	29	71
Пайдугипа	8810	4 170	25	390	4 640	73	1 130	33	40	40	1 090	98	26	74	1,1	1 520	26	74
Кеть	94 620	53 850	214	2 640	40 770	702	8 130	370	380	332	7810	916	23	77	1,0	10 770	25	75
Конда	72 900	34 300	1 130	2 440	38 600	3 200	22 020	2 600	1 510	—	—	4330	26	74	6,0	44 460	6	94
Мулымья	7 700	4 500	15	530	3 200	418	3 320	370	91	—	—	433	3	97	6,0	3 850	14	86
Большой Тетер	1 ПО	310	22	87	800	ИЗ	470	107	70	—	—	135	16	84	12,0	557	16	84
Демьянка	34 400	15 900	66	430	18 500	800	11 690	203	210	—		866	8	92	2,5	12 120	4	96
Большой Салым	15 900	8 470	71	510	7 430	340	4 770	162	220	—		411	17	83	2,6	5 280	10	90
Большой Юган	34 200	23 000	42	610	11 200	420	6 660	160	215		--	462	9	91	1,3	7 270	8	92
М. Юган	9 970	7200	6	150	2 770	105	2 020	32	84	—	—	111	5	95	1,2	2 170	7	93
Васюган	62 400	19 670	83	900	42 730	977	20 100	226	256	751	19 840	1 060	8	92	1,7	21 000	4	96
Чижапка	14 600	5 580	12	168	9 020	93	1 780	36	25	57	1 750	105	11	89	0,7	1 948	9	91
Парабель	25 500	7 380	36	540	18 120	170	5 070	28	48	142	5 020	206	17	83	0,8	5610	10	90
							Южная часть											
Омь	42 963	20 728	308	790	22 165	644	2 780	488	421	148	2 359	952	32	68	2,2	3 570	22	78
Тартас	16 223	6 543	74,6	227	9 691	2 478	1 257	188	163	52	1 094	2 553	3,0	97	15,6	1 484	15	85
Оша	14 508	9 034	47	60	5 475	152	445	130	144	22	301	199	24	76	1,4	505	12	88
Пышма	19 060	16 905	77,5	221	2 156	42,2	74	38,5	31	3,7	43	120	65	35	0,6	*295	74	26
Ваган	24 346	15 878	311	394	8 468	358	481	331	212	27,7	269	669	47	53	2,8	875	44	56
ПРИЛОЖЕНИЕ 27
СРАВНЕНИЕ ТОЛЩИН ЛЬДА, ВЫЧИСЛЕННЫХ ПО ЗАВИСИМОСТИ (8.1), С НАБЛЮДЕННЫМИ НА 03. ЛЕНИНГРАДСКОЕ								
		Толщина льда		СМ		Толщина льда		см
		к	вычисленная			к	вычисленная	
Дата		X X <ъ	по метео-	по метео-	Дата	X X t>	по метео-	по метео-
		2 г;	данным оз, Ленин-	данным		2 ч	данным оз. Ленин-	ДсШНЫМ ст. Нижне-
		ОТ X	градского	вартовск		от X	градского	
	1967—68 r.				15/XI	21	15	23
					20/XI	29	19	25
5/XI	10		и	—	25/XI	30	22	27
10/XI	15		15	19	30/XI	35	24	28
5/XII	50		49	44	5/XII	36	—	28
31/XII	56		61	56	10/XII	38	—	29
15/1	60		68	64	15/XII	38	—	30
28/11	71		77	76	20/XII	43	36	32
31/111	74		79	77	25/X 11	48	—	34
7/IV	—		82	—	31/XII	49	40	36
	1968—69 r.				5/1	50	—	37
					10/1	55	44	39
5/II	—		—	31	15/1	56	—	41
15/11	—		—	34	20/1	56	50	42
5/III	—		—	38	25/1	56	—	43
10/III	—		—	38	31/1	56	51	43
15/III	91		96	38	5/II	57	—	44
20/III	87		97	39	10/11	59	—	45
25/III	86		98	40	15/11	60	—	46
31/III	85		99	41	20/11	60	—	48
5/IV	88		99	41	25/11	62	—	50
15/IV	—		—	42	28/11	71	—	51
25/IV	—		82	44	5/III	70	65	52
30/IV	80		101	46	10/III	68	66	53
	1969—70 r.				15/III	73	—	54
					20/III	74	67	54
5/X	—		—	4	25/III	74	67	54
10/X			3	10	31/III	74	—	55
15/X			—	12	5/IV	74	—	56
20/X	12		—	12	10/IV	75	71	56
25/X	16		7	17	15/IV	73	—	—-
31/X	17		—	18	20/IV	74	71	56
5/XI	18		8	19	25/IV	77	72	57
10/XI	21		12	21	30/IV	78	73	58
446
Дата	Толщина льда, см			Дата	Толщина льда, см		
	наблюденная	вычисленная			1—	вычисленная	
		по метео- данным оз. Ленин- градское	по метео- данным ст. Нижне- вартовск			по метео- данным оз. Ленин- градское	по метео- данным ст. Нижие вартовск
	1970—7	г.		20/X II	54	54	32
				25/ХП	54	58	34
5/XI	23	30	24	31/XII	62	58	36
10/XI	21	31	25	25/1	65	75	42
15/XI	30	34	27	11/II	71	86		
25/XI	26	35	27	10/III	79	88	51
30/XI	28	36	27	20/Ш	81	90	52
5/XII	41	37	28	5/1V	77	91	52
10/XII	46	44	28	15/IV	84	92	52
15/XII	52	49	30	25/IV	88	93	52
УДК 556.56+551.481.2-5+565.04
В монографии излагаются результаты многолетних экспе-
диционных исследований строения и гидрометеорологического
режима болотных систем Западной Сибири, проведенных Го-
сударственным гидрологическим институтом в последние
15 лет (1958—1973 гг.).
На основе наземных геоботанических исследований болот
и широкого использования результатов дешифрирования аэро-
фотоснимков приводится детальная характеристика типов
болот и болотных микроландшафтов Западно-Сибирской рав-
нины.
Рассматривается строение торфяной залежи болот и водно-
физические свойства ее деятельного слоя.
Дается описание уровенного режима различных типов
болот, приводятся сведения о тепловых свойствах деятельно-
го слоя, температурном режиме и промерзании торфяной
залежи, а также данные о составляющих радиационного ба-
ланса поверхности болот и режиме испарения с них.
Значительное место в монографии отводится гидрографи-
ческой характеристике внутриболотных рек и озер и рассмот-
рению их гидрологического режима.
Анализируются условия питания и структура болот, и иа
основе этого дается характеристика устойчивости болотных
и болотно-озерных систем при воздействии на них внешних
факторов (осушение, переобводнеиие).
Рассматриваются перспективы мелиоративных мероприя-
тий, возможные изменения природных процессов (заболачива-
ние, выпадение лесов, осушение и т. д.) при том или ином воз-
действии на водный режим крупных и средних рек, а также
некоторые пути использования гидрометеорологических ресур-
сов при хозяйственном и промышленном освоении края.
с 20806-213
069(02)-76 46‘76
(2) Государственный гидрологический институт (ГГИ), 1976 г.
БОЛОТА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ,
ИХ СТРОЕНИЕ И ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ
РЕЖИМ
Редактор Е. Э. Булаховская
Художник Ю. И, Дышленко
Художественный редактор В. А. Баканов
Технический редактор Л. М. Шишкова
Корректор Е. П. Баскакова
Сдано в набор I/IV 1976 г. Подписано к печати 2/XI 1976 г. М-19865. Формат 70Х100*/ц, бумага тип.
№ 1. Усл. печ. л. 36,87 с вклейкой. Уч.-изд. л. 37,68. Тираж 850 экз. Индекс ГЛ-230. Цена
4 руб. 09 коп. Заказ № 3185. Гидрометеоиздат 199053. Ленинград, 2-я линия, д. 23.
Полиграфический комбинат им. Я. Коласа Государственного комитета Совета Министров Белорус-
ской ССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. Минск, Красная, 23.