/
Author: Богдановская-Гиенэф И.Д.
Tags: геоморфология учение о формах земной поверхности монография ботаника гидрология гидробиология экосистемы
Year: 1969
Text
И.Д.БОГДАНОВСКАЯ-ГИЕНЭФ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ФОРМИРОВАНИЯ
СФАГНОВЫХ БОЛОТ
ВЕРХОВОГО ТИПА
АКАДЕМИЯ HAУKCCCP
АКАДЕМИЯ НАУК С G С . Р
•ВСЕСОЮЗНОЕ БОТАНИЧЕСКОЕ ОБЩЕСТВО
И. Д. БОГДАНОВСКАЯ-ГИЕНЭФ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ФОРМИРОВАНИЯ
СФАГНОВЫХ БОЛОТ
ВЕРХОВОГО ТИПА
на примере
Полистово-Ловатского
массива
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
ЛЕНИНГРАДСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
Ленинград • 1969
Автор этой книги, профессор Ивонпа
Донатовна Богдановская-Гиенэф,
скончалась 11 декабря 1968 года, в возрасте 82 лет.
Уже будучи тяжко больной, в последние
годы своей жизни она сумела подытожить
весь богатейший опыт своей многолетней
работы по изучению отечественных болот.
Почти пятьдесят лет неустанного и
самоотверженного труда, исканий и
размышлений вложено в страницы этой
книги.
Пусть же этот посмертный труд
навсегда сохранится как светлая память
о замечательном человеке и ученом —
Ивонне Донатовне Богдановской-Гиенэф.
А. Ниценко.
Ответственный редактор А. А. НИЦЕНКО
2-10-5
426-68 (I)
Посвящается памяти ДМИТРИЯ
АЛЕКСАНДРОВИЧА ГЕРАСИМОВА,
положившего начало исследованию Полистово-Ло-
ватского торфяного массива в
послереволюционные годы.
ВВЕДЕНИЕ
До настоящего времени многие ботаники рассматривают развитие
верховых болот как процесс эволюции их растительности, находящийся
под влиянием климатических факторов, но обусловленный главным
образом свойством растительных группировок изменять условия
местообитания. В. Н. Сукачев A926), например, считает смену болотных ассоциаций
ярко выраженным примером эндогенной смены растительности, где
последовательная смена одних ассоциаций другими всецело определяется
постепенным накоплением торфа, образующегося из остатков растений
этих ассоциаций. Каждая ассоциация подготовляла себе гибель.
В начале нашего исследования Полистово-Ловатского массива мы
также стояли на точке зрения эндогенного развития верхового болота и
лишь постепенно, под влиянием фактов, стали от нее отказываться. Для
нас стало ясно, что современное распределение растительных
группировок и характер растительных комплексов на верховом болоте
определяются прежде всего гидрологическими факторами. К таким факторам
мы относим не только количество воды и качество ее (содержание
минеральных солей, кислорода, кислотность и т. п.), но и характер движения
воды в поверхностных и глубоких слоях торфяника, выклинивание
глубоких грунтовых вод болота на его склонах и т. п. Но эти факторы
являются внешними по отношению к растительности.
Если же современное распределение растительных группировок и их
смена зависят главным образом от водного режима, то надо признать,
что и в прошлом этот режим играл такую же роль; следовательно, смена
слоев торфа в торфянике, строение его обусловливаются прежде всего
гидрогеологическими факторами. Чтобы понять стратиграфию болота и
выявить присущие ей закономерности, необходимо изучить как
современный, так и прошлый гидрогеологический режим болота. Но если считать,
что этот режим определяется, с одной стороны, климатическими
условиями, влияние которых никем никогда не отрицалось, а с другой —
рельефом поверхности болота, который зависит от отложения торфа
растительностью, то признание значения гидрологического фактора для
распределения растительности не противоречило бы теории эндогенного развития
торфяника. Однако с этим положением трудно согласиться. Прежде
всего на развитии растительности очень долго продолжает сказываться
влияние первоначальных гидрологических условий, которые сами
обусловливаются в значительной мере характером гидрографической сети,
рельефом дна, водного питания со стороны минеральных берегов и т. п.
Затем, хотя в процессе развития торфяника первоначальный рельеф
выравнивается, он все же продолжает оказывать глубокое влияние на
1*
3
развитие болота. Кроме того, неравномерность роста торфяника в
различных его частях тоже зависит от характера водного снабжения и
дренажа, которые определяются перечисленными выше косвенными
факторами. Наконец, различные части верхового болота тесно связаны между
собой в своем развитии: условия увлажнения в одной части оказывают
прямое и весьма сильное влияние на увлажнение других частей, нередко
находящихся на значительном расстоянии. Вода, содержащаяся в
верховом торфянике, представляет собой не мертвый, неподвижный запас,
а циркулирует в нем; эндогенное развитие какой-нибудь части болота,
эндогенный ряд смен в этой части был бы мыслим только в том случае,
если бы растительность на данном участке развивалась только под
влиянием атмосферных осадков, выпадающих непосредственно на его
поверхность. Вода, притекающая из других частей торфяника или с его
минеральных берегов, является мощным, но внешним фактором.
В 20-е годы произошла значительная перемена во взглядах на
значение климатических условий для развития верхового болота. До этого
считалось, что это влияние главное и что оно почти целиком
обусловливает тип болота. Теперь все больше учитывается значение
геоморфологического фактора, причем не только для определения типа питания болота,
но и хода его развития (Мещеряков, 1927; Работнов, 1929), а также для
определения типа верхового торфяника (Матюшенко, 1931; Тюремнов,
1949). По данным Д. П. Мещерякова, например, от положения на
дренированной песчаной террасе или на склоне зависит характер растительного
покрова и стратиграфии верхового болота. Но установление зависимости
характера растительности и строения торфяника от геоморфологических
условий, определяющих его водный режим, есть в сущности признание
экзогенного характера развития болота. В. П. Матюшенко A934) и
С. Н. Тюремнов A949) путем сравнения болот различных
геоморфологических районов пришли к выводу о значении гидрологического фактора;
мы же пришли к нему на основании подробного исследования одного
торфяного массива, анализа его растительности и стратиграфии и изучения
его системы стока.
Еще в работах сотрудников бывш. Торфяной части Наркомзема ясно
намечалась связь между обильным притоком воды и свойствами залежи:
«ось технических минимумов» является в то же время
«гидродинамической осью торфяника, т. е. водоносной артерией» торфяного пласта,
которая «находится в тесной связи с такой же системой грунта болота» и по
которой главным образом и происходит движение воды в торфянике.
К сожалению, конкретные материалы, на основании которых В. В. Куд-
рягаов A929) и его сотрудники пришли к этим выводам, остались
неопубликованными и работа по изучению водной системы торфяника не была
доведена до конца. Данные, полученные по другой методике, по-видимому
главным образом по способу проведения изолиний, дополненному
опытами на болоте, также заставили сотрудников бывш. Торфяной части
Наркомзема признать тесную зависимость характера верхового болота от
внешних гидрогеологических факторов.
Теперь кажется странным, что значение этих факторов так долго
недооценивалось. Почти во всех определениях торфяника (см., например:
Аболин, 1928) отмечаются три главных признака: 1) наличие особой
болотной растительности; 2) своеобразие субстрата, отложенного самими
растениями, — торфа; 3) избыток воды. Но при изучении болот обращали
внимание главным образом на первые два признака, и если уделяли
внимание воде, то принималось во внимание лишь количество ее, а для болот
неверхового типа — также содержание минеральных солей (Аболин,
1928), т. е. вода рассматривалась статически. Динамика воды в торфянике
и ее значение для формирования торфяной залежи игнорировались.
4
Такое положение становится более понятным, если принять во
внимание, что болотная растительность и торфяной субстрат благодаря своему
своеобразию должны были раньше всего привлечь внимание
исследователей, тем более что первые болотоведы были ботаниками. С другой
стороны, в течение долгого времени малый интерес самих гидрологов к
водным свойствам торфяной залежи вполне оправдывал недооценку
болотоведами значения гидрологических факторов для развития торфяников,
в особенности верховых.
В самом деле, согласно прежним представлениям, вода в торфянике
считалась, как уже отмечалось, почти мертвой. Горизонтальное ее
передвижение, которое мыслилось исключительно путем фильтрации, считали
настолько затрудненным, что, по распространенному тогда мнению, вода,
чтобы попасть в канаву, должна была сначала спуститься ко дну
торфяника, пройти расстояние до канавы по грунту и затем снова подняться
вертикально, чтобы просочиться в канаву через дно. Между тем ясно,что
такой способ передвижения воды возможен только для мелкозалежных
болот с песчаным дном. Естественно, что при таком понимании
гидрологии торфяной залежи возможно было допустить исключительно
поверхностное атмосферное питание для всех торфяников, достигших
достаточной мощности. Учитывая, с одной стороны, эти предпосылки, с другой,
высокую влагоемкость плохо разложившегося сфагнового торфа,
некоторые гидротехники (Брудастов, 1934) считали, что сеть канав по
верховому болоту должна быть рассчитана только на улавливание и отведение
атмосферных осадков с поверхности (взгляд, от которого автор
впоследствии сам отказался).
Однако надо признать, что, по-видимому, отдельные участки
верховых болот питаются действительно только поверхностными грунтовыми
водами, которые пополняются исключительно атмосферными осадками,
непосредственно выпадающими на болото. Ярким примером такого участка
может служить вершина сильно выпуклого торфяника Большой Мох
(Чернова-Лепилова, 1928) в северо-западной части Ленинградской области.
Это болото развилось в неглубокой котловине эрозионного плато,
возвышающегося на 10—15 м над окружающими низменностями; вершина
совершенно лишена озерков; склоны ее крутые. Но постепенное
минеральное обеднение таких участков вскоре ставит предел их вертикальному
росту. Гранлундом (Granlund, 1932) установлена для шведских болот
связь между наступлением этого момента (предельной выпуклостью) и
количеством осадков.
Проведение на болотах границ между участками исключительно
поверхностного питания и другими представляется часто нелегким делом.
Поэтому нежелательно включать в определение верхового болота такой
трудно уловимый признак, как «атмосферное», или «омброгенное», питание
(Post, 1926). Но в таком случае нельзя принять и определение
верхового болота Гранлунда (Granlund, 1932), согласно которому «верховое
болото есть омброгенное болото с выпуклой поверхностью».
Известное определение Вангерина (Wangerin, 1926) основано только
на признаках морфологии поверхности и характере растительности,
причем автором введен в определение спорный пункт о наличии
регенеративного комплекса с циклическим чередованием бугров и мочажин.
В дальнейшем мы будем придерживаться стратиграфической
классификации болот Инсторфа (Герасимов, 1932); согласно этой
классификации, верховыми называются болота, залежи которых сложены нацело или
больше чем на половину верховыми видами торфа.
В нашем понимании болото вообще представляет группу взаимно
связанных биогеоценозов, характеризующихся избыточным увлажнением,
специфической влаголюбивой растительностью и торфообразованием
5
(Богдановская-Гиенэф, 1946). Наше определение близко к определению
Р. И. Аболина, но мы считаем важным подчеркнуть взаимную связь
между биогеоценозами, которую создает вода, поскольку она движется
из одной части болота в другую и по деятельному горизонту, и внутри
залежи по внутриторфяным элементам гидрографической сети.
Определение верхового болота необходимо дополнить упоминанием об олиготроф-
ности, характеризующей основную его растительность.
История исследования Полистовских болот, к которым принадлежит
Полистово-Ловатский массив, может быть разделена на два периода.
К первому относятся исследования восточного Псковского болотного
района A909—1914 гг.), во главе которых стоял В. Н. Сукачев. Работы
проводились его учениками, прежде всего Р. И. Аболиным. Главная
его работа до сего времени не утеряла своего теоретического значения
(Аболин, 1914). Кроме того, на основании наблюдений на Полистово-
Ловатском массиве он дал описание болотных форм сосны (Аболид, 1915).
Заслуживает внимания работа А. Р. Какса A914), в которой
подчеркивается значение водного фактора для верховых болот.
Второй период исследования может быть назван советским. \Болыпую
роль, особенно организационную, в нем играл Д. А. Герасимов. Начался
этот период в 1928 г., в связи с дождливым летом, результатом которого
явился неурожай во всей области. Наступил голод, и местное население
вынуждено было прибавлять к муке перемолотый сфагнум, что
вызывало желудочные заболевания. Были организованы большие работы по
нивелировке болот на правобережье р. Полисти и по спрямлению и
углублению русла этой реки. Одновременно проводились геоботанические
исследования Луговым институтом. Исследованием болот левобережья
Полисти руководила 3. Н. Смирнова; работы на правобережье возглавляла
И. Д. Богдановская-Гиенэф, в них участвовала геоботаник Н. И.
Серпухова.
С 1929 по 1932 г. работы были продолжены на средства
Ленинградского отделения Научно-исследовательского торфяного института (Ин-
сторфа). В этот период работала также старший лаборант Н. А. Рушница;
старшим рабочим был И. М. Михайлов, который много сделал для успеха
дела.
Материалы 3. Н. Смирновой погибли во время Отечественной войны,
и работы остались незавершенными.
Данные исследований по правобережью были частично опубликованы
в ряде статей и вошли в настоящую монографию.
Д. А. Герасимов с С. И. Тюремновым провели изучение южной части
массива, результаты которого были опубликованы в статье Д. А.
Герасимова A929), а палинологическая часть исследования освещалась в
других работах.
Приношу глубокую благодарность профессору С. Н. Тюремнову за
неизменное дружеское участие и помощь в работе и профессору А. А. Ни-
ценко за советы.
Эта работа вследствие моей болезни не могла бы увидеть света, если бы
в ее подготовке к печати не принял самого деятельного участия ряд моих
друзей: В. В. Липатова, В. А. Чижикова и Т. Г. Абрамова. Приношу им
всем свою искреннюю благодарность.
ГЛАВА 1. ОСНОВНЫЕ ПРИРОДНЫЕ ОСОБЕННОСТИ
ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО МАССИВА
Раздел 1. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
ПРИИЛЬМЕНСКОЙ НИЗМЕННОСТИ И ТОПОГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ
ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО МАССИВА
Полистово-Ловатский массив находится в центре обширной Прииль-
менской низменности (нередко называемой Приловатской равниной),
которая доходит на восток до карбонового глинта (Валдайской
возвышенности) и на юг — до озерного плато и Невельской гряды. На юго-
западе она ограничена Вяземскими и Бежаницкими высотами, на западе
переход от высокого рельефа к равнине выражен чрезвычайно резко.
Высоты падают обрывистой террасой, прослеживаемой по
горизонтали 106.7.
Приильменская низменность расположена среди девонской низины
(Чеботарева и др., 1961); она имеет общий уклон к северо-северо-востоку;
уклон этот небольшой в южной и средней ее частях, приблизительно до
широты местечка Поддорье, но более значительный в северной части,
где равнина падает к Ильменской котловине (средний уровень оз.
Ильмень около 18 м) несколькими террасами. Благодаря этому склону реки
{Ловать и ее притоки — Редья, Порусья, Полисть) текут на северо-
северо-восток почти параллельно друг другу. Из этой общей
закономерности представляет исключение р. Хлавица, текущая с юга на север.
Северная часть Приильменской низменности хорошо дренирована
реками с глубоко врезавшимися руслами, текущими на близком
расстоянии друг от друга, и поэтому мало заболочена. Средняя же часть имеет
гораздо хуже развитую речную сеть; кроме того, реки в своих верховьях
текут среди болот и имеют очень незначительную мощность. Эта часть
равнины почти сплошь покрыта торфяниками.
Приильменская низменность, как и Ильменская котловина,
приурочена к доледниковым депрессиям в коренных породах (Соколов, 1926;
Даниловский, 1931), а именно, как было уже указано, к девонской
низине. При таянии ледника в этом понижении оставался так называемый
Великолуцкий язык (Яковлев, 1938). Таяние его происходило,
по-видимому, как обычно в депрессиях, активным фронтом, без образования
мертвого льда (Марков, 1931), чем объясняются линейные формы рельефа,
вытянутые с юго-запада на северо-восток, столь характерные для
Приильменской низменности. При отступании ледника его талые воды, под-
пруженные им же на севере и не имеющие стока на юго-восток, по-види
мому, образовали обширный приледниковый бассейн (Eisstausee).
Приильменская низменность была дном обширного озера, ныне почти спущенного
вытекающими из него реками, или по крайней мере была занята
рядом крупных, связанных между собой озер, остатками которых являются
7
современные болота и мелкие озера, разбросанные по всему пространству.
За это говорят помимо равнинного характера также наличие ясно
выраженных следов береговой линии и строение поверхностных отложений,
слагающих равнину. При понижении базиса эрозии древнее озеро,
лежавшее в бассейне среднего течения Ловати, северный залив которого
охватывал также и верховья рек Полисти и Редьи, после прорыва
широтной моренной гряды в районе дер. Городок получило возможность стока
в котловину Ильменя.
Отложения этого древнего озера сохранились в виде ленточных глин
и песков, которые, по данным И. В. Даниловского A931), сплошь
выстилают Холмскую котловину (отметка поверхности около Холма 55 мм).
Согласно этому же автору, выходы ленточных глин имеются также на
юге от котловины по pp. Сереже и Оке на высоте 100 и 91 м, по р. Полисти
у дер. Байково на высоте 71 м. На этом основании И. В. Даниловский
считает, что первоначально широко распространенные ленточные глины
впоследствии исчезли вследствие денудационных процессов. Высота
залегания этих отложений указывает на то, что позднеледниковый бассейн
средней части Приильменской низменности имел значительно более
высокий уровень, чем озеро, которое, по мнению Н. Н. Соколова A926),
кратковременно существовало в районе Ильменской впадины (в узком смысле
слова).
Этот бассейн должен был покрывать и территорию, занятую в
настоящее время Полистово-Ловатским массивом, отметки дна которого
колеблются между 85 и 95 м. Массив весь принадлежит бассейну р. Ловати,
между притоками которой он расположен. Сама Ловать течет на востоке
от него на расстоянии 10 км; с западной стороны течет левый ее приток —
р. Полисть, сначала вплотную примыкающая к массиву (до дер. Ухо-
шино), но затем отходящая на 3—6 км на запад. В 24 км ниже слияния,
у Старой Руссы, с р, Порусьей, вытекающей из Русского озера, Полисть
впадает в Ловать, только что принявшую другой приток — р. Редыо.
Таким образом, на север текут две реки — Порусья и Редья, берущие
начало из двух озер — Русского и Рдейского. Естественно было ожидать,
что дно исследованного нами торфяника сложено, хотя бы в некоторых
своих частях, ленточными глинами. На самом деле нам почти нигде не
удалось их обнаружить. Правда, при бурении захватывался только
самый поверхностный слой грунта — в 10—20 см, но этот слой,совершенно
непохож на ленточные глины; даже во впадинах, на дне сохранившихся
озер, на высоте 88—91 м, он образован типичным валунным суглинком
красновато-бурого цвета, содержащим многочисленные кусочки гранита,
кварца и полевого шпата. В других частях массива дно сложено
суглинками такого же состава, но оглеенными, или же смешанными песчано-
глинистыми отложениями. Чистый песок встречается сравнительно редко
и на небольших пространствах. Валуны неоднократно-, прощупывались
буром даже в глубоких частях впадины. Следует ли* объяснить отсутствие
ленточных глин последующей денудацией, как эта делает И. В.
Даниловский (нам лично кажется маловероятным такое сплошное размывание на
больших пространствах), мелководностью бассейна или же
кратковременностью его существования на данном уровне, остается неясным. Как бы
то ни было, под Полистово-Ловатским массивом залегает почти везде
донная морена.
После спада застойного озера вода продолжала занимать
многочисленные понижения на территории равнины, видоизменяя при своем течении
на северо-восток раньше существовавшие ложбины и, быть может,
создавая новые. В дальнейшем заторфовывание этих понижений положило
начало образованию обширных болот в южной и средней чаатях
Приильменской низменности, среди которых, одним из наиболее крупных является
8
Полистово-Ловатский массив. Своими восточными окраинами он заходит
в западную, несколько повышенную часть Холмской котловины.
Окружающая болото местность низкая, а в северной части — с сильным
падением в сторону р. Ловати. Абсолютная высота восточной окраины
болота 89 м у дер. Боровой, около 91 м к востоку от о. Андреянова. Среди
торфяника в виде островов возвышаются отдельные холмы
(Андреяновский, Костиной, Караваева гряда, Кожмино и др.) с абсолютной высотой
95—97 м, другие же расположены по его берегу (дер. Лесовые Горки,
дер. Замоплье). Результатом сильного уклона к востоку является обилие
речек — притоков Ловати, берущих начало в краевой части торфяника
или у его минеральных берегов и устремляющихся почти параллельно
друг другу на юго-восток, в Холмскую котловину.
С северо-западной стороны Полистово-Ловатский массив огибает абра-
дированная гряда, основанием которой, по-видимому, служит
возвышенность девонских пород (Чеботарева и др., 1961), отделяющая массив от
болот, расположенных дальше на запад. Она состоит из более или менее
вытянутых бугров; между ними находятся заторфованные проливы,
которыми долго соединялись послеледниковые озера. Гряда
поворачивает на северо-запад и на севере, у дер. Иванцево, сходит на нет; сложена
она плотным валунным суглинком, который на вершине становится
довольно легким и местами даже переходит в супесь. Поверхность усеяна
многочисленными валунами. Максимальная относительная высота бугров
у с. Прудска и у дер. Заполье не менее 8 м. Южнее дер. М. Городище
гряда прерывается бывшим большим заливом оз. Полисто, ныне
превратившимся в торфяник.
Резко отличается от описанной гряды Ратчинская гряда, которую
И. В. Даниловский A931) считает куполообразным моренным бугром.
Самая высокая ее часть A04—106 м, по данным нивелировки 1929 г.
Центрогидропроекта) у с. Ратчи сложена до глубины 10—12 м хорошо
отсортированным тонкослоистым, почти совершенно безвалунным песком,
а с поверхности холм покрыт слоем валунного суглинка мощностью
около 0.50—1.25 м. Под песком залегает глина, которая служит
водоупорным горизонтом. Строение Ратчинского холма дает основание думать,
что в его образовании приняли большое участие подледниковые воды.
Севернее с. Ратчи гряда понижается (93—95 м); до дер. М. Городище она
прикрыта торфом, так что создается впечатление перерыва ее на
протяжении 3—4 км. К северу от последней деревни гряда выше (95.5 м) и
реже пересекается проливами.
Среди торфяника имеется еще несколько гряд, также вытянутых с юго-
запада на северо-восток, но меньших размеров; более высокие их части
выступают над поверхностью торфяника в виде островов,
расположенных цепью; другие, более низкие, целиком скрыты под торфом.
Возможно, что они являются останцами донной морены, верхние
горизонты которой местами размыты, вследствие чего и образовались
понижения. •
Своеобразное образование представляют курганообразные песчаные
холмы, разбросанные поодиночке среди равнины. Сложены они (по
крайней мере в двух верхних метрах), подобно озам, из неотсортированного
песка с мелкими валунчиками. Один холм (у дер. М. Городище) прикрыт
суглинистым плащом. Высота таких холмов от 4 до 10 м, считая от
минерального основания; поперечник вершины от 25 до 200 м, склоны крутые.
Весьма вероятно, что эти холмы родственны озам, от которых отличаются
главным образом своей округлой формой. Многие из островов Полистово-
Ловатского массива (Городок, островок на север от деревень Липово,
Демонец, Домша, Крымон, о. Хвощевой) являются песчаными буграми
этого же типа. Возвышаясь одиноко среди болотной равнины, они произ-
9
водят сильное впечатление, и неудивительно, что с ними связаны многие
легенды, главным образом о зарытых кладах. Вершины их обычно
изрыты глубокими ямами, выкопанными искателями этих кладов.
К положительным формам рельефа относятся еще озы, вытянутые, как
и гряды, в направлении юго-запад—северо-северо-восток. Встречаются
они почти исключительно по берегам рек или ложбин-русел, ныне
заторфованных. Они отмечены у дер. Замошье, по р. Хлавице у деревень
Никола-Хлавица и Аболонье, у оз. Цевло, справа и слева от р. Цевли
(у деревень Б. Бор, Плавница), на обоих берегах ложбины, являющейся
продолжением на север оз. Полисто (у деревень Борок и М. Городище),
по р. Порусье (дер. Нивы) и т. д. Большинство из них имеет высоту
2—6 м и несколько сот метров в длину.
Ложбины, которым озы сопутствуют, составляют весьма характерную
черту рельефа дна не только Полистово-Ловатского массива, но и вообще
Полистовских болот, а также торфяников, расположенных южнее.
Наиболее значительной из них в нашем районе является та, по которой
текут pp. Пылка, Цевла и Полисть (в верховьях). Пылка, Цевла и Полисть —
это в сущности одна и та же река, проходящая на своем пути ряд озер,
расположившихся последовательно в направлении уклона одно ниже
другого, и надо считать, что Полисть берет начало не из оз. Полисто,
а из оз. Дубец, на юго-восток от с. Бежаницы. На север от оз. Полисто,
между деревнями Борок и М. Городище, ширина ложбины всего около
2 км; севернее она сильно расширяется. Она заполнена торфом, но в ней
сохранился ряд озер: Пылец, Дубец (Дубецкий торфяной массив), Цевло,
связанные с ними озера Деревенец, Озерявка, Полисто, и, наконец,
севернее — озера Прудское и Островистое. Глубина этих озер
небольшая; глубина оз. Цевло (до минерального грунта) всего 4.5 м, Озерявки—
несколько больше — 8 м; ниже залегают озерные глины и пески,
глубина же ложбины у М. Городища не более 2 м. Из приведенных цифр
видно, что как сама ложбина, так и озерные котловины ее неглубоки,
чем существенно отличаются от типичных вытянутых ложбин подледнико-
вых потоков (Марков, 1931), с которыми они имеют, однако, и черты
сходства, в том числе связь с озами. Небольшие размеры этих последних,
таким образом, вполне соответствуют величине ложбин.
Вторая ложбина, имеющая такое же направление, как и первая,
проходит по всей западной части Полистово-Ловатского массива; южную
ее часть мы будем называть западной ложбиной, а часть севернее Кокорев-
ского озера — центральной ложбиной массива. Начинается она южнее
дер. Боретки и прослежена до северной части болота, на западе до дер.
Иванцево. Общая ее длина около 45 км. Она, по-видимому, была связана
с расположенной южнее Дуловской впадиной, которая соединена речкой
с нашим массивом. Ширина ее в южной части от 0.4 до 1.5 км, в северной —
от 4 км на широте дер. М. Городище до 1.5 км между Глухим озером
(северным) и с. Прудск. В средней части ложбина достигает максимальной
ширины — около 6 км (в 1 км на север от Русского озера). Береговой уступ
хорошо выражен и высота его очень постоянна — 2—2.5 м. Абсолютная
высота дна ложбины колеблется в южной части около отметки 93.5 м,
достигая даже 94.3 м на самом юге торфяника и опускаясь до 92 м в
отдельных понижениях. Таким образом, на протяжении около 19 км
падения нет и только с визиры 20 начинается заметный уклон к северо-северо-
востоку. Отметка дна к западу от Межницкой вершины 94 м, в древней
Кокоревской впадине — 93—91 м, в Русской — 89 м, у визиры 25—
88 м. Уклон к северу хорошо заметен на глаз и подтверждается течением
речек (Порусья, Редья и др.) в этом направлении. Отметка летнего уровня
воды в Порусье у выхода ее из болота около 87 м (по данным Сельхоз-
торфа). Так же как в Цевлинско-Полистовской ложбине, сохранились
10
озера в отдельных понижениях: озера Глухие — около дер. Липово,
озера Кокоревское, Межницкое и Русское.
Кроме западной ложбины, имеется и восточная, более короткая.
Начинается она на юге, на широте дер. Гривы, и тянется до южной впадины,
в которой находятся три озера: Островистое, Домшинское и Корнилов-
ское. Ширина впадины составляет около 3.5 км у Кожминского озера,
глубина — около 1.5 м, отметка дна в наиболее низкой части — около
91.5 м. Уклон также к северу. Сохранились оз. Роговское на юге и озера
Большое и Малое Кожмино севернее.
Наконец, между западной и восточной ложбинами имеется еще одна
хорошо выраженная долина, также заторфованная, по которой течет
р. Хлавица. Ширина ее в южной части болота, вдающейся языком в
суходол, около 300 м у дер. Б. Заход, 150 м в 1 км к северу от дер. Лукково
и около 2.2 км к югу от оз. Островистого. Высота береговых уступов здесь
около 2 м в южной части. Хлавицкая ложбина, так же как и восточная,
открывается в широкую южную впадину. Отметка минерального дна
р. Хлавицы в 200 м от оз. Островистого около 91 м.
Хлавицкое русло и южная впадина отделяются от западной
ложбины грядой из валунного суглинка, наиболее высокие части которой
выступают на поверхность болота в виде ряда островов (Мокрый и Сухой
Дубовец, Сосновик, Жердяник, Гористик, Сосновые Бабочки и на
севере о. Пустошь Межник). На восток от Хлавицы также имеется ряд
островов: Чернишник, Арелия и др.; гряда, в состав которой они входят,
сшгжается к северу, и ее абсолютная высота на юго-востоке от оз.
Островистого, где она погребена под торфом, несколько больше 93 м.
Ложбины между pp. Ловатью и Куньей, по-видимому, являются
выработанными руслами послеледниковых потоков, остатки которых
прослеживаются в виде цепи озер, частью замкнутых, частью соединенных
между собой извилистыми мелкими речками. Однако связь их с озами и
озеровидными расширениями дает основание предполагать, что если не
все, то по крайней мере часть из них — более раннего происхождения —
и является результатом деятельности подледниковых вод. После
отступания ледника и при спаде позднеледникового озера эти ложбины, по
всей вероятности, действительно были заняты водными потоками,
которые, может быть, приняли некоторое участие и в их дальнейшей
выработке. Но быстрого течения в руслах быть не могло вследствие слабости
уклона и наличия расширений, чем объясняются отсутствие или
незначительность песчаных наносов во многих местах и самый факт скорого
зарастания и заторфовывания русел. В последнем большую роль играла также
их мелководность.
Песчаные наносы лучше всего выражены в Цевлинско-Полистовской
ложбине. Между озерами Цевло и Полисто поверхностные слои русел
состоят из мелкозернистого песка, кое-где — из гравия. Севернее оз.
Полисто, на восток от дер. Борок, на дне русла имеется прослойка
мелкозернистой супеси над песчанистой глиной всего около 10 см мощностью.
Хлавицкая ложбина в послеледниковое время была занята рекой,
впадавшей, по-видимому, в Южное озеро, т. е. протекавшей, как и все
другие реки, с юга на север, о чем свидетельствует постепенное увеличение
ширины и глубины русла при приближении к оз. Островистому. Но
вряд ли можно согласиться с И. В. Даниловским A931), который считает,
что Хлавица является продолжением верхнего течения Ловати, имевшей
и тогда уже меридиональное направление, хотя это его предположение
с первого взгляда кажется очень соблазнительным. Против этого говорит
резкое различие в характере русла Хлавицы выше и ниже дер. Холодец.
"У этой деревни русло имеет значительную ширину — 15 м, а в 7 км ниже,
у дер. Аболонье, — 24 м, при высоте берега живого русла в 1.75 м и глу-
11
бине воды в межень до 1.5 м. Ниже ширина русла уменьшается до 10 мг
и оно снова расширяется только перед самым впадением в Ловать. Вниз
по течению Хлавица все глубже врезается в морену; высота ее берегов
достигает около 4 м у дер. Костицы и до 11—19 м перед самым устьем.
Сама долина слабо сформирована; ниже дер. Холодец она вовсе
отсутствует, и только при приближении к Ловати появляется первая терраса,
а по данным И. В. Даниловского A931), и вторая. В верхней же части
течения Хлавицы в минеральных берегах имеется луговая пойма, правда
малодифференцированная, достигающая около 150—200 м ширины у
деревень Кондратово и Аболонье. Эти данные показывают, что русло р.
Хлавицы состоит из двух разнохарактерных отрезков: более древнего (выше
дер. Холодец) и более молодого, принадлежавшего ранее притоку р.
Ловати, совершившему захват Хлавицы. Возможно, что верховье древней
реки было связано с Дуловской впадиной; со стороны дер. Дулово в
настоящее время к Хлавице притекает речка, впадающая в нее близ дер.
Холодец.
Результатом захвата р. Хлавицы был, во-первых, спуск обширного
Южного озера, в которое она впадала раньше; от него остались три озера
(Домшинское, Корниловское и Островистое) и ряд мелких первичных
озерков (Гагрина проница и др.)- Второе последствие поворота р.
Хлавицы — прекращение связи между озерами Южным и Русским. Иначе
говоря, перестал существовать сплошной водный поток, пересекавший весь
болотный массив с юга на север. Остатками его северной части является
группа северных озер: Русское, Межницкое и Кокоревское. Высотное
положение двух первых ясно показывает, что эти водоемы развились
в переуглубленных и расширенных участках указанного потока. Отметка
дна Русского озера 89.33 м. Образование порога стока привело
впоследствии к образованию современного Русского озера, из которого до сего
времени вытекает речка, называющаяся теперь Порусьей. Она течет дальше
на северо-северо-восток по заторфованной ложбине, по своим размерам
явно не соответствующей современной маленькой речке, и выходит из
торфяного массива несколькими ручьями; после их слияния ее русло имеет
около 3 м ширины при глубине в межень менее 1 м. Долина ее начинает
формироваться только через 2 км у дер. Андроново,1 где имеется локальная
луговая терраса до 1.5 км в поперечнике. Переход в коренные берега здесь
постепенный, ширина русла 5—10 м, местами до 13 м. Долина остается
слабо сформированной до дер. Нивки (около 9 км от края торфяника).
Третье озеро северной группы, Кокоревское, несколько мельче двух
других E.4 м) и, по-видимому, образовалось вне связи с водным потоком.
На Полистово-Ловатском массиве насчитывается до 20 озер. Только
два из них, оз. Роговое в южной части и оз. Погорельское в северо-западной,
одиночны. Все остальные расположены группами.
Помимо вышеуказанных ложбин и их расширений, в пределах Поли-
стово-Ловатского массива имеется еще несколько впадин: Плавницкая,
или южная (между pp. Страдницей и Плавницей), Погорельская и Рдей-
ская. Абсолютная высота дна двух первых 89 и 91 м, третьей — 85—90 м.
Южная впадина имеет около 3 км в поперечнике как с востока на запад,
так и с севера на юг. Отделяется она на севере от Русской, которая
составляет часть западной ложбины, по-видимому, небольшими
повышениями дна, являющимися, с одной стороны, продолжением песчаного
о. Домши, с другой — Межницкой моренной гряды. Но судя по характеру
донных наносов у визиры 29, эти две впадины (южная и Русская) когда-то
были соединены проливом. В настоящее время граница водораздела между
1 Не смешивать с дер. Андроново на р. Хлавице,
12
бассейнами р. Порусьи на севере и р. Хлавицы на юге проходит немного
севернее линии, соединяющей острова Межник и Домша.
Погорельская впадина находится в северо-западной части массива и
имеет около 3 км длины в направлении Юго-запад—северо-восток и 4 км
ширины с востока на запад. Водоем, некогда ее заполнявший, от которого
осталось оз. Погорельское, сообщался проливами с ложбиной,
расположенной на запад от гряды.
Рдейская впадина является наиболее значительной по площади. Дно
ее в общем довольно плоское. До настоящего времени в ней сохранилось
10 озер, из которых Рдейское является самым крупным на всем массиве
G60 га). Полуостров между его северной и южной частями сложен из песка;
к востоку от него дно водоема состоит из песка и пластичной глины. Сток
из озера осуществляется речкой Редьей.
Мы видим, таким образом, что в пределах Полистово-Ловатского
массива Приильменская низменность состоит из группы отдельных впадин
и вытянутых ложбин, между которыми расположены повышенные гряды
и низкие плато. Общий уклон к северо-северо-востоку, слабо
выраженный в южной части торфяника, более значителен в северной. Наличие
этого уклона, как мы увидим в дальнейшем, имеет очень большое значение
для понимания развития торфяника.
Из приведенного описания Приильменской низменности вытекает, что
Полистово-Ловатский массив должен рассматриваться как болото
междуречий, находящихся в пределах одной общей депрессии, имеющей один
общий уклон. Такие болота названы К. Е. Ивановым A953)
водораздел ьно-скл оновыми.
Раздел 2. ПРИЧИНЫ ОБРАЗОВАНИЯ И ИСТОЧНИКИ ПИТАНИЯ
ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО МАССИВА
Р. И. Аболин A914) совершенно правильно указал причины
исключительно высокой заболоченности B9.8%) так называемого восточного
Псковского района, к которому принадлежит большая часть Полистово-
Ловатского массива. Они не климатического порядка (количество осадков
над массивом даже меньше, чем в соседних районах, которые расположены
выше), но обусловлены геоморфологическими и геологическими причинами.
Он отмечал также роль неглубоких озер, оставшихся в начале
послеледникового периода и ставших при своем зарастании очагами заболачивания.
Любопытно, что долгое время р. Полисть рассматривалась как один
из факторов заболачивания местности вследствие недостаточности ее стока
и продолжительности разливов. Р. И. Аболин с полным основанием
возражал против этого взгляда и отмечал обратное влияние Полисти. И
действительно, вдоль этой реки благодаря ее дренирующему влиянию
севернее дер. Ухошино (так же как вдоль р. Хлавицы) сохранилась узкая
незаболоченная полоса.
Без сомнения, главным фактором заболачивания является водная
система местности, в том числе грунтовые воды. Считать, что глубокие
грунтовые воды верхового болота не связаны с его поверхностными слоями и
не влияют на торфогенный слой, нет никакого основания. Прежде всего
поверхностные воды можно с полным правом рассматривать как верхний
слой грунтовых вод верхового болота. Кроме того, воды глубоких слоев
выклиниваются на склонах торфяника, вызывая образование мочажин;
они поднимаются весной в озерках и принимают участие в питании берегов
этих последних. Наконец, так как все виды воды в торфянике (грунтовая
вода, капиллярная вода и др.) тесно связаны между собой, грунтовые
воды могут, с одной стороны, увлажнять поверхностные слои в силу
капиллярного поднятия, с другой, поступив в водные жилы и внутриторфяные
13
водотоки, снова выйти на поверхность (см. ниже о водных жилах). Словом,
взаимодействие между глубокими слоями грунтовых вод и поверхностными
водами на болоте не менее интенсивно, чем между грунтовыми водами
и почвенной влагой в минеральных почвах.
Вообще нельзя противопоставлять грунтовое питание болот
атмосферному. Атмосферное происхождение болотных грунтовых вод несомненно;
как и в минеральных грунтах, вадозные подземные воды верховых болот
образуются преимущественно за счет атмосферных осадков — путем
инфильтрации этих последних и конденсации паров.
Нельзя также считать, что грунтовые воды верхового болота не
связаны с грунтовыми водами минеральных грунтов, окружающих болото.
Ряд фактов заставляет признать, что и последние принимают участие
в питании верхового болота; к таким фактам можно отнести нередко
наблюдающуюся сдвинутость вершины торфяника в сторону более высокого
и крутого питающего берега (более обильное водное питание обусловило
более интенсивное нарастание торфа), существование верховых болот
склонов (Герасимов, 1926а; Матюшенко, 1931; Тюремнов, 1949),
образование верховых болот в бедных песчаных районах почти непосредственно
на минеральной почве. В. В. Кудряшов A928) тоже пришел к выводу, что
гидродинамическая система торфяника находится в тесной связи с
таковой же системой грунта болота.
Признание связи грунтовых вод верхового болота с таковыми
минеральных его берегов обязывает при изучении верхового торфяника уделять
внимание гидрогеологии этих последних. К сожалению, данных о
залегании водоносных горизонтов на берегах Полистово-Ловатского массива
у нас очень немного и те, которые есть, получены не путем бурения, а из
расспросов местных жителей о глубине колодцев и пройденных при их
закладке грунтах, причем в первые годы этот путь был нами недостаточно
использован. Нередко приходится судить о водном питании торфяника
со стороны его берегов не по данным гидрогеологии последних, а на
основании свойств торфяной залежи.
Вообще в западной части болота условия водного питания болота
со стороны минеральных берегов малоблагоприятны вследствие
небольших размеров примыкающей минеральной гряды, за которой снова идут
болота. Приток воды из этих последних через перерывы в гряде также
не может осуществляться, так кдк они расположены ниже. Особенно скудно
или даже совсем отсутствует водное снабжение со стороны гряды между
деревнями М. Городище и Погорелка. Население Погорелки и соседних
деревень, расположенных среди болот, не обеспечено водой, за которой
приходится ездить зимой за 4 км, к Погорельскому озеру. Колодцы, около
6 м глубины, вырытые в моренном суглинке, не удовлетворяют нужд
небольшого населения.
По-видимому, совершенно иные условия водного питания у с. Ратчи.
Богатый водоносный горизонт залегает под суглинком на глубине около
12 м на абсолютной высоте около 94 м. Вряд ли можно считать
случайностью, что как раз у этого села и к северу от него на болоте развит
обширный озерно-денудационный комплекс, густо пронизанный водными
жилами, причем эти последние и разжиженные слои доходят как раз до
глубины 94 м (сверху).
Водное питание со стороны восточного берега не может быть вообще
велико вследствие сильного падения местности по направлению к Холм-
ской котловине и дренированности ее частыми речками.
Однако не только современные берега являются питающими. Ясно,
что из прежних берегов, ныне погребенных под торфом, также могут
выклиниваться грунтовые воды. Знаменательно с этой точки зрения, что
западная граница упомянутого озерно-денудационного комплекса совпа-
14
дает с берегом расширенной центральной ложбины и обозначается полосой
особенно частых озерков, от которой отходят ответвления на восток и
северо-восток. Некоторые острова, представляющие собой возвышенные
части погребенных гряд, могут также являться питающими, примером
чего служит о. Межник (на восток от Межницкого озера).
Что касается качественной стороны водного питания от минеральных
берегов, то надо сказать, что в общем воды в районе Полистово-Ловат-
ского массива отличаются невысоким содержанием кальция; активная
кислотность (рН) колодезной воды в о. Ратчи всего 6.8, что, вероятно,
связано с ее залеганием в перемытых песках. Зато на Межнике вода
неглубокого (около 2 м) колодца, выкопанного в моренном суглинке близ
края острова, оказалась ясно щелочной (рН = 8.0).
Почвы берегов, так же как и поверхностный слой грунта под
торфяником, отличаются значительной вышелоченностыо. Грунт большей частью
не вскипает.
Из всего сказанного можно сделать вывод, что водное питание со стороны
минеральных грунтов в общем невелико, хотя может играть значительную
роль в отдельных частях торфяника. Безусловно, значительную роль
играют осадки, выпадающие непосредственно на поверхность массива. Но
важно отметить, что из-за уклона к северу южные и центральные части
массива являются питающими по отношению к расположенным дальше
к северу. Имеется, таким образом, сходство с болотами склонов.
Раздел 3. РЕЛЬЕФ ПОВЕРХНОСТИ МАССИВА
Топография дна Полистово-Ловатского массива не могла остаться без
влияния на рельеф его поверхности.
Прежде всего массив многовершинен. Вершины эти образовались
не вследствие перемещения по торфянику динамических центров (Куд-
ряшов, 1929), но в силу прежнего существования нескольких
самостоятельных болот. Наиболее выпуклые части расположены не в местах
наибольших глубин. Приходится различать вершины нарастания и
топографически обусловленные вершины. Первые обязаны своим
происхождением более интенсивному отложению торфа при слабом разложении его.
Они, таким образом, являются местом длительного существования
динамических центров и возникают в результате процесса развития торфяника.
Вторые же образуются чисто механически в местах небольших повышений
дна: торф, мощность которого такая же, как в соседних частях, как бы
приподнят на минеральном цоколе. Этот, второй, тип очень распространен
на Полистово-Ловатском массиве, и к нему относятся наиболее сильные
выпуклины болота (Медвежья, Межницкая, Рдейская вершины). Разница
между этими двумя типами не так резка, как могло бы казаться с первого
взгляда: в некоторых случаях в пределах вершины нарастания
намечается над повышением дна также повышение поверхности. Поэтому
многие топографически обусловленные вершины носят промежуточный
характер.
Вершины, расположенные в западной и южной частях массива,
длинные и узкие и, таким образом, вполне соответствуют по своей форме русло-
образным понижениям, в которых они развились. Ширина западной
вершины от 200 до 400 м; высота над минеральными берегами или
прилегающими более низкими частями массива от 1.5 до 4.5 м, чаще около 2—2.5 м.
Падение склонов колеблется между 0.00075—0.0030; большей частью оно
около 0.001—0.002. Абсолютные отметки поверхности колеблются между
98 и 100.67 м. Наиболее высокие части расположены у дер. Веретье
(99.87 м), между деревнями Заход и Медвежьей (99.7 м) и на юго-восток
от оз. Межницкого A00.67 м). Последний участок является самым высо-
15
ким пунктом на всем массиве. Гребень вершины не имеет определенного
уклона от южного края болота до своей самой высокой точки близ Меж-
ницкого озера, что зависит от отсутствия падения дна.
Южнее характер рельефа сильно меняется. Собственно говоря,
настоящей вершины здесь нет, а есть только северный склон Межницкого
повышения. Падение к северу, соответствующее такому же уклону дна,
ясно выражено. Превышение поверхности плоской центральной части
над берегом или над прилегающими переходными топями, составляющее
на юге около 20 м, к северу становится все меньше: 0.8 м на визире 23,
не более 0.4—0.5 м на визире 25 как с западной, так и с восточной стороны.
Вдоль визиры 26 поверхность поразительно ровная на протяжении 12 км.1
Верховое болото здесь почти совершенно не возвышается над переходной
топью на запад от него.
На востоке имеется некоторый уклон. В центральной ложбине мощность
торфа наибольшая; отсутствие же резко выраженной выпуклости
объясняется, с одной стороны, значительной глубиной понижения по сравнению
с окружающими частями дна, с другой, развитием на этих последних
переходных топей, у которых наступило быстрое повышение уровня
поверхности вследствие сильного оводнения.
В самой северной части массива поверхность торфяника в центральной
ложбине вовсе не возвышается над прилегающими частями или даже
несколько понижена.
Равнинность рельефа в центральной части торфяника нарушается
наличием значительных впадин, в которых расположены озера Межниц-
кое и Русское (около 1.7 и 1.3 м глубины, абсолютные отметки 97.04 и
96.35 м). Эти понижения являются отражением впадин дна. На юге имеются
еще более резко выраженные понижения поверхности, соответствующие
южной впадине и Хлавицкой ложбине. Разница высотных отметок между
поверхностью торфяника у р. Хлавицы близ оз. Островистого и западнее
и восточнее расположенными вершинами — около 6.3 и 5 м. Поверхность
Хлавицкой ложбины, как и дно ее, наклонна к югу. Скат в эту сторону
начинается несколько севернее островов Межник и Домша от повышения
торфяной гряды, составляющей водораздел между бассейнами Порусьи
и Хлавицы.
Вершина юго-восточной ветви массива (98.75 м), судя по
нивелировочным данным Сельхозторфа, тянется приблизительно от оз. Роговское до
оз. Б. Кожмино. На северо-востоке она, по-видимому, продолжается до
дер. Горки; на север же от оз. Кожмино падение поверхности в сторону
оз. Островистого — 0.0001. Вершина у последнего озера имеет отметку
99 м, т. е. выше окраины на 4.5 м.
Итак, закономерности следующие. Над глубокими понижениями дна
поверхность торфяника до настоящего времени плоская или вогнутая.
Вершины соответствуют небольшим повышениям дна или не очень глубоким
его понижениям. Наиболее глубокие впадины дна до сего времени заняты
озерами. Общий уклон поверхности торфяника отражает в смягченном
виде уклон его дна.
Раздел 4. ДЕЛЕНИЕ ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО МАССИВА
НА ЕСТЕСТВЕННЫЕ ЧАСТИ
Полистово-Ловатский массив имеет общую площадь около 93.000 га,
включая площадь озер и островов. Длина его с юго-юго-запада на северо-
северо-восток около 45 км при ширине от 15 до 25 км. Южная его часть
1 Наш ход идет параллельно нивелировочной линии или очень близко от нее;
на протяжении 5.5 км на восток от дер. М. Городище отметки поверхности колеблются
в пределах 96.04—96.64 м, причем они почти одинаковы у пикетов 2/8 и 8/0 — 96.04
и 96.19 м.
16
разделяется на две ветви постепенно расширяющейся к югу полосой
суходола вдоль р. Хлавицы.
При рассмотрении рельефа дна массива мы видели, что оно
представляет ряд ложбин и впадин, разделенных более или менее высокими грядами
или чаще равнинными площадями. Ясно, что при таких условиях массив
не может составлять однородное целое, подобно некоторым другим
торфяникам; он образовался путем слияния отдельных торфяников, которые
развивались самостоятельно в течение различного времени, длительность
которого зависела от глубины понижений и высоты участков между ними.
Во многих местах массив окаймлен широкой заболоченной полосой, в
которой процессы торфообразования начались сравнительно недавно. Ясно
также, что при таком типе возникновения у массива должно быть несколько
самостоятельных вершин, образовавшихся, как уже говорилось, не
вследствие перемещения по болоту «динамических центров» (Кудряшов, 1929),
но в силу чисто топографических причин, обусловивших развитие
нескольких торфяников.
Таким образом, Полистово-Ловатский массив распадается на
следующие естественные части, которые являются морфологическими единицами,
обусловленными рельефом дна.
1. Плавницкое болото между pp. Плавницей и Страдницей, отделенное
от Цевлинской ложбины грядой, на которой стоят деревни Плавница, Се-
редняя и Овсище, и от основного массива мелкозалежной топью.
Образовалось в русле протока Цевлинско-Полистовской ложбины.
2. Полистовское болото, образовавшееся в северном заливе оз. Поли-
сто и соединяющееся с остальной частью массива мелкозалежной топыо.
На севере его продолжением служит Цевлинско-Полистовская ложбина,
но она связана с основным массивом только через понижения,
перерезывающие суходольную гряду. Болото переходит из верхового типа в
низинный в пойме р. Полисти. Южный край торфяника размывается
оз. Полисто.
3. Погорельское болото, озерного происхождения. Отделено от
основной части массива на севере Глухой речкой, а на юге — неглубокой
переходной топыо. Пересечено нами только одним поперечником.
4. Рдейское болото, также пересеченное нами только одним
поперечником. Занимает обширную впадину на северо-восток от основного
массива, составляя самостоятельное целое. Соединено с массивом через
мелкозалежную часть последнего.
5 и 6. Юго-восточная и юго-западная ветви основного массива.
Развились в соответствующих ложбинах, чем объясняется их узкая
вытянутая форма. Вершины имеют такую же форму. Подстилаются озерными
отложениями.
7. Центрально-южная часть основного массива. Начинается на юге
от линии водораздела между бассейнами Порусьи и Хлавицы, т. е.
несколько южнее островов Межник и Домша. Занимает южную впадину
и центральную ложбину и представляет собой пониженную часть болота
с выраженным уклоном к югу. Также подстилается озерными
отложениями. -
8. Северная часть основного массива. Начинается на широте Коко-
ревского озера на юге и доходит на севере до конца верховой части
основного массива, занимая расширенную часть центральной ложбины. Она
плоская, с уклоном к северу; глубины значительные; здесь обнаружена
максимальная глубина для всего массива — 8.75 м.
9. Глубокозалежная топь в северной части центральной ложбины,
по которой течет р. Порусья.
10. Мелкозалежные топи в краевых частях основного массива.
11. Низинные болота в Цевлинско-Полистовской ложбине.
2 И. Д. Богдановская-Гиенэф
Перечисленные части не равноценны между собой: между тем как одни
очень однородны A0, 11), другие достаточно обширны и могут в свою
очередь быть расчленены на более мелкие, но однородные участки.
Эти части являются морфологическими единицами. Но, кроме того,
массив может быть разделен на естественные единицы другого порядка,
характеризующиеся определенным ландшафтом, гидрологическим
режимом и видом залежи. Эти единицы могут быть разделены на две главные
группы:
I. Части массива, развивающиеся без значительного притока воды
извне (по крайней мере со времени вступления в стадию верхового
болота):
1) участки, почти совершенно лишенные притока воды извне;
2) участки, развивающиеся при умеренном притоке воды.
II. Части массива, развивающиеся при значительном притоке воды
извне:
1) участки, проводящие воду;
2) участки подтопляемые.
Части болота, относящиеся к I и II группам, резко различаются
между собой как физиономически, так и по свойствам залежи.
Юго-западная ветвь массива, Плавницкое болото, Полистовское
болото, значительная часть Погорельского болота, часть Рдейского болота
между бывшим монастырем и дер. Боровой относятся к I группе. Все
эти части массива развились во впадинах или в верхних частях ложбин.
На южных болотах этой группы также намечается некоторая
дифференциация на части питающие, проводящие, подтопляемые (краевые), но
различия выражены главным образом в верхних слоях залежи и притом
гораздо слабее, чем различия между болотами I и II групп.
Ко II группе, к проводящему типу, мы относим все части залежи
с сильно развитой системой водных жил, по которым, по-видимому,
совершается движение воды, поступающей из выше расположенных частей
массива или из минеральных грунтов. Эти части резко отличаются по
облику от первых. Прежде всего бросается в глаза отсутствие или слабое
развитие сосны, представленной редкой формой Willkommii или формой
pumila; реже она встречается группами более рослых экземпляров.
Обилие озерков составляет вторую важную физиономическую черту.
В стратиграфическом отношении важны мощное развитие верхнего нераз-
ложившегося слоя и сильная его влажность. К данному типу
принадлежит часть юго-восточной ветви между озерами Б. Кожмино и Островистым,
северная часть основного массива и значительная часть Погорельского
болота.
Участки подтопляемого типа II группы имеют широкое распространение
главным образом в краевых частях массива или в промежутках между
верховыми болотами, входящими в его состав.
Перечисленным не исчерпывается все разнообразие типов,
встречающихся на Полистово-Ловатском массиве. Имеются и промежуточные
типы, и участки, отличающиеся какими-нибудь особенностями, но
занимающие слишком малую площадь, чтобы стоило их выделять в особый
тип.
Но во всех случаях различия в гидродинамике сопровождаются
различиями в строении залежи, в растительном покрове и в общем характере
ландшафта.
Раздел 5. РАСТИТЕЛЬНЫЙ ПОКРОВ, ЕГО РАЗВИТИЕ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
В СВЯЗИ С ГИДРОДИНАМИКОЙ И СТРОЕНИЕМ ЗАЛЕЖИ
Фитоценозы и их комплексы обнаруживают в своем распределении
на поверхности болот закономерность, особенно ярко выступающую
на верховых торфяниках. При первом же ознакомлении с этими
последними создается впечатление, что развитие того или другого комплекса
(или ценоза в случаях однородности растительного покрова) и его
положение на поверхности торфяника определяются условиями дренажа,
зависящими от рельефа этой поверхности. А. Р. Каксом еще в 1914 г.
на основании наблюдений, произведенных на Полистовских же болотах,
была высказана мысль, что состояние растительности формаций
окончательно сформировавшегося болота зависит исключительно от влажности,
или, иначе, от условий поверхностного дренажа. Связь растительного
покрова с этими последними и с рельефом торфяника устанавливалась
и многими другими исследователями.
На основании наших наблюдений на Прибалтийских и Полистовских
болотах, а также прекрасного описания Васюганских болот (Бронзов,
1930), распределение ассоциаций (пространственно хорошо выраженных)
и их комплексов может быть представлено следующей схемой.
Окраины — сфагновые переходные и шейхцериево-сфагновые топи
р ( со средним уклоном — грядово-мочажинный комплекс
клон | с 5олее значительным уклоном — сосново-сфагновые ценозы
Впадины поверхности, иногда и дна — грядово-озерный комплекс
{выпуклые и узкие — сосново-сфагновые ценозы
плоские — бугристо-мочажинный комплекс
широкие — замедленный в развитии, почти регрессивный комплекс
Влияние дренажа, обусловленное, помимо климатических факторов,
топографическим положением, сводится, в сущности, к влиянию условий
поверхностного стока. Мнение об исключительном значении этого фактора
для распределения растительности на верховых болотах исходит из
представления об этих последних как о болотах, питающихся одной только
водой выпадающих на их поверхность осадков, которая передвигается
преимущественно в самых верхних слоях залежи. Однако можно
убедиться л том, что специфические черты некоторых комплексов (в
особенности озерных) невозможно объяснить только условиями поверхностного
стока; при образовании комплексов наряду с последним играет нередко
большую роль и внутризалежный сток, происходящий разными путями,
о которых будет речь в следующих главах, а именно по водным жилам,
озерным системам, погребенным речкам и т. п. Связь между глубокими
грунтовыми водами болота и поверхностными осуществляется через озерки,
выклинивание на склонах, резургенцию и т. д.
Поэтому вышеприведенную топографическую схему приходится
заменить другой, в которой приняты во внимание факторы не только
поверхностного, но и внутризалежного водного снабжения и дренажа.
Мы, таким образом, считаем, что ценозы и их комплексы формируются
под влиянием гидродинамических факторов, которые определяют условия
водного режима каждого участка торфяника. Водный же режим
складывается из многих факторов, обладающих не только сезонной, но также
и погодной изменчивостью. К ним относятся глубина стояния воды в торфе,
влажность последнего, количество и состав растворенных в воде солей,
содержание кислорода, кислотность воды, глубина промерзания.
Некоторые из этих факторов зависят в значительной мере от климатических
условий: количества осадков, дефицита влажности, температуры воздуха.
2*
19
Но в пределах одного болотного района, а тем более одного торфяного
массива, климат остается одним и тем же.
Различные фитоценозы одного комплекса не тождественны также и по
температурному режиму, и, по-видимому, по солевому режиму, не говоря
уже о степени увлажнения, и т. п. Но тщетно было бы искать только в этих
факторах причины, например, развития бугров и мочажин, соотношения
их площадей, их ориентировки. Все это прежде всего зависит от размеров
и характера притока и стока воды.Солевой микрорежим развивается также
на фоне солевого режима, определяемого преимущественно составом
притекающих вод.
Итак, при формировании растительных комплексов
гидродинамические факторы играют огромную роль. Притом, как мы уже говорили,
имеет значение не только поверхностный сток, который можно считать
производным современных условий (климата и рельефа поверхности,
хотя этот последний, как было раньше отмечено, сложился в
значительной мере под влиянием первоначального рельефа), но также и внутриза-
лежный, созданный главным образом прошлыми гидродинамическими
факторами. Из этого следует, что современные растительные комплексы
и болотные фации часто отражают и прошлую гидродинамику торфяника.
Кроме того, в них долго сохраняются те или другие реликтовые черты,
дающие указания на это прошлое. К таким можно отнести наличие
озерков, открытых или заросших сплавиной, которые продолжают играть
роль в современной гидродинамике торфяника, в то же время являясь
как бы реликтом стадии значительного оводнения болота в данном месте.1
Другим примером может служить наличие ясно выраженных гряд в
таких частях торфяника, где уклон поверхности в настоящее время
незначительный. Очевидно, эти сфагновые плоские полосы свидетельствуют
об иных условиях поверхностного стока,2 при которых они возникли.
Из существования связи между современными болотными
комплексами (или ценозами) и прошлой гидродинамикой торфяника можно
сделать важный вывод: гидродинамические факторы несомненно и в прежнее
время оказывали такое же влияние на растительный покров, как и
теперь. Они тем самым также определяли характер откладываемых торфов;
ход развития залежи, таким образом, зависит от эволюции гидродинамики
торфяника. Но в таком случае, если существует связь между современной
болотной растительностью и прошлой гидродинамикой торфяника, должна
также существовать известная корреляция между растительностью и
строением залежи.
Этот вывод, однако, оставляет открытым вопрос о том, на какую толщу
залежи простирается данная связь. Легко предвидеть, что эта величина
не всегда одинакова. Во многих случаях гидродинамические процессы,
хотя и непрерывно эволюционируют при развитии торфяника, однако
сохраняют одно и то же направление в течение долгого периода времени.
1 Примером оригинального реликта являются hollows, описанные Освальдом
(Osvald, 1928) для американских болот Тихоокеанского побережья; они представляют
окнища прежних озер, при зарастании которых образовались торфяники. Эти
остаточные озерки, иногда крошечных размеров, еще сохраняются на стадии лесного
болота.
2 Кроме этих остатков относительно далекого прошлого, имеются многочисленные
реликты меньшей давности, как, например, сосновые пни и стволы среди мочажин,
мелкие бугорки из остатков пушицы дернистой (Eriophorum vaginatum) и шейхцерии
(Scheuchzeria palustris), оставшиеся после оводнения на месте бывшей ассоциации
Eriophorum — Sph. magellanicum 4- Sph. angustifolium. (Мы приводим названия
мхов, лишайников и водорослей только на латинском языке; названия высших
растений — на русском, но с приведением в скобках латинского при первом упоминании
в тексте. Названия ассоциаций даются на латинском языке и образуются путем
перечисления главных видов каждого яруса, причем ярусы соединяются через тире,
а виды внутри ярусов — знаком плюс.)
20
Постоянство направления объясняется тем, что влияние первоначального
рельефа нередко оказывается весьма длительным. Приведем несколько
примеров. Части массива, развившиеся на небольших повышениях дна
и вследствие этого занимавшие с самого начала несколько приподнятое
положение, сохраняют его и поныне. Благодаря этому они все время
обладали некоторой дренированностыо и до настоящего времени отличаются
отсутствием мочажин. Части же, находящиеся в глубоких понижениях,
которые почему-либо не были быстро заполнены низинными торфами,
лучше снабжались водой и теперь также продолжают испытывать влияние
обильного притока вод из минеральных грунтов, несмотря на
значительную мощность торфяных отложений.
Во всех подобных случаях сохраняется преемственность в
гидродинамических процессах и в ходе развития растительности, а следовательно,
и залежи; каждый этап тесно связан с предыдущим и в значительной мере
им обусловлен. Связь эта особенно сильна вследствие специфических
особенностей болотной растительности (длительный вертикальный рост
растений, образование их отмершими частями субстрата для живых особей и
т. п.). Части торфяника со сходной, ненарушенной эволюцией должны,
естественно, находиться в настоящее время на одной и той же стадии
развития и, таким образом, иметь один и тот же растительный покров.
Поэтому, установив несколько раз, какое строение залежи соответствует
такому растительному покрову, мы впоследствии, встречая подобный
покров в каком-нибудь новом месте торфяника, вправе предвидеть здесь
и такую же стратиграфию. Представляется возможность судить о строении
болота по современной стадии его развития и по современному
растительному покрову. Другими словами, устанавливается корреляция между
растительным покровом и строением залежи.
Но далеко не всегда гидродинамические процессы сохраняют одно и
то же направление в течение всего развития болота. Немало случаев,
когда это направление резко, скачкообразно менялось. Пример
эволюции такого типа дает строение залежи в обширной части болота к северу
от визиры 22; здесь сосново-пушицевый или ольховый торф резко
сменяется шейхцериевым. Над довольно мощным слоем последнего —
комплекс фускум- и мочажинного торфов. Смена лесного болота шейхцериевой
топью могла произойти только вследствие быстрого увеличения притока
воды, по-видимому, из грунта. Впоследствии увлажнение несколько
уменьшилось, образовался вышеуказанный комплекс торфов, но следы
былой стадии оводнения сохраняются в современном озерно-денудационном
комплексе в виде многочисленных озерков и водных жил, оказывающих
своеобразное влияние на растительный покров. Зато тщетно было бы
искать какие-нибудь указания на существование предшествовавшей более
сухой стадии лесного болота: следы ее нацело стерты последующим
сильным оводнением. Таким образом, в данном случае современная болотная
растительность дает возможность судить только о двух последних стадиях
развития торфяника, т. е. о торфяной толще около 4 м мощности.
Приведем другой пример. Вершина болота на северо-восток от
дер. Липово (визира 8) имеет следующее строение (снизу вверх): сапропель—
шейхцериевый торф—магелланикум-торф со степенью разложения 15—
20% —сосново-пушицевый торф с углем (на глубине 3.5—3.25 м)—
магелланикум-торф со степенью разложения 10—15% —фускум-магелланикум-торф.
Слой сосново-пушицевого торфа свидетельствует о перемене в
условиях торфообразования. Современный вершинный комплекс с высокой
сосной (форма Litwinowii) и с почти сплошным ковром из Sph. fuscum не
обнаруживает никаких следов стадии обильного увлажнения, при
которой откладывался шейхцериевый торф; он только показывает, что
в данном месте в эволюции торфяника имел место довольно длитель-
21
ный период относительной дренированности, которая присутствует и
теперь.
В обоих приведенных случаях современный болотный ландшафт дает
возможность судить о строении лишь той части залежи, которая
образовалась после перелома в ходе развития торфяника.
Наоборот, в тех случаях, когда изменение в направлении
гидродинамических процессов произошло недавно, можно ожидать, что в ландшафте
еще сохранились следы предшествующей стадии. Участок болота,
например, долго развивался в условиях относительной дренированности;
в недалеком прошлом увеличился приток воды из вершины и верхней
части склона. В результате грядово-мочажинный комплекс сменил
прежний сосновый ценоз с покровом из Sph. magellanicum. Но растительный
покров гряд является дальнейшей стадией развития этой ассоциации
и сохраняет некоторые ее черты: присутствие сосны (форма Litwinowii)
и яруса кустарничков. Эти признаки позволяют судить о прежнем ходе
эволюции, между тем как быстро расширяющиеся мочажины
свидетельствуют о новом направлении гидродинамических процессов.
На основании приведенных примеров можно сделать следующие
выводы.
1. В случае постепенного развития какой-нибудь части торфяника в
одном направлении часто можно на основании достигнутой в настоящее время
стадии развития судить о строении залежи. Необходимой предпосылкой
для этого является полученное эмпирическим путем знание
закономерностей развития торфяников в пределах данного болотного района.
2. В случае резкого изменения в ходе гидродинамических процессов
современная болотная растительность отражает лишь те стадии развития
торфяника, которые продолжают оказывать влияние на современную
его гидродинамику.
ГЛАВА II. БИОГЕОЦЕНОЗЫ И ИХ КОМПЛЕКСЫ
Раздел 1. СОСНОВО-ПУШИЦЕВО-СФАГНОВЫЕ БИОГЕОЦЕНОЗЫ
Сосново-пущицево-сфагновые биогеоценозы соответствуют тем
единицам, которые Р. И. Аболин A914) объединял в группу Sphagneta magno-
pinosa, хотя сосна здесь обычно несколько ниже и не превышает высотой
2.5—3 м. На Полистово-Ловатском массиве эти биогеоценозы, хотя и
нередко встречаются, имеют все же небольшое распространение. Они
большей частью связаны с относительно небольшими участками, более или
менее дренированными, с неглубокой залежью, до 2—3 м глубины.
Такая растительность служит верным показателем малой мощности
залежи.
Сосна представлена формой Litwinowii или формой Willkommii.
Сфагновый покров сплошной, образован Sph. magellanicum, занимающим
средние повышения микрорельефа; в понижениях — Sph. angustifolium.
Соотношение между этими двумя видами колеблется в пределах 40—60%,
Иногда самые высокие точки микрорельефа покрывает Sph. fuscum.
Пушица дернистая почти всегда обильна; степень ее покрытия — 35—40%.
Растут и кустарнички. Среди них часто преобладает Кассандра (Chamae-
daphne calyculata); подбел (Andromeda polifolia) имеет меньшую степень
обилия, но довольно постоянен.
Сосново-пушицево-сфагновые биогеоценозы могут образоваться при
постепенном вымирании соснового леса на сфагновом покрове в
результате возрастания увлажнения.
Залежь состоит из более или менее мощного слоя сосново-пушицевого
торфа, развившегося на нижнем слое из низинного, часто лесного торфа.
Сверху залегает магелланикум-торф 0.5—1 м мощности. Средняя глубина
торфа 2.97 м; минимальная — 1.18 м; максимальная — 3.5 м (из 6
бурений). Средняя степень разложения 43%, минимальная — 35%,
максимальная—50%. Степень разложения возрастает приуменьшении
глубины.
Несколько чаще встречается залежь, в ходе образования которой
происходит уменьшение влажности: в 9 случаях переход низинной толщи
залежи в верховую совершался через шейхцериевую прослойку. В этих
случаях средняя глубина торфа 2.6 м, минимальная — 1.9 м,
максимальная — 3.17 м; средняя степень разложения 26.3%, минимальная — 22%,
максимальная — 31.7%.
Эти два варианта очень слабо различаются между собой. В первом из
них сосна обычно несколько выше, степень разложения залежи немного
ниже; во втором встречаются зачатки мочажин.
23
Раздел 2. СФАГНОВЫЕ ПЕРЕХОДНЫЕ ТОПИ (ВАХТОВЫЕ,
ШЕЙХЦЕРИЕВЫЕ, ПУШИЦЕВЫЕ)
Эти топи встречаются иногда узкими полосами в краевых ложбинах,
но наиболее типично выражены там, где занимают большие пространства
(на север от с. Ратчи, между деревнями Захода, Липово и Гривы и др.).
Они представляют один из наиболее распространенных и увлажненных
комплексов биогеоценозов.
Причины этого оводнения — приток воды из окружающих верховых
болот и застаивание атмосферных осадков. Сток же воды здесь очень слаб
вследствие чрезвычайной равнинности рельефа, которая нарушается лишь
слабо возвышающимися среди топей минеральными островами. О бывшем
существовании некоторых, ныне уже погребенных островов,
свидетельствуют одиночные мелкие березки (Betula pendula) на фоне сфагнового
ковра, а при бурении — близкое залегание минерального грунта. От
покрытых торфом островов, по-видимому, идут диффузионные токи
минеральных солей, о направлении которых можно судить по языкам и кайме
тростника (Phragmites communis) и осоки вздутой (Carex inflata), неизменно
встречающимся вокруг почти скрытых островов.
Одетые плащом торфа и воды и покрытые растительностью, топи
отличаются изумительно ровной поверхностью. Так, на протяжении 5.5 км
на север от с. Ратчи отметки поверхности колеблются в пределах всего
0.5 м. Микрорельеф тоже ровный, только изредка возвышаются над
ярусом из Sph. magellanicum и Sph. angustifolium округлые кочки с
Кассандрой или с подбелом на фоне Polytrychum strictum.
Вторая характерная черта — полное безлесие топей. Только около
дер. Липово, особенно около островов, изредка встречаются березы
2—3 м высотой.
Обращает на себя внимание как бы беспорядочное чередование пятен
различных растительных группировок, которые то имеют резкие границы,
то незаметно переходят одни в другие. Часть этих пятен образована
остатками исчезающих ассоциаций, другие, наоборот, новыми, постепенно
расширяющими свою площадь. Есть и ассоциации, распределение
которых зависит от случая, т. е. от того, какие зачатки оказались раньше
занесенными. К первой группе относятся ассоциации: Carex lasiocarpa —
Sph. apiculatum + Sph. angustifolium (или Sph. obtusum) и Eriophorum
angustifolium; ко второй — ассоциации: Eriophorum vaginatum — Sph.
magellanicum + Sph. angustifolium, Carex chordorrhyza — Sph.
magellanicum, Ghamaedaphne — Sph. magellanicum + Sph. angustifolium. Фон
составляет обычно наиболее распространенная ассоциация Carex limosa +
Menyanthes — Sph. obtusum (или Sph. apiculatum в смеси со Sph. pulchrum,
Sph. Jensenii); часто встречается ассоциация Scheuchzeria — Sph. Duse-
nii -\- Sph. Jensenii. Довольно часты вымочины, в которых сфагны
отмирают; вновь занимает их Sph. Jensenii. Изредка встречаются пятна Sph.
papillosum или Sph. centrale. Иногда попадается хвощ топяной (Eguisetum
limosum). Соотношения между всеми этими группировками весьма
изменчивы. При глубине торфа в 1.75 м пятна осоки шерстистоплодной (Carex
lasiocarpa) еще часты; также еще много пушицы узколистной (Eriophorum
polystachium) и хвоща топяного. По мере возрастания глубины торфа они
сильно сокращаются или вовсе исчезают. Среди топей встречаются еще
извилистые полосы с тростником или с осокой топяной (С. limosa), почти
лишенные сфагнового покрова. Возможно, что в них происходит
периодически некоторое поверхностное движение воды. Глубина торфа не
превышает 2.25 м.
Шейхцерия играет очень большую, но двойственную роль в жизни
топей. С одной стороны, она нередко образует своими крепкими корневи-
24
щами прочную сеть, с трудом поддающуюся разложению, благодаря чему
распространение шейхцерии улучшает проходимость топей. Живой ковер
шейхцерии позволяет человеку легко переходить через погребенные речки,
находящиеся на небольшой глубине. С другой стороны, у отмерших
остатков шейхцерии сильно развита способность к газообразованию, г а также
способность вызывать всплывание поверхностного слоя торфяника. Таким
образом топи превращаются в зыбуны. На всплывших частях мочажин
верхового болота шейхцерия кажется отсутствующей, так как остатки
ее скрыты под моховым покровом. На этом последнем растут только редкие
экземпляры пушицы и очеретника (Rhynchospora alba).
Отличительная черта этих сфагновых переходных топей заключается
во всплывании растительного покрова и его нижних отмерших частей,
в результате чего на глубине 0.25—0.4 м образуется слой воды в О.К)—
0.4 м. Следовательно, в этих топях происходит образование зыбунов
(см. стр. 127); они главным образом распространены под ассоциацией
Сагех limosa -j- Menyanthes trifoliata — Sph. obtusum --|- Sph. apiculatum,
обычно очень пышно развитых.
Довольно распространены в сфагновых переходных топях глухие
речки (см. стр. 103). Залежь образована осоково-лесным или лесным
торфом, над которым залегает шейхцериевый переходный торф, являющийся
источником образования газов. Иногда лесной торф замещен низинными
топяными торфами.
Переход осоково-лесных сообществ в непроходимые сфагновые
переходные топи совершается очень быстро. По словам Р. И. Аболина, еще
в середине прошлого столетия ездили по зимней дороге между с. Ратчи
и дер. М. Городище. В настоящее время еще существуют следы зимника,
но им теперь почти не пользуются, так как топи плохо замерзают.
По словам колхозников деревень Гривы и Плавницы, в 20-х годах они ездили
на покосы на о. Дароватая, который ныне окружен сфагновой переходной
топью. Жители дер. Липово вспоминали, что им приходилось бросать
сенокосы на ближайших островах вследствие возросшей в этих местах,
непроходимости торфяника.
На границе со сфагновыми переходными топями процесс
заболачивания происходит очень интенсивно, а именно здесь важно оградить
суходолы от влияния оводненных топей.
Вопрос об осушении и сельскохозяйственном использовании этих
топей представляет поэтому особый интерес. Во многих случаях возможен
сброс воды в ближайшие реки (Полисть, Цевлю), но осушка повлекла бы
за собой сильную осадку. Потребовалось бы уничтожение сравнительно
топкого @.5—0.2м) верхнего слоя для обнажения низинной осоковой или
лесной залежи, а также значительное количество удобрения для
превращения этих осушенных топей в сельскохозяйственные угодья.
Сфагновые переходные топи описанного типа возникают из сфагново-
осоково-шейхцериевых топей (последние в настоящее время встречаются
на Полистово-Ловатском массиве только незначительными клочками).
В случае затопления в них происходит усиленное, но не бурное, а
постепенное всплывание; начало этого процесса сопровождается превращением
в вахтово-сфагновые зыбуны, в которых при затоплении усиленно
происходит всплывание. Эти топи в дальнейшем переходят в шейхцериево-
сфагновые и в пушицево-сфагновые. В первых их них, несмотря на
значительное распространение шейхцериевой сети, всплываемость и зыбкость
1 Интенсивное газообразование наблюдалось в 1951 г. в опытах Т. Л. Белоусовой,
изучавшей в Ленгидэпе по нашему заданию анаэробное разложение торфа и остатков
растений. Остатки шейхцерии, одни или вместе со сфагнами, заложенные в
наполненные водой, герметически закрытые колбы с газоотводящими трубками, бурно выделяли
газы, среди которых преобладал метан.
25
резко уменьшаются. Сеть из корневищ составляет прочную основу
растительного покрова. При затоплении всплываемость развивается не так
быстро, как в вахтово-сфагновых зыбунах, но сплошь на больших
площадях. Что касается пушицево-сфагновых топей, то они, по-видимому,
представляют более позднюю стадию развития топей, уже заросших
пушицей дернистой, которые затем покрываются сфагнами (Sph. balticum,
Sph. angustifolium, Sph. Dusenii), причем создается мелкокочковатый
микрорельеф и кочки обильно зарастают клюквой (Oxycoccus quadripetala).
В дальнейшем эти топи покрываются Sph. magellanicum.
Раздел 3. ГРЯДОВО-МОЧАЖИННЫЕ КОМПЛЕКСЫ БИОГЕОЦЕНОЗОВ
1. Общие черты грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов
Грядово-мочажинный комплекс есть прежде всего комплекс склонов.
При другом топографическом положении он не встречается, но на склонах,
кроме него, могут быть другие комплексы и ассоциации.
По данным А. Я. Бронзова A930), на верховых болотах Васюганья
извилистые полосы грядово-мочажинного комплекса идут от вершины
к окраинам, чередуясь с такими же извилистыми полосами сосново-
кустарничкового комплекса. На Прибалтийских болотах (Богдановская-
Гиенэф, 1928; Чернова-Лепилова, 1928) сосновыеЧассоциации нередко
встречаются на склонах; они обычно связаны с более сильным уклоном,
как было отмечено в свое время для Полистовских болот первыми их
исследователями (Аболин, 1914; Какс, 1914, и др.). Однако на Полистово-
Ловатском массиве облесенные безмочажинные участки на склонах
представляют исключение и почти нигде не простираются от вершины до
основания склона.
Грядово-мочажинный комплекс приурочен большей частью к уклонам
порядка 0.001—0.002, но встречается и при больших уклонах, до 0.008
(Богдановская-Гиенэф, 1956). Близкие цифры сообщает К. Е. Иванов A956).
Сосновые ценозы часто связаны с более значительными уклонами.
Например, на одном таком участке нашего массива падение 0.0035, на
другом — 0.0043, но в то же время у визиры 18, пикет 17/5, при уклоне
0.0036 имеется уже расчленение на гряды и мочажины. С другой стороны,
на визире 21, у пикетов 8/1—8/5, т. е. у склона Ратчинской озерной
полосы, при уклоне всего в 0.0025 развита ассоциация Pinus silvestris f.
Litwinowii — Calluna — Sph. fuscum и отсутствуют мочажины.
Следовательно, уклон сам по себе еще не предопределяет развития соснового
ценоза или мочажинного комплекса. Этот вывод вполне закономерен,
так как уклон является фактором, который влияет на размеры стока,
но сам зависит от ряда других условий, как величина притока, близость
водоприемника и т. п. На Полистово-Ловатском массиве сильные уклоны
наблюдаются обычно только в частях с магелланикум видом залежи.
Большое распространение грядово-мочажинного комплекса на
склонах Полистовских и Прибалтийских болот по сравнению с Васюганскими
торфяниками и соответственно меньшая встречаемость сосновых
ассоциаций, по-видимому, связаны с большей пологостью склонов торфяников
первых двух районов, так же как и на Карельских болотах.
Грядово-мочажинный комплекс не носит одинакового характера на
всем протяжении склона — от его основания до вершины. Общим правилом
является постепенное увеличение размеров мочажин от верхней части
склона к нижней, что также отмечено Е. А. Романовой A961) на основании
данных аэрофотоснимков. Однако максимальное расширение мочажин
наблюдается иногда не на границе с окраинами комплекса, а несколько
выше.
26
Последовательное изменение соотношения размеров и растительного
покрова гряд и мочажин по склону хорошо видно из данных линейной
таксации по методу Фриза (табл. 1). Площади ассоциаций определены в
процентах на визире 20 на протяжении 2500 м, из которых 1100 на западном
склоне и 1000 на восточном заняты вариантами грядово-мочажинного
комплекса. Картина здесь несколько осложняется тем, что на восточном
склоне проходит одна из ветвей Ратчинской озерной полосы (пикеты
8/0—8/4); другая ветвь проходит между пикетами 6/3 и 6/4, но ее влияние
мало сказывается на растительности. Выклинивание грунтовых вод и
образование широких бугорчатых и деградированных мочажин происходят
ниже (у пикетов 5/8—6/1). Это явление часто встречается в нижней части
склонов.
В табл. 1 бросается в глаза, что в мочажинах растительный покров
более разнообразен, чем на грядах. Эти последние, возвышающиеся над
уровнем грунтовых вод на 25—40 см (в зависимости от времени года и
метеорологических условий), действительно представляют гораздо более
однообразные местообитания, чем мочажины, которые отражают все
различия в водном режиме, обусловленные в свою очередь различиями в
величине и постоянстве притока и стока и в быстроте движения воды. Не без
влияния остаются также наличие или отсутствие водных жил, степень
влажности и плотности нижележащих слоев. Наконец, самый ход
развития мочажин больше варьирует.
Приведенный топографический ряд ассоциаций в грядово-мочажинном
комплексе не является единственно возможным. Обычен следующий ряд
на некоторых болотах.
1. Вариант с сосной формы Litwinowii на грядах из Sph. fuscum и пу-
шицевыми мочажинами.
2. Вариант с той же формой сосны, со Sph. fuscum и пушицево-шейх-
цериевыми мочажинами.
3. Иногда в нижней части склона вариант с широкими бугорчатыми
мочажинами, без сосны.
Мы уже отмечали, что значительное разнообразие мочажин зависит,
между прочим, от различий в истории их развития. По характеру своей
эволюции мочажины могут быть разделены на 3 группы, выделенные на
основании подробных ботанических анализов проб 34 буровых скважин,
заложенных параллельно с бурением гряд в различных частях массива.
К первой группе относятся как пушицевые, так и шейхцериевые
мочажины со Sph. balticum, Sph. cuspidatum и Sph. Dusenii. Собственно
говоря, чисто шейхцериевые мочажины очень редки на Полистово-Ловат-
ском массиве, большей частью растут вместе шейхцерия и пушица. Особо
стоят очень оводненные мочажины с более или менее погруженными в воде
пушицевыми дерновинами. Они развились среди ценозов со Sph. magellani-
сит и Sph. fuscum и как бы вкраплены в толщу торфов из этих же видов.
Сверху в них залегает куспидатум-торф; мощность его обычно не превышает
0.5 м. Глубже, до 1 — 1.76 м, залегает балтикум-торф с большей или
меньшей примесью Sph. angustifolium и Sph. magellanicum; под ними — ма-
гелланикум-торф, но обычно со значительно большим содержанием Sph.
ЪаШсит и Sph. angustifolium, чем торф того же вида, находящийся под
грядами: 30—40% вместо 5—15%. Такое повышенное количество
гидрофильных видов можно иногда проследить вплоть до сосново-пушицевого
торфа, подстилающего магелланикум-торф. Таким образом, расчленение
микрорельефа и соответствующая ему разнородность ботанического
состава и распределения влаги наметились гораздо раньше образования
настоящей мочажины. Смена сфагнов и ценозов происходила постепенно,
главным образом путем внедрения и последующего разрастания более
влаголюбивых видов среди менее гидрофильных.
27
Соотношение площадей ассоциаций (в %) в различных вариантах
Ассоциация
Грядово-мочажинный комплекс западного
с широкими
бугорчатыми мочажинами,
без сосны
с шеихцерие-
выми
мочажинами, со
Sph. fuscum
на грядах,
без сосны
с пушицевыми
мочажинами,
со Sph. fascuml
на грядах,
без сосны
CJadiiiae — Sph. fuscum, Ericaceae —
Sph. fuscum
Calluua vulgaris — Sph. fuscum,
Ericaceae— Sph. fuscum
Piuus silvestris— Ericaceae — Sph. ma-
gelIaiiicnm -f- Sph. fuscum
Eriophorum vagijmtum—Sph. fuscum
Piuus silvestris — Ericaceae — Sph. ma-
gel lanicum
Eriophorum vaginatnm — Sph. fuscum-j-
Sph. ruhellum
Eriophorum vagiuatum—Sph. magella-
uicum + Sph. angustifolium . . . . .
Andromeda polifolia—Sph. magellani-
cum + Sph. angustifolium
Eriophorum vagiuatum — Sph.
ruhellum -f- Sph. angustifolium
Eriophorum vagiuatum — Sph. baJti-
cum -{- Sph. angustifolium
Eriophorum vaginatuni — Sph. cuspidatum
Scheuchzeria palustris—-Sph. cuspidatum
Scheuchzeria palustris — Sph. cuspidata
(coll.)
Scheuchzeria palustris — Hepaticeae -\-
Gladinae + Sph. halticum . . '
Eriophorum vagiuatum-—голый торф. .
Eriophorum vagiuatum — Uhyiichospora
alba —Sph. cuspidata (coll.)
Мелкобугорчатые мочажины (Sph.
halticum -f- Sph. angustifolium)
Ассоциации ( 6-vl'P°" • • :
[ мочажин
Промежуточные ассоциации
К).;
о.о
Г).О
7.5
5.0
28.0
72.0
14.0
13.5
17.5
23.:
27.0
32.0
1)8.0
_
—
21.0
5.0
2.5
—
—
—
20.0
34.0
4.0
13.5
28.5
71.5
0
—
38.0
1.5
2.5
—
—
—
16.5
11.0
30.5
—
42.0
58.0
0
_
22.0
35.5
7.0
2.5
5.5
10.0
11.5
2.5
3.5
67.0
27.5
5.5
_
30.0
4.0
6.5
1.5
7.5
1.5
30.5
12.5
6.0
42.0
50.5
7.5
_
49.5
3.0
—
—
7.5
4.5 I
12.5
18.5
4.5
—
52.5
40.0
7.5
Примечание. Определение площадей производилось отдельно для каждого 100-метрового
5/8 и т. д.). В пикете 7 8—7/9 сумма площадей не составляет 100%, так как 1% приходится на воду.
Мочажины второй групы, которые являются вторичными, относятся
по своему водному режиму и растительному покрову к двум разностям:
а) одни заняты ассоциацией Scheuchzeria + Carex limosa — Sph.
cuspidatum (или Sph. Dusenii), б) другие имеют сходный покров, но без осоки
топяной; в них на некоторой глубине имеется прослойка очень жидкого
торфа и шейхцерия отличается пышным развитием (высота 50 см).
Моховой покров нормальной плотности, хотя влажность торфов несколько
повышена (94-97%).
Мочажины этой группы представляют дальнейшую стадию развития
верховой шейхцериевой топи, на фоне которой образовались гряды. Слабо
разложившиеся мочажинные торфа залегают на шейхцериевых; мощность
28
Таблица 1
грядово-мочажинного и
склона
с сосной и пушице-
выми мочажинами,
со Sph. fuscum на
грядах
Ьр
со"
1
СО
.
42.0
5.5
6.5
—
—
22.5
23.5
—
—
54.0
23.5
22.5
со
со
1
1
со
39.5
23.5
14.5
2.0
—
—
—
20.5
—
—
79.5
20.5
0
г—
со
1
1
со
со"
54.5
28.0
—
—
—
—
—
10.0
7.5
—
82.5
17.5
0
00
со"
1
J_
со
.
65.0
3.5
2.0
—
—
—
—
17.5
12.0
—
70.5
29.5
0
вершинного комплексов
Вершинный комплекс
с сосной, Sphagneta magel-
lanici -J- Sphagneta fusci
CI
coT
l
1
00
9.5
58.5
18.5
—
—
—
—
—
13.5
—
—
86.5
13.5
0
о
i
1
CTD
20.0
61.0
2.5
—
—
—
—
—
16.5
—
—
83.5
16.5
0
г—
1
1
о
2.5
54.5
32.5
—
7.5
—
—
—
3.0
—
—
97.0
3.0
0
^L
i
1
10.0
52.5
31.0
—
2.5
—
—
—
4.0
—
—
96.0
4.0
0
со_
1
1
16.5
64.0
13.0
—
—
—
—
2.0
4.5
—
93.5
6.5
0
(визира 20)
Грядово-мочажинный комплекс восточного
склона
с пушицевыми
мочажинами и
Sph. fuscum на
грядах, без сосны
1
1
ее
19.5
36.0
3.5
—
—
—
1.0
10.5
14.0
13.5
2.0
59.0
40.0
1.0
.р
1
1
^
23.5
28.5
1.5
—
0.5
—
—
10.0
26.0
7.0
2.0
1.0
54.0
46.0
0
со
1
1
ю
1.0
51.0
—
—
2.0
—
5.5
38.5
—
2.0
54.0
46.0
0
L—
СО
1.0
63.0
—
2.0
4.0
6.0
6.5
11.0
—
6.5
70.0
24.0
6.0
с шейхцериевыми
мочажинами и Sph. fuscum
на грядах, без сосны
ОС
1
1
6.0
35.0
—
7.0
4,5
7.5
7.0
1.0
32.0
—
48.0
40.0
12.0
1
1
оо
1.5
21.5
1.0
1.0
13.0
3.5
15.0
5.0
10.0
22.0
5.5
41.5
42.5
15.0
о
оо
1
1
С2
21.5
__
3.0
9.5
1.0
2.0
20.0
5.0
21.0
1.5
15.5
37.0
43.0
20.0
ОО
1
д
об"
3.5
1.5
1.0
25.0
3.0
4.0
5.0
32.0
25.0
34.0
62.0
4.0
^
оо"
1
1
оо
30.0
2.0
4.0
7.5
10.0
1.5
4.0
41.0
53.5
45.0
1.5
отрезка визиры между двумя соседними пикетами (№№ пикетов указаны в головке таблицы — 5/7—
их обычно не превышает 1.75 м. Состоят они в верхнем слое, обычно до 1 м,
из Sph. cuspidatum, реже из Sph. Dusenii или из смеси этих двух видов;
ниже эти виды частично замещаются Sph. balticum, встречающимся иногда
вместе со Sph. apiculatum. Близ границы с шейхцериевым торфом
повышается процент разложения (от 10—15 до 25—30) и процентное содержание
Sph. magellanicum.
Мочажины очень оводненные, труднопроходимые,г Sph. cuspidatum и
Sph. Dusenii погружены в воду, по крайней мере в некоторых их частях;
1 При переходе через такую мочажину наш рабочий провалился на глубину
свыше 2 м и удержался лишь, вонзив топор в кочку и затем взявшись за протянутый
ему бур.
29
характерны цилиндрические кочки пушицы, более или менее
возвышающиеся над водой. Выставляющаяся часть кочек голая в начале лета, позже
более или менее обрастает мочажинными сфагнами; часть дерновин очень
пышная, но многие мертвы и покрыты пожелтевшими сфагнами; иногда
на самой верхушке — шапка из Cladonia silvatica, CI. alpestris или CI.
squamosa. При повышении уровня мочажины мертвые кочки постепенно
погребаются, и остатки их впоследствии заметны лишь, как едва
выступающие бугорки, затянутые желтыми сфагнами. Шейхцерия часто не играет
заметной роли и растет только у берегов или в заливчиках. Мочажинный
торф жидкий; влажность его 96—98.5%, мощность 1—2 м; под ним шейх-
цериевый торф, часто с прослойками воды; еще ниже, на глубине 3 или
3.5 м, плотный сосново-пушицевый или лесной торф.
Часто наблюдается смыв сфагнов с верхушки бугорков или конических
кочек. Отсутствие шейхцерии заставляет предположить значительные
колебания уровня воды.
У мочажин первых двух групп эволюция совершалась в одном
направлении, без резких скачков. Иначе обстоит дело у мочажин третьей группы.
Зыбкие центральные части широких мочажин нижней трети склонов
образовались вследствие деградации гряд под влиянием усиливающегося при-
тока воды. Под слоем жидкого комплексного магелланикум-торфа на
глубине 0.5—1 м, а в пятнах голого торфа почти с поверхности залегает
слой магелланикум-торфа обычного состава или с небольшой примесью
мочажинных элементов (последняя, возможно, вторичного происхождения).
Глубина верхней границы этого торфа может доходить до 1.5 м в частях
с растительным покровом более или менее обычного сложения, например
с покровом из пушицы со Sph. Dusenii или Sph. cuspidatum (либо смесью
обоих). Под ним, на глубине 1.5—2.25 м, — шейхцериевый верховой торф,
подстилающийся лесным. В краевых же частях этих мочажин мочажинный
сфагновый торф доходит до шейхцериевого, как и в мочажинах
предыдущей группы.
Такой порядок напластования показывает, что верховая шейхцериевая
топь сменилась мочажинным комплексом с грядами из Sph. magellanicum,
значительно превосходящими по площади мочажины. Позднейшее
расширение площади этих последних является результатом увеличения
притока воды со стороны вершины, повлекшего за собой гибель
ценозов гряд.
В грядово-мочажинном комплексе у пикета 13/5 визиры 27 мочажины,
занятые ассоциациями Scheuchzeria — Sph. cuspidatum и Scheuchzeria +
+ Eriophorum vaginatum — Sph. cuspidatum, развились по типу,
промежуточному между только что описанным и первым: тонкий слой
шейхцериевого верхового торфа на глубине 2.25 м сменяется магелланикум-фус-
кум-торфом, в котором начиная с глубины 3.5 м появляются мочажинные
элементы: шейхцерия, Sph. cuspidatum. Выше шейхцериевой прослойки
залегают опять сфагновые торфа; количество мочажинных элементов в них
кверху постепенно возрастает, но на глубине 0.75 м Sph. fuscum и Sph,
magellanicum все же составляют 65% торфа, и только верхние 0.5 м
состоят из одного Sph. cuspidatum. Образование мочажин началось здесь
после периода относительной дренированности, развитие их шло
постепенно, но с перерывами.
Наконец, в ряде случаев шейхцериевый торф кверху сменяется сразу
или после прослойки средне разложившегося магелланикум-торфа
комплексным магелланикум-торфом, мощность которого достигает 2—2.75 м;
соотношение Sph. magellanicum и мочажинных элементов (шейхцерия,
Sph. cuspidatum, реже Sph. Dusenii) здесь колеблется, но все же первый
преобладает, и только на глубине 0.5 м под ассоциацией Scheuchzeria —
30
Sph. cuspidatum берут перевес последние. В бугорчатых мочажинах с
бугорками, покрытыми Sph. rubellum и Sph. magellanicum, и на этой
глубине находится комплексный магелланикум-торф, который, по-видимому,
можно часто рассматривать как отложение либо бугорчатых мочажин,
либо мочажин со значительным количеством вкрапленного Sph. magel-
lanicum. Но смешение остатков Sph. magellanicum с мочажинными
элементами может иногда быть просто результатом перемешивания различных
торфов током воды.
Интересно, что небольшие бугры в мочажинах с ассоциацией
Andromeda — Sph. rubellum с большей или меньшей примесью Sph. fuscum
оказываются иногда весьма устойчивыми, судя по тому, что их отложения
можно проследить до глубины 2 м.
Таким образом, под мочажинами третьей группы шейхцериевый торф
почти всегда сменяется сначала магелланикум-торфом. Этот последний
переходит затем в комплексный магелланикум-торф либо очень близко
к поверхности, либо на значительной глубине B м и больше); только
в редких случаях можно наблюдать закономерное возрастание кверху
роли мочажинных элементов; чаще соотношения между Sph.
magellanicum и Sph. fuscum, с одной стороны, и Sph. cuspidata (coll.), с другой,
колеблются так, что то одни, то другие преобладают.
Под грядами мы всегда имеем не менее 1.5 м грядового торфа, и состав
его гораздо более однообразен, чем у торфа в мочажинах. В вариантах
1 и 2 грядово-мочажинного комплекса под грядами залегает магелланикум-
торф, прикрытый лишь тонким слоем фускум-торфа, или, иногда, магел-
ланикум-фускум-торф; в 3-м варианте фускум-торф достигает 2.5 м
мощности, хотя и попадаются иногда гряды, под которыми близко залегает
магелланикум-торф. В общем смена Sph. magellanicum на Sph. fuscum
совершается раньше всего в средней части склонов. Мощность фускум-
торфа также больше в полосах течения с озерками, нередко
проходящих по склонам (пикет 5/9, визира 20; пикеты 6/4 и 8/2, визира 22
и др.).
Прослойки мочажинного торфа под грядами встречались иногда на
границе между шейхцериевым торфом и грядовыми торфами, но только
в единичных случаях они были найдены в самой толще грядовых торфов
(на глубине 2 м, между магелланикум-торфом снизу и фускум-торфом
сверху). В этом отношении наши наблюдения на Полистово-Ловатском
массиве совпадают с данными Н. Я. Каца A934) о болотах центрального
района.
Из рассмотрения строения торфяника под грядово-мочажинным
комплексом следует, что здесь отсутствует регенеративная структура,
описанная для шведских верховых болот (Post и Sernander, 1910; Granlund,
1932, и др.). Образование гряд и мочажин на нашем массиве не носило
циклического характера. Подтверждается, таким образом, вывод,
сделанный нами для Прибалтийских болот на основании изучения их
растительного покрова и поверхностного слоя торфа (Богдановская-Гиенэф,
1928). 3. Ф. Руофф A934) также пришла к выводу о большой длительности
существования гряд на торфяниках Калининской области. По-видимому,
динамика грядово-мочажинного комплекса одинакова во многих болотных
районах европейской части СССР (в Карелии, например: Богдановская-
Гиенэф, 1933). Интересно, что Аарио (Aario, 1932) также пришел к
заключению об устойчивости гряд, возникших прогрессивно, для болот
Финляндии.
Из всех комплексов верховой части Полистово-Ловатского массива
грядово-мочажинный занимает наибольшую площадь, превосходя в этом
отношении даже озерно-денудационный комплекс. Такое значительное
распространение объясняется особенностями рельефа поверхности массива,
31
а именно сильным распространением склонов, на которых он, как известно,
развивается.
При таком большом распространении он, естественно, не может
представлять вполне однородную единицу. И действительно, многие из его
признаков сильно варьируют: размеры гряд и мочажин и соотношение
их площадей, степень обилия и характер роста сосны, растительный
покров как положительных, так и отрицательных элементов микрорельефа.
Постоянным остается лишь параллельное расположение гряд и мочажин,
вытянутых в направлении, перпендикулярном уклону. Изменчивость
остальных признаков влечет за собой некоторое разнообразие ландшафта
в пределах данного комплекса. Как мы увидим из дальнейшего, эти
различия, часто даже и не очень ясно заметные, являются внешним
выражением глубоких различий в ходе развития торфяника, обусловленных
разницей в водном режиме. Другими словами, на основании различий в
микрорельефе, флористическом составе и характере растительности можно
выделить несколько вариантов грядово-мочажинного комплекса,
отличающихся между собой также и строением залежи. Но поскольку
стратиграфические различия, отражающие различия в ходе развития, не всегда
находят отражение в ландшафте, один из наших вариантов встречается
на залежи трех различных видов. Нам не удалось подметить постоянных,
хотя бы мелких признаков, которые бы давали основание для различения
вариантов залежи, соответствующих этим трем видам развития, без
исследования самой залежи. Таким образом, в данном случае растительный
покров и ландшафт как бы перестают быть индикаторами стратиграфии
торфяника. Кроме того, мы увидим, что и вообще нередко можно найти
отдельные участки (правда, немногочисленные), где, несмотря на сходство
во внешности поверхности болота, залежь имеет свои особенности.
Грядово-мочажинный комплекс мы прежде всего разбиваем на два
крупных варианта, очень неравноценных по своему значению: грядово-
мочажинный комплекс со Sphagneta magellanici на грядах, имеющий
ограниченное распространение, и грядово-мочажинный комплекс со
Sphagneta fusci на грядах, занимающий несравненно большую площадь.
2. Разности грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов
и их стратиграфия
А. Грядово-мочажинный комплекс со Sphagneta magellanici на грядах
Грядово-мочажинный комплекс со Sphagnum magellanicum на грядах
может быть в свою очередь разделен на два довольно хорошо
отличающихся варианта.
Для первого из них характерно присутствие на грядах довольно
большого количества разбросанной сосны формы Litwinowii, 2.5—3 м высотой.
Кроме того, встречаются кустарнички: багульник (Ledum palustre) —
до 10—15% в группах сосен и Кассандра. Наконец, площадь мочажин
приблизительно равна площади гряд.
На грядах — ассоциация Pinus silvestris f. Litwinowii — Eriophorum
vaginatum — Sph. magellanicum с небольшим количеством Кассандры.
В мочажинах — ассоциации Sph. apiculatum, Scheuchzeria — Sph. Du-
senii; встречаются иногда группы редкого тростника. Залежь образована
следующей свитой торфов (снизу вверх): низинный или переходный
сосновый торф (иногда сапропель), покрытый сосново-пушицевым торфом,
над которым лежит небольшой слой магелланикум-торфа или комплексно-
магелланикум-торфа. Средняя степень разложения высокая — 36.6%.
Глубина залежи около 2 м. Такая небольшая мощность — результат
не молодости, а медленности нарастания торфа вследствие малого притока
32
воды извне. Подобные залежи образуются в нижних частях склонов
верхового болота. В субатлантическое время существенно изменились условия
водного снабжения, так как все возрастал приток воды из вышележащих
частей торфяника. Благодаря этому притоку в ассоциациях Pinus sil-
vestris f. Litwinowii — Eriophorum vaginatum — Sph. magellanicum
образовались мочажины. Эти последние склонны в настоящее время
расширяться, о чем свидетельствует наличие стволиков сосны, нередко
встречающихся среди ассоциации Scheuchzeria — Sph. apiculatum.
Второй вариант отличается от первого: 1) меньшим количеством сосны
(большей частью единично — изредка), меньшим ее ростом
(преимущественно форма Willkommii) и большей площадью мочажин, обычно
превышающей площадь гряд в несколько раз.
На грядах — ассоциации Eriophorum — Sph. magellanicum и Chamae-
daphne — Sph. magellanicum, изредка Ghamaedaphne — Polytrichum
strictum. В широких мочажинах, достигающих от 3 до 9 м в поперечнике, —
ассоциации Scheuchzeria — Sph. cuspidatum, чаще Scheuchzeria — Sph.
Dusenii со значительной примесью пушицы, иногда также Carex limosa —
Sph. Jensenii. Микрорельеф часто мелкобугорчатый.
Этот комплекс составляет переход от переходной топи к ценозам
верхового торфяника. Средняя мощность залежи около 2 м; средняя степень
разложения 31 %.
Ход развития иной, чем в первом варианте: торфообразование
происходило при гораздо большем увлажнении; слой лесного торфа отсутствует
или незначителен по мощности; он замещен или покрыт сверху березово-
осоковым торфом, над которым всегда залегает шейхцериевый переходный
торф. Если предыдущий вариант возникает вследствие образования
мочажин в относительно мало увлажненном ценозе, то во втором, наоборот,
гряды развиваются на фоне шейхцериевой топи. Мочажины, таким образом,
являются здесь первичными. Впрочем, во многих случаях (например,
визира 25, пикеты 2/0 и 4/0, визира 12, пикет 6/4) происходит вторичное
оводнение; мочажины сильно расширяются за счет ценозов со Sph.
magellanicum, и в них развиваются ценозы переходных топей. Между тем как
мочажины — остатки топей — имеют ровную поверхность и в их
растительном покрове обычна некоторая примесь осоки топяной (иногда даже
осоки вздутой), во вторичных мочажинах поверхность мелкобугорчатая,
сфагны, по крайней мере в конце лета, принимают черноватую окраску.
Мелкобугорчатость здесь обусловлена многочисленными более или менее
сглаженными мелкими вздутиями, покрытыми сфагновым покровом, на
которых нередко растет мелкий очеретник; бугорки более плотные, чем
пространства между ними, и при давлении на них медленно погружаются
вниз. Образованы они остатками вымерших дерновин пушицы,
погребенных под мочажинными сфагнами. Кое-где еще имеются живые дерновины
пушицы.
Залежь под этим комплексом приблизительно одного возраста с
переходными топями, т. е. начало ее образования относится почти всегда к
субатлантическому времени.
Б. Грядово-мочажинный комплекс со Sphagneta fusci на грядах
Этот комплекс представлен пятью главными вариантами, хорошо
различающимися между собой и имеющими значительное распространение.
Каждому из них соответствует свой вид строения залежи. Эти варианты
следующие.
Вариант 1. Грядово-мочажинный комплекс с Pinus siluestris
f. Litwinowii и шейхцериевыми и пушицево-шейхцериевыми мочажинами.
В данном комплексе на грядах преобладает обычно ассоциация Pinus
3 И. Д. Богдановская-Гиенэф
33
silvestris f. Litwinowii — Eriophorum vaginatum — Sph. fuscum. Кроме
того, встречается еще ассоциация Calluna — Sph. fuscum, изредка
ассоциации Ericaceae — Sph. fuscum и Pinus silvestris f. Litwinowii —
Ericaceae — Sph. magellanicum, остаток прежнего растительного покрова.
Сосна формы Litwinowii растет изредка — разбросанно; ее высота 2—3 м.
Вместе с ней растет сосна формы Willkommii, нередко в таком же, иногда
даже в большем количестве, но тогда обилие сухостойной сосны формы
Litwinowii свидетельствует о ее недавнем господстве. Сосна формы pumila
встречается не всегда, единичными небольшими экземплярами, и постепенно
сменяется формой Willkommii.
Гряды занимают чаще около 0.4—0.6 всей площади, с колебаниями
от 0.3 до 0.7 в разных участках; поперечник их нередко доходит до 4—6 м.
Образование мочажин началось относительно недавно — на глубине
0.75 м в них обычно залегает магелланикум-торф, который в настоящее
время продолжает отлагаться, особенно под наиболее широкими грядами.
Главные ассоциации в них: Scheuchzeria — Sph. cuspidatum с ровным
микрорельефом, нередко с примесью пушицы и мелкого очеретника;
Eriophorum — Sph. cuspidatum; реже Eriophorum — Sph. balticum. Но в
мочажинах с пушицей всегда присутствует и шейхцерия. Озерки
отсутствуют. Там же в мочажинах — ассоциация Scheuchzeria + Carex li-
mosa — Sph. Jensenii (Dusenii); мочажинный торф залегает до глубины
1 —1.25 м; на глубине 1.5 м — разжиженный сосново-пушицевый торф.
На глубине 2 м проходят водные жилы. На грядах довольно много
морошки (Rubus chamaemorus); сосна 2 м высотой, сухостойная. Все эти факты
указывают на особый характер увлажнения данной части торфяника,
который начал складываться лишь довольно поздно.
Описанный вариант встречается преимущественно в нижних частях
склонов, на участках относительно небольших болот, входящих в состав
массива, которые развились по дренированному типу. Причина его
формирования — изменение водного режима вследствие появления притока
воды со стороны вершины. Влияние этого притока начало здесь ощущаться
более заметно в то время, когда слой магелланикум-торфа уже достиг
большей мощности, чем в грядово-мочажинном комплексе со Sph.
magellanicum. Смена Sph. magellanicum на Sph. fuscum либо несколько
предшествовала началу образования мочажин, либо совпала по времени с этим
явлением, но до сих пор, как мы видим, ценозы со Sph. magellanicum
частично удерживаются на склоне ближе к периферии болот.
Средняя глубина залежи 4 м, минимальная — 3.3, максимальная —
4.5 м (при общей глубине отложений 4.8 м).
Под обычно тонким слоем комплекса фускум- и мочажинного торфов
залегает фускум-магелланикум-торф небольшой мощности или же
непосредственно слабо разложившийся магелланикум-торф. Общая мощность
негумифицированного торфа 1.5—2 м. Ниже, под небольшим слоем средне
разложившегося магелланикум-торфа, который, впрочем, иногда
отсутствует, залегает сосново-пушицевый торф, нередко до 0.75—1 м мощности.
Под ним — либо низинные торфа топяной группы, либо лесные —
низинные и переходные торфа. В большинстве случаев у дна залегают водные
отложения: сапропель, лимно-флювиальные торфа или водная глина.
Вариант 2. Грядово-мочажинный комплекс с Pinus silvestris
i. Litwinowii и пушицевыми мочажинами. Этот вариант в отличие от
предыдущего всегда располагается в верхней части, непосредственно
примыкая к вершинному комплексу. Встречен он вокруг топографически
обусловленных вершин, а также вокруг вершин промежуточного характера.
Мочажины слабо развиты, 1—3 м ширины, в длину чаще всего несколько
метров, хотя иногда до 15 м. Они вкраплены в сосново-сфагновый фон
гряд. Заняты они ассоциацией Eriophorum — Sph. cuspidatum, окайм-
34
ленной ассоциацией Eriophorum — Sph. balticum. Иногда последняя
занимает всю мочажину. В небольших понижениях, зачатках будущих
мочажин, — ассоциация Eriophorum — Sph. angustifolium + Sph.
balticum. Шейхцериевые ассоциации совсем отсутствуют или встречаются
очень редко и на небольшой площади. Даже в наиболее оводненных
мочажинах с ассоциацией Eriophorum — Sph. cuspidatum на глубине 1 м
залегает фускум-магелланикум-торф. Межмочажинные пространства
заняты ассоциациями: Pinus silvestris (f. Litwinowii, f. Willkommii) —
Ericaceae — Sph. fuscum, Pinus (те же формы) — Ericaceae — Sph. fus-
cum + Sph. magellanicum, Pinus silvestris f. Litwinowii — Ericaceae —
Sph. magellanicum и Calluna — Cladinae + Sph. fuscum.
Высота сосны формы Litwinowii 2—3.5 м, формы Willkommii — 1 —
1.5 м, диаметр у основания до 5—7 см. Число экземпляров выше 1 м на
площадке в 100 кв. м — 13 (визира 20, у пикетов 6/6—6/7), ниже 1м — 17.
Сосна формы pumila встречается только в виде молодых деревьев. Растут
в небольшом количестве виды, свойственные дренированным местам, как
голубика (Vaccinium uliginosum), реже брусника (Vaccinium vitis idaea).
Средняя мощность торфа 5 м. Залежь относится к верховому гидро-
трофному типу. Средняя степень разложения 27%. Хорошо выражен слой
сосново-пушицевого торфа, залегающего над осоковым топяным, или,
реже, над переходным лесным торфом. Выше — хорошо разложившийся
магелланикум-торф, над которым слой в 1—1.5 м магелланикум-фускум-
торфа. В верхних 75 см залежи преобладает фускум-торф, но в нем имеются
вкрапления куспидата- и магелланикум-торфов. Залежь, таким образом,
отличается от залежи под предыдущим вариантом большей глубиной,
развитием средне разложившегося слоя и комплексным составом нераз-
ложившегося слоя (фускум-магелланикум-торф).
Вариант 3. Грядово-мочажинный комплекс с Pinus silvestris f.
Willkommii. Если два предыдущих варианта грядово-мочажинного
комплекса соответствуют двум вариантам строения залежи, то в данном
варианте, который наиболее распространен, залежь значительно
разнообразнее. Он занимает средние части склонов. На грядах преобладает
ассоциация Pinus silvestris f. Willkommii — Calluna — Sph. fuscum; кроме
нее, но гораздо реже — ассоциации Eriophorum — Sph. fuscum,
Cladinae + Sph. fuscum, Eriophorum — Sph. magellanicum + Sph. fuscum.
Кроме сосны формы Willkommii, встречается в небольшом количестве форма
Litwinowii, 2—2.5 м высоты, и довольно часто — форма pumila. Ширина
гряд 1.5—3 м, чаще около 2—2.5 м. Подобно тому что наблюдается в
Прибалтике, различие между их проксимальным и дистальным боком хорошо
выражено; первый, более пологий, часто занят ассоциациями Eriophorum —
Sph. rubellum + Sph. fuscum и Eriophorum— Sph. fuscum + Sph. rubel-
lum; дистальный, более крутой и извилистый, зарастает очеретником.
Размеры мочажин довольно изменчивы; ширина их редко превышает
6—8 м. В них преобладают ассоциации Scheuchzeria — Sph. cuspidatum
с ровной поверхностью и Scheuchzeria -f- Carex limosa — Sph. cuspidatum
(Sph. Dusenii); кроме того, могут встречаться ассоциации Eriophorum —
Sph. balticum, Andromeda — Sph. rubellum; Eriophorum — Sph. rubellum
на бугорках в центральной части мочажин. Наконец, нередко встречается
вариант ассоциации Scheuchzeria — Sph. cuspidatum с пушицей. Изредка
встречаются широкие мелкобугорчатые мочажины.
Залежь в этом комплексе представляет некоторые различия.
Первый ее вариант сходен с залежью под грядово-мочажинным
комплексом с сосной формы Litwinowii и пушицевыми мочажинами; отличие
только в большей общей мощности F м вместо 5 м) и в большей мощности
верхнего слоя из фускум-и куспидата-торфов. Средние степени разложения
почти совпадают — 28 и 27%.
3*
35
Во втором варианте залежи над придонными торфами (сосновым и гип-
новым) залегает слой сосново-пушицевого торфа; он резко сменяется шейх-
цериевым верховым торфом, образующим слой в 1—1.5 м. Над ним —
мощный слой B.5—3 м) неразложившихся фускум- и куспидата-торфов
в комплексе. Иногда нижняя часть залежи как бы урезана: шейхцериевый
торф залегает над низинным лесным, под которым находится сапропель
или минеральное дно. Средняя степень разложения 25%. Средняя глубина
торфяника около 6 м.
В третьем варианте отсутствует слой сосново-пушицевого торфа.
В таком случае шейхцериевый верховой торф залегает над осоковым,
переходящим часто близ контакта с первым в шейхцериевый переходный.
Топяные торфа либо доходят до самого дна, либо отделяются от него
небольшим слоем лесного торфа. Осталось неясным, доходит ли слой
неразложившихся фускум- и куспидата-торфов до самого шейхцериевого
торфа или между ними имеется слой фускум-торфа и фускум-магелланикум-
торфа, также негумифицированного. Отсутствие сосново-пушицевого торфа
влечет за собой понижение средней степени разложения до 21%. Средняя
глубина залежи также 3.5 м.
Сравнивая строение залежи этих трех вариантов, мы видим, что в двух
последних случаях наступило резкое увеличение влажности на
сравнительно ранней стадии развития торфяника; смена сосново-пушицевого
торфа шейхцериевым во втором варианте синхронна с абсолютным
максимумом ольхи и широколиственных пород. В третьем варинте переход
осокового торфа в шейхцериевый переходный совершился, по-видимому,
несколько раньше. Смена шейхцериевых верховых топей грядово-моча-
жинным комплексом означает некоторое уменьшение влажности, между
тем как в участках первого варианта развитие этого комплекса
указывает на увеличение притока воды.
Период сильного увлажнения часто оставляет след в залежи в виде
водных жил или слоя жидкого торфа, встречающихся на глубине
преимущественно 3—5 м, т. е. в шейхцериевом торфе. С ними связаны озерки и
мочажины-озерки, встречающиеся иногда в грядово-мочажинном комплексе.
Присутствие этих озерков могло бы служить основанием для
выделения особого варианта грядово-мочажинного комплекса с озерками,
соответствующего залежи второго варианта. Но дело осложняется тем,
что части болота, развившиеся по первому варианту, иногда прерываются
озерными полосами, возникшими на месте бывших водотоков. Как по
восточному, так и по западному склону Межницкой вершины проходит
та озерковая полоса, которую мы назвали Ратчинской, в которой,
согласно общему правилу, озерки сопровождаются водными жилами.
Наличие этих последних в свою очередь не остается без влияния на
растительный покров.
Итак, описываемый вариант грядово-мочажинного комплекса не
связан с одним определенным характером строения залежи, но возникает
в результате конвергенции трех близких рядов развития, имеющих более
или менее сходное начало, но несколько разошедшихся во время развития
ольховых и широколиственных лесов вследствие различий в условиях
водного питания. Нет ли, однако, мелких черт в ландшафте или
растительном покрове, позволяющих все же определить, к какому
стратиграфическому подвиду относится тот или другой участок описанного варианта
грядово-мочажинного комплекса? В ответ на этот вопрос можно указать,
что в участках с залежью первого варианта сосна формы Litwinowii более
постоянна, чем на участках с иным строением залежи; мочажины занимают
несколько меньшую площадь, чем в участках второго варианта (в
среднем 30% вместо 44%); озерки встречаются реже, так как их нет вне полос
стока, которые не представляются здесь таким закономерно частым явле-
36
нием, как в участках второго варианта. В этих последних сосна формы
pumila встречается более постоянно и в несколько большем количестве.
Вариант 4. Грядово-мочажинный комплекс с широкими
бугорчатыми мочажинами без сосны. Этот вариант в свою очередь разделяется
на 2 разности — более олиготрофную и более мезотрофную.
Обе разности характеризуются: 1) сильным развитием мочажин,
площадь которых превосходит в несколько раз площади гряд, составляя
75—90% всей поверхности; 2) почти полным отсутствием древесной
растительности на грядах.
Первая разность описана в нижней части склонов верховых болот.
Гряды, большей частью 1.5—2 м ширины, заняты преимущественно
ассоциацией Eriophorum — Sph. fuscum. Небольшими пятнами встречается
ассоциация Ericaceae — Sph. magellanicum+Sph. fuscum, и иногда, на
более высоких частях бугров, — ассоциация Calluna — Sph. fuscum.
У пикета 7/6 визиры 15 эта последняя господствует, но данный участок
отличается от других рядом признаков: положением в средней части
склона, а не в нижней; большей глубиной залежи — 4.75 м; большей
мощностью фускум-торфа под грядами. Низкие части гряд заняты
ассоциацией Eriophorum — Sph. rubellum. Сосна, если встречается, то
единично и представлена формой Willkommii около 1 м высоты. Ширина
мочажин обычно 5—12 м, но доходит и до 20 м. Дистальная их часть, а иногда и
проксимальная часто отличается от центральной своей ровной поверхностью
и хорошо развитым растительным покровом из шейхцерии со Sph. cuspida-
tum (реже Sph. Dusenii). Граница между этой ассоциацией и
центральной мелкобугорчатой частью очень резка. Микрорельеф последней
обусловлен наличием мелких бугорков на месте бывших дерновин пушицы,
которые покрыты сфагнами (Sph. balticum, Sph. angustifolium, Sph.
Dusenii) и очеретником и лишь слабо выступают над поверхностью. На
более высоких из них растут Sph. magellanicum и Sph. rubellum,
встречается изредка еще живая пушица, но не происходит образования новых
бугров или гряд. Попадавшиеся островки с подбелом и Sph. rubellum,
нередко с большим количеством Sph. fuscum, являются остатками
деградированных гряд, так же как и обнаженные бугры в центральной части
мочажин. В этих пятнах торф голый или покрытый налетом печеночников
и синезеленых водорослей. Наконец, характерны светло-желтые пятна,
1—2 м в поперечнике, образованные лежащими на поверхности
стебельками мочажинных сфагнов, почти лишенными листочков и слегка ослиз-
ненными. На этих отмерших, иногда точно вывернутых остатках сфагнов
охотно селится Zygogonium, розовато-желтый налет которого резко
выделяется на светлом фоне. Между бугорками — рыхлый,
полупогруженный в воде ковер мочажинных сфагнов: Sph. balticum, Sph. Dusenii,
Sph. cuspidatum.
Значительная ширина мочажин объясняется тем, что каждая состоит
из двух, иногда даже и больше, параллельных мочажин, слившихся
вместе вследствие деградации гряды, разделявшей их. Отмирание
гряд связано с образованием на некоторой глубине, обычно 2—2.25 м,
водной прослойки, губительно действующей на Sph. fuscum и Sph.
magellanicum. На месте отмершей гряды могут долгое время удерживаться
ассоциации Rhynchospora — Hepaticae или Rhynchospora — Sph. cus-
pidata (coll.). В частях же мочажин с бугорчатым микрорельефом или
с ассоциацией Scheuchzeria — Sph. cuspidata (coll.), находящихся с обеих
сторон отмерших гряд, сфагновый мочажинный торф в направлении вниз
доходит до шейхцериевого. Образование пятен с отмершими сфагнами
надо, по-видимому, объяснить влиянием длительного выделения газов,
отравляющих растительность. На значение этого явления было указано
Томсоном (Thomson, 1924), а также Я. Я. Гетмановым A925, 1928). Шейх-
37
цериевый торф имеет довольно значительную мощность @.75—1.25 м).
Он или целиком верховой, или в нижней части переходный. Под ним
залегает лесной торф, большей частью низинного характера, доходящий до
самого дна, когда залежь неглубокая C—4 м). При большей глубине
лесные торфа подстилаются топяными, а иногда и озерными отложениями.
Средняя мощность залежи 3.5 м; средняя степень разложения 25.6%.
Вторая разность встречена только дважды (визира 27, пикет 15/2
и в 1.5 км на северо-северо-восток от о. Крымона) и оба раза,
по-видимому, также в нижней части склона, хотя во втором случае склон слабо
выражен. Здесь комплекс тянется вдоль древнего берега центральной
ложбины; у визиры 27 комплекс окаймляет Глухую речку с западной
стороны, будучи от нее отделен лишь бугристо-мочажинной полосой в 400 м
ширины, отличающейся от него меньшим развитием гряд. Оба
местонахождения этой разности, таким образом, приурочены к части массива
с сильным развитием переходных торфов.
Жидкие горизонты и водные прослойки соприкасаются с шейхцерие-
выми переходными торфами, залегающими на глубине до 2.25—2.5 м.
Как мы уже отмечали, источники питания в данной части массива
остались невыясненными, но, судя по характеру растительного покрова,
имеется некоторое минеральное обогащение. Возможно, оно связано
скорее с большим содержанием кислорода в водах, поступающих из
морены, чем с минеральным питанием.
Ширина гряд 1.5—3 м, мочажин — 13—15 м. На грядах — ассоциация
Eriophorum — Sph. fuscum; часто примесь морошки и березки
карликовой (Betula nana). Кроме того, разбросаны пятна ассоциаций Rubus cha-
maemorus — Sph. fuscum, Ghamaedaphne — Sph. magellanicum с очень
высокой степенью покрытия травяно-кустарничкового яруса (до 80%).
Попадаются единичные сосны высотой 4—5 м и березы — около 3 м;
других деревьев нет. Обращают на себя внимание также единичные
пышные раскидистые кусты березки карликовой, 0.8—1 м высоты. В одной
мочажине, расположенной проксимально от гряды с карликовой березкой,
встретилось пятно густой и высокой осоки топяной с черным пятном
посредине (место выделения газов); наблюдалась также группа густой
Кассандры в проксимальной мочажине с круговиной пушицы узколистной.
Подобные заросли, как мы уже видели, часто связаны с водными жилами.
Мочажины имеют различный растительный покров: как и в раньше
описанной разности, проксимальная и дистальная их части заняты
ассоциацией Scheuchzeria — Sph. cuspidatum (Sph. Dusenii); в центральной
части, где имеются бугры (остатки гряд), поверхность мелкобугорчатая
и обильно растет мелкий очеретник. Но есть мочажины с пышным, точно
вздутым моховым покровом из Sph. Dusenii или Sph. Jensenii, иногда
даже Sph. Lindbergii, почти совершенно лишенные высшей
растительности (кроме единичных ярко-зеленых дерновинок пушицы). Местами
наблюдаются следы как бы разрыва этого ковра, причем сфагны иногда
точно смыты (результат напора воды снизу?).
Итак, мы видим, что на растительный покров сильный отпечаток
накладывают своеобразные условия водного режима. Залежь смешанная,
мощность ее низинной толщи достигает 4.75 м. Над очень мощным для
нашего массива слоем ольхового лесного торфа A.5 м), переходящим
выше в березово-осоковый, залегает лазиокарпа-торф около 1.75 м
мощности; сменяется он шейхцериевым низинным. Возможно, что на границе
между последним и грядово-мочажинным торфом имеется слой шейхце-
риевого верхового, который не был обнаружен при бурении через 50 см.
Мощность верховой толщи 2 м, общая глубина до 6.75 м; средняя степень
разложения 22.4%. У пикета 15/3 визиры 27 шейхцериевый низинный
торф (около 1.5 м толщины) залегает над березово-осоковым и переходит
38
в шейхцериевый верховой. Мощность верхового торфа здесь 2.5 м; общая
глубина залежи 4.5 м; средняя степень разложения 25%.
Вариант 5. Грядово-мочажинный комплекс без сосны с березкой
карликовой. Этот вариант стоит близко ко второй разности грядово-мо-
чажинного комплекса с бугорчатыми мочажинами, и если
классифицировать комплексы на основании стратиграфического признака, то
следует их объединить. Но они различаются довольно сильно по
гидродинамическим условиям, а эти последние, как неоднократно отмечалось,
определяют в значительной мере характер растительного покрова.
Описываемый вариант развивается при значительно меньшем водном снабжении:
шейхцериевый слой на границе между осоковым низинным торфом и
верховой залежью слабо развит; водные жилы большей частью совсем
отсутствуют; встречены они вместе с заросшими озерками только на юго-
востоке от Русского озера [визира к востоку от Межника (профиль 31)],
но и там не оказывают большого влияния на растительность, вероятно
вследствие слабого развития. Настоящий вариант встречен несколько
раз близ восточных погребенных берегов центральной ложбины и в
сходных условиях в северной части Погорельского болота. Близость к этим
берегам из моренного суглинка обусловливала, по-видимому,
относительно длительное существование стадии низинного или переходного
болота. Залежь смешанная C случая) или верховая B случая), но по
соотношению верховой и низинной частей близка к смешанной.
Для настоящего варианта характерны: 1) почти полное отсутствие
сосны (если она имеется, то только в виде невысоких единичных деревьев);
2) развитие ассоциации Eriophorum — Sph. fuscum на грядах; вереск
(Calluna vulgaris) большей частью совсем отсутствует; из вересковых
наиболее распространена Кассандра; 3) довольно частое присутствие
березки карликовой, которая составляет примесь количественно
небольшую, но очень характерную. При дальнейшем нарастании фускум-торфа,
образующего большей частью лишь тонкий слой, и при дальнейшем
обеднении субстрата березка карликовая исчезает и ассоциация Eriophorum —
Sph. fuscum сменяется ассоциацией Calluna — Sph. fuscum.
Мочажины в 4 случаях из 5 занимают площадь, значительно большую,
чем гряды. Поверхность бугорчатая только в наиболее крупных; в
остальных она ровная. Заняты они ассоциацией Scheuchzeria — Sph. cuspi-
datum (Sph. Dusenii), иногда с очеретником; на бугорках — ассоциации
Scheuchzeria — Sph. balticum и Scheuchzeria — Sph. magellanicum.
На грядах, кроме вышеупомянутой ассоциации Eriophorum — Sph.
fuscum, иногда встречается ассоциация Eriophorum —Sph. magellanicum +
Sph. angustifolium, остаток недавнего их фонового распространения.
Под тонким слоем фускум-торфа залегает магелланикум-торф,
отделенный от осокового переходного или осокового низинного торфа
пластом шейхцериевого переходного торфа. Если последнего нет, то все же
имеется около 20% шейхцерии в верхнем слое осокового торфа; этот
последний доходит до минерального дна или сменяется в самой нижней
части березово-осоковым или лесным торфом. Какова глубина моча-
жинного торфа, осталось неясным. Затянутое сплавиной озерко у
пикета 4/0 визиры 20, к востоку от Межника, имеет 1.7 м глубины. На дне
его — шейхцериевый верховой торф и под ним — 25 см магелланикум-торфа
с примесью шейхцерии; ниже — осоковый торф.
Средняя глубина торфа 3.9 м C.25—4.5 м); средняя степень
разложения 24%.
Итак, мы видим, что грядово-мочажинный комплекс на Полистово-
Ловатском массиве представлен несколькими вариантами, имеющими
39
значительное распространение. Число это было бы больше, если в него
включить редко встречающиеся разности. Из последних наибольшего
внимания заслуживает комплекс, который мы назвали бугристо-мочажин-
ным. Он отличается короткими, разорванными грядами,
представляющими скорее цепи отдельных бугров, но по существу может
рассматриваться как вариант грядово-мочажинного.
3. Гидрология грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов
Отсутствие чередования во времени гряд и мочажин не означает
невозможности перехода одних в другие. Как мы видели раньше, часть
мочажин третьей группы развилась в связи с деградацией гряд. И теперь
во многих местах массива происходят быстрое расширение мочажин и
возникновение новых среди наиболее широких гряд, о чем говорит, между
прочим, частое присутствие сосновых стволиков, находящихся в
естественном положении среди мочажин с обычным покровом. Эти явления
наблюдаются чаще в верхних частях склонов, но также и в нижних,
когда последние заняты сосновыми ассоциациями. Кроме того, они
наблюдаются в местах, где имеет место возрастание увлажнения вследствие
усиления притока воды или ослабления стока. В большинстве случаев
процесс образования мочажин носит характер смены угнетенного
грядового покрова мочажинной растительностью, быстро и мощно
развивающейся. Деградация гряд с образованием пятен голого торфа и
последующим медленным их зарастанием встречается гораздо реже и,
по-видимому, связана, как мы уже отмечали, с наличием водных прослоек и
обильным выделением газов.
Возникновение гряд среди мочажин в настоящее время происходит
главным образом в самой нижней части склонов, на границе грядово-
мочажинного комплекса с переходными топями. Зарастание же мочажин
наблюдалось нами очень редко, но всегда носило массовый характер и
происходило на протяжении целой полосы, очевидно, в связи с
изменением водного режима в данной части торфяника. Образующиеся
промежуточные ценозы могут быть различны. Иногда это ассоциации Scheuch-
zeria — Sph. rubellum и Eriophorum — Sph. rubellum с
гребневидными моховыми повышениями вокруг побегов высших растений, как и
в Прибалтике (Богдановская-Гиенэф, 1928); эта особенность также
описана для болота Целау в восточной Пруссии Гамсом и Руофф (Gams
u. Ruoff, 1929). Иногда развиваются ассоциации Scheuchzeria — Sph.
magellanicum и Eriophorum — Sph. magellanicum или же Scheuchzeria —
Sph. papillosum и Eriophorum — Sph. papillosum. Две последние
ассоциации встречаются, по-видимому, при условии небольшого повышения
зольности, о котором можно судить также по появлению редких пятен
осоки вздутой, тростника или вахты (Menyanthes trifoliata).
Сильные различия в степени распространения, образования и
расширения гряд и мочажин подтверждают отсутствие цикличности в их смене,
о чем мы уже заключили на основании изучения стратиграфии торфяника
под грядово-мочажинным комплексом. Даже различия в
метеорологических условиях в разные годы при том огромном запасе воды, который
содержится в болоте, приводят лишь к колебаниям в количествах Sph.
magellanicum, Sph. rubellum и Sph. angustifolium в мочажинах и,
вероятно, также отражаются на величине прироста сфагнов, но не вызывают
заметного смещения границ гряд и мочажин.
Соотношение площади гряд и мочажин обусловливается
соотношением между притоком и стоком воды. Характер водного режима pi
гидродинамики грядово-мочажинного комплекса в значительной мере
определяется его положением на склонах. Источниками питания здесь, кроме
40
атмосферных осадков, являются: 1) воды вышенаходящихся частей
торфяника, стекающие по его поверхности или передвигающиеся в его
верхних слоях (деятельном горизонте); 2) воды из тех же частей,
передвигающиеся в более глубоких слоях и выклинивающиеся в нижней половине
склона; 3) в некоторых случаях грунтовые воды из минеральных грунтов
(например, в районе о. Межник).
Ввиду того что нами не были поставлены опыты для
количественного изучения передвижения воды, приходится ограничиться
изложением косвенных данных, проливающих некоторый свет на этот вопрос.
Наблюдения над прибыванием воды в ямах, выкопанных в различных
местах западного Межницкого склона для определения глубины
мерзлоты, показывают следующее. В двух ямах, 42 и 55 см глубины,
расположенных по склону в 150 м ниже длинных и глубоких озерков Ратчинской
озерной полосы, вода почти не прибывала. Наоборот, ямы 45, 57 и 78 см
глубины, выкопанные на том же уровне, но там, где озерков не было,
стремительно наполнялись водой до краев. В одной из них, 45 см глубины,
вода била снизу сильной струей; в остальных она шла главным образом
с проксимальной стороны из-под мерзлого торфа. Эти наблюдения, хотя
и малочисленные, дают основание заключить, что вода, находящаяся
(по крайней мере зимой, когда болото промерзло) под некоторым
давлением, притекает из вышерасположенной части торфяника. Там же, где
склон перерезан озерками, вытянутыми перпендикулярно уклону, она
перехватывается ими, чем объясняется значительная дренированность
части склона ниже озер.
Гряды, ориентированные перпендикулярно уклону, должны до
некоторой степени препятствовать движению поверхностной воды.
Естественно предположить перетекание ее из одной мочажины в другую,
расположенную ниже. Надо признать, что такое движение незаметно на глаз
летом во время дождей средней силы, но вполне возможно при более
сильных осадках и весной при быстром таянии снега.
Воды, стекающие с участков грядово-мочажинных комплексов,
питают переходные или верховые топи, обычно окаймляющие эти комплексы
с нижней стороны. Реже примыкают к участкам комплексов истоки
какой-нибудь краевой речки (например, южного притока р. Горелки).
В центральной части массива озера служат водоприемниками. Но
самый факт образования мочажин и расширения их в нижней части склона
показывает, что значительная часть воды задерживается в самом
комплексе.
В связи с этим вопросом возникает другой: насколько велико
накопление воды в мочажинах? Так как последние большей частью
представляют поверхностное образование, можно a priori сказать, что
средняя влажность нижних слоев залежи под мочажиной не должна
существенно превышать таковой под грядой. И действительно, эта разница
под бугром и под мочажиной оказалась очень небольшой, всего 0.27%.
Разница же в средней влажности верхних 2.5 м залежи достигает 0.98%.
Пробы были взяты в шейхцериевой мочажине с ровным микрорельефом,
торфа в которой довольно плотны, как и вообще в мочажинах этого типа.
В сильно оводненных мочажинах с плавающими кочками пушицы
влажность торфа выше: она колеблется между 95 и 99%.
Из всего сказанного ясно, что мы считаем избыток воды при
недостаточном ее стоке причиной образования мочажин на болотах магеллани-
кум-типа и сохранения их при развитии грядово-мочажинного комплекса
на месте шейхцериевых топей. Мы, таким образом, примыкаем в данном
вопросе ко взглядам Я. Я. Гетманова A928), согласно которому
образование «окнищ» (мочажин) зависит от водного режима болота, т. е.
обусловлено причинами гидрологического порядка. Позже В. П. Матюшенко
41
A934) указал на связь между количеством и размерами мочажин и
величиной водного питания торфяника.
Правильность этого взгляда подтверждается характером
распределения мочажин на изучаемом массиве. Действительно, на всех участках,
лучше дренированных благодаря своему топографическому положению
или близости озер и речек, мочажины отсутствуют. Вместе с тем мы знаем,
что с увеличением континентальности климата количество мочажин
уменьшается. В центральных областях европейской части СССР, например,
верховые болота магелланикум-типа без мочажин или со слабым
развитием мочажин имеют широкое распространение.
Факторы биологического порядка, такие как разрастание видов
растений, не образующих торфа, неравномерность отложения органического
вещества различными видами сфагнов (Weber, 1902; Post п. Sernander,
1910; Аболин, 1914; Юрьев, 1925; Gams u. Ruoff, 1929), сами по
себе не могут привести к возникновению устойчивых мочажин, а лишь
к появлению кратковременных мочажинных ценозов или их фрагментов.
К тому же лишайники, печеночники и т. п. играют большей частью
ничтожную роль в растительном покрове в начальных стадиях развития
грядово-мочажинного комплекса.
Вопрос о правильной и закономерной ориентировке гряд и
мочажин составляет особую проблему, которой много внимания уделяли
финские исследователи. В одной из наших предыдущих работ (Богданов-
ская-Гиенэф, 1928) нами было высказано мнение о том, что сходство
в морфологии нашего грядово-мочажинного комплекса и финских Strang-
moore указывает на общность формообразовательных факторов. К таким
факторам Ауэр (Auer, 1920) относит сползание вниз торфа главным
образом под влиянием бокового напора талых вод, действие этих же вод на
проксимальную сторону возникающих гряд, неравномерность
промерзания и оттаивания торфа и т. п.
Однако наши наблюдения на Полистово-Ловатском массиве и данные
многочисленных профилей через гряды и мочажины заставили
усомниться в значении сползания торфа при грядообразовании, и,
по-видимому, этот фактор не играет особой роли на данном массиве.
Исключение составляют случаи образования вытянутых озерков на небольшом
расстоянии от берегов крупных озер. При самом своем возникновении
в переходных и верховых шейхцериевых топях гряды сразу принимают
свойственную им форму и перпендикулярную уклону ориентировку.
Благодаря неравномерному разрастанию мелкие бугорки Sph. angusti-
folium и Sph. magellanicum вокруг дерновинок пушицы сливаются в ряд
с соответствующим направлением. В местах более сильного стока,
например у пикета 8/2 визиры 25, на границе грядово-мочажинного
комплекса с грядами из Sph. magellanicum и шейхцериевой топи, узкие
валы из Sph. magellanicum со Sph. angustifolium нередко имеют
дугообразную форму и носят ясные следы давления на проксимальной
вогнутой стороне. Принимают ли валы такую форму под влиянием давления
льда или весенних вод, или обоих факторов вместе, остается неясным,
но во всяком случае вполне возможно некоторое растяжение средней
части и сдвиг ее. В общем вряд ли можно говорить о перемещении целых
гряд; по крайней мере данные бурения на границе между грядами и
мочажинами не указывают на наличие смещения. На
Полистово-Ловатском массиве, так же как и в Прибалтике, дистальные бока гряд
отличаются от проксимальных большей крутизной и извилистостью; также
характерны для них бордюры очеретника. Между тем пологие
проксимальные края покрыты промежуточными ассоциациями (Andromeda — Sph.
balticum+Sph. magellanicum, Andromeda — Sph. rubellum+Sph. balti-
cum и т. п.). В мочажинах также обнаруживается различие между прок-
42
симальной частью и дистальной, где шейхцерия гуще и лучше развита,
а оводнение более обильно. Мы уже указывали, что это различие, может
быть, зависит от влияния в проксимальной части медленно
просачивающейся из-под гряды воды, лишившейся при прохождении через гряду
кислорода. Большая крутизна, вероятно, связана с более сильным
давлением льда и воды на дистальный бок гряд.
Зарождающиеся мочажины с самого начала слегка вытянуты по
длинной оси. Дальнейшее увеличение их размеров происходит главным
образом в том же направлении, вероятно потому, что несколько сдавленные
крутые бока дистальных гряд оказывают более сильное сопротивление,
чем части гряд, расположенные по бокам от длинной оси.
Ориентировка гряд и мочажин является, таким образом, первичной и,
по-видимому, не связана с теми явлениями сползания торфа, которые
свойственны солигенным болотам севера и верховым болотам областей
с очень большим количеством осадков. Надо еще иметь в виду, что в
отличие от финских болот, описанных Ауэром (Auer, 1920), гряды на По-
листово-Ловатском массиве развиваются на мало разложившемся
сфагновом торфе, который довольно эластичен, а не на средне разложившемся
осоковом торфе. Это обстоятельство также затрудняет скольжение.
Факторами, определяющими ориентировку гряд и мочажин, надо,
по-видимому, считать влияние одностороннего притока воды, особенно
сильного при таянии снега и после значительных летних осадков, а также
неравномерность замерзания и оттаивания. Но надо все же признать,
что многое в механизме образования гряд и мочажин еще остается
неразгаданным.
Мы приходим относительно данного комплекса к следующим
заключениям.
1. Грядово-мочажинный комплекс развивается прогрессивно [по
терминологии Нильсона (Nilsson, 1899) и Каяндера (Cajander, 1902—1903)]
из переходных и верховых шейхцериевых топей и регрессивно из
сосновых ценозов со Sph. magellanicum или Sph. fuscum. Оба хода развития
широко распространены.
2. Из этого вытекает, что в процессе эволюции верховых болот
происходит некоторое нивелирование степени увлажнения, выражающееся
в образовании гряд при одном типе развития, мочажин — при другом.
3. Во всех вариантах грядово-мочажинного комплекса (кроме
второго из комплексов со Sph. magellanicum на грядах) наблюдается более
или менее резко выраженная тенденция к увеличению площади мочажин
путем расширения уже существующих или образования новых.
Эта тенденция объясняется уменьшением стока, вследствие которого
происходит постепенное накопление воды в болоте вообще и в
мочажинах в частности.
После окончания нашей работы на Полистово-Ловатском массиве
вышло из печати несколько статей, посвященных проблеме причин
образования грядово-мочажинного микрорельефа на верховых болотах. Прежде
всего следует отметить, что этот микрорельеф встречается и на низинных
болотах, особенно в Сибири. Статья, принадлежащая К. Е. Иванову
A956), представляет особый интерес, потому что в ней мы впервые
находим чисто гидрологический подход к этому вопросу. Однако теория,
выдвинутая К. Е. Ивановым, не проливает света на некоторые факты,
например на линейное расположение, свойственное ряду растений
различных экологических типов, поселяющихся на болотах еще до
образования этого рельефа, т. е. до образования гряд и мочажин. Такими
растениями являются схенус ржавый (Schoenus ferrugineus) и пушица
дернистая в Карелии, березка кустарничковая (Betula fruticosa) в
Иркутской области. Кроме того, не приняты во внимание факты, обращающие
43
на себя внимание опять-таки в Восточной Сибири. Там повышения
могут быть различной формы: удлиненные и узкие (гряды) и
четырехугольные (платообразные); особенности их рельефа наводят на мысль, что
эти повышения, отличающиеся плотностью, выжимаются при замерзании
из остальной массы сильно влажного торфа. Это тем более возможно, что
температура там опускается очень низко (—35—40°).
Еще хочется обратить внимание на то, что на плоских участках
торфяника, если только эта форма давно им свойственна, гряды не
расположены параллельно, но образуют сплетение на фоне влажных мочажин.
В частях же торфяников со слабым, уменьшающимся со временем уклоном
гряды, хотя еще и сохраняют прямое расположение, часто распадаются
на отдельные короткие уплощенные повышения.
Итак, несмотря на многочисленные исследования и усилия многих
болотоведов, вопрос о происхождении гряд и мочажин, причинах их
образования и их свойствах до настоящего времени не решен.
По-видимому, для решения его потребуется еще много стараний и кропотливых
исследований. К сходному выводу приходит А. А. Ниценко A964) в конце
своей интересной сводной статьи.
Раздел 4. ВЕРШИННЫЕ СОСНОВО-СФЛГНОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ
БИОГЕОЦЕНОЗОВ
Вершинный комплекс с сосной встречается на вершинах, хорошо
дренированных благодаря своей выпуклости и узости. По наблюдениям
на Межницкой вершине, летом уровень воды стоит здесь относительно
низко, на глубине 33—60 см. Зимой снежный покров благодаря
древесному ярусу, умеряющему влияние ветра, довольно ровный и мощный
@.45 м). Глубина промерзания поэтому невелика — 0.23—0.35 м, лед
рыхлый. Оттаивание происходит весной, по-видимому, медленно, так же
как и прогревание глубоких слоев торфа, но поверхностный слой торфа
теплее, чем на склонах. В конце лета температура верхних слоев более
постоянна и высока, чем на склонах, в грядово-мочажинном комплексе.
Таким образом, микроклимат более умеренный, чем в открытых частях
болота, и вегетативный период, вероятно, несколько длиннее, что должно
благоприятно отражаться на росте Sph. magellanicum.
Данный комплекс стоит на грани между комплексом и однородной
(некомплексной) территорией; чем выше дренированность, тем слабее
выражены черты комплексности и тем однороднее растительность.
Растительный покров образован главным образом ассоциацией Pinus
silvestris f. Litwinowii — Calluna — Sph. fuscum, которая обычно
сменяется в более густых группах деревьев ассоциацией Pinus silvestris —
Chamaedaphne — Sph. magellanicum+Sph. fuscum. Сосна представлена
всеми тремя ее болотными формами, но физиономия комплекса
определяется формой Litwinowii; форма pumila не типична и встречается только
в виде молодых экземпляров с погребенными во мху нижними ветвями.
В ассоциации Pinus silvestris — Calluna — Sph. fuscum наряду с
вереском большую роль играет вороника (Empetrum nigrum),> которая в
случаях недавней смены Sph. magellanicum на Sph. fuscum замещает вереск
полностью. На ковре из Sph. fuscum характерно присутствие голубики и
брусники, степень покрытия которых 40—70%. Морошка часто
отсутствует, а если встречается, то степень покрытия ее 20—70%, чаще 30—
70%. Пятна лишайников всегда имеются, а иногда даже покрывают до
25% поверхности.
Настоящих мочажин нет; обычно встречаются их зачатки в виде
небольших понижений, 1—3 м длины, с ассоциацией Eriophorum vagi-
natum — Sph. angustifolium+Sph. balticum; реже, при несколько боль-
44
шей глубине, — с ассоциацией Eriophorum vaginatum — Sph. cuspi-
datum.
Мощность залежи под вершинным комплексом 4.25—5.75 м, большей
частью около 5 м. Залежь верховая и по своему строению относится
к двум вариантам. Первый из них представлен вершинами нарастания.
Характеризуется он: 1) наличием в нижней части озерных отложений,
2) слабым развитием средне разложившихся торфов и 3) довольно мощным
верхним слоем B—3 м) слабо разложившихся магелланикум- и фускум-
торфов, причем последний залегает сверху лишь тонкой прослойкой.
Средняя степень разложения 60%. Второй вариант залежи отличается
присутствием на глубине 2—2.5 м слоя средне разложившегося сос-
ново-пушицевого торфа, степенью разложения 35—40% и развитием близ
самого минерального дна лесного или пушицевого торфа бореального
возраста. Характерна для этого вида залежи резко волнистая кривая
степени разложения. Он может быть назван по составу верхней части фус-
кум видом залежи. Средняя степень разложения 27 %.
Раздел 5. ОЗЕРНО-ДЕНУДАЦИОННЫЕ КОМПЛЕКСЫ БИОГЕОЦЕНОЗОВ
Полистово-Ловатский торфяной массив находится в зоне
оптимального развития верховых болот. Тем не менее регрессивные явления,
очень распространенные на севернотаежных верховых болотах, также
сильно выражены на одном из его комплексов биогеоценозов,
названном нами озерно-денудационным (Богдановская-Гиенэф, 1956) по его
наиболее характерным ландшафтным признакам.
Озерно-денудационный комплекс биогеоценозов образует в центральной
части болотного массива несколько крупных участков, общая площадь
которых около 900 га. Он, кроме того, встречается узкими полосами,
пересекающими другие комплексы. Но во всех случаях здесь наблюдается
определенный стратиграфический вид залежи, а именно комплексно-
фускум-шейхцериевый (рис. 1, 2). Верхняя толща, мощностью 3.25—
4.5 м, образована слабо разложившимся E—10%) фускум-торфом в
комплексе с мочажинными куспидата-торфами, главным образом балтикум-
и куспидатум-торфом; фускум-торф резко преобладает над мочажинными,
но в верхнем метровом слое последних становится больше. Ниже залегает
слой шейхцериевого торфа мощностью 0.75—1.25 м, со степенью
разложения около 30%, а под ним — хорошо разложившиеся D5—55%) лесные
торфа: черноольховый, березово-осоковый, сосновый (или чаще сос-
ново-пушицевый). Лесные торфа залегают на минеральном грунте, на
тонком слое глинистого сапропеля или на низинных топяных торфах.
Эти последние обычно гипновые или сфагновые в нижнем слое, а в
верхнем — осоковые. Переход от низинной части залежи к верховой
совершается через лесные торфа.
Резкая смена лесных торфов шейхцериевыми, по всей вероятности,
была вызвана оводнением грунтовыми водами, выклинивавшимися из
минеральных грунтов, в особенности из нижних слоев Ратчинского бугра.
Проникновение этих вод подтверждается характером лесных торфов
в некоторых скважинах (рис. 3): в воде встречаются одни древесные
остатки, а гумуса нет. Он, по-видимому, был вымыт притекавшей водой.
Но рядом структура лесного торфа сохранилась, и древесные остатки
сопровождаются гумусом. Наличие притока воды из минерального
песчаного грунта подтверждается также обилием озерков, расположенных
цепями, отходящими от древнего западного берега торфяника.1
1 Весьма вероятно, что и на восток от р. Порусьи имелся также приток грунтовых
вод из глубоких слоев восточного берега ложбины, в которой течет вышеназванная
река, чем и объясняется сходство торфяной залежи с описываемой.
45
Верховая толща залежи отличается одной гидрологической
особенностью: она пронизана жилами медленно текущей воды (рис. 3),
наиболее густо расположенными в шейхцериевом слое (Богдановская-Гиенэф,
1953). Другая характерная черта залежи — значительное содержание
7Т>
&Z1
т
Ш5
!•) о; I©
•I io\ ?•]
Рис. 1. Условные обозначения к рис. 2—23, 25—30, 32, 34—37.
Виды торфа: 1 — гипновый (общее); 2 — скорпидиум-торф; з — дрепанокладус-торф; 4 — политри-
ховый; .5 — осоково-гипыовый; б — сфагновый низинный (общее); 7 — терес-торф; 8 — субсекундум-
торф; 9 — фускум-низинный; 10 — фускум-низинный с примесью осок; 11 — осоковый низинный
(общее); 12 — осоковый поемный; 13 — омскиана-торф; 14 — тростниковый средне и слабо
разложившийся; 15 — тростниковый сильно разложившийся; 16 — осоково-хвощовый; 17 — вахтовый;
18 — сосново-тростниковый; 19 — осоково-лесной; 20 — тростниково-лесной; 21 — хвощово-лесной;
22 — осоково-хвощово-лесной; 23 — осоково-березовый лесной; 24 — лесной низинный (общее);
25 — ивовый; 26 — березовый; 27 — ольховый; 28 — ольхово-березовый; 29 — сфагновый
переходный (общее); 30 — апикулатум-торф; 31 — обтузум-торф; 32 — рипариум-торф; 33 — магелланикум-
торф переходно-верховой; 34 — комплексный сфагновый переходный; 35 — осоковый переходный;
36 — шейхцериевый (осоково-шейхцериевый) переходный; 37 — рипариум-шейхцериевый;^5 — об-
тузум-шейхцериевый; 39 — осоково-шейхцериевый со Sph. obtusum', 40 — березово-осоковый
переходный; 41 — древесно-шейхцериевый; 42 — сосновый: 43 — сосново-березовый; 44 — дузени-торф;
45 — куспидатум-торф;
в ней газов.1 Выделение их несомненно играет немаловажную роль в
образовании и развитии озерно-денудационного комплекса.
1 При бурении часто наблюдается выделение газов, особенно при прохождении
слоя шейхцериевого торфа. Зимой газы скапливаются под промерзшим торфом.
При копании ямы в одной из гряд с ассоциацией Pinus silvestris f. Willkommii — Cal-
luna — Sph. fuscum интенсивное выделение газов продолжалось около 2 час. В
черной мочажине с очеретником газы выделялись с меньшей силой и не больше получаса.
О выделении болотного газа можно судить по часто попадающимся в шейхцериевых
мочажинах светло-желтым пятнам отмершего и вывернутого Sph. cuspidatum.
За многолетнюю исследовательскую работу на торфяниках нам только один раз
пришлось встретиться с «карманом», наполненным болотным газом. Приблизительно
в 200 м от оз. Б. Кожмино при бурении газ стал вырываться с глубины 6 м с громким
шипением, хотя на этой глубине торф был не шейхцериевый, а осоково-сфагновый.
При поднесении спички газ мгновенно воспламенился и стал гореть, образуя пламя
46
Несмотря на существенные различия в начальных стадиях
образования торфяника в разных участках, эволюция верховой залежи озерно-
денудационного ландшафта протекает везде совершенно одинаково.
Однако верховая залежь того же комплексно-фускум-шейхцериевого вида
is
4S
47
Ь9
50
51
52
53
54
in 'S~
<->у\ hi
ЁЭ»ЕЗ#
55
56
57
58
59
60
61
62
63
in in in
in in
6b
65
66
67
68
69
70
>%*<! 73
ч/у X /A
о о ]
о о
AAA
▲ ▲
72
82
75
77
78
;'///*•' mi
80
81
/VW 83
04
ж ж
X X
♦ ♦ 85
75 п п п #5
iii iii iii $7
Ж М, 88
50
91
79 ,
i 92
i
® 93
Рис. 1 (продолжение).
46 — балтикум-торф; 47 — ангустифолиум-торф; 48 — фускум-торф до 20% разложения;
49 — фускум-торф с разложением 20% и выше; 50 — фускум-комплексный; 51 — магел-
ланикум-торф до 25% разложения; 52 — магелланикум-торф с разложением 25% и выше;
53 — магелланикум-комплексный; 54 — магелланикум-фускум-торф; 55 — рубеллум-торф; 56 —
шейхцериево-куспидатум-торф; 57 — куспидатум-шейхцериевый; 58 — сфагново-пушицевый; 59 —
шейхцериевый; 60 — пушицево-шейхцериевый; 61 — пушицевый; 62 — сосново-пушицевый; 63 —
комплекс фускум- и куспидата-торфов; 64 — комплекс фускум-, магелланикум- и куспидата-торфов;
65 — отложения семян и плодов; 66 — осадочный шейхцериевый; 67 — намывной торф; 68 —
илистый торф водного происхождения; 69 — сапропель (общее); 70 — грубодетритовый сапропель; 71 —
тонкодетритовый сапропель; 72 — грубодетритовый гумусовый сапропель; 73 — гумусовый
сапропель; 74 — гумусовый сапропель с примесью песка; 75 — диатомовый сапропель; 76 — глинистый
сапропель; 77 — песчаный сапропель; 78 — водный ил; 79 — полуминеральный ил; 80 — вода;
81 — суглинок; 82 — песок; 83 — следы угля; 84 — ягели; 85 — плоды водяного ореха; 86 —
примесь пушицы; 87 — примесь шейхцерии; 88 — погребенные сосновые пни; £9 — погребенные
березовые пни; 90 — граница сфагнового торфа до 20% разложения; 91 — нижняя граница
распространения водных жил; 92 — пункт бурения; 93 — номер пыльцевой диаграммы.
может входить и в другие комплексы биогеоценозов. Из них наиболее
распространен грядово-мочажинный комплекс Sphagneta fusci+Sphag-
neta cuspidati (coll.).
Что же привело к переходу в разных участках этого комплекса в озерно-
денудационный? Это превращение в значительной мере обусловлено
ослаблением стока, вызванным двумя основными причинами. Первая из них —
уменьшение уклона вследствие неравномерного отложения торфа.
Крупные участки озерно-денудационного массива расположены главным
образом на очень пологом северном склоне торфяного массива. Уклон
равняется лишь 0.00044; в грядово-мочажинном комплексе он в 3—
около 1.25 м высоты. Невольно пришло на ум воспоминание о «неопалимой купине».
Вместе с газом выбрасывался жидкий торф, который разбрызгивался кругом на
площади около 25 м2. Под придонным торфом лежал тонкий слой обычного сапропеля.
47
4.5 раза больше — 0.00150—
0.00200. В начале
отложения комплекса фускум- и
куспидата-торфов уклон был
хотя и слабый, но все же
почти вдвое больше, чем
современный, — 0.0070 (уклон
верхней поверхности шейх-
цериевого торфа на
протяжении 3 км). Уменьшение
уклона должно было
замедлить фильтрацию воды в
«деятельном слое» очеса (Иванов,
1953). Вторая причина
ухудшения стока заключается
в том, что открытые ручьи
и речки, которые, дренируя
эту часть болотного массива,
впадали в озеро и в реку,
вытекавшую из него,
постепенно заросли и прекратили
свое существование; след
некоторых из них сохранился
в виде линейно
расположенных озерков, соединенных
внутриторфяными протоками.
Возможно, что другие ручьи
с течением времени
превратились в водные жилы. Река,
служившая водоприемником,
на многих участках
оказалась погребенной, и расход
ее резко снизился.
Несомненно, впрочем, что
и до этих изменений сток
в этой части болота был
слабый, судя по довольно
большой мощностмпейхцериевого
торфа и по обилию озерков,
дно которых в большинстве
случаев залегает в шейхце-
риевом торфе.
Озерки, давшие название
озерно-денудационному
комплексу, не везде рассеяны
равномерно, они часто
сгруппированы полосами.
Физиономия комплекса и
распространение ассоциаций
различны в этих полосах и
в участках между ними.
Поэтому приходится выделять
два варианта комплекса:
вариант с разбросанными озерками и озерные полосы. Озерки округлые,
около 5—8 м в диаметре, гораздо реже — вытянутые и тогда длиной
около 15—20 м при ширине в 8—10 м. Глубина их от 1 до 3.5 м.
48
Рис. 3. Местоположение
водных жил и строение залежи
в озерно-денудационном
комплексе.
Основные виды растительного
покрова: 1 — Entodon Schreberi;
2 — вереск — Sph. fuscum; з — яге-
ли; 4 — сосна — ягели; 5 — сосна —
Entodon Schreberi; 6 — шейхце-
рия — Sph. cuspidatum; 7 — Sph.
cuspidatum; 8 — высокая и густая
шейхцерия; 9 — голый торф с оче-
ретником; 10 — юнгерманиевые;
11 — кривая степени разложения
торфа (в %); 12 — кривая
влажности торфа (в %); 13 —
проценты степени разложения торфа;
14 — проценты влажности торфа.
Нижние цифры верхнего ряда A, 2,
3 и т. д.) — номера скважин;
нижние цифры второго ряда D.0, 8.2
и т. д.) — расстояние между
пунктами бурения (в м). Остальные
обозначения см. на рис. 1.
Микрорельеф в озерно-денудационном комплексе грядовый;
ориентированность гряд перпендикулярно склону еще ясна во многих местах,
но нередко стушевывается вследствие распада гряд на отдельные бугры.
Высота последних обычно 0.2—0.35 м, ширина — около 2 м.
Лишь ничтожная часть гряд занята типичной для этого района
ассоциацией повышений микрорельефа: Calluna+Eriophorum+Rubus chamae-
morus — Sph. fuscum с постоянной примесью Sph. rubellum. Относительная
площадь этой ассоциации, по данным линейной таксации, 3—4% (табл. 2).
Большинство же гряд и бугров занято ассоциациями Calluna — Cladinae
(образующей пятна до 5 м2) г и Calluna+Eriophorum — Sph. fuscum+
Sph. rubellum. Совместная относительная площадь этих ассоциаций
достигает в озерных полосах около 24%, а между последними — около
42%. Часты пятна My lia anomala, Icmadophila ericetorum, отмершего и
уплотненного Sph. fuscum. Ягельная ассоциация занимает около 40%
площади гряд в озерных полосах и 25% и больше между ними.
На грядах встречается редкая сосна формы Willkommii, высотой обычно
меньше1! м, и формы pumila, широкие куртины которой возвышаются над
мхом на 20—40 см; их присутствие не нарушает общего впечатления без-
лесия. Кроме них, растут еще единично тонкие березы (Betula pendula)
до 2.5 м высоты.
Коренная ассоциация гряд Calluna+Eriophorum — Sph. fuscum,
таким образом, уступила место ассоциациям, в которых Sph. fuscum
замещен ягелями или более влаголюбивым Sph. rubellum. Эта смена
означает деградацию гряд, а следовательно, и увеличение площади мочажин,
которые занимают уже больше половины всего пространства. Их
относительная площадь, по данным линейной таксации, около 54% в озерных
полосах и 51% между ними.
Мочажины могут быть разделены на четыре группы: 1) сфагновые
мочажины; 2) юнгерманиевые, или черные, мочажины; 3) денудирован-
ные пятна торфа; 4) мочажины с растительностью, нетипичной для
верхового болота.
1. Сфагновые мочажины. Часто имеют обычный
растительный покров, образованный ценозами из шейхцерии и осоки топяной со
Sph. cuspidatum, реже со Sph. Dusenii и Sph. balticum. Многие из них
являются первичными; кусиидата-торфа в них доходят до шейхцериевого
торфа. Некоторые образовались в понижениях между озерками или
в местах прохождения на небольшой глубине внутризалежной протоки
между ними. Сфагны в них отличаются пышным ростом; изредка
встречается вахта, Sph. Dusenii.
Но во многих шейхцериево-сфагновых мочажинах заметны признаки
деградации: сфагны угнетены и частично ослизнены вследствие массового
развития водорослей; среди их лежащих побегов обильна примесь Cepha-
lozia fluitans и других юнгерманиевых, иногда также и нитчатых
водорослей (Zygogonium); появляется очеретник. Эта растительность
представляет стадию деградации нормальных шейхцериево-сфагновых
мочажин, реже стадию зарастания черных мочажин.
2. Юнгерманиевые, или черные, мочажины.
Занимают особенно большую площадь в озерных полосах (табл. 2).
Обязаны они своим черным цветом печеночникам (Gymnocolea inflata, Cepha-
lozia fluitans и др.) и темным, с красноватым оттенком пятнам Zygogo-
nium. Часть этих мочажин совершенно лишена сфагнов; в других —
Sph. balticum, иногда Sph. Dusenii, реже Sph. cuspidatum лежат
отдельными ослизненными побегами или маленькими группками. С юнгермание-
1 Преобладают в ней Cladonia alpestris и CI. rangiferina; CI. silvestris встречается
реже.
50
Т а б л и ц а 2
Распространение (в %) ассоциаций и группировок в озерно-денудациснном
комплексе биогеоценозов (по данным линейной таксации)
Ассоциация
В
озерной
полосе
Между
озерными
полосами
Calluna—Cladinae
Piims silvestris f. Willkonimii — Ericaceae — Eutodou Schreberi
Итого ассоциаций гряд и бугров без сфагнового покрова
Calluna — Eriophorum vaginatum— Sph. fuscum
Calluna —Sph. fuscum-f-Sph. rubellum, Eriophorum vagina-
turn—Sph. fuscum-f Sph. rubellum
Pinus silvestris f. Willkommii— Calluna — Sph. magelianicum
Итого ассоциаций гряд и бугров со сфагновым покровом
Бугорки со Sph. magelianicum, Sph. rubellum, Sph. angustifo-
lium, Sph. balticum
Края бугров с теми же сфагнами
Eriophorum vaginatum — Sph. papillosum, Scheuchzeria — Sph.
papillosum
10.9
0.3
11.2
2.7
13.3
0.3
Итого ассоциаций со сфагновым покровом в условиях,
промежуточных между грядами и мочажинами
Scheuchzeria + Carex limosa —Sph. cuspidata (coll.)
Scheuchzeria + Rhynchospora — Sph. cuspidata (coll.)
Rhynchospora — Sph. cuspidata (coll.)
Eriophorum vaginatum + Scheuchzeria — Sph. cuspidata (coll.)
Sph. Dusenii, Sph. Jensenii, Sph. apiculatum без высшей
растительности
Итого ассоциаций мочажин со сфагновым покровом .
Eriophorum vaginatum -f Rhynchospora — Jungermanniae . . .
Rhynchospora — Jungermanniae
Zygogonium
Итого ассоциаций черных мочажин
Густые заросли Scheuchzeria palustris
Eriophorum polystachium— Sph. angustifolium . .
Eriophorum polystachium — Drepanocladus fluitans
Eriophorum polystachium . . . 4
Drepanocladus fluitans
Итого ассоциаций, нетипичных для верховых болот
Scheuchzeria palustris . . .
Carex limosa — Sph. cuspidatum
Eriophorum vaginatum — Sph. cuspidatum
Sphagnum cuspidatum -f Zygogonium . . .
Итого ассоциаций плавающей растительности
16.3
3.3
2.6
0.5
6.4
7.3
5.5
2.4
11.3
11.3
4.3
31.0
35.3
0.5
1.2
0.7
2.4
17.2
5.0
3.2
17.0
10.4
19.1
0.3
29.8
0.3
0.4
0.8
1 0.2
0.4
1 2Л
0.2
0.5
0.3
5.0
6.0
25.4
10.6
10.1
20.7
—
—
—
—
—
| __
—
—
—
__
4*
51
Таблица 2 (продолжение)
Ассоциация
В
озерной
полосе
Между
озерными
полосами
Голый торф
Размытый торф с бугорками вокруг остатков Eriophorum или
Scheuchzeria
Озерные террасы с голым торфом
Итого денудированного торфа
4.9
4.9
Примечание. Сумма площадей ассоциаций в озерной полосе меньше 1000/с, так как 6%
падает на свободную водную поверхность озерков. Линейная таксация произведена на профиле
общей длиной 800 м, из которых 600 м приходится на озерную полосу и 200 м — на пространство
между озерными полосами.
выми сочетаются пушица дернистая и очеретник, иногда только
последний; прочие высшие растения могут совсем отсутствовать.
Среди этих мочажин нередко встречаются бугорки, покрытые Sph.
magellanicum, Sph. rubellum, Sph. angustifolium, Sph. balticum, то
растущими в пестрой смеси, то с преобладанием одного из двух первых видов.
На них иногда растут шейхцерия, очеретник или подбел.
Черные мочажины образовались на месте деградированных гряд или
бугров из Sph. fuscum, но иногда юнгерманиевые и очеретник покрывают
куспидата-торф или комплексный верховой торф (отложение мочажин
с бугорками), под которым на глубине 0.5—0.75 м находится опять-таки
фускум-торф. Таким образом, мочажинно-сфагновая растительность,
развившаяся на месте погибших гряд, оказывается недолговечной.
3. Денудированные пятна торфа. Денудационные
процессы не ограничиваются отмиранием и исчезновением сфагнового
покрова. К ним относится образование пятен голого торфа и размытых
озерных террас. В тех и других уровень грунтовой воды очень близок
к поверхности. По внешнему виду они близки к юнгерманиевым
мочажинам, с которыми связаны переходами: голый торф, окисляясь, принимает
черный цвет. Кроме того, со временем он покрывается черным налетом
водорослей с большей или меньшей примесью печеночников.
Денудированные пятна очень неравномерно распределены; в
некоторых озерных полосах их так мало, что получается сходство с
эрозионным комплексом скандинавских болот, с той, однако, разницей, что в
последних уклон поверхности гораздо больше.
Пятна голого торфа различаются по форме, размерам и
происхождению. Наиболее часто встречаются пятна 3—4 м в поперечнике, округлой
или удлиненной формы. Края их местами резко очерчены, но иногда
переход в ассоциации Eriophorum+Rhynchospora — Jungermanniae или
Rhynchospora — Jungermanniae совершается постепенно. Обычно под
голым пятном имеется на той или иной глубине прослойка воды мощностью
0.5—0.7 м (рис. 3, скв. 8). Торф чаще всего комплексный верховой, иногда
как будто перемешанный водой; влажность над водной прослойкой
доходит до 97%. Способ образования этих пятен неясен; постоянное
присутствие слоя воды под ними указывает на значение этого обстоятельства,
но в чем оно заключается, пока трудно сказать. Возможно такое
объяснение: ранней весной, когда верхний слой торфа еще остается промерзшим,
давление внутри залежи увеличивается вследствие скопления газов.
Под влиянием этого давления в отдельных пунктах вырываются наружу
газы с водой, увлекая с собой и частицы торфа. Самое место извержения
52
становится незаметным, но иногда в центральной части пятна сохраняется
небольшое отверстие полузаплывшего канала, по которому вырывались
наружу газы и вода. Глубина канала до 1.5—2.5 м.
В некоторых случаях, однако, под пятном залегает фускум-торф
обычного состава. Голые пятна этого типа могут быть результатом
дальнейшей деградации черных мочажин с очеретником.
Встречаются и денудированные пятна до 15 м длины и до 3—5 м
ширины эрозионного происхождения. Они всегда связаны с озерками, к
которым обычно примыкают с одного конца, и иногда вместе с ними
расположены в неглубоких понижениях поверхности. Одни из них неправильной
формы, другие длинные и извилистые. Контуры у них резкие; склоны
смежных бугров подмыты, так же как и основания пушицевых кочек и
бугров — островков среди них. В верхней части размытые полосы
переходят в юнгерманиевые мочажины. Сливаются с ними проливами и
соседние черные мочажины. Подобные промоины имеют небольшое
распространение.
Денудированные террасы, шириной 3—5 м, окружают некоторые
озерки, особенно те из них, которые руслообразно вытянуты. Во время
весеннего повышения уровня воды берега затопляются, что влечет за
собой отмирание растительности. Торф размывается, и над его
поверхностью остаются возвышающиеся бугорки вокруг остатков шейхцерии.
Образование этих террас является доказательством современного
повышения уровня воды, вызванного, по всей вероятности, как уже
указывалось, ухудшением стока.
Интересно, что летом в жаркие дни поверхность денудированных
пятен, как и черных мочажин, покрывается крупными волдырями A0—
13 см в поперечнике и до 2.5 см высоты). Приподнятый слой имеет около
8—10 мм толщины. При прорывании его выходит газ и волдырь опадает.
Газы, вероятно, образуются в верхнем слое торфа в результате
анаэробного разложения, но не исключена возможность, что они частично
выделяются из более глубоких слоев.
О масштабе денудационных процессов в описываемом комплексе
можно судить потому, что сравнительная площадь юнгерманиевых
мочажин и голого торфа достигает около 35% в озерных полосах и 26%
между ними.
4. Мочажины с растительностью, нетипичной
для верхового болота. Занимают небольшую площадь;
растительность их разнородна и не свойственна верховым болотам, но
тем больше ее индикаторное значение.
Изредка встречаются заросли площадью в 1—2 м2 необычно высокой
и густой шейхцерии; высота ее 35—40 см, степень покрытия 75—80%.
Эти пятна приурочены к местам нахождения водных прослоек или
прохождения водных жил. Вода находится иногда непосредственно под
густой сетью корневищ и корней шейхцерии, иногда на глубине почти 1 м
(рис. 3, скв. 4), но торф над ней полужидкий.
Несколько раз встречены заросли до 4—5 м в поперечнике обычно
не растущей на верховых болотах пушицы узколистной, резко
выделяющейся своим ярко-белым цветом на унылом фоне деградирующего
болота. Под пушицей может быть второй ярус из Sph. angustifolium или,
чаще, из Drepanocladus fluitans. Посредине или сбоку нередко остается
пятно голого торфа до 1 м в диаметре, покрытое тонким слизисто-илистым
слоем, иногда с небольшим отверстием в центральной части. Из него,
по всей вероятности, временами выделяются газы и выступает вода из
глубоких слоев болота. Вода эта, будучи несколько более
минерализованной, чем грунтовая вода в мало разложившемся верховом сфагновом
торфе, как бы удобряет этот последний, благодаря чему появляются
53
мезоевтрофная пушица и мезоолиготрофный Drepanocladus fluitans.
Нередко вокруг зарослей кольцом расположены бугры около 40 см
высоты, покрытые Polytrichum strictum, подбелом и клюквой, и за ними —
бугры из Sph. angustifolium, густо поросшие Кассандрой. Пышный рост
растений и замещение Sph. fuscum менее олиготрофными видами мхов
указывают на некоторое улучшение минерального питания,
обусловленное влиянием излившейся воды.
Пятна Drepanocladus fluitans встречаются редко. Одно из них,
округлой формы, имело около 3 м в поперечнике. Из высших растений здесь
росло только несколько крупных экземпляров кипрея болотного (Epilo-
Ыипг palustre). С одной стороны к этой круговине примыкала заросль
пушицы узколистной. Под мхом был илистый слой, около 2 см толщины,
с остатками синезеленых водорослей. Торф шейхцериево-сфагновый в
верхних 50 см; ниже — фускум-торф, переходящий на глубине 3.5 м в шейх-
цериевый верховой. Весь торф был очень влажным, почти жидким, но
водная прослойка мощностью 35 см обнаружена только на глубине 3 м.
Очевидно, ковер мезоолиготрофного гипнового мха покрыл черную
мочажину или пятно денудированного торфа, заросшее водорослями,
а может быть, и здесь сказалось влияние излившейся из глубины
воды.
На оголенных террасах озерков можно иногда встретить заросли
вахты.
Рассмотрение растительности озерно-денудационного комплекса
убеждает в широком распространении деградации гряд и бугров и смены их
мочажинами. Обратного перехода не наблюдается. Крупные бугры среди
мочажин — остатки распавшихся гряд. Маленькие бугорки не сливаются
и не образуют зачатков бугров или гряд. Зарастание голых пятен
происходит очень медленно и часто приводит лишь к совместному
существованию угнетенных Sph. balticum и Sph. Dusenii, реже Sph. cuspidatum,
с юнгерманиевыми водорослями, иногда также и с очеретником. Самый
факт массового образования черных мочажин на месте деградированных
гряд или кратковременных шейхцериево-сфагновых ценозов говорит
о трудности регенерации сфагнового покрова. Это обстоятельство
пришлось уже отметить при описании регрессивного комплекса верховых
болот восточной Прибалтики (Богдановская-Гиенэф, 1928). Если
небольшие воронки на месте произрастания ягелей легко затягиваются с краев
Sph. rubellum, Sph. fuscum, реже Sph. magellanicum, то более крупные
деградированные площади долго остаются без сфагнового покрова, а
местами и совсем оголены. Причины этого заключаются в нарушении
нормальной связи между сфагнами и субстратом и в физико-химических
изменениях оголенного торфа. Известно, что в процессе своего роста
сфагны извлекают некоторое количество минеральных солей и воды из
своих нижних отмерших частей, чем и объясняется несколько большая
зольность верхних частей (Герасимов, 1923). Этот источник питания
отпадает для пришельцев, заселяющих голый торф. Подача воды особенно
нарушается в засушливое время уплотненными лигаайниково-сфагно-
выми прослойками гряд, а в черных мочажинах и на многих денудиро-
ванных пятнах — сухой и плотной коркой водорослей.
Несмотря на то что уровень воды в черных мочажинах не опускается
ниже, чем в сфагновых G—9 см после 20 жарких дней без осадков), все же
условия водного снабжения здесь значительно хуже, чем в сфагновых
мочажинах. Растениям приходится переносить то избыток, то недостаток воды.
Благодаря темной окраске поверхности в черных мочажинах и под
денудированными пятнами изменяется и тепловой режим торфа,
температура которого летом заметно выше, чем под сфагновым покровом.
Разница на поверхности доходит до 8°; на глубине 25 и 50 см достигает 5°.
54
Более высокая температура благоприятствует разложению
растительных остатков, сопровождающемуся, особенно в комплексном
верховом торфе, выделением метана и других газов. Было уже указано, что
в жаркие дни поверхность торфа покрывается волдырями, содержащими
газы. Выделение метана отравляюще действует на организмы,
поселяющиеся на торфе.
В поверхностном слое торфа повышаются степень разложения и
зольность (табл. 3).
В черных мочажинах непосредственно под пленкой печеночников и
водорослей находится слизисто-илистый слой, состоящий главным
образом из остатков этих растений. Нижележащий слой содержит остатки
синезеленых водорослей, корешки очеретника, листочки Sph. balticum.
и Sph. magellanicum. Под голыми пятнами фускум-торф содержит около
Таблица 3
Степень разложения и зольность поверхностного слоя торфа (в %)
Место взятия проб
Черная мочажина
Голое пятно
Calluna — Sph. fus-
cum
Глубина
залегания
(в см)
0.1—0.8
0.8—5.8
10—40
0—1
5—8
10—40
Вид торфа
Jungermanniae — Algae
Rhyuchospora — Cepha-
lozia
» »
Fuscum
»
»
Степень
разложения
20
25
5—7
10
5—7
5
Зольность
8.67
6.54
3.77
4.80
5.67
2.89
15% остатков Sph. angustifolium, много пыльцы сосны, песчинки, футляры
корненожек из кварцевых зерен. На глубине 5—8 см торф еще сохраняет
свою рыжую окраску.
Повышение зольности следует объяснить, по-видимому, теми же
причинами, что и высокое содержание золы в верхней илистой прослойке
мочажин болота Галицкий Мох (Герасимов, 1923), а именно разложением
торфа, сгущением раствора вследствие испарения воды и накоплением
ветрового минерального наноса, о котором свидетельствуют песчинки
в фускум-торфе.
При разложении растительных остатков освобождается некоторое
количество минеральных солей. Разложение синезеленых водорослей
обогащает торф азотом. Кое-где (правда, только на ограниченных
участках) содействует этому обогащению выступившая из более глубоких
слоев вода.
Химические изменения торфа и отсутствие живых сфагнов вызывают
понижение активной кислотности. В юнгерманиевых мочажинах рН воды
повышается до 5.6, а в пятнах Drepanocladus fluitans — даже до 6 и 6.4.1
Меньшая кислотность и некоторое обогащение субстрата позволяют
поселиться на торфе, лишившемся живого сфагнового покрова, мезооли-
готрофным и даже мезоевтрофным растениям. Этим объясняется
возможность произрастания в озерно-денудационном комплексе пушицы
узколистной, вахты. Понижение кислотности само по себе служит препятствием
к заселению торфа такими стенооксифильными видами, как Sph. rubellum,
Sph. balticum, Sph. cuspidatum. Вместе с тем становится возможным
появление видов мхов с более широкой экологической амплитудой по отноше-
1 Активная кислотность определялась колориметрическим способом по шкале
Таубе, отличающейся довольно яркими цветами эталонов.
55
нию к рН, как Drepanocladus fluitans, Sph. Lindbergii, Sph. papillosum.
Sph. papillosum встречается нередко; этот вид, ассоциированный с шейх-
церией или с пушицей дернистой, образует пятна до 2—2.5 м в поперечнике.
Мощность папиллозум-торфа обычно не более 40 см; он залегает на
прослойке из корешков очеретника, стебельков печеночников и листочков
Sph. fuscum со степенью разложения 10—15% и около 5 см толщины. Такие
прослойки представляют бывший, ныне погребенный, поверхностный слой
черной мочажины.
Фитоценозы с господством Sph. papillosum представляют начало
нового ряда зарастания. В Прибалтийском регрессивном комплексе они
сменяются Sphagneta fusci. По-видимому, то же будет и в озерно-денуда-
ционном комплексе, но пока не пришлось наблюдать дальнейшие стадии
этого ряда. Появление Sph. papillosum в этом комплексе относится к очень
недавнему прошлому, судя по его полному отсутствию в более глубоких
слоях.
Очень часто на денудированном торфе встречаются дерновинки
Sph. tenellum, никогда не занимающие большой площади.
В итоге мы видим, что голый торф представляет очень
неблагоприятный субстрат для растительности вообще и для олиготрофных сфагнов
в частности, особенно когда они появляются единичными побегами.
Гораздо успешнее происходит зарастание юнгерманиевых мочажин и голых
пятен мочажинными сфагнами,1 наступающими сплошным фронтом. При
массовом продвижении сфагны быстрее изменяют условия в благоприятную
для них сторону: лучше удерживается влага, не образуется легко
высыхающей пленки, уменьшается прогревание, повышается активная
кислотность. Но далеко не всегда возможно такое зарастание, так как при
широком распространении регрессивных явлений часто некому наступать:
денудированные пятна окружены отмирающими буграми и мочажинами
без сфагнов или только с угнетенными, лежащими побегами.
Неудивительно, что при таких условиях долго могут удержать господство такие
фитоценотически слабые виды, как печеночники, синезеленые водоросли
и угнетенный очеретник, имеющий преимущество лишь благодаря своей
нетребовательности и способности к энергичному вегетативному и
семенному размножению.
На первых этапах восстановления сфагнового покрова главную роль
будут играть не олиготрофные, а мезоолиготрофные виды, более
приспособленные для заселения измененного субстрата. Среди них одно из
первых мест, вероятно благодаря особенностям своей экологии, будет
занимать Sph. papillosum', этот вид обладает гораздо большей
экологической амплитудой по отношению не только к кислотности, но и к зольности
субстрата и влажности, чем чисто олиготрофные виды. Соперничать с ним
сможет Sph. magellanicum, имеющий менее широкую экологическую
амплитуду. На восточноприбалтийских болотах именно эти два вида играют
основную роль при восстановлении сфагнового покрова в тех юнгерманиевых
мочажинах, в которых имеется илистая прослойка толщиной 1.5—2 см.
Интересно, что при посещении нами этих болот в 1948 г. оказалось, что
этот процесс происходит очень интенсивно, вследствие чего деградацион-
ные явления были менее резко выражены, чем в 1923—1926 гг.
Итак, «регенерация» сфагнового покрова в черных мочажинах и на
голых пятнах хотя и происходит на первых порах с большим трудом, но
все же возможна. В дальнейшем этот процесс будет, вероятно, происходить
в большем масштабе. Приведет он к резкому увеличению площади
сфагновых мочажин и только впоследствии, если условия увлажнения
изменятся, к появлению бугров.
1 К ним в данном случае может быть отнесен и Sph. papillosum.
56
«Регенерация» сфагнового покрова, таким образом, не закончится
восстановлением современного комплекса с преобладанием Sphagneta fusci-
rubelli на грядах, Sphagneta cuspidati и Jungermannieta в мочажинах и
с довольно значительным количеством Cladonieta и голых пятен с налетом
водорослей. После коренной перестройки озерно-денудационного
комплекса биогеоценозов на его месте будет уже другой комплекс, который
мы в настоящее время полностью себе представить не можем. Многое будет
зависеть от изменений в притоке и стоке воды, которые рано или поздно
наступят и сами будут зависеть от климатических условий и от изменений
в других частях болотного массива.
Озерно-денудационный комплекс биогеоценозов, следовательно, не
может быть причислен к «регенеративным» комплексам в смысле Освальда
(Osvald, 1923, 1925). Он также далек от «стагнационных» комплексов,
описанных Постом и Гранлундом (Post a. Granlund, 1926), Рудольфом
и Фирбасом (Rudolf u. Firbas, 1927), и от «Stillstand»-кoмплeкca Освальда
(Osvald, 1923, 1925), в котором нет перехода от гряд к мочажинам и
обратно. Кроме того, этот последний комплекс, всегда связанный с
эрозионным комплексом, представляет последнюю стадию существования
верхового болота, за которой следует его разрушение, между тем как озерно-
денудационный комплекс — лишь этап в развитии болота. Он частично
совпадает со Sphagnetum depressosum P. И. Аболина A914), который позже
A928) отнес его к кустарничковым красномошникам. Рассмотрение фито-
ценотического состава ассоциаций озерно-денудационного комплекса ясно
показывает, что торфообразование в нем замедлено, а на отдельных
участках вовсе не происходит; наоборот, там разлагается ранее отложенный
торф. По определениям Е. И. Серпуховой, средний1 линейный прирост
в буграх из Sph. fuscum в озерно-денудационном комплексе значительно
меньше, чем в других комплексах торфяного массива. Прирост равняется
всего 14 мм вместо 21 мм на грядах в нижней части грядово-мочажинного
комплекса ассоциаций со Sph. fuscum и со Sph. cuspidata (coll.), 19 мм
в средней части этого же комплекса и 24 мм в верхней. К тому же бугры
и гряды из Sph. fuscum занимают в озерно-денудационном комплексе лишь
ничтожную площадь (табл. 2). На большинстве же повышений
микрорельефа Sph. fuscum растет в смеси со Sph. rubellum и явно угнетен.
В противоположность современному положению в прошлом в течение
длительного времени те части болотного массива, которые заняты теперь
озерно-денудационным комплексом, отличались быстрым темпом торфона-
копления. Начало отложения мощной толщи слабо разложившегося фус-
кум-торфа в комплексе с куспидата-торфом датируется временем
окончательного падения кривых ольхи и широколиственных пород и начала
восхождения кривых ели и сосны к их субатлантическому максимуму.
Возраст этой толщи, следовательно, субатлантический. Мощность же слоя
мало разложившегося торфа, который образовался за это время в других
частях массива, не слишком велика: у одного из близ находящихся
первичных озер — 3.25 м; у другого, более отдаленного, — всего 1.25 м,
у одной из вершин массива — 2.4 м, и т. д. Следовательно, в частях
болотного массива, занятых в настоящее время озерно-денудационным
комплексом, происходил в течение всего субатлантического времени усиленный
рост торфяника. В этих частях находились, по терминологии В. В. Куд-
ряшова A929), «динамические центры».
Возникает поэтому вопрос, не связана ли деградация, наступившая
после периода усиленного роста, не только с увеличением увлажнения,
но также и с обеднением торфа минеральными элементами питания.
Как известно, В. В. Кудряшов A929) считал перемещение динамических
1 Из 200 определений по росянке.
57
центров результатом «полного истощения» торфа; по Кудряшову, в этих
центрах средняя зольность — около 2%. В. Р. Вильяме A922) видел
в смене сфагнов лишайниками следствие минеральной бедности торфа.
По имеющимся данным (табл. 4),1 уровень стояния воды в озерно-
денудационном комплексе выше, чем в грядово-мочажинном комплексе
Sphagnetafusci + Sphagneta cuspidati. Особенно велики различия в уровне
Т а б л и ц а 4
Максимальный и минимальный уровень стояния воды в грядово-мочажинном
и онерно-денудационном комплексах биогеоценозов B7 VI—26 IX 1931)
Уровень стояния воды
(в см от поверхности)
Максимал ьный . . .
Минимальный . . .
Грядово-мочажинный
комплекс
асе. Gal-
luna — Sph.
fuscum
Кч 1
—37
—50
№ 2
—32
—50
ace. Seheu-
chzeria —
Sph. cus-
pidata
(coll.)
№ 1
+ з
— 13.5
Озерно-денудационный комплекс
ace. Cal-
luna — Sph.
fuscum
№ 1
— 19
—34
№ 2
— 11
—27
ace. Cladi-
nae -j- Sph.
fuscum
№ 1
—20
-24
№ 2
—14
— 17
ace. Scheu-
chzcria -f-
Garex limo-
sa — Sph. cus-
pidata (coll.)
№ 1
—4
-9
№ 2
—2
-8
воды под буграми (что отчасти зависит от их меньшей высоты в озерно-
денудационном комплексе) и в минимальном уровне в шейхцериево-
сфагновых мочажинах.
Данные, которыми мы располагаем, не позволяют с полной
достоверностью решить вопрос о роли недостатка минеральных солей в угнетении
сфагнового покрова.
Таблица 5
Зольность торфа в верхнем слое залежи @—40 см)
озерно-денудационного комплекса биогеоценозов
Ассоциация
Calluua — Sph. fuscum
Scheuchzeria — Sph.
cuspidatum
Scheuchzeria -f- Carex limosa —
Sph. cuspidata (coll.)
Rhynchospora — Jungermau-
шае
Вид торфа
Фускум
Куспидатум
Куснидатум
Фускум
Степень
разложения (в °/„)
5
5
5
5-7
Зольность
(В и/о)
2.89
3.15
3.75
3.77
Зольность слоя на глубине 0—40 см от поверхности (табл. 5) вполне
нормальна для верхового болота, а в мочажинах даже довольно высока,
что вполне закономерно. Правда, общая зольность не позволяет еще
судить о действительном минеральном богатстве торфа, так как повышение
ее может быть результатом присутствия кварцевых зерен, как например
в верхнем слое фускум-торфа голых пятен. Недостаток питания, если он
имеется, должен сказываться главным образом на сфагнах гряд. В
комплексе немало шейхцериево-сфагновых мочажин, но, как было уже
указано, имеется много причин, помимо недостатка минерального питания,
1 Таблица составлена на основании ежедневных измерений глубины воды,
произведенных в течение одного лета и части осени в параллельных колодцах (№№ 1 и 2),
установленных в разных ассоциациях обоих комплексов.
58
затрудняющих произрастание в них сфагнов, между тем в этих мочажинах
происходит несомненное обогащение субстрата, что и подтверждается
появлением в них мезотрофных и мезоевтрофных видов.
С высказанной точкой зрения об относительной роли увеличения
увлажнения и возможного уменьшения количества минеральных веществ
в развитии деградационных явлений в озерно-денудационном комплексе
хорошо согласуются наблюдения на одном из крупных болотных массивов
восточной Прибалтики. Широкая и плоская его вершина сложена слабо
разложившейся A0%) толщей фускум-торфа, 4.5 м мощности, залегающей
на низинно-топяных торфах около 3 м мощности. Вершина хорошо
дренирована жилами быстро текущей воды, для которых река, протекающая
в близко расположенной торфяной долине того же массива, служит
водоприемником (Богдановская-Гиенэф, 1953). Растительный покров
из Sph. fuscum обнаруживает признаки угнетения. Рост сфагнума
замедлен, нередко встречаются небольшие пятна ягелей и голого торфа, но нет
такой массовой деградации, как в озерно-денудационном комплексе
Полистово-Ловатского массива.
Итак, сложный озерно-денудационный комплекс биогеоценозов в зоне
оптимального развития верховых болот образовался под влиянием
сочетания факторов, из которых основным является увеличение увлажнения
как следствие ухудшения стока. Кроме того, на повышениях микрорельефа
большую роль играют обеднение минерального питания и медленное
весеннее оттаивание торфа, глубоко промерзающего вследствие сдувания
снега на обширной безлесной равнине, а в мочажинах — образование
легко высыхающей плотной пленки из водорослей. Наконец, большое
значение имеют присутствие в залежи многочисленных жил медленно
текущей воды и обильное содержание газов. Все эти факторы являются
результатом болотообразовательного процесса, выразившегося в
отложении сначала шейхцериевого торфа, а затем мощного слоя фускум-торфа
в комплексе с мочажинными торфами, в неравномерном отложении торфа,
ухудшении стока и др. Следует отметить, что в области хвойных лесов
деградационные явления свойственны только торфяникам с
преобладанием фускум-торфа в залежи.
Редкость распространения озерно-денудационного комплекса на
болотах зоны оптимального развития торфяников объясняется тем, что
редко осуществляется то сочетание факторов, которое требуется для его
образования.
Озерно-денудационный комплекс биогеоценозов есть только
временный этап в развитии некоторых участков болот; он оставит след в
строении залежи в виде разложившейся прослойки. Эта прослойка более
разложившегося торфа B5—30%) образуется не под влиянием ряда
сухих лет, а наоборот, в результате приостановки роста торфяника
вследствие повышения влажности; она, следовательно, аналогична
прослойкам верховых болот океанических областей, но с той лишь разницей,
что повышение влажности обусловлено не климатическими факторами,
а самой эволюцией болотного массива. Прослойка, улучшая условия
азотно-минерального питания растений, способствует восстановлению
сфагнового покрова, которое пойдет особенно успешно, если увлажнение
уменьшится благодаря ряду сухих лет или каким-нибудь другим
обстоятельствам.
ГЛАВА III. СТРАТИГРАФИЯ ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО
МАССИВА
Раздел 1. ВИДЫ ЗАЛЕЖИ
Полистово-Ловатский массив отличается большой мощностью торфа.
Так, в районе северных озер и дальше на север его глубина 6—8.25 м.
Под вершиной западной ложбины мощность торфа не менее 4 м, а нередко
свыше 5 м. На большей части массива верховая часть залежи подстилается
толщей низинных торфов 2—2.5 м мощностью. В западной ложбине
вместо низинных торфов залегает слой сапропеля до 1.5—2 м и даже до 4 м
мощности. Под значительной частью массива на дне имеется тонкий слой
водных отложений — сапропеля и водных торфов (скорпидиум-,
тростниковый торф и т. д.).
Переход в верховую стадию у различных торфяников, входящих
в состав Полистово-Ловатского массива, произошел почти одновременно
в бореальное время. Образование шейхцериевых торфов, занимающих
большую площадь на Полистово-Ловатском массиве, относится к литори-
новому времени (к HI2: Нейштадт, 1957).
Можно также отметить относительное разнообразие видов залежи,
вытекающее из того, что в этом массиве сочетаются виды, свойственные
торфяникам средней торфяно-болотной и северо-западной болотно-тор-
фяной областей, и, кроме того, торфяники озерного происхождения
сочетаются с возникшими на минеральных грунтах. Эти виды залежи
следующие (рис. 4, 5, 6).
I. Низинные виды залежи. Занимают небольшое место
на Полистово-Ловатском массиве; встречаются они преимущественно
по берегам рек. Сложены они в большей своей части низинными видами
торфа.
1. Низинный лесной.
2. Осоково-лесной.
3. Осоковый.
П. Переходные виды залежи. Встречаются более часто,
но представлены только двумя широко распространенными видами.
4. Осоковый переходный.
5. Шейхцериевый переходный.
III. Верховые виды залежи. Наиболее распространены
и разнообразны.
6. Магелланикум (варианты 1 и 2).
7. Магелланикум-лесной.
8. Магелланикум-фускум.
9. Магелланикум-шейхцериевый
10. Комплексно-фускум-шейхцериевый.
И. Фускум.
60
12. Куспидата.
13. Верховой лесной.
1. Низинный лесной вид залежи (рис. 4, ,4). Имеет
малое распространение, встречается большей частью около рек. Залежи
обычно неглубоки, лишь немногим превышают 1 м мощности. Из низинных
они впоследствии быстро превращаются в верховые. Примером может
служить лесная залежь у дер. Борок: над черноольховым торфом залегает
м м м
Рис. 4. Виды залежи.
А — лесной; Б — шейхцериевый переходный; В — варианты магелланикум
залежи; Г — магелланикум-лесной. Справа — кривые степени разложения торфа.
Слева — глубина залежи (в м). Цифры, обведенные кружками, — средняя степень
разложения торфа. Остальные условные обозначения см. на рис. 1.
сосново-пушицевый — сначала низинный, затем переходный и над ним
верховой. Этот последний покрыт тонким слоем магелланикум-торфа.
Общая мощность залежи — 1 м; средняя степень разложения 63%.
Торф залегает на сапропеле (глинистом или песчаном) 70 см мощностью,
отложившемся во время фазы островных лесов. Начало образования
торфа относится к самому началу фазы о л ьхово-широко лиственных лесов.
Увлажнение долго было недостаточным для интенсивного торфообразо-
вания, которое началось лишь при его увеличении. Здесь еще раз видно,
что мощность эалежи не может служить показателем ее возраста.
2. Осоково-лесной вид залежи. Залежь образована
торфом того же названия; средняя степень разложения 25—30%. Мощ-
61
ность обычно меньше 2 м. Распространен в средней части массива по
его окраинам. Эти участки заняты осоково-лесными фитоценозами. Часто
залежь сверху прикрыта зарождающимся слоем осоково-шейхцериевого
торфа.
3. Осоковый вид залежи. Это единственный вид низинной
топяной залежи, который встречается на Полистово-Ловатском массиве
(да и то нечасто). Он играет довольно значительную роль в Цевлинской
ложбине, по которой течет р. Цевля. Здесь лазиокарпа-омскиана-торф
занимает всю заливающуюся часть долины; под ним лежит ольховый, реже
березовый торф, а еще ниже — сапропель около 1 м мощности,
отложившийся еще тогда, когда вода медленно текла в ложбине.
Близкий вариант залежи встречен на восточном берегу р. Страдницы,
но омскиана-осоковый торф здесь покоится прямо на минеральном грунте.
Пойменный вариант осокового вида залежи встречается в ложбине у
выхода р. Полисти из Полистовского озера; он отличается высокой
зольностью. Наконец, осоковый вид залежи с лазиокарпа-инфлата-торфом
встречается около островов, например около о. Арелии (визира 29) и на
западе от него. Поверхность здесь покрыта переходными видами сфагнов.
Мощность торфа до 1 м.
4. Осоковый переходный вид залежи. Встречается
в северной части массива (визиры 27 и 28) в условиях повышенного
проточного увлажнения; он составляет всю залежь у Глухой речки (визира
27) и в ложбине, в которой течет р. Порусья. Растительный покров —
мелкий осочник из осоки топяной и осоки плетевидной (Carex chordorrhyza)*
Торф осоковый, очень влажный; степень разложения 20%. Зольность
до глубины 1 м менее 3%; очевидно, уже после образования торфа зола
была вымыта. Только в нижней части залежи торф крупноосоковый и
зольность возрастает до обычной величины.
Торф оказывается еще более выщелоченным у Глухой речки (визира
27, пикет 14/5). Здесь зольность до глубины 4 м не превышает 2.6% (хотя
торф чисто осоковый), а до 1 м глубины — даже 1.5% и возрастает
только с глубины 4.5 м, хотя с 2.5 м торф уже крупноосоковый (лазиокарпа-
инфлата-торф).
5. Шейхцериевый переходный вид залежи
(рис. 4, Б). Так же широко распространен на Полистово-Ловатском
массиве, как и сфагново-переходные топи, под которыми он залегает. Залежь
отличается малой глубиной (не более 2—3 м) и наличием более или менее
мощного пласта шейхцериевого переходного торфа, покрывающего
низинные торфа — осоково-лесной или лесной.
6. Магелланикум вид залежи (рис. 4, В). Играет
большую роль в верховых участках. Строение его следующее. Под
поверхностным слоем фускум-торфа до 1 м мощности залегает магелланикум-
торф, сначала малой степени разложения E—15%), ниже средне
разложившийся C0—35%). Относительная мощность этих двух слоев
изменчива. Ниже залегает прослойка в 25—50 см мощностью сосново-
пушицевого торфа со степенью разложения 55—60%, которая составляет
переход от низинной фации к верховой. Под этой прослойкой находятся
осоковые торфа, а в южной части массива — часто низинные лесные,
лежащие на сапропеле. Для этого вида характерно постепенное возрастание
увлажнения за период формирования залежи (начиная от сосново-пу-
шицевого торфа). Он развивается в условиях умеренного дренажа,
например у дренируемых берегов озер, или на плоских вершинах, или же
в грядово-мочажинном комплексе. Поверхность болота обычно занята
комплексом с сосной формы Litwinowii. Глубина залежи от 4 до 6.5 м;
средняя степень разложения колеблется от 24.3 до 30.7%, составляя в
среднем 28%. Имеется второй вариант этого вида, близкий к первому, но отли-
62
чающийся тем, что переход от низинных торфов к верховым совершается
через шейхцериевые торфа, а не через сосново-пущицевый. Мощность
залежи колеблется от 0.25 до 2 м, средняя степень разложения равна 24—
25%, в единичных случаях достигает 28%. Верхний горизонт состоит
из неразложившихся магелланикум- и куспидата-торфов.
7. Магелланику м-лесной вид залежи (рис. 4, Г).
Залежь сложена из нижнего слоя сосново-березового или березового
лесного торфа, над которым залегают слой сильно разложившегося E5—
60%) сосново-пушицевого торфа и еще выше сверху магелланикум-^или
2550%
2550%
В
25 50%
м,
1-
2-
3-
4-
5-
п
и
~+v- у( -v>fj
^ч^-ЖК^ч^
ж~+- ж
—*Ж
Ж ~+~ Ж
<-^у ~^
"ФлМИ^
ч^^^
Ж-Н-*
zr^irl
~w III -vj
111 ~v_ 1П
^ III 'vj
~W> III «WvJ
III -~~ч III
<w~ III ^tJ
III "— III
<~s~ III ^~J
III <~~ III
TiTH
44+Ш
N
25 50%
Рис. 5. Виды залежи.
A — магелланикум-шейхцериевый; Б — магелланикум-фускум; В — варианты фускум
залежи. Условные обозначения см. на рис. 1 и 4.
магелланикум-комплексный торф со степенью разложения около 25%,
иногда только 5%. Средняя степень разложения 33—49%. Пнистость
большая. Мощность залежи около 2.5 м. Встречается в краевых частях
небольших верховых болот, входящих в состав массива. Часто залежь
подстилается тонким слоем сапропеля. Для этих участков характерны
ассоциации сосны формы Litwinowii с пушицей и Sph. magellanicum или
Sph. angustifolium.
8. Магелланикум-фускум вид залежи (рис. 5, Б).
Нередко слагает топографически обусловленные вершины. В залежи
чередуются слои магелланикум- и фускум-торфа с торфом из смеси этих же
двух торфообразователей. Основание сложено пушицевым или лесным
торфом бореального возраста. Для этого вида залежи характерна резко
волнистая кривая степени разложения. У Межницкой вершины средняя
степень разложения 27%. Обычно выражен пограничный горизонт.
9. Магелланикум-шейхцериевый вид залежи
(рис. 5, А). Залежь состоит из двух слоев: верхнего, из магелланикум-
63
торфа, слабо разложившегося E—15%), около 2 м мощностью, и нижнего,
из шейхцериевого переходного торфа со степенью разложения 20—25%,
около 1 м мощностью. На границе между ними нередки небольшие линзы
воды. Средняя степень разложения 15—20%. Торф подстилается
сапропелем до 4 м мощности. Залежь этого вида окружает озера южной
группы.
10. Комплексно-фускум-шейхцериевый вид
залежи. Имеет очень большое распространение в центральной и
северной частях Полистово-Ловатского массива на участках с грядово-
мочажинным и озерно-денудационным комплексами. Различия между
отложениями под этими двумя комплексами довольно резки. Под первым
более правильно чередуются
Mt отложения гряд и мочажин,
причем последние бывают
различной мощности; кроме
того, хотя водные прослойки
здесь и могут встречаться,
особенно в озерных полосах,
но все же гораздо реже, чем
в озерно-денудационном
комплексе, где они особенно
многочисленны в нижних
слоях и под мочажинами.
В фускум-торфе последнего
комплекса часто до глубины
3.5 м попадаются остатки
лишайников, нередко
образующих прослойки. Следует
еще отметить более
высокую влажность фускум-торфа
под озерно-денудационным
комплексом (93—94%), чем
под грядово-мочажинным.
Глубина залежи
колеблется между 4 и 8 м. Средняя
степень разложения меньше,
чем у магелланикум видов
залежи — от 24 до 27%.
11. Фускум вид залежи (рис. 5, В). Встречается на Полисто-
во-Ловатском торфяном массиве лишь небольшими участками, как один
из элементов в комплексах торфов, отложенных в грядово-мочажинных
и озерно-денудационных комплексах. Фускум-торф под грядами имеет
3.5 и даже 4 м мощности; состав его гораздо более однороден, чем у
различных мочажинных, т. е. у куспидата-торфов. Встречаются иногда еще
прослойки пушицево-шейхцериевого торфа, образовавшегося прямо над
лесным торфом, там, где особенно обильна была медленно текущая вода.
Средняя степень разложения около 18%.
12. Куспидата вид залежи (рис. 6). Встречается обычно
вертикальными линзами различной высоты. Слой куспидатум-торфа
(из Sph. cuspidatum) обыкновенно не превышает 0.5 м, но под ним балти-
кум-торф с большей или меньшей примесью Sph. angustifolium идет
до глубины 1.45; ниже — магелланикум-комплексный торф с примесью
Sph. balticum и Sph. angustifolium со степенью разложения до 30—40%
вместо обычных 15%. Следовательно, расчленение микрорельефа
подготовлялось задолго до образования настоящей мочажины, которая в этом
случае является вторичной.
2550%
2550%
Рис.
6. Варианты куспидата вида
Условные обозначения см. на рис. 1
залежи,
■л 4.
64
В других случаях куспидата-
торфа доходят вниз до самого шейх-
цериевого торфа, который отложился
благодаря приносу воды водной
жилой.
13. Верховой лесной
вид залежи (рис. 4).
Встречается нечасто, большей частью по
окрайкам болот. Залежь обычно
неглубокая; ее верхняя толща состоит
из сосново-пушицевого торфа, а внизу
залегают низинные или переходные
лесные торфа.
Раздел 2. ОПИСАНИЕ
СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПРОФИЛЕЙ ПОЛИСТОВО-
ЛОВАТСКОГО МАССИВА
кш
hi
■»ий
Южная часть торфяника,
возвышающаяся над западной ложбиной
Полистово-Ловатского массива, имеет
много общих черт с торфяниками
Средней торфяной области (Тюрем-
нов, 1949), прежде всего
преобладание магелланикум вида залежи,
причем толща магелланикум-торфа
обычно прикрыта довольно тонким
ковром фускум-торфа. Глубокие
участки залежи часто приурочены
к наиболее глубокой части ложбины,
в которой после бурного периода
течения ледниковых вод остатки их
задержались довольно долго.
Зарастание ложбины происходило
разными путями.
В самой южной части проходит
профиль 1; здесь сапропель покрыт
гипновым торфом (рис. 7); несколько
севернее профиля слой сапропеля
более мощный и в краевых частях
ложбины его верхняя часть состоит
из гумусового сапропеля, а в
центральной, где течение воды было
интенсивнее, сапропель покрыт
тростниковым торфом. Над ним залегает
средне разложившийся B5—30%)
магелланикум-торф, а еще выше —
торф того же вида, но слабо
разложившийся, переходящий в самой
верхней части в фускум-торф. Самая
высокая часть торфяника находится
на западе, где расположена
вершина, поросшая сосной, а к востоку
поверхность понижается, и в нижней
ее части появляются мочажины.
Низинная часть залежи, мощностью
Hi щ
^ ^ ^
F5 ^ ^
й i I
*§
5 И. Д. Богдановская-Гиенэф
1 м, везде отделяется от верховой слоем сосново-пушицевого торфа,
который становится все тоньше к западу.
Профиль 5 * (рис. 8), длиной 8.5 км, также пересекает в своей
восточной части западную ложбину, в которой у дна залегает слой сапропеля
в 1 м толщины; над ним лежат тростниковые и осоково-тростниковые торфа,
а еще выше — ольхово-березовый торф. Вода дольше удерживалась в
западной части ложбины, где отложился гумусовый сапропель, а над ним —
м
99 г
98 \-
97
96
95
9Ь
93
92
91
90
Переходный PLnus f. Lltwcnowd- Eriophorum - Sph. magellanlcum + Eriophorum-
окраинный Sph. .angustlfolium Rhynchospora -
комплекс Sph. cuspldata
Визира 13
0/5
0
1/5
2/0
Pinus - Eriophorum - Sph. magellanlcum -
Sph. angustlfolium
Plnus - Eriophorum - Sph. Переходная
magellanlcum + Sph. angusii- топь
folium
Истоки
p. Страдниць/
Глухая речка
2/5
3/0
3/5
4/0
Рис. 10. Стратиграфический профиль № 13.
Условные обозначения см. на рис. 1.
тростниковый торф. Эти отложения покрылись средне разложившимся
магелланикум-торфом, а затем слабо разложившимся; еще позже появился
Sph. fuscum. Общая мощность залежи 4 м. Ложбина ограничивается
1 Большинство визир, по которым проводилось бурение, имело направление с
запада на восток. Оканчивались они на некотором расстоянии B60—4000 м) за
вершиной болота. Только три визиры были сквозные через весь торфяник. Кроме того,
одна визира была проведена между островами, две были висячие с обеих сторон.
В случаях, когда направление не указано, описание профилей ведется с запада на
восток. Часть материала, к сожалению, была утрачена, поэтому здесь описываются
не все профили подряд. Номера профилей совпадают с номерами визир. Термины —
профиль, ход, поперечник — означают одно и то же.
68
у пикета 7/2 повышением дна, над которым развивался сначала шейхце-
риевый торф, а позже сфагновый. Дно следующего далее на запад
понижения некогда было покрыто березовым лесом, который позже был
вытеснен сосновым лесом с пушицей. Средне разложившийся магелланикум-
торф сменился здесь, как обычно, комплексом грядовых и мочажинных
торфов. На поверхности развит мочажинный комплекс. Еще дальше к за-
Enophorum - Sph. mageUanicum + Sph. cuspidata Шейхцериевал топь
Sph. angustifolium
4/5 5/0 5/5 6/0 6/5
Бугристо-мочажинный Вершинный
Грядово-мочажинный комплекс комплекс комплекс
7/0 7/5 8/0 8/s
В
Рис. 10 (продолжение)•
паду залежь становится мельче; здесь находятся осоково-березовый торф
2.5 м глубины и соответствующая растительность.
Профиль 9 (рис. 9) проходит через краевую часть Плавницкого
верхового болота: сначала через небольшой верховой лесной участок с сосново-
пушицевой залежью, затем через переходный участок, после которого
начинается верховое болото. Здесь некогда была шейхцериевая топь,
сменившаяся грядово-мочажинной топью со Sph. mageUanicum на грядах.
У оз. Глухого глубина залежи более 5 м. Увеличению глубины торфа
соответствует уменьшение выпуклости поверхности, которая плоска и
занята комплексом Sphagneta fusci + Sphagneta cuspidata. Под тонким
слоем комплексного торфа здесь залегает магелланикум-торф, сначала
неразложившийся, затем средне разложившийся, а ниже — слой в 0.7 м
69
сосново-пушицевого торфа, который тянется почти на 3 км. Отложивший
его лес вырос на тонком слое Sph. fuscum, наступавшем на шейхцериевую
переходную топь, в свою очередь сменившую гипновые мхи, которые
покрыли сапропель мощностью около 1 м. Озеро заходило на запад на 3 км
дальше, чем в настоящее время.
Профиль 13 (рис. 10) имеет около 8 км длины; он пересекает сначала
на протяжении 6 км мелкозалежную часть массива, вначале сосновую
(краевую) часть Плавницкого верхового болота, где магелланикум-торф
залегает над сосново-лесным, а после Глухой речки — шейхцериевую
переходную топь с залежью от 1 до 2 м глубины. Поверхность шейхцерие-
вого торфа затем на значительном пространстве покрыта Sph. magel-
lanicum и Sph. angustifolium с пушицей. Вскоре после минерального
острова, почти не выступающего над поверхностью болота, начинается
продолжение западной ложбины; залежь здесь достигает 6 м глубины.
В наиболее глубокой ее части свита илов @.8 м) состоит из песчаного
тонкодетритового сапропеля, выше переходящего в гумусовый; покрыты
они тонкой прослойкой обтузум-торфа. Позднее здесь развился черно-
ольховый лес, отложивший в свою очередь прослойку торфа около 0.7 м
мощности. Над ним — комплексно-фускум-шейхцериевый торф. На
поверхности развит мочажинный комплекс [Sphagneta fusci + Sphagneta
cuspidata (coll.)]. Самая большая выпуклость не соответствует
наибольшей глубине, но находится ближе к восточному берегу. Здесь обнаружена
магелланикум-лесная залежь, в верхней части которой залегает фускум-
магелланикум-торф — отложение вершинного комплекса. Западный склон
вершины очень пологий, занят грядово-мочажинным комплексом
биогеоценозов; комплексный торф подстилается шейхцериевым переходным,
покрывающим придонный березовый торф.
Профиль 14 (рис. 11) имеет почти 10 км длины и проходит тоже через
западную ложбину. Глубина понижения дна в местах, где имеются озерные
отложения, 1 м. Ложбина разделена минеральным повышением на две
части. В западной имеются топяные отложения до 0.4 м глубины,
прикрытые тростниково-лесным и ольховым торфом, перешедшими позже
в сосново-лесной. После краткого существования шейхцериевой верховой
топи развилось сфагновое болото, в отложениях которого магелланикум-
торф играет главную роль. Над минеральным повышением расположена
сфагновая топь, в которой грядовые сфагны чередуются с мочажинными;
там же имеются 3 озерка немного меньше 2 м глубины. Эти озерки
образовались из вод, притекающих с восточного верхового болота, а также из
вод, застаивающихся на поверхности. Вершина восточной части болота
на 5.25 м превышает небольшое повышение дна (пикет 8/1); над тонким
слоем сосново-пушицевого торфа здесь отложился шейхцериевый верховой
A.7 м), покрывшийся впоследствии сфагновым неразложившимся торфом
мощностью 2.25 м; над дном залегает низинный фускум-торф, который
часто встречается в районе северных озер.
В самой глубокой части восточного углубления дна залегает грубо-
детритовый песчаный, тонкодетритовый и гумусовый сапропель; над
сапропелем после тонкого слоя остатков тростника отложились шейхцериевый
переходный и сосново-пушицевый торфа и комплекс фускум- и куспидата-
торфов. Глубина залежи 6 м, но уровень поверхности на 1 м ниже, чем
у вершины.
Профиль 20 (рис. 12) интересен тем, что проходит через самую высокую
точку Полистово-Ловатского массива A00.6 м). Вершина имеет 400 м
ширины и около 500 м длины. Она топографически обусловлена и превышает
по отметке на 2.5 м западную окраину. Под вершиной расположено
суглинистое повышение дна около 1 м высотой, которое служит ей цоколем;
некогда оно было покрыто сосново-березовым лесом и окружено осоковыми
70
Э5
^
S
^
•^
ю\
I
7\Щ
1ЦА=Ш
St=T$
«Ж*
t
А
Ц
К
>е<
о
Рч
И
>н
н
и
о
а
>е<
сб
Рч
Рч
а
'рат
""
о
а
сС
Е
а
о
«
Я
F
зна
о
ю
о
а>
о
Aч
топями и низинными лесами. Для профиля характерно присутствие
нескольких пушицевых прослоек с сосновыми пнями. Верхняя находится
на глубине 1.5—1.75; выше и между ней и второй прослойкой залегает
смесь из фускум- и магелланикум-торфов и из торфа, образованного
смесью этих двух торфообразователей; степень разложения торфа до 20%.
Визира 20
5/5 5/7
6/1
5/4
6/7 6/9 7/1 7/2
7/5
7/8
8/2 8А
9/1
9/5
Рис. 12. Стратиграфический профиль № 20.
Слева указаны условные высоты от самой низкой точки дна (в м). Условные обозначения см. на рис. 1.
На глубине около 4 м проходит третья прослойка, залегающая на 0.25—
1.5 м ниже второй; ниже ее торф или лесной, или магелланикум, хорошо
разложившийся.
Вершина окаймлена Ратчинской озерной полосой, которая затем
опускается вниз по склону болота. Дно на восточном склоне покрыто древним
видом торфа, а именно лазиокарпа-субсекундум-торфом, над которым
развился мощный слой сосново-пушицевого. Выше проходит водная жила.
Интересно, что ее присутствие влияет на строение залежи. В области
дренирующего влияния водной жилы особенно мощным становится слой
72
1
и
Qi
S-
C^
Wr
/
00
пушицевого и сосново-пушицевого торфов, на образование которых
благоприятно влияет отток воды, хотя бы даже и медленный. На западном
склоне озерная полоса проходит у пикетов 6/4—6/5, но она не нашла
отражения на рисунке, так как в данном месте визира проходит между
озерками.
Следующий профиль 21 (рис. 13) начинается у Ратчинского бугра,
проходит через Межницкое озеро и оканчивается у минерального островка,
к востоку от него.
Залежь между западным минеральным островком и Ратчинской озерной
полосой (включительно) комплексно-фускум-шейхцериевая. Озерки здесь
имеют до 4 м глубины; нижние части их расширяются, углубляясь в шейх-
цериевый торф. Дальше на восток идет грядово-мочажинный комплекс
биогеоценозов. Начиная от озерной полосы верхняя, слабо разложившаяся
часть залежи до глубины 2 м состоит из фускум- и магелланикум-торфов
в комплексе с куспидата-торфами. Залегающая ниже средне
разложившаяся толща магелланикум-торфа перерезывается тонкими прослойками
пушицевого торфа и имеет свыше 1 м толщины. Вершина торфяника
здесь плоская в связи с значительной глубиной ложа и большой мощностью
торфа F—7 м). Ближе ко второй озерной полосе мощность этого слоя
совместно с сосново-пушицевым торфом достигает даже 2 м, а нижняя толща
низинных торфов состоит из осокового, скорпидиум- (у пикета 10/5)
и субсекундум-торфов общей мощностью около 1 м. Ближе к озеру снова
встречается фускум-низинный торф, общая мощность которого достигает
3 м. Только над выпуклиной дна (пикет 9/5) топяные торфа сменяются
березовыми. У самого Межницкого озера развита магелланикум-залежь.
Наименьшая глубина приурочена к пикетам 10/5—12/7, где сейчас
с востока расположено озеро, а раньше был проточный водоем, на месте
западной части которого в настоящее время залегают озерные отложения,
так как он зарастал с западной, пологой, стороны, а водный поток, по-
видимому, дольше сохранился с восточной, у минерального берега,
достигавшего около 1 м высоты, где теперь расположено оз. Межницкое.
Мощность сапропеля (песчаного, тонкодетритового и гумусового) в озере
достигает около 4 м. Глубина воды над сапропелем 1.5 м у западного
берега озера и 2 м у восточного.
На востоке от озера магелланикум-торф подстилается низинным
лесным до 1.5 м мощностью.
Профиль 22 (рис. 14), длиной около 1 км, доходит до Кокоревского
озера, которое пересекает и продолжается на восток от него еще на 200 м.
Залежь здесь очень близка и по форме и по строению к профилю 21.
Глубина ее также 7 м. Поверхность болота плоская, так же как и дно. Дно
здесь суглинистое и песчаное, ровность его объясняется влиянием вод,
протекавших здесь по поверхности в период таяния ледника и оставивших,
когда их движение почти прекратилось, глинистый сапропель.
Профиль пересекает в двух местах Ратчинскую озерную полосу, и
ясно видно ее влияние на строение залежи, которая состоит из фускум-
или фускум-комплексного торфа. Эти виды торфа составляют залежь на
значительно большую глубину (до 3.5 м), чем в других частях торфяника.
В нижних пластах иногда встречаются водные жилы (пикет 7/5). Между
ответвлениями озерной полосы залежь относится к магелланикум-типу;
у поверхности она состоит из фускум-торфа, но к Sph. fuscum уже
примешивается Sph. magellanicum. На глубине 1.5 м и ниже начинается
магелланикум-торф средней степени разложения, идущий до 3 м глубины. Этот
слой слабо пнистый. Залегает он на пушицевом торфе, прикрывающем
сильно пнистый сосново-пушицевый пласт, под которым лежит осоковый.
Вдоль берега озера полосой в 400 м располагается магелланикум-вид
залежи с довольно мощной свитой шейхцериевых торфов. Ниже и здесь,
74
как и под сосново-пушицевым торфом, залегает осоковый торф. Его пласт,
толщиной 2.5 м, перерезается прослойкой фускум-низинного торфа.
Сходное строение имеет и залежь к востоку от оз. Кокоревского, но здесь
отсутствует фускум-низинная прослойка.
Между западной ветвью Ратчинской озерной полосы и озером
поверхность торфяника покрыта формацией Sphagneta fusci без мочажин, что
объясняется дренирующим влиянием канавы, озерных полос и озера.
На профиле 23 (рис. 15), длиной около 6 км, поверхность торфяника
еще более плоска, чем на профиле 22, и только на протяжении последних
1200 м, перед Русским озером, она наклонена к последнему (уклон 0.1250).
Окраинный комплекс — шейхцериевая переходная топь — у западной
окраины торфяника занимает только 200 м. После этого поверхность
торфяника быстро повышается; через 500 м она уже выше окраины на 1 м.
Болото действительно заслуживает здесь название плосковершинного.
IV!
Рис. 14. Стратиграфический профиль № 22.
Условные обозначения см. на рис. 1.
Уклон его к северу ясен, но не находит выражения на профиле, поскольку
последний проходит с запада на восток. Минеральное дно также отличается
значительной сглаженностью и опускается лишь непосредственно перед
Русским озером. Поэтому глубина залеяш остается почти одинаковой
на всем профиле — около 7 м. Строение залежи тоже довольно
однообразно. На протяжении 1.5 км в западной части это комплексно-фускум-
шейхцериевая залежь, до глубины 4—4.5 м довольно густо пронизанная
водными жилами. Сверху развивается озерно-денудационный комплекс.
Низинная толща около 2 м мощности, образована главным образом скор-
пидиум- и сфагновым низинным торфами. Небольшое повышение дна
(пикет 10/0) способствует образованию пушицевой прослойки и появлению
у дна сосново-пушицевого торфа. Дальше к востоку отложения озерно-
денудационного комплекса сменяются комплексом фускум-куспидата
торфов, но лежащий ниже сосново-пушицевый торф замещается низинным
березовым, над которым залегает шейхцериевый переходный.
Ложбина западнее Русского озера заполнена низинными отложениями
(над глинистым сапропелем — скорпидиум- и осоковый торфа) до 3.5 м
мощности. В центральной части Русского озера озерные отложения доходят
до самого минерального дна, что говорит о первичном характере водных
отложений. В краевых частях дно покрыто осоково-субсекундум-торфом
около 1.5 м толщины; лишь в середине залегает до дна грубодетритовый
сапропель — отложение медленно текущей воды. Над ним — 3-метровая
толща гумусового сапропеля, между тем как над осоково-субсекундум-
торфом его мощность только 2 м. Таким образом, как сами отложения,
так и их залегание показывают, что условия здесь были другими, чем
75
L A
5 ч
" о
об Л
ftB .
н со
О см
^ 3
о
. ф
О F
н в
Дн>е<
W
к
чен
со .
о о
ю а
О ft
ей
2
Я 2
Й о
о
§
>=
СМ
в остальной части территории. Здесь, по-видимому, в топи проходил
водный поток, идущий с юга.
Профиль 24 (рис. 16) имеет 24 км длины и пересекает с запада на восток
весь торфяной массив, в том числе и Русское озеро. Он начинается
у оз. Полисто и проходит через северную часть Полистовского болота,
залежь которого относится к магелланикум виду. Под магелланикум-
торфом лежит слой сосново-пушицевого, подстилающийся осоково-тро-
стниковым; последний непосредственно залегает на сапропеле мощностью
более 1 м. К востоку от минерального острова длиной в 1 км начинается
сфагново-переходная топь, необычайно ровная. Торф здесь в основном
осоково-сфагновый, глубина залежи около 2 м; в торфе встречается
примесь шейхцерии. Так продолжается до пикета 7/0, где глубина внезапно
увеличивается до 6 м, а затем и до 7 м, и на поверхности появляется озерно-
денудационный комплекс биогеоценозов. Залежь комплексно-фускум-шейх-
цериевая, пронизанная многочисленными водными жилами. За 1760 м
до Русского озера этот комплекс сменяется грядово-мочажинным и
количество водных жил уменьшается, вновь возрастая лишь за 400 м до озера.
Последнее начинается у пикета 11/5; глубина воды в нем 3.5 м, слой
гумусового сапропеля 2 м, погребенного под ним торфа — около 1 м, а
прослойка тонкодетритового сапропеля у дна 2 см. Торф состоит из Scorpidium,
а у восточного берега — из Drepanocladus. Восточнее озера начинается
грядово-мочажинный комплекс с залежью, сложенной комплексом фу-
скум- и куспидата-торфов более 2 м мощностью на осоково-шейхцериевом
торфе; внизу залегает тростниково-лесной торф. Общая мощность залежи
4.2 м. Далее, на восток, продолжается верховое болото; мощность залежи
здесь 4—5 м. После небольшого острова начинается переходная топь
с глубиной торфа около 2 м, которая простирается к востоку на 2 км.
На расстоянии 1.5 км к северу проходит профиль 25 длиной около
16 км (рис. 17). Начинается он также у р. Полисть, в пойме которой торф
имеет повышенную зольность. После небольшой минеральной гряды
начинается центральная часть Полистовского болота. Разрез показывает здесь
следующее чередование торфов сверху вниз: магелланикум-торф
прикрывает шейхцериевый, ниже лежит опять прослойка слабо разложившегося
магелланикум-торфа, далее — сосново-пушицевый и низинный лесной
(березовый). У дна имеется тонкодетритовый и глинистый сапропель —
отложения бывшего залива Полистовского озера. Профиль тянется через
Полистовское болото на протяжении 4 км. По окончании этого болота
начинается переходная сфагновая топь. Глубина залежи здесь 2 м, в ней
встречаются изредка маленькие линзы торфа с пушицей, Sph. magel-
lanicum и Sph. angustifolium, с частыми пнями. У пикета 7/5 начинается
переход залежи в верховую, заканчивающийся у пикета 8/5. На
поверхности начинается озерно-денудационный комплекс, развитый в ложбине;
здесь, у пикета 10/5, находится самая глубокозалежная часть массива —
8.25 м. Поверхность, как и везде, равнинная; строение поверхности и
залежи обычное. У пикета 11/0 этот комплекс сменяется
грядово-мочажинным. Строение залежи остается тем же, с той разницей, что сеть водных
жил исчезает. За 500 м до р. Порусьи снова появляется
озерно-денудационный комплекс, распространенный вместе с соответствующей залежью
и на другой стороне реки. Глубина реки 5 м. Под ее дном залегает
сапропель, ниже — осадочный шейхцериевый торф, а еще ниже — полуметровая
толща осадочных отложений с шейхцерией. Нижняя граница водных жил
проходит на глубине 5 м.
Реку Порусью нельзя проследить к северу от профиля 25, так как она
разбивается на водные жилы, направляющиеся на северо-запад. Только
на ближайшем расстоянии можно видеть ряд мелких окнищ, около 50 см
в поперечнике, которые выделяются на сером фоне лишайников пышными
77
ч. ^
3 ^ Q
тииЪтЪ
щшЫЬ
§ I i
СО ?3 ^
i ^^
«о S «Я
^3 ^ ^
<^1И
I
сз
сз
сз
*С5
Ci
<^
^
счГ
о
Рч
и
5В
в
и
о
с
ГС
нн
§
о
к
>е< я
|Vi>;
«NO
рц
л-
I \s
l-h
^
^
I
^3
s5
S-
\- >.'
i '
m »
[Mi
PETS
I tin o.\
I • •>,
«J
SM
2i =
I
H
I
I
^
^
4
1
^
^
^
\шшп
щи
wm
:'№-
i ,0
Д:
<ж=
*Ш
я
i i
1
2Ж
1 •_•_!•
•zzzzzn
ЧШШШ:
• • --re
' • « . .-ft
<\ltlMW
IP
-^
!
о
H
§ g'g^S
Sb
11
^-
"*i. & s» ?
CO i 5^
^
ci'U
И!=!
If;
ШИН/О o%
*5 S
111
5 ^ §
•Ittttb QX
<).(((№ o^
Wfflfczl
( . * о
[ШШ
,\тш
\ШШо
^
\iV\t
§ *
П.
S
1
<§
5:
С*,
I
1
^
^
i^
I
Ci
a:
с
s
зелеными клумбами веха (Cicuta virosa). Затем следы реки совершенна
теряются.
Профиль 26 имеет 10 км длины и также доходит до р. Порусьи (рис. 18).
Вначале он идет через березовое редколесье со сплошным покровом из
Sph. apiculatum и средней глубиной торфа до 1 м. При увеличении
глубины торфа и степени увлажнения береза выпадает, но нижние ярусы
растительного покрова остаются без изменения. У дна наблюдается везде
прослойка осоково-лесного торфа, над которым залегает сфагновый
переходный. Эта залежь сменяется шейхцериевой переходной от 2 до 3 м
глубины; сначала в растительном покрове появляются гряды из Sph. magel-
lanicum, но они довольно скоро исчезают. Шейхцериевая топь переходит
местами в пушицевую, но залежь остается шейхцериевой переходной.
Мощность нижнего слоя осоково-березового торфа сначала увеличивается,
потом он исчезает и сменяется осоковым. У пикета 6/0 глубина залежи
возрастает до 7 м; залежь становится комплексно-фускум-шейхцериевой,
а на поверхности одновременно появляется типичный озерно-денудацион-
ный ландшафт с многочисленными озерками, часть которых является
окнищами исчезнувшей р. Порусьи. Водные жилы встречаются очень
часто. Далее начинается широкая ложбина, около 2.5 км в поперечнике.
Глубина торфа здесь доходит до 8 м и более; залежь относится к тому же
типу. У пикета 9/3 ландшафт приобретает грядово-мочажинный облик
и соответственно меняется залежь, глубина которой уже не превышает 5 м.
Поверхность на всем протяжении профиля остается плоской вследствие
большой мощности залежи в центральной ложбине.
У пикета 9/5 профиль пересекает р. Порусыо, которая после своей
резургенции, согласно уклону торфяника в данном месте, быстро
расширяясь за счет вод с правого берега, течет до конца верховой части болота.
Там ширина ее сильно увеличивается, и река круто поворачивает на север
ж дальше течет на границе глубокого верхового болота с мелкозалежной
топью параллельно направлению профиля.
В 1.5 км к северу от профиля 26 проходит профиль 27 длиной около
8 км (рис. 19), который пересекает Погорельское болото, расположенное,
как и одиночное озеро того же названия, во впадине, ниже возвышенности,
на которой стоит дер. Слабово. В своей западной облесенной части
торфяник имеет очень скудное водное питание. Сосново-пушицевый торф,
мощностью 1.5 м, горелый в нижней части, залегает над осоково-терес-торфом
0.5 м мощностью, который подстилается глинистым сапропелем. Этот
сосново-пушицевый торф обнаруживается и далее к востоку на протяжении
около 4 км; он прикрывает разные низинные торфа — скорпидиум,
ивовый, березовый, омскиана-осоковый. Над сосново-пушицевым залегает
магелланикум-торф от 1.5 до 2 м мощности, лишь в нижних 0.25 м
достигающий средней степени разложения; еще выше него — тонкий слой фу-
скум-торфа с небольшими линзами балтикум-торфа.
Самая большая выпуклость приурочена к склону центральной
впадины дна; над последней поверхность понижается, хотя общая мощность
залежи увеличивается F.15 м вместо 5.25 м). Озерных отложений по
профилю не встретилось, но, вероятно, они имеются несколько севернее,
ближе к озеру. На восточном склоне грядово-мочажинный комплекс
быстро сменяется озерно-денудационным, который тянется на 1.5 км
к востоку. Здесь такая же залежь, как и в южной части торфяника, —
комплексная фускум-куспидата-шейхцериевая, общей мощностью до 5 м,
с лесным торфом внизу, но здесь низинным (тростниково-лесным). Так же
много водных жил и вторичных озерков. Глубина верховой толщи залежи
постепенно уменьшается до глухой речки (пикет 14/5), протекающей среди
мелкоосоково-сфагновой топи с осоково-переходной залежью 5 м глубиной.
Полоса этой залежи, окаймляющая речку, суживается вверх по течению
.84
^
^
I ^ °вр
5s
• !*»
>&
Он
G
>8<
CJ
о
К
Он
до 3.00 м. Восточнее речки
фускум-куспидата толща,
мощностью 2.5 м, подстилается
шейхцериевым переходным
торфом, под которым лежат
лесные торфа. Подобного типа
залежь продолжается на
расстояние 1.2 км от глухой речки
до р. Порусьи, протекающей
в ложбине, врезанной в грунт
на 2 м. Глубина реки 5 м,
залежи — 6 м. При
приближении к Порусье мощность
лесных торфов уменьшается до
1 м, зато увеличивается до 2.5 м
мощность шейхцериевого
переходного торфа. Верховая толща
состоит из магелланикум-торфа
мощностью 2 м. На поверхности
развиваются пушица, Sph. ma-
gellanicum, Sph. angustifolium.
Самый северный профиль,
28-й (рис. 20), длиной около
8 км, пересекает северную,
несколько суженную часть
массива. Он захватывает западную
часть Погорельского болота и
крайнюю западную часть Рдей-
ского болота.
Вначале профиль идет
через Погорельское болото.
Залежь здесь сначала лесная,
а затем шейхцериевая
переходная; изменение растительности
носит соответствующий
характер. На повышении,
отделяющем эту часть от центральной
ложбины с рекой Порусьей,
течет Глухая речка,
распавшаяся здесь на два узких
рукава до 1.2 м глубины, вдоль
которых растут высокие и
густые кусты карликовой
березки A.25 м высоты), в других
местах на торфянике имеющие
меньшие размеры. Р. Порусья,
достигающая 2 м ширины и
около 2 м глубины, течет среди
осоковой переходной залежи;
торф подстилается слоем
гумусового сапропеля в 1 м
толщиной в западной части и только
0.5 м в восточной. Сапропель
покрыт тонким слоем хвощового
или обтузум-торфа. Общая
мощность залежи 4—5 м. Восточный
86
ffv
in
k
4it
t
i £E
Up*
4
5^
ifnte
u
f
: 1 ЛТМГ
; r)• •®
,s*7T
V). m • e
14
ЧШМё.х
1*1
.Hi
i ^
§ £
^ S?
^
f-
CQ
S к
о
н я
эй S
11
f I
Л о
F* Ю
Н о
8 §
о
Ч
2 £
О.
берег реки сложен
тростниковым илом, над
которым залегает особенно
мощный слой обтузум-
торфа. Дальше идет
переходная сфагновая топь, на
этом профиле
отличающаяся отсутствием
минеральных островов, что
зависит от значительной
мощности отложений и
характера дна, а также
многочисленностью
глухих речек, текущих с юга
на север. Залежь в
восточной части топи шейхце-
риевая переходная, с тро-
стниково-лесным и
другими #лесными низинными
торфами в нижней части.
Глубина ее до 3 м. Около
пикета 1 /5 начинается
прикрывающий: слой
сфагнового верхового торфа
Рдейского болота,
который достигает дальше
2.5 м толщины. Сначала
идет западина,
отделяющаяся от главной
ложбины небольшим валом.
В этой менее глубокой
западине, по которой не
текла вода, •* развилась
обычная залежь из
низинного лесного торфа,
восточнее переходящего в со-
сново-пушицевый, а
выше—в магелланикум-торф
со степенью разложения
в 30—35% и, наконец,
в слабо разложившийся
(до 15%) магелланикум-
комплексный торф с
линзами мочажинного. Далее,
под верховой толщей
залежи, тоже имеется толща
низинных отложений 3.5 м
мощностью, состоящая из
гипнового и терес-торфов,
со слоем тонкодетритового
сапропеля внизу, под
которым местами залегает
песчаный сапропель.
Возвышающаяся здесь на
0.4 м плоская вершина
почти вся состоит также
87
из магелланикум-торфа; поверхностные мочажины появляются только
на склоне. У берега одиночного глухого озера мощность верховой
толщи сокращается до 1.75 м вследствие развития под влиянием озерной
воды шейхцериевого переходного торфа. Обратно тому, что мы обычно
видим, этот последний подстилается шейхцериевым верховым торфом,
под которым залегает утончающаяся по направлению к озеру прослойка
пушицево-соснового. Под ней — тонкий слой пушицево-шейхцериевого
торфа, а еще ниже — снова шейхцериевого переходного. Мощность всей
толщи торфов 4.5 м. Под ними — обычная свита илов (снизу вверх):
глинистый, тонкодетритовый
и гумусовый сапропель, всего
1 м толщины, над водной
глиной. Переход в торф
совершается через прослойку
тростникового ила.
Профиль 29 (рис. 21)
проходит значительно южнее
о. Межник и ближе к о. Дом-
ша; длина его всего 300 м.
Местность здесь наиболее
труднопроходимая на всем
массиве, потому что узкие
валы из фускум-торфа
чередуются с длинными и узкими
озерками до 2 м глубиной.
Сапропель, покрывающий дно
слоем почти в 2 м, является
отложением того протока,
который когда-то соединял
Южное озеро с Русским
бассейном. Сапропель внизу
тонкодетритовый A.25 м),
резко переходящий выше
в гумусовый. Эта смена
совершилась в литориновое
время, о чем можно судить
по остаткам водяного ореха.
Зарастание водоема началось раньше, о чем свидетельствует двухметровый
язык торфа, отходящий от западного берега почти на 2 м.
В восточной и западной частях профиля перекрытие гумусового
сапропеля происходит быстро, лесными торфами (ольховым или березовым
лесным). У пикетов 0/6—0/7 дольше всего сохранялась вода, и здесь
отложился тонкий слой шейхцериевого низинного торфа, перешедшего
потом в шейхцериевый верховой мощностью до 1.5 м. В участках между
озерками залежь состоит из мочажинных торфов или из чередования
грядовых и мочажинных.
Профиль 30 (рис. 22) заложен восточнее, чем профили через северную
группу озер и западную ложбину. Он пересекает оз. Домшинское и
прилегающую часть торфяника с запада на восток. Ширина озера в этом месте
1.2 км. Западный берег озера обрывается круто; высота его над водой
2.6 м. Сложен он из пласта магелланикум-торфа мощностью 2 м,
развивающегося над шейхцериево-переходным торфом; ниже лежит гумусовый
сапропель, на границе с которым местами имеется прослойка воды всего
в несколько сантиметров.
Гумусовый сапропель образует под водой слой в 2 м, а у западного
берега — в 3.3 и в 2.5 м. У восточного берега мощность этого слоя всего 5 см,
21. Стратиграфический профиль №
Условные обозначения см. на рис. 1.
В
29.
89
^ ^
о
со
I S,
>9<
О сб
л и
и .
5Н
Я
И
о
ф
а глубина воды 4.8 м вместо 2 м у западного берега. Песчаное ложе болота
образует у восточной оконечности озера небольшой вал.
У восточного берега структура гораздо сложнее, чем у западного,
что объясняется действием ветров (закон Клинге). Торф на плаву
представляет, особенно весной, когда сплавина слегка подымается над водой,
наиболее удобное место для ходьбы. На шейхцериевом переходном торфе
растут шейхцерия, осока вздутая, росянка английская (Drosera longi-
folia), цветет ятрышник (Orchys incarnata). Вся толща сапропеля в центре
озера достигает 5.5 м. Под гумусовым сапропелем мощностью 2.25 м
залегает с западной стороны тонкодетритовая прослойка в 0.25 м, а затем
толща в 3 м очень плотного глинистого сапропеля, который постепенно
переходит в темную и плотную глину. Границу между ними трудно точно
провести.
Рис. 23. Стратиграфический профиль № 31.
Условные обозначения см. на рис. 1.
Магелланикум-шейхцериевая залежь занимает почти все пространство
по профилю, прерываясь озерами и озерками. Залежь дренируется всеми
этими водоемами и соединяющими их погребенными речками,
протекающими на глубине около 3 м. Благодаря этому дренажу торфяник большей
частью покрыт соснами формы Litwinowii высотой около 3 м; растут
кустарнички и пушица.
Профиль 31 (рис. 23) проведен восточнее р. Хлавицы, между рекой
и о. Арелия. Он пересекает ложбину, параллельную реке, и интересен
тем, что показывает начальную стадию образования верхового болота
и его намечающуюся вершину. Водные отложения — глинистый и тонко-
детритовый сапропель, а выше — довольно мощный слой гумусового
сапропеля A.25 м). Под ним залегает тростниковый переходный торф,
который покрыт осоковым торфом мощностью около 1 м. Переход в
верховой магелланикум-торф совершается через шейхцериевый переходный и
обтузум-торф.
Из всего изложенного можно сделать следующие выводы.
1. Многовершинность Полистово-Ловатского массива вызывается
не различиями в интенсивности роста сфагнума, как полагает В. В. Куд-
ряшов A928), а зависит от особенностей ложа массива.
2. Особенности формы и минерального состава ложа торфяника
оказывают большое влияние на строение торфяной залежи.
3. Полистово-Ловатский массив по своему географическому
положению принадлежит Северо-Западной торфяно-болотной области,
промежуточной между Прибалтийской и Средней торфяно-болотными областями
(Тюремнов, 1949). Разные части этого массива ближе к торфяникам той
или другой области. Особенно велик контраст между частью торфяника
91
в южной ложбине и частью в районе северных озер и к северу от них.
Первая из них напоминает болота Средней области по магелланикум
типу залежи, по тонкому слою фускум-торфа, покрывающему магелла-
никум-торф, по обилию сосны и, по-видимому, по отсутствию морошки *.
Почти полностью отсутствует гидрографическая сеть. Эта часть массива
может быть использована для торфодобычи. Часть же Полистово-Ловат-
ского массива на восток от с. Ратчи и дальше на север гораздо ближе
к прибалтийским болотам и по меньшей степени разложения, и по
господству фускум-торфа, и по значительной его мощности, и по
распространению озерно-денудационного комплекса, принадлежащего к группе
регрессивных комплексов, и по многочисленности озерков, и, наконец,
по обилию морошки. Бросается в глаза безлесие болота. Все эти 4epTbit
по-видимому, связаны с обильным питанием бедными грунтовыми
водами, выклинивающимися из песчаного Ратчинского бугра, что вызвало
в свое время возникновение обширной шейхцериевой топи, на которой
позже развилась комплексно-фускум-шейхцериевая залежь.
Эта часть массива неперспективна в отношении торфодобычи.
4. На Полистово-Ловатском торфяном массиве очень часто можно
судить о строении залежи по растительному покрову и другим
ландшафтным признакам. Закономерность такая: чем сложнее растительный покров,
тем надежнее по нему можно судить о строении залежи; наоборот, чем
он проще, тем чаще при сходной растительности возможны разные
стратиграфические участки.
1 Исследование этой части торфяника производилось, когда морошка была уже
побита морозами.
ГЛАВА IV. ГИДРОГРАФИЧЕСКАЯ СИСТЕМА ПОЛИСТОВО-
ЛОВАТСКОГО МАССИВА
Раздел 1. СИСТЕМА СТОКА И ЕЕ ОБЩИЙ ХАРАКТЕР
Каждый торфяник образуется в условиях избытка влаги.
Неудивительно, что в процессе его развития возникает водная система, которая
во многом отличается от гидрографических систем, наблюдающихся на
суходолах.
Все части гидрографической системы торфяника отличаются
присутствием водного тела. В этом отношении топи, включенные Е. А.
Романовой и К. Е. Ивановым в гидрографическую систему, стоят особо, но мы
их не относим сюда, так как в настоящее время не располагаем
достаточными данными об их строении для определения их точного места в
классификации элементов болотной гидрографической системы. Мы считаем,
что эта последняя включает озера и озерки, речки различных типов,
внутризалежные жилы и водные слои и зыбуны (топи, в которых под
растительным покровом и его отмершей частью имеется прослойка воды,
уже давно принято называть зыбунами), словом, все водные образования,
по которым совершается передвижение воды, и все водоприемники в
пределах торфяника. К ней относятся также мочажины и краевая
ложбина.
Вопрос о влиянии болот, в частности сфагновых, на речной сток был,
как известно, предметом оживленной дискуссии в конце прошлого
столетия. Он остался окончательно не решенным и до настоящего времени.
По мнению Е. В. Оппокова A905) и его последователей, сфагновые
болота не питают реки, а отдают влагу в атмосферу. А. Д. Дубах A936),
наоборот, считал, что по крайней мере в Ленинградской области болота
способствуют меженному питанию рек. Достойно удивления, что при столь
длительном споре о значении болот для питания рек сами водотоки,
берущие начало среди торфяников и выводящие из них воду, оставались
вне поля зрения гидрологов и болотоведов. Также игнорировалась
система стока болот, в состав которой входят болотные речки. Правда, на
IV гидрологической конференции Балтийских стран в 1933 г., по
предложению И. Д. Богдановской-Гиенэф, было включено в программу
исследований болот изучение морфологии их системы стока. Однако с тех пор
мало сделано в этом направлении, хотя в послевоенные годы появился
интерес к гидрографической сети торфяников, а в последние годы наши
знания о гидрологии верховых болот значительно обогатились благодаря
трудам К. Е. Иванова и его сотрудников (Иванов, 1956, 1957; Романов,
1961; Романова, 1961, и др.).
93
В статье автора о движении воды в верховых болотах (Богдановская-
Гиенэф, 1948) дана краткая характеристика элементов системы стока
крупных болотных массивов верхового типа.1
Весьма интересны работы Е. А. Галкиной, Г. И. Гилева, К. Е.
Иванова и Е. А. Романовой (Галкина и др., 1947; Галкина и др., 1949) о
применении материалов аэрофотосъемки для гидрографического
исследования болот. Этот метод дает возможность легко определить положение и
характер элементов поверхностной гидрографической сети, но для
выяснения их морфологии и многих особенностей требуется еще и наземное
исследование с бурением.
В главе «Справочника путешественника и краеведа» «Комплексное
изучение болот» (Справочник путешественника и краеведа, 1950),
составленной автором, можно найти некоторые указания, как во время
маршрута исследовать болотные речки и озера.
Зарубежная литература также бедна сведениями о системе стока
болот. Описания ложбин стока имеются у Вебера (Weber, 1902) и Освальда
(Osvald, 1923, 1928, 1930). Гаме и Руофф (Gams u. Ruoff, 1929) дали
классификацию «водоемов» верховых болот. В этих работах, как и во многих
других, отсутствуют данные о морфологии элементов
гидрографической сети.
При изучении системы стока болотного массива нами были
использованы, с одной стороны, материалы аэрофотосъемки, с другой — те
ценные указания, которые дают ландшафтные признаки, в частности
растительность и ее распределение. При исследовании внутриторфяной
части применялся метод частого бурения буром Инсторфа, который при
правильном изготовлении хорошо забирает жидкий торф и даже воду.
Раздел 2. БОЛОТНЫЕ РЕЧКИ
1. Типы болотных речек
Речки и ручьи — нередкое явление на болотах. Обилие их составляет
характерную черту болот некоторых районов, как например средней
Карелии. Встречаются они как на низинных, так и на верховых
торфяниках и особенно часто на крупных болотных массивах зоны
оптимального развития верховых болот.
На Полистово-Ловатском массиве число речек довольно значительно;
около двадцати из них было прослежено и исследовано нами. Одни берут
начало из озер, находящихся среди торфяников или граничащих с ними,
и, пройдя более или менее длинный путь по болоту, вступают в
минеральные берега (рис. 24, р. Порусья, Хлавица и др.); другие соединяют озера,
не выходя за пределы болотного массива (речки Домшинка, Корниловка
и др.); третьи начинаются непосредственно среди болота, чаще всего в его
мелкозалежных, обычно переходных участках. Часть речек последней
группы также не выходит за пределы массива, впадая в болотные озера
или другие болотные водотоки. Большинство же ручьев, зарождающихся
в краевых топях, продолжается за пределами болота.
По морфологическим признакам болотные речки относятся к трем
типам: 1) открытые речки (с открытым руслом); 2) погребенные речки,
текущие внутри торфяной залежи; 3) подмоховые, или «глухие», речки,
текущие под моховым покровом. Одна и та же речка редко сохраняет
1 Еще раньше, в 1932 г., в программе для геоботанического исследования болот
автором был дан перечень элементов внутренней системы стока болот и
охарактеризованы типы болотных речек и озер. (Программы для геоботанических исследований,.
1932).
94
Ш1 Ш2Ш3
fTrri/i Ft?|/« \7~\1S
пор
о а о
4 |°|о|°|о|
/s\tz\
s Ш6
•
•
•
Mr
^
8 \£Z}3 \^*\f0 \Z^}!/ \Щ/2
17 \2^\ 18 [§£]/9 120 12/ %22 /23 /24 /25 \ 26
В 27 / 28
29
Рис. 24. Схема распределения гидрографической сети и растительности.
1 — осочники из осоки шерстистоплодной; 2 — осочники из прочих осок; з — то же с редкой
березой; 4 — черноольховые леса; 5 — березовые леса со сфагновым покровом; в — сосновые леса
со Sph. magellanicum; 7 — мелкие сосняки с кустарничками, пушицей, Sph. magellanicum и Sph. an-
gustifolium; 8 — грядово-мочажинные комплексы с сосной и пушицевыми мочажинами; 9 — грядово-
мочажинные комплексы без сосны; 10 — топи с мочажинными сфагнами и пушицей; 11 —
переходные сточно-застойные и проточные сфагновые топи с шейхцерией и зыбуны с вахтой; 12 — верховые
сфагновые топи с шейхцерией; 13 — бугристые осоково-шейхцериевые топи со Sph. fuscumn Sph. ri-
parium с редкой березой; 14 — кустарничково-пушицевые ассоциации со Sph. fuscum; IS — сосняки
со Sph. fuscum; 16 — сосняки со Sph. fuscum и Sph. magellanicum', 17 — бугристо-мочажинные
комплексы бугров со Sph. fuscum и сосной и шейхцериевых мочажин; 18 — грядово-мочажинные
комплексы гряд со Sph. fuscum и сосной и шейхцериевых мочажин; 19 — озерно-денудационные
комплексы ягельников, шейхцериевых, водорослевых и голых мочажин; 20 — береза; 21 — сосна; 22 —
осока омская; 23 — открытые речки; 24 — погребенные речки; 25 — подмоховые речки; 26 —
полосы течения; 27 — озера; 28 — озерки; 29 — неисследованная часть массива. В левом верхнем
углу — схема расположения озер и речек в центральной части болотного массива (на юго-восток
от оз. Межницкого).
одинаковый морфологический характер на всем своем протяжении. Они
гораздо чаще представляют сочетание разных типов русел, причем нередко
чередуются участки разного возраста. Болотные водотоки являются,
таким образом, сложными реками.
2. Открытые речки
Речки и участки речек с открытыми руслами подразделяются на две
группы: 1) остаточные речки с глубокими руслами и 2) молодые речки
с мелководными руслами.
Остаточные речки, как показывает название, являются остатками
более мощных водотоков. Русло у них хорошо оформлено; ширина его
от 3 до 12—15 м; глубина воды в них от 2 до 5.5 м. Минеральное дно
покрыто глинистым сапропелем, над которым залегает грубодетритовый,
а еще выше — гумусовый сапропель, намывной или сапропелевый торф —
хвощовый, тростниковый. Реже песчаное дно покрыто только тонким слоем
намывного торфа. Берега всегда торфяные. Они сложены полностью или
только в нижней части низинными торфами. Вода имеет рН до 6.5.
В воде растут кубышка (Nuphar luteum), рдест плавающий (Potamo-
geton natans), реже лягушатник (Hydrocharis morsus-ranae), встречаются,
кроме того, большие заросли канареечника (Digraphis arundinacea) и
камыша озерного (Schoenoplectus lacustris). Вдоль берегов обычны вех
ядовитый, осока вздутая, иногда рогоз широколистный (Typha latifolia).
Остаточные речки чаще всего приурочены к древним ложбинам и
представляют собой остатки потоков, образовавшихся при спуске
бассейна, о чем свидетельствует широкое простирание озерно-речных
отложений, залегающих под сравнительно узким современным руслом: Цевля
(рис. 25), Хлавица (рис. 26), Порусья в средней части своего течения после
поворота на северо-северо-восток (рис. 24). Некоторые речки протекают
в древних озерных впадинах; они сформировались при заторфовании
водоема, вызванном понижением уровня воды. Все они вытекают из озер
и обычно сохраняют открытое русло только в верхних участках течения,
а если впадают в другое озеро, то и в нижних. Однако может иногда
встретиться участок открытого глубокого русла и в других частях течения.
Наиболее крупные водотоки при достаточном уклоне остаются открытыми
до своего устья, как например р. Порусья или р. Хлавица до выхода из
торфяника. На последней можно видеть первые стадии образования
сплавин. Вопреки общераспространенному мнению, сплавины возникают не
в глубоких, а в широких, мелководных участках реки. Белокрыльник
(Calla palustris), вахта и сабельник (Comarum palustre) укореняются
в гумусовом сапропеле, образуя зыбкий ковер, на котором вскоре
появляются сфагны: Sph. obtusum, Sph. riparium. В дальнейшем, при
повышении уровня воды в связи с вертикальным ростом торфяника или
с метеорологическими условиями (бурное таяние снега весной, обильные
осадки), растительный ковер отрывается от сапропеля, поднимается
вместе с водой и тем самым превращается в сплавину (Богдановская-
Гиенэф, 1945, 1949).
Встречен еще особый вариант остаточных открытых речек: две речки,
впадающие в р. Цевля, использовали в своих нижних частях течения
остатки излучины древней речки, огибавшей с востока моренную
возвышенность. Средняя часть этого рукава, более широкая и мелководная,
заросла раньше других и превратилась в выпуклый моховик, входящий
в состав болотного массива. Верхняя и нижняя части рукава заполнились
озерно-болотными отложениями (рис. 27, / и //) или заторфовались
(рис. 27, //), а живые русла обеих речек переместились к востоку. В
настоящее время они уже помещаются не во впадине минерального дна,
96
7 И. Д. Богдановская-Гиенэф
^ <эо со <»- CNj Сэ
а прижаты к повышению минерального берега древнего протока. На
профиле III (рис. 27, ///) видно, как небольшое русло сдвинулось далеко
на восток от места отложения глинистого сапропеля. Широкие (около 40 м)
остаточные части обеих рек питаются грунтовыми водами прибрежных
торфяников. Небольшое количество воды поступает из ручьев, которые
начинаются близ одной из рек среди суходола, а близ другой — в пере-
XL/ jf 2 $3 vv4
Рис. 27. Остаточная р. Страдница и строение ее торфяных берегов.
I — профиль нижней части речки; II — профиль средней части речки; III — профиль открытой
речки в верхней ее части. 1 — сосновый лес кустарничково-пушицевый со Sph. magellanicum; 2 —
мелкий сосняк с кустарничками, пушицей и Sph. magellanicum; з — березняк с осокой; 4 — осоч-
ник из осоки омской. Остальные обозначения см. на рис. 1.
ходной сфагновой мелкозалежной топи в виде подмоховых речек.
Переход от незначительных истоков к широкой части у обеих рек совершается
очень быстро.
Медленность течения в низовьях способствует их энергичному
зарастанию камышом озерным, рогозом широколистным, вехом ядовитым,
щавелем водным (Rumex aquatica) и др.
Молодые мелководные русла часто образуются при относительно
большом уклоне в нижней части течения сложных речек перед впадением
У8
Рис. 28. Погребенные речки.
1 — окнище речки Кокоревская Труба, текущей из Кокоревского озера в Русское озеро, в ее
верхней части; 2—з — окнище речки Кокоревская Труба и прилегающая гряда; 4—5 — окнище
и внутриторфяное русло речки Кокоревская Труба; в—7 — продольный разрез окнища и
погребенной части р. Порусьи; 8—9 — продольный разрез внутриторфяного русла и окнища р. По-
русьи с конусом гумусового сапропеля; 10—12 — продольный разрез открытого и
внутриторфяного русла р. Порусьи; 13 — открытое русло р. Порусьи в средней части ее течения (после ре-
зургенции); 14 — разрез озерка-старицы р. Порусьи близ берега; 15—16 — поперечный разрез
погребенной части р. Порусьи в 3 км после ее поворота на северо-северо-восток, 17 — там же,
продольный разрез сплавины и погребенной речки. Справа от диаграмм — кривые степени
разложения торфа. Цифры под разрезами — пункты бурения (скважины). Остальные обозначения
см. на рис. 1.
7*
99
их в озеро. Такое русло обычно слабо развито; ширина его не более 1 м,
редко 2 м; глубина не превышает 0.7—1 м. Дно сложено из того же вида
торфа, что и берега на той же глубине. Слабая водная струя, текущая
в неглубокой ложбинке, питается поверхностными водами. Часто
сохраняется старое русло, погребенное внутри торфяника и нередко
залегающее непосредственно под молодым. Погребенная речка питается более
глубокими грунтовыми водами болота, которые она изливает в озеро.
Таким образом, параллельно осуществляется сток из различных по
глубине слоев залежи.
Весной неглубокие русла часто не в состоянии вмещать всю
поступающую в них воду и заливают берега. Ширина такой «поймы»
достигает 15—25 м. Ее легко узнать по отсутствию мохового покрова, следам
размыва и специфической захламленности. К речкам этой второй группы
относятся Домшинка, Корниловка (рис. 24) и др.
Некоторые молодые речки берут начало в нижней части полос
течения (рис. 24, 26), до некоторой степени соответствующих «Rtillen»
немецких авторов (Weber, 1902), или в сильно оводненных участках гря-
дово-мочажинных комплексов ассоциаций. Попадая в плоские краевые
сфагновые топи, 'эти водотоки иногда превращаются в подмоховые
(глухие) речки.
Наконец, молодое открытое русло может быть обязано своим
происхождением резургенции погребенной речки, т. е. ее появлению на
поверхности после течения внутри торфяной залежи, как это наблюдается
у р. Порусьи, и в таком случае это русло может достигнуть относительно
крупных размеров (рис. 28, скв. 10—13).
3. Погребенные речки
Погребенные болотные речки развились из открытых путем
образования сплавины на поверхности воды (подобно тому как это наблюдается
в настоящее время на р. Хлавице) и последующего нарастания на ней
торфа. Незаросшие места сохраняются в виде окнищ, число и размеры
которых постепенно сокращаются.
На Полистово-Ловатском массиве погребенные речки встречаются
в двух вариантах: 1) неглубоко залегающие с относительно быстрым
течением и 2) глубоко залегающие с медленным течением.
Различия в глубине залегания, как показали данные пыльцевого
анализа, не связаны с резкими различиями в возрасте: образование речек
того и другого варианта более или менее синхронно и произошло несколько
позже наступления абсолютного максимума ольхи. Заросли они в конце
фазы широколиственно-еловых лесов; отрыв и поднятие растительного
ковра относятся к началу фазы хвойных лесов. Но речки обоих групп
расположены в частях массива, различающихся по условиям развития,
а именно речки первого варианта находятся в районе южной группы озер
(рис. 24), который отличается сравнительно хорошей дренированностью
и преобладанием относительно медленно нарастающего магелланикум-
торфа, между тем как речки второго варианта образовались в частях
массива с более обильным водоснабжением и быстрым накоплением торфов
из Sph. fuscum и мочажинных сфагнов. Результатом глубокого залегания
русла является постепенное ослабление течения и иногда погребение
устья речки в озере илистыми отложениями.
Неглубоко залегающие речки с быстрым
течением. К этому варианту относится большинство речек бассейна
оз. Островистого: Домшинка (рис. 29), Корниловка и др. Обе эти речки
соединяют озера Домшинское и Корниловское с оз. Островистым. Дно их
русел залегает на глубине 1.7—3 м, но эта глубина резко уменьшается
100
при приближении к озеру, в которое они впадают, что объясняется
уменьшением мощности торфа над сапропелем. Ширина внутриторфяного
русла Домшинки достигает 6 м; мощность слоя воды в нем — от 0.8 до
1.25. м (рис. 29). Поперечный разрез, построенный на основании шести
бурений, обнаруживает асимметрию русла; происходит как бы отжимание
воды вверх в одну сторону. Местонахождение погребенного русла легко
узнается по тянущейся над ним руслообразной неглубокой мочажине,
которая занята преимущественно ассоциацией Scheuchzeria — Sph. api-
culatum. Открытая часть русла непосредственно переходит в эту моча-
жинную полосу. С обеих сторон растут отдельные березы 3—5 м высоты;
за ними — сосняк (ассоциация Pinus silvestris f. Litwinowii — Ledum —
Sph. magellanicum + Sph. angustifolium). Получается некоторое сходство
Рис. 29. Погребенная р. Домшинка.
I — поперечный разрез; II — продольный. 1 — сосняк со Sph. magellanicum; 2 — сфагново-
шейхцериевая топь; 3 — осоково-шейхцериевая топь. Слева указана глубина залежи (в м).
Остальные обозначения см. на рис. 1.
с ложбинами Вебера (Weber, 1902) и с «дрог» шведских болот (Osvald,
1923), но и те и другие глубже врезаны в поверхность торфяника и имеют
соответственно более высокие склоны. Толща торфа над погребенным
руслом, достигающая 1.4—1.7 м мощности, сложена сфагновыми
переходными торфами из тех же Sph. riparium или Sph. apiculatum.
Интересно, что над вышерасположенной частью внутризалежного
русла речки Домшинки шейхцерия растет очень густо, достигая 40 см
высоты. Поскольку ее корни не доходят до воды, залегающей на глубине
1.4 м, надо полагать, что весной вода, распирающая внутриторфяное
русло, пропитывает часть своей кровли. Объяснить пышное развитие
шейхцерии капиллярным поднятием воды нельзя, так как, по новым
данным советских ученых, капиллярное поднятие воды в слабо
разложившемся сфагновом торфе не превышает 0.2—0.25 м.
Среди руслообразных мочажин над внутриторфяными речками
встречаются окнища, как округлые, до 3 м в диаметре, так и вытянутые, до 4—
5 м длины. Глубина воды в них соответствует расстоянию от дна русла
до поверхности болота. Окружены они узким поясом из осоки вздутой,
веха ядовитого, сабельника, белокрыльника, вахты. Затягивание
крупных окнищ непосредственно с краев если и происходит, то очень медленно.
О хорошей водопропускной способности внутриторфяных русел этой
группы можно заключить на основании следующих признаков.
1. Весной, во время таяния снега, когда озера еще частично покрыты
льдом, поверхность болота над погребенной речкой вздувается и
поднимается. Это явление объясняется, вероятно, распиранием русла водой,
поступающей в это время в большом количестве.
101
2. Отсутствуют конусы гумусовой гиттии в окнищах и илистые
отложения на дне русла. Дно состоит, правда, из гумусового сапропеля, но
поверхность последнего залегает приблизительно на том же уровне, что и
под торфом берегов окнищ.
Хорошая водопропускная способность погребенных рек этого типа
сохранилась, по-видимому, вследствие относительно небольшой их длины
(обычно несколько меньше 1 км), наличия довольно сильного уклона и
значительного притока воды весной из питающего озера. Кроме того,
может иметь некоторое значение сравнительно небольшая мощность
торфяной кровли погребенных рек.
Глубоко залегающие речки с медленным
течением. К этому варианту принадлежат Кокоревская Труба,
осуществляющая сток из оз. Кокоревского в Русское озеро (рис. 28,скв. 1—5),
р. Порусья на некоторых участках ее течения (рис. 28, скв. 6—9).
Глубина залегания дна русел у этих речек 3.5—5.5 м, мощность
торфяной кровли над ними обычно от 2.6 до 4 м; глубина воды чаще всего
от 1 до 2 м. Место прохождения погребенных речек с поверхности часто
незаметно; об их существовании можно иногда судить по
сохранившимся остаткам открытого русла, но главным образом по окнищам, хотя
последние часто мало приметны: они либо сильно сократились и близки
к исчезновению, либо приняли характер обычных оводненных мочажин
верхового болота с плавающими Sph. cuspidatum и шейхцерией. Окнища
имеют от 0.3 м до нескольких метров в поперечнике. Самые маленькие
затягиваются редким ковром из осоки топяной, корневища которой,
отходя от берега, образуют плавающее сплетение. Реже в крошечных
окнищах пышно растет вех ядовитый. Местоположение окнищ и русел
погребенных речек можно иногда установить в безлесных частях болота по
группам сосен и единичным деревьям, произрастающим близ их краев
благодаря их дренирующему влиянию. Здесь же встречаются густые
куртины багульника и особенно Кассандры почти без сфагнов, а также
пышные дерновины пушицы на фоне Sph. magellanicum и Sph. angustifolium.
Движения воды в окнищах незаметно. На дне их скопляется гумусовый
сапропель, образуя своеобразный конус до 2.25 м высоты (рис. 28, скв.6—
7 и 8—9). Накопление его объясняется отчасти падением скорости потока
вследствие увеличения его сечения, отчасти более интенсивным
отложением органических остатков, так как жизнь в воде окнищ должна быть
богаче благодаря доступу воздуха. Образование сапропелевого конуса
возможно только при условии медленности течения во внутризалежном
русле, иначе частицы ила уносились бы водой. Илистый конус затрудняет
движение воды и способствует закупорке русла. Вода может пробивать
себе путь через гумусовый ил, образуя в нем прослойку. Иногда ил
прерывается тонким слоем шейхцериевого торфа, который представляет
собой сохранившийся след кратковременного, неполного зарастания. В
верхней половине Кокоревской Трубы (рис. 28, скв. 1) гумусовый сапропель
замещается осадочным шейхцериевым торфом с большим количеством
остатков шейхцерии и соответственно меньшим содержанием осадочного гумуса.
О былых изменениях размеров или положения русел свидетельствуют
илистые прослойки водного происхождения, встреченные несколько раз
на некотором расстоянии D0—50 м) от сохранившегося русла. Близ русла
Порусьи такая прослойка находится на одном уровне с нижним слоем
гумусового ила в русле, что, по-видимому, указывает на прежние
большие размеры последнего. В других случаях, вероятно, произошло
перемещение русла.
Речки обычно являются погребенными только на некоторых участках
своего течения.
Этот тип речек встречен нами и на других верховых болотных массивах.
102
4. Подмоховые, или «глухие», речки г
Подмоховые речки встречаются преимущественно в мелкозалежных
частях болотного массива, т. е. в шейхцериевых, сфагновых переходных,
реже сфагновых верховых топях и зыбунах. Они часто текут в понижениях
поверхности, соответствующих повышениям дна (рис. 26, пикет 12) и
имеющих продольный уклон. Иногда глухая речка на протяжении
нескольких километров течет среди идеально ровной сфагновой переходной
топи, причем движение воды происходит под влиянием подсоса, который
производится открытой речкой, находящейся иногда на значительном
расстоянии. Подмоховая речка образует тогда как бы исток этой открытой
речки. Сама же она в этой равнине собирает воду из прилегающих частей
топей.
Глухие речки довольно часто возникают в краевых сфагновых
переходных топях, особенно около минеральных островов. Они выводят часть
воды из этих топей, превращаясь при выходе из болота в небольшие ручьи.
Но дренирующее влияние их слабо. Более того, именно в районах их
образования и выхода из торфяного массива происходит наиболее интенсивно
наступление болота на его минеральные берега, так как эти части сильно
оводнены.
Глухие речки представляют полосы 6—20 м ширины с зыбким
моховым покровом из пышно развитых Sph. obtusum, Sph. riparium и Sph. Du-
senii. Высшая растительность представлена иногда вахтой или
белокрыльником, иногда (очевидно, при более медленном течении или более бедном
составе воды) только единичными, очень крупными дерновинами пушицы
дернистой. Полоса стока часто окаймлена на 20—40 м зарослью пушицы
с покровом из гипергидрофильных сфагнов, и здесь характерна волнистость
микрорельефа, создаваемая пушицей и сфагнами.
Нередко при бурении буром Гиллера не обнаруживается различий
в строении этой полосы и прилегающих частей переходной топи — и
здесь и там с глубины 0.5 и 0.75 м челнок забирает только воду. Но при
опускании руки на глубину 0.5—0.55 м ясно ощущается разница: торф
рядом с «речкой», несмотря на значительную влажность, довольно
плотный, между тем как в «русле» с глубины 0.25—0.3 см—вода с единичными
стебельками сфагнов. Под ней на большей или меньшей глубине — шейх-
цериевый торф (рис. 30, пикет 136).
Довольно часто рядом с зыбкой полосой, а иногда заходя в нее,
медленно течет по поверхности слабая струя воды, 0.1—0.3 м глубины и 1—5 м
ширины. В воде — заросли вахты, осоки топяной или обоих видов вместе;
кое-где — погруженные черноватые дерновины Sph. Jensenii, более густо
разрастающегося вне русла. Весной вода разливается шире, судя по
вытянутым голым пятнам. Открытый сток сочетается, таким образом, со
стоком под моховым покровом.
Интересное явление было отмечено весной 1932 г., когда поверхность
болота была сплошь скована льдом. На северо-восток от оз. Полисто, в
переходной шейхцериево-сфагновой топи, в том месте, где проходит
Глухая речка, текущая параллельно р. Порусье, т. е. на северо-восток,
образовалась длинная трещина с совершенно прямолинейными и отвесными
краями около 0.8 м ширины и 1.25 м глубины, по которой быстро текла
вода в том же северо-восточном направлении. При оттаивании болота
трещина заплыла торфом и стала незаметной.
Характерна для глухих речек исключительная прямолинейность русла.
Длина их бывает значительной — до 15—16 км (рис. 24).
Глухие речки представляют молодое образование. Они генетически
не связаны с ранее описанными открытыми и погребенными речками;
1 Глухие речки — местное название этого типа речек в Псковской области.
103
CO
О ^ч
И .
* S
Рн ft
О л
Н В
а я
Ф М
ев
о
и
о
00
6
а
Рч
развиваются они при иных
топографических условиях и
характерны главным образом
для сфагновых переходных
топей. Однако они иногда
внедряются своими
верховьями в верховую часть
сфагнового болота и тогда придают
оттенок мезотрофности
непосредственно прилегающим
полосам сфагновой топи
(появляется вахта, Sph. Jensenii
и др.), так как движение
воды, хотя и слабое, все же
улучшает условия питания
растений.
Глухие речки тесно
связаны с топями, которые
Е. А. Галкина и др. A949)
и Е. А. Романова A953)
считают принадлежащими к
болотной гидрографической
сети. Топи отличаются тем,
что в них нет
дифференцированного водного тела, и тем,
что вода в них движется
в значительной мере путем
фильтрации. Однако весной
и при обильных осадках, при
наличии достаточно ясного
уклона, вода движется роз-
ливью по поверхности.
Глухие речки
обнаруживают сходство с некоторыми
речками из ложбин стока,
описанных Вебером (Weber,
1902) и Освальдом (Osvald,
1928), Постом и Гранлундом
(Post о. Granlund, 1926), но
отличаются от них более
плоским рельефом, меньшей ев-
трофностью растительности,
отсутствием по краям
древесной растительности и т. п.
Близки они также к
ручейкам, текущим по Васюган-
ским болотам (Бронзов, 1930).
5. Связь между открытым
и внутриторфяным речным
стоком
Тот факт, что болотные
речки нередко текут и
открыто, и под мхом, т. е.
внутри торфяника, известен
104
уже давно, но анализа этого явления до настоящего времени нет в
литературе. Можно различать два случая.
1. Русло погребенной речки чередуется более или менее длинными
участками с открытым руслом, причем последнее носит остаточный
характер. Дно во всех участках залегает на одном уровне (рис. 28, скв. 15—
17); оно может быть песчаным, илистым или (реже) торфяным. Глубина
2 0 2 Ькм
i i—\—i
Рис. 31. Участок р. Порусьи в средней части ее
течения.
1 —течение медленное; 2 — течение быстрое; з — течение очень
быстрое; 4 — глубина воды (в м); 5 — ассоциация Pinus silve-
stris f. Litwinowii — Ledum — Sph. angustifolium; 6 —
ассоциация Pinus silvestris f. Litwinowii — Chamaedaphnae —
Sph. magellanicum+Sph. angustifolium; 7 — ассоциация Be-
tula pubescens — Polytrichum strictum; 8 — заросли осоки
вздутой; 9 — заросли папоротника болотного; 10 — шейхце-
рия+вахта; 11 — шейхцерия+кизляк (Naumburgia thyrsi-
flora).
открытой части речки значительно больше, чем погребенной, так как вода
в ней доходит почти до самой поверхности болота; высота торфяного берега
над урезом воды не превышает 20—30 см. Открытые участки здесь первичны,
а погребенные вторичны. Чередование участков обоих типов объясняется
образованием на некоторых отрезках бывшей открытой речки сплавин,
приуроченных, как было уже указано, к некогда наиболее широким и
мелководным участкам реки.
2. Поверхностное русло моложе погребенных внутриторфяных
участков; сущность явления здесь заключается в том, что внутризалежные
105
жилы или внутриторфяное русло местами выбились на поверхность,
причем участки открытого русла не теряют связи с внутризалежной системой.
Наши исследования показали, что перед исчезновением открытой речки
в глубине торфяника, так же как и в месте ее резургенции, глубина воды
внезапно возрастает от 0.5—1 до 2—3.4 м, как это, например, видно
на плане участка р. Порусьи (рис. 31). В южном конце вода бьет снизу
и затем быстро течет в неглубоком русле @.5—0.7 м) длиной 57 м, после
чего она исчезает как бы в поглощающий колодец, чтобы снова появиться
на поверхность через 9 м. Бурение между открытыми частями речки
обнаружило, что на глубине от 2.75 до 3.25 м проходит водный поток (рис. 28,
скв. 10—12), ширина которого осталась неизвестной. Под ним залегает
пушицевый торф со степенью разложения 40—45%; непосредственно над
водой — неразложившийся фускум-торф с остатками ягелей; оба вида
торфа могут откладываться только при умеренном увлажнении.
Стратиграфические данные, таким образом, показывают, что внутризалежный поток
либо переместился, либо представляет собой одну из многочисленных в этой
части болота водных жил. При подобных перемещениях внутризалежный
поток нередко продолжает существовать под открытым молодым руслом.
Чередование открытого и внутризалежного стока объясняется, вероятно,
тем, что при ограниченной водопропускной способности внутриторфяного
русла часть воды погребенной речки (или водной жилы) изливается на
поверхность, течет открыто на некотором протяжении, но затем снова
перехватывается внутриторфяной системой стока при встрече с одной из ее
отдушин. Обращает на себя внимание сходство между описанными
явлениями и поведением рек в областях с трещиноватыми породами, в
частности в областях карста.
Как бы то ни было, в случах второго типа происходит накладывание
молодой, поверхностной системы стока на старую, внутризалежную.
Эти две системы взаимно дополняют друг друга, благодаря чему несколько
усиливается естественный дренаж болота, остающийся, однако, весьма
слабым.
6. Связь типов речек с топографией
По своему топографическому положению речки делятся на три группы.
А. Речки, расположенные в понижениях поверхности массива,
соответствующих глубоким впадинам дна или чаще древним ложбинам (рис. 25,
26 и 30), глубина которых обычно не превышает 2—4 м. Обычно это речки
с остаточным руслом или погребенные. Иногда в тех же условиях
развиваются новые, открытые потоки, которые располагаются над старыми, внут-
риторфяными, или поблизости от места их залегания. Как старые, так и
молодые речки этой группы, таким образом, развились и продолжают
существовать в древних, в настоящее время иногда даже глубокозалежных
частях массива (рис. 30, речка Порусья).
Б. Речки, возникшие на поздней стадии развития болота; они часто
также приурочены к пониженным участкам массива, но эти понижения
поверхности соответствуют не глубоким впадинам, а, наоборот, повышениям
дна (рис. 26, пикет 12/0). К ним относятся глухие речки, которые поэтому,
как было уже указано, и встречаются преимущественно в мелкозалежных,
обычно относительно молодых частях массива. Возникают они часто
в понижениях, на месте слияния двух выпуклых сфагновых болот, т. е.
над погребенной под торфом минеральной грядой, которая длительно
разделяла эти болота, или же на границе между нижней частью склона
выпуклого моховика и мелкозалежной сфагновой переходной топью.
Бывшая краевая ложбина («лагг» шведских авторов) в этих условиях
106
легко превращается при наличии продольного уклона в глухую речку.
Связь между этими двумя образованиями отмечена была Вебером
(Weber, 1902) и Постом и Гранлундом (Post о. Granlund, 1926). Может
быть, следует отнести к той же категории явлений часто наблюдающееся
возникновение глухих речек около минеральных островов в
мелкозалежных топях.
Подмоховые речки текут обычно в радиальном направлении, чаще всего
следуя уклону, созданному самим торфяником.
В. Речки, расположенные в плоских частях болота или понижениях
поверхности, но с более или менее плоским минеральным дном торфяника
под ними. К ним относятся некоторые участки подмоховых речек, как
например средняя часть Глухой речки (рис. 24), текущей западнее
р. Порусьи и в том же направлении. Упомянутая часть Глухой речки
существует давно, судя по строению 4-метровой залежи, сложенной от
основания почти до самой поверхности осоковым торфом, который высоко
поднимается между верховыми сфагновыми торфами прилегающих частей
массива. Евтрофный характер растительности здесь длительно
поддерживался благотворным влиянием текущей воды, а может быть, также и ее
разливов. Движение воды в верхней части этой речки объясняется не
влиянием топографических условий на сток, а далеко распространяющимся
действием подсоса нижней части речки, имеющей открытое русло.
Несмотря на немногочисленные отступления, можно все же считать
правилом, что положение болотных речек определяется в общих чертах
современным рельефом болотного массива, который в свою очередь
зависит от рельефа дна торфяника. Поэтому в конечном счете положение
болотных речек как бы предопределено рельефом минерального дна
торфяника, причем оно связано, в зависимости от их возраста, либо с
отрицательными, либо с положительными формами рельефа дна.
7. Описание одной из болотных рек
Из всех исследованных нами рек изученного болотного массива р. По-
русья несомненно является наиболее своеобразной и интересной. Она
берет начало из Русского озера и течет на север среди болота на
протяжении около 20 км (рис. 24).
Река существовала уже в субарктическое время, когда впадина
Русского озера была занята гипново-сфагновой топью и среди нее текла
небольшая река — остаток того широкого потока, который пересекал всю
территорию будущего массива с севера на юг во время и после таяния
ледника. Дно ложбины, в которой она протекает, в северной части болота
преимущественно покрыто песком и гравием; ближе к Русскому озеру
в местах прохождения потока дно образовано суглинком, покрытым
тонким слоем глинистого сапропеля такого же характера, как и в других
частях древнего водоема. Полуминеральный илистый нанос над ним
представляет, по-видимому, отложение реки в раннем периоде ее развития.
Выше залегает почти чистый шейхцериевый торф, который мог отложиться
либо в очень медленно текущей воде, либо в сильно оводненной части
болота, почти не дренируемой рекой. Из такого же или сфагново-шейхцерие-
бого торфа сложено местами дно современного внутриторфяного русла
реки, залегающего на глубине 3.25—4.5 м. Судя по строению залежи и по
пыльцевой диаграмме, относящейся к близкому пункту бурения, русло
поднялось до этого уровня во время фазы широколиственно-еловых лесов.
Зарастание произошло в конце этой фазы, а вснлывание растительного
ковра и погребение реки — во время фазы хвойных лесов, т. е. в
субатлантическое время.
107
В относительно недавнем прошлом на смену этой реке или, вернее,,
как дополнение к ней сформировался новый поток, до сего времени
вытекающий из Русского озера открытым руслом и направляющийся на
север. Образование его явилось следствием повышения порога стока в связи
с вертикальным ростом торфяника и одновременным повышением уровня
озера. Русло имеет всего 1 — 1.5 м ширины и 0.6—0.85 м глубины.
Течение воды в нем довольно быстрое. Вдоль берегов узкой каймой растут
сосна, береза, крушина ломкая. Кругом простирается грядово-мочажин-
ный комплекс Sphagneta fusci+Sphagneta cuspidati, за которым начинается
широко, раскинувшийся своеобразный озерно-регрессивный ландшафт
с преобладанием ягелей на грядах и буграх, с частыми оголенными
пятнами торфа в мочажинах и с многочисленными озерками.
Через 800 м открытое русло внезапно прерывается, причем глубина его
непосредственно перед исчезновением возрастает до 1.75 м — открытая
речка встретилась с окнищем погребенной части реки. Вода, поглощенная
им, течет дальше во внутризалежном русле. О существовании и
направлении внутриторфяного потока можно судить по крошечным окнищам —
от 0.2—0.3 м до 1—2 м в поперечнике, расположенным на расстоянии
5—18 м друг от друга. Они резко выделяются на безжизенно буро-сером
фоне болота благодаря ярко-зеленым клумбам веха ядовитого,
произрастающего в самой воде. В одном месте окнища расположены двумя рядами,
которые затем сходятся, что указывает на разветвление погребенного потока.
Расстояние между обоими рядами в месте их наибольшего расхождения
8—10 м. Река затем снова появляется на поверхность; она теперь течет
в участке старого русла, которое осталось незаросшим, вероятно,
вследствие быстроты течения. Ширина ее около 2 м, глубина 1.75—2 м. Череа
200 м — новое исчезновение реки, которая продолжает свое течение внутри
залежи. Ширина погребенного русла достигает 4 м. Глубина слоя воды
в русле 1.4—1.75 м, но, как было уже отмечено, образовавшиеся в окнищах
конусы из гумусового ила затрудняют движение воды и местами почти
закупоривают русло (рис. 28, скв. 6—7, 8—9).
Водный поток затянут слоем неразложившегося сфагнового торфа
из Sph. balticum и Sph. angustifolium мощностью от 1.25 до 2.5 м; нижняя
часть кровли местами состоит из остатков Sph. fuscum и Sph. magellanicum
(рис. 28, скв. 10—12).
Над внутриторфяным потоком в этой части болота тянется
соответствующая ему по ширине мочажинная полоса с шейхцерией, Sph.
balticum и Sph. angustifolium, которая изредка прерывается окнищами.
В отличие от обычных мочажин она окаймлена сосной 3—4 м высоты
с примесью березы. В участках с очень маленькими окнищами
растительность над погребенной рекой местами так мало отличается от окружающей,
что о существовании водотока внутри залежи можно догадаться только
по линейно расположенным окнищам.
На расстоянии около 1300 м к северу от Русского озера погребенная
река делает поворот на северо-северо-запад. Окнища становятся все меньше
и реже, принимают характер обычных мочажин — озерков с шейхцерией
и плавающим Sph. cuspidatum — и теряются среди множества других,
подобных им. По-видимому, погребенная река вследствие закупорки
своего русла распалась на отдельные струи, которые пришли в
соприкосновение с многочисленными водными жилами, пронизывающими
торфяную залежь в этой части болота. Река как бы теряет свою индивидуальность
и становится частью системы водных жил.
Соединение некоторых жил в более мощные потоки происходит
приблизительно через 2 км на северо-запад, близ озерка около60 м длины и 25—
30 м ширины. Одна из этих жил, может быть наиболее крупная, которая
прослеживается по ряду окнищ, идет с юго-запада, разбиваясь на не-
108
сколько ветвей, к этому озерку. Последнее является, по-видимому,
своеобразно измененной старицей древней реки. Судя по бурению, вода и жидкий
ил у его берега доходят до глубины 6.2 м; ниже залегает осадочный шейх-
цериевый торф над торфянистым илом, богатым семенами белокрыльника,
ириса (Iris pseudacorus), плодами рдеста плавающего и остатками ольхи.
От озерка в свою очередь идет в сторону средней части р. По-
русьи северо-восточный внутриторфяной проток, путь которого виден
по ряду озерков. Глубина их у берегов 3—3.5 м; сам проток залегает на
глубине 3—3.2 м. Об образовании поверхностного русла сказано выше
(рис. 31).
После нескольких перерывов внутриторфяной поток круто
поворачивает на восток вследствие большого уклона в эту сторону поверхности
болота. После этого поворота он выходит на поверхность: вода сильно бьет
снизу через небольшое отверстие сбоку от крупной подушки Sph. magel-
lanicum. Поток при своем появлении имеет всего около 1 м ширины и 0.4 м
глубины. Он быстро нарастает, так как перехватывает, подобно
осушительной канаве, поверхностные воды болота, текущие по основному уклону
с юга на север; с южной стенки берега обильно сочится вода. В реку
впадают, кроме того, также с южной стороны, несколько мелких притоков,
имеющих вид длинных, вытянутых с севера на юг мочажинных полос, в
которых струится вода среди сфагнового покрова. Русло скоро достигает 5,
а затем 8—10 м ширины при высоте берегов 0.3—0.5 м над летним урезом
воды. Глубина воды 0.35—0.6 м. Благодаря значительному уклону
поверхности течение быстрое, в центральной части потока — около 0.35 м
в секунду. Дно образовано почти неразложившимся магелланикум-торфом
(он более разложился лишь в верхнем 1—2-сантиметровом слое). На
глубине 2.4 м степень разложения повышается до 30%; с глубины 3.15—
3.5 м залегает пушицевый торф со степенью разложения 40%. Общая
глубина залежи 6.5 м (рис. 28, скв. 13).
Весной река затопляет с каждой стороны полосу в 7—8 м ширины.
Благодаря быстрому течению она размывает берега и пробивает себе
новые пути, образуя при этом торфяные островки, на которых, так же как и
во многих местах по берегам, на ярко-зеленом ковре из Polytrichum stric-
tum растут сосны и березы до 4—5 м высотой.
Левый, северный берег, до которого не доходят перехваченные рекой
поверхностные воды болота, отличается значительной сухостью. Он покрыт
густым сосняком из сосны формы Litwinowii, около 4 м высотой, со
сплошным ярусом багульника; моховой покров из Sph. angustifolium, редкий
и угнетенный. На правом, проводящем воду берегу сосны ниже и реже;
вместо багульника — Кассандра, подбел, много морошки. Моховой покров
за заливаемой полосой сплошной, из Sph. angustifolium.
После своей резургенции река течет открытым руслом на восток на
протяжении около 1.5 км. Как явствует из предыдущего описания, на этом
участке она имеет молодое русло, и ее поток лишь в слабой степени
образован водами ее верхнего отрезка. Где-то должны быть остатки ее более
древнего внутризалежного русла, но влияние молодой реки так сильно
сказалось на ландшафте, что в значительной мере стерло видимые следы
существования внутриторфяного потока, который остался нами не
обнаруженным.
В широтном направлении река доходит до границы верхового болота
с глубокозалежной (около 4 м) сфагновой переходной топью; в этом месте,
приняв подмоховую речку, текущую с юга вдоль границы между этими
двумя частями массива, она снова делает крутой поворот, после которого
течет на северо-северо-восток до выхода из болота. Одновременно резко
изменяется характер русла, которое здесь является остаточным. Ширина
его около 12 м; глубина воды сильно возрастает, достигая 1 м непосред-
109
ственно у берега; в середине же потока глубина несомненно гораздо больше;
течение медленное. Мертвые стволы березы, торчащие в воде, указывают
на постепенное расширение русла. Топкие берега покрыты мочажинными
сфагнами и шейхцерией, кое-где с осокой вздутой.
Река сохраняет этот характер на протяжении 1.5 км; протекает она
на этом участке вдоль границы между верховым болотом слева и
сфагновой переходной топью справа, по самой пониженной части массива,
соответствующей наиболее низкой части северной ложбины.
Ниже по течению поток становится уже C—6 м), но глубина его остается
значительной: около 4 м у берегов, а в середине до 5.5 м. Русло доходит
до минерального дна, образованного крупным гравием (рис. 28, скв. 15—
17). Над гравием — тонкий слой растительных остатков, главным
образом семян вахты, шейхцерии и плодов рдеста плавающего. Берега
сложены осоковым торфом со степенью разложения 20—25%. Далее река
снова исчезает в глубине торфяника, и снова повторяется чередование
участков внутриторфяного (рис. 28, скв. 16) и открытого русла.
Трехметровая плотная сплавина состоит из осокового торфа. Вскоре начинается
молодое поверхностное русло, которое имеет всего 3—5 м ширины и 0.5—
0.7 м глубины; длина его около 2 км. По берегам растут береза и
карликовая березка; в моховом покрове — Sph. angustifolium и Sph. apiculatum;
в травяном — осока вздутая, вахта, ятрышник пятнистый (Orchys ma-
culata) и др.; много клюквы. У северного конца открытого русла глубина
воды возрастает до 1.75 м. Местоположение погребенной реки дальше
узнается только по небольшим окнищам (около 2 м глубины). Кругом
простирается сфагновая переходная топь.
В самой северной части массива река течет среди осоково-сфагновой
топи отдельными узкими ручейками, почти прикрытыми травяной
растительностью. Ширина ручьев не больше 0.5 м, глубина — 0.7—1 м.
Некоторые из них представляют низовья подмоховых речек, довольно
многочисленных в северной сфагновой переходной топи; воды их сливаются с водами
самой р. Порусьи. Далее река вступает в минеральные берега. Ширина
ее при этом всего 1.5—2 м, высота минеральных берегов 1—1.5 м, глубина
воды летом около 0.5 м, течение быстрое. Река несет здесь помимо остатка
своих вод и вод упомянутых ручьев также воды краевого ручья,
протекающего на протяжении 4.5 км на границе между торфяником и
минеральным берегом. Этот ручей в свою очередь служит водоприемником для
глухой речки, берущей начало на расстоянии 16—17 км к северу в
мелкозалежной сфагновой переходной топи, а также для нескольких мелких
ручьев, стекающих со склонов минерального берега.
Несмотря на дополнительный приток воды, полученный перед выходом
из болота, поток, который имел 6—12 м ширины при глубине в 5.5 м, через
10 км ниже по течению превращается в незначительный ручей. Река,
следовательно, на этом протяжении не только не собирает болотных вод,
но растрачивает свои собственные. Воды, принесенные ею из северных,
более высоко расположенных частей болотного массива, идут на питание
и оводнение его более низкой южной части. Это явление объясняется
проницаемостью ложа реки, образованного слабо разложившимся B0—25%)
осоковым торфом, прикрытым тонким слоем сфагнового переходного
торфа; в результате происходит боковая фильтрация воды.
Часть болотных вод поступает в реку после ее выхода из массива.
Благодаря впадению ряда ручьев, также вытекающих из северной
сфагновой переходной топи, и, может быть, благодаря грунтовому питанию река
быстро увеличивается в размерах. Через 3 км после выхода из торфяных
берегов она уже имеет около 18 м ширины при глубине летом около 0.8 м.
Течет она дальше, по крайней мере на протяжении около 12 км, в слабо-
сформированной долине.
110
В итоге основные особенности р. Порусьи, большинство которых в той
или иной мере характерно также для многих других болотных рек,
следующие:
1) река в пределах торфяника приурочена к широкой заторфованной
ложбине дна;
2) по течению реки сочетаются или чередуются участки открытого
русла, молодого или остаточного, и внутриторфяного русла;
3) в значительной части своего течения река находится в тесной связи
с водными жилами;
4) на протяжении 20 км своего течения по крупному болотному
массиву река несколько раз обнаруживает уменьшение своего водного потока
вследствие распада на водные жилы или, чаще, вследствие просачивания
воды в торфяные берега.
8. Гидрологические особенности и значение болотных речек
Из вышеизложенного легко было убедиться в большом своеобразии
болотных речек; обусловлено оно свойствами болот и торфяной залежи, в
которой залегает русло. Резюмируя и дополняя ранее сказанное, перечислим
эти особенности болотных речек.
1. Медленность течения, зависящая от слабости уклона, и относительно
большое постоянство уровня.
2. Слабость боковой и глубинной эрозии как результат медленности
течения.
3. Вытекающая из этих свойств склонность речек с открытым руслом
к зарастанию с последующим образованием сплавин в результате отрыва
и всплывания болотной дернины и торфа и связанная с этим большая роль
биологического фактора в жизни болотных речек.
4. Тенденция в результате склонности речек к зарастанию и
вертикального роста торфяников к переходу от поверхностного стока к внутри-
залежному, обладающему значительной устойчивостью.
5. Формирование новых поверхностных речек при одряхлении внутри-
залежного речного стока и независимо от него.
6. Постоянство местоположения водотоков, сменяющих друг друга
в разные фазы развития болота; это постоянство объясняется тем, что
местоположение рек определяется доболотным рельефом, влияние
которого на рельеф поверхности болота и на сток сказывается до настоящего
времени.
7. Чередование участков речек различного типа не только во времени,
но и в пространстве (открытых и внутризалежных) и частый распад
потока на водные жилы. Реки поэтому нередко состоят из разнородных
участков с очень различными поперечными сечениями и с соответствующими
различиями в быстроте течения. Река нередко представляет собой как бы
ряд сообщающихся сосудов, в которых, однако, гидростатическое
равновесие не может быть достигнуто, так как вода в них находится в
движении.
8. Слабость или отсутствие нарастания потока (расхода воды) и даже
частое убывание его. Эта особенность болотных речек имеет чрезвычайно
большое значение, так как от нее зависит гидрологическая роль речек
в водном хозяйстве торфяника. Убывание иногда кажущееся, если в
низовьях речки, впадающей в озеро, под небольшим открытым руслом
продолжает скрыто функционировать внутризалежное русло, но в
большинстве случаев убывание потока несомненно. Особенно поразительно
несоответствие между размерами речек в верховьях или в средних частях, с
одной стороны, и при выходе из болота — с другой. Уменьшение размеров
отнюдь не компенсируется увеличением быстроты течения, тем более
111
что последнее далеко не всегда имеется. Убывание потока объясняется
боковой фильтрацией воды в мало или вовсе неразложившиеся верхние
слои торфяника; вода как бы растекается по пути. Способствует этому
явлению и обычное уменьшение уклона при приближении к минеральным
берегам болотного массива.
9. Вытекающая из этого значительная разница в гидрологическом
значении речек в разных их частях: в верховьях речки дренируют
болото; в средних и нижних своих частях они нередко отдают воду и, таким
образом, увеличивают водное питание тех участков болотного массива,
среди которых протекают. В результате значительная доля излишков
воды, которая удаляется с одних участков торфяника, идет на оводнение
других, а нередко на заболачивание минеральных берегов болот. Насту-
пание болота на своп минеральные берега часто наиболее интенсивно
вокруг низовьев подмоховых речек.
10. Эффективность дренирующего действия речек там, где они
отводят воду. О степени этого действия можно судить по их влиянию на
растительность берегов. Это влияние гораздо сильнее, чем влияние канав
равной ширины и глубины. Различие в пользу естественных водотоков
в их дренирующих участках объясняется не только большей
длительностью их действия по сравнению с канавами, но часто также и большей
эффективностью их расположения.
11. Относительное постоянство летнего стока многих болотных речек,
правильно отмеченное А. Д. Дубахом A936). Во многих случаях оно
не может быть объяснено притоком воды из минерального ложа
торфяника, часто сложенного глиной, а обусловливается тем, что торфяник
является как бы огромным водохранилищем, на водные запасы которого
не могут заметно влиять летние засухи; имеет, кроме того, значение и то,
что часть речек берет начало из озер. Подмоховые речки в отличие от
многих других болотных речек в засушливые периоды уменьшают свой
и без того небольшой расход, так как питаются исключительно
поверхностными водами торфяника, поэтому летом часто пересыхают ручьи,
в которые они превращаются при выходе из болота.
9. Распространение речек и полос течения
на других верховых массивах
До настоящего времени в нашей литературе почти нет конкретных
описаний болотных речек. Кратко описаны один ручей ключевого
происхождения и заболоченные истоки одной речки на болотах Прибалтики
(Богдановская-Гиенэф, 1928). В Васюганье (Бронзов, 1930) много рек
вытекает из огромных верховых болот, покрывающих водоразделы; они
берут начало в «гальях», т. е. в оводненных безлесных верховых, реже
переходных сфагновых топях и образуются из мелких ручейков,
вытекающих из сети мочажин. В своих верховьях эти речки, по-видимому,
близки к нашим глухим.
В Северо-Западной болотно-торфяной области наиболее распространены
подмоховые речки. Встречаются довольно часто остаточные речки с
открытым руслом или с чередованием открытого и внутриторфяного русла.
Большинство их вытекает из относительно крупных первичных
болотных озер.
Интересными особенностями отличается р. Плюсса, имеющая такое же
происхождение. После довольно длительного течения в минеральных
берегах она пересекает крупный болотный массив субарктического возраста,
образовавшийся на месте обширного озера, в которое впадала река.
Последняя теперь течет в заторфованной пойме около 0.5 км ширины;
торф осоковый, около 2 м мощности, средней и хорошей степени разло-
112
жения. Пойма ограничена торфяными склонами верховых болот,
развившихся с обеих ее сторон. Высота их достигает 7 м.
Особенности реки в пределах массива заключаются в следующем.
A. Русло ее более извилисто, чем у большинства болотных речек.
Б. Русло в верхней части поймы (в пределах болота) прерывисто:
чередуются небольшие участки с хорошо оформленным руслом и участки
почти без русла, где вода течет розливью по поверхности поймы, покрытой
осоково-хвощовой растительностью. Суживание и исчезновение русла
объясняется, вероятно, его заплыванием торфом, что является следствием
хорошей степени гзазложения последнего и слабости течения при
отсутствии продольного уклона.
B. Происходит значительное нарастание водного потока при
пересечении болотного массива. Часть воды поступает из относительно
коротких, но глубоких ложбин стока около 3—5 м глубины и до 500 м ширины,
врезанных в склоны верховых болот. Торф у дна этих ложбин буквально
пронизан направляющимися к реке водными жилами около 0.3 м в диа-'
метре. Нередко образуется небольшой открытый ручей, впадающий в реку.
Нарастанию водного потока содействует то обстоятельство, что не
происходит утечки воды по пути, так как стенки русла сложены почти
водонепроницаемыми средне и хорошо разложившимися торфами, а дно,
по крайней мере на значительном протяжении, глинистое.
Заслуживает упоминания один из встреченных нами водотоков на
верховом болоте в Ленинградской области. Известная нам часть его
начинается недалеко от плоской вершины массива внутриторфяным потоком,
который можно проследить сначала по руслообразной мочажине,
окаймленной соснами, а дальше — по группам сосен и единичным высоким
D м) березам. Ниже по склону выклинивается вода и быстро бежит ручей,
который многократно расширяется, образуя озерки 1—4 м в диаметре
и около 1 м глубины. Ручей затем течет в долине 1.5—2 м глубины и 5—
10 м ширины, извиваясь среди поймы, поросшей голубикой и пушицей
дернистой, но лишенной сфагнового покрова. Встречаются только
отдельные дерновинки Sph. acutifolium на кочках. Еще ниже, где уклон
незначителен, ручей образует ряд длинных озерков (до 10—15 м длины
при 6 м ширины). Вокруг них много мочажин. Перед выходом из болота
ручей образует зыбун в узком понижении между минеральными берегами,
а затем, вырвавшись на свободу, быстро бежит дальше. У этого водотока
мы видим обычное сочетание открытого и внутриторфяного стока,
многообразие форм русла и большую разницу между его гидрологической ролью
в верховьях и в нижней части в пределах болота.
По нашим наблюдениям, особенно обильны водотоки на окаймленных
и верховых болотах поморского типа (Цинзерлинг, 1938) средней Карелии;
представлены они преимущественно полосами стока, которые нередко
начинаются в краевых частях плоских вершин болот и направляются к их
периферии, где часто дают начало ручью. Отличаясь от глухих речек по
своему положению, они во многом сходны с ними. Они также слабо
врезаны в поверхность болота; растительность носит мезотрофный
характер; к обильно растущей осоке топяной примешивается осока
вздутая; кроме шейхцерии, много вахты, а в моховом ковре — Sph. riparium
и Sph. Dusenii. Имеется ли обособленное русло, как в глухих речках,
осталось невыясненным. Верхние слои торфа обладают высокой
влажностью.
Иногда в прибеломорских верховых болотах скалистых ложбин
полосы стока явно питаются ключевой водой, вытекающей около подножья
скалистого берега торфяника; направление их продольное, параллельно
длинной оси болота. Моховой ковер часто образован Sph. riparium; на нем
растут осока вздутая, осока топяная, вахта. Некоторые полосы стока
8 И. Д. Богдановская-Гиенэф
113
в таких болотах представлены руслообразными, вытянутыми по длинной
оси болота оводненными мочажинами с осокой топяной, пушицей, Sph.
Dusenii и др.
Грядово-мочажинные комплексы нередко в своих нижних частях дают
начало открытым ручьям, размывающим моховой покров у берегов. При
достаточно сильном уклоне ручьи врезаются в торф на 0.7—0.8 м; по их
дренированным берегам развиваются густые заросли кустарничков
(багульника, вереска, голубики), лишенные сфагнового яруса.
Поморские верховые болота отличаются, таким образом, от
северозападных верховых массивов большим обилием ручьев и полос стока,
нередкой связью этих водотоков с вершиной торфяников, развитием
эрозионных явлений. Все эти черты являются результатом как различия
в климатических условиях, так и более значительной величины уклонов.
Быстрое таяние снега весной, слабая испаряемость, большая частота,
а нередко и длительность летних осадков — все эти особенности прибело-
морского климата в сочетании с более значительными уклонами
(порядка 0.008—0.031 вместо 0.00086—0.0017, как на Полистово-Ловатском
массиве) способствуют более сильному развитию открытого стока на
поморских верховых болотах по сравнению с южнее расположенными
массивами.
Подобно, карельским полосам стока, ложбины стока Аугстумальского
верхового болота в дельте Немана (Романов, 1949) имеют общие черты
с описанными нами речками массива и вместе с тем во многом отличаются
от них. Своеобразные долинки зарождаются в периферических частях
плоской вершины болота и направляются к его окраинам. Будучи физио-
номически довольно сходными меяеду собой, они, по мнению автора, все же
проводят воду различного происхождения. Так, одна из ложбин, судя
по относительно высокой минерализации воды, связана7 с ключами,
выходящими из минерального ложа; у речки, протекающей в ней,
наблюдается знакомое нам чередование участков открытого и внутриторфяного
русла. Две другие ложбины берут начало из озерной полосы верхового
болота; в четвертой выступает вода мощного жидкого слоя, лежащего
внутри торфяника. Автор считает, что вода ложбин, связанных с озерками,
чисто атмосферного происхождения, но озерки собирают грунтовые воды
торфяника и часто связаны с его жидкими слоями, особенно сильно
развитыми на Аугстумальском болоте, вода в которых, судя по богатому
содержанию соли (NaCl), по-видимому, морского происхождения.
Ложбины стока, описанные для болот Германии К. А. Вебером (Weber,
1902), напоминают речки нашего массива чередованием участков открытого
и внутризалежного потока, связью с озерками, развитием древесной
растительности вдоль берегов. Отличия заключаются в следующем:
ложбины берут начало у вершины болота и глубоко врезаны в поверхность
торфяника; вода их более минерализована; растительность имеет
соответственно более евтрофный характер; лесные ассоциации по склонам
ложбин лучше развиты.
Речки имеют также широкое распространение на средне- и
южношведских болотах (Osvald, 1923, 1928). На нашем массиве отсутствуют сильно
углубившие свое русло в торфе ручьи, подобные тем, которые описал
Освальд (Osvald, 1923) для болота Комоссе, где эрозионные явления резко
выражены. Ложбины, встречающиеся на этом массиве, по характеру стоят
ближе к ложбинам стока калининградских болот, чем к нашим подмохо-
вым речкам, но часть из них также расположена на границе между
слившимися верховыми болотами, а следовательно, на повышениях дна.
В восточных провинциях Канады, которым свойствен атлантический
климат, среди больших верховых болот часто встречаются ручьи и
ложбины стока, составляющие их дренажную систему (Osvald, 1930).
Ш
10. Выводы о болотных речках
1. На болотах встречаются речки трех типов: а) открытые речки,
остаточные и молодые; б) погребенные речки; в) подмоховые, или глухие,
речки.
2. Речка может на всем своем протяжении, в пределах болотного
массива, принадлежать к одному типу, но чаще разные ее участки
относятся к разным типам.
3. Источниками питания болотных речек являются: а) озерные воды;
б) вода, притекающая из поверхностного (деятельного) слоя торфяника;
в) вода подмоховая из зыбунов; г) вода внутризалежная, притекающая
по водным жилам или водопроводящим прослойкам почти неразложив-
шегося торфа.
4. Наиболее постоянен летний сток у остаточных речек с открытым
руслом; это в значительной степени связано с тем, что многие из них
вытекают из озер, находящихся среди болотных массивов. У этих речек
сток продолжается и зимой, также как и у погребенных речек.
5. Сток у подмоховых (глухих) речек в засушливые летние периоды
резко сокращается или даже прекращается совсем.
6. У погребенных речек с течением времени происходит
закупоривание русла, вследствие чего на соответствующих участках образуется
новое открытое русло.
7. Закономерно убывание водного потока болотных речек по мере
их приближения к минеральным берегам торфяника. Речки выносят мало
воды из моховых болот, потому что отдают ее по пути, содействуя оводне-
нию нижерасположенных и особенно краевых частей, а следовательно,
и заболачиванию минеральных берегов. Это явление обусловлено боковой
фильтрацией воды в неразложившийся или слабо разложившийся
моховой торф.
8. Моховая растительность, как гипновая, так и сфагновая, является
антагонистом открытого речного стока, вследствие чего последний имеет
тенденцию к переходу во внутризалежный.
9. Наиболее интенсивно зарастают высшими растениями речки,
у которых русло образовано в низинных торфах, так как активная
кислотность воды и торфа здесь более низка, а количество питательных
веществ больше, чем в речках, протекающих среди верховых сфагновых
болот.
10. Полное зарастание речек происходит в наиболее широких и
поэтому наиболее мелководных участках. Образующийся травяно-моховой
растительный ковер при повышении уровня воды отрывается от дна и
превращается в сплавину, которая остается обычно связанной с берегами.
В результате открытый водный проток превращается во внутриторфяной.
11. На участках, лишенных уклона, или с очень слабым уклоном
возможно заплывание русла хорошо разложившимся торфом, после чего
речной сток дополняется или совсем заменяется поверхностным
диффузным стоком.
Раздел 3. ТИПЫ ВНУТРИЗАЛЕЖНОЙ ВОДЫ
1. Общая характеристика внутризалежных вод
При бурении верховых болот каждому исследователю приходилось
неоднократно встречать в торфе линзы воды. Они представляют настолько
широко распространенное явление, что, казалось бы, давно должны были
обратить на себя внимание; однако эти водные включения до настоящего
времени не были предметом специального изучения. В. Г. Горячкин A934)
v 8*
11S
указал на существование «гидравлических мешков» и на их значение при
обвалах торфяных карьеров, но обошел молчанием вопросы об их генезисе
и значении в гидродинамике торфяника. Большинством же авторов водные
линзы, по-видимому, рассматривались как явление случайное, не имеющее
особого значения; нередко они принимались за остатки бывших водоемов.
Правда, А. Д. Брудастов A929) указал на жильное строение потоков
грунтовых вод в болотах напорного питания, но он при этом имел в виду
не существование настоящих водных жил, а неравномерность
распределения водных потоков, фильтрующихся в торфяной залежи, питающейся
напорными водами. По его представлению, грунтовые воды в болотах
напорного питания движутся не в виде равномерно распределенного
фильтрационного потока, а в виде отдельных жил. «Плотность» потока в таких
жилах (т. е., по разъяснению автора, количество воды, заключающееся
в 1 см3 водоносной породы) неодинакова; в центральных частях потока она
выше всего, а по направлению к периферии сходит на нет. Аналогичные
мнения о верховых сфагновых болотах были высказаны Мальмстремом
(Malmstrom, 1923) и независимо от него В. В. Кудряшовым A928).
Указания на существование морфологически обособленных водных жил у этих
авторов отсутствуют. В. И. Морозов A930), упоминая о «жильном строении
залежи», по-видимому, подразумевает те же явления, что и предыдущие
исследователи.
На существование обособленных водных жил было указано на IV
гидрологической конференции Балтийских стран в 1933 г. И. Д. Богда-
новской-Гиенэф, а также ею же (Богдановская-Гиенэф, 1936) и А. Д. Ду-
бахом A936) в 1936 г.
Линзы и прослойки воды, встречающиеся в верховых торфяниках,
не все одного порядка. На основании исследований, проведенных нами
на Полистово-Ловатском массиве и на некоторых других массивах
северо-запада (Порзоловском болоте и других), можно выделить следующие
типы внутризалежной воды: погребенные водоемы; водные интрузии;
водные жилы и прослойки; водные прослойки под всплывшим моховым
покровом. Существуют переходы между типами вторым и третьим,
третьим и четвертым. Последние три типа связаны, кроме того, переходами
с прослойками высоковлажного торфа.
2. Погребенные водоемы
Погребенные водоемы встречаются не особенно часто, и только
небольшая часть водных включений может быть отнесена к этому типу.
Характерными признаками их являются: 1) присутствие сплавины над
водой; 2) наличие под водой озерных отложений в виде илов или лимни-
ческих торфов; 3) относительно большая мощность слоя воды или
сапропеля A—2.5 м и более); 4) форма как сплавины, так и жидкой линзы,
отличная от формы погребенных рек.
Образование растительного покрова на свободной водной
поверхности озер возможно только при очень небольшой площади последней.
При диаметре озерков не более 3—4 м смыкается сплетение корневищ осоки
топяной или шейхцерии, которые отходят от прибрежных растений,
укореняющихся в торфе. Это сплетение вскоре покрывается сфагновым
ковром (из Sph. riparium, Sph. Dusenii или Sph. cuspidatum) и образует
сплавину.
Зыбкие кольцевые сплавины, окаймляющие свободную водную
поверхность на более крупных озерках, как показало их исследование,
покоятся не на воде, а на сапропеле, довольно жидком в верхнем слое
(рис. 32); мощность сплавинного торфа, большей частью шейхцериево-
сфагнового переходного, достигает 0.75—2.5 м. Возрастание глубины воды
116
вследствие усилившегося вертикального роста торфяника в
субатлантический период ставит предел дальнейшему надвиганию растительности
на озеро и даже заставляет всплыть торф.
В ряде случаев сплавины на озерках образовались вследствие всплы-
вания придонного слоя шейхцериевого торфа или торфяного ила и
дальнейшего их зарастания сфагнами,
шейхцерией, пушицей дернистой
(последней главным образом на торфяном
иле). Основная причина всплывания —
понижение объемного веса
шейхцериевого торфа или ила в результате
анаэробного газообразования.
Значение этих водных включений
в гидрологии торфяника значительно
меньше, чем значение погребенных рек.
3. Водные интрузии
Водными интрузиями мы называем
жидкие слои инфильтрационного
происхождения, большей частью
примыкающие своей начальной частью к тому
минеральному берегу торфяника, откуда
происходит выклинивание грунтовых
вод. По мере удаления от берега такие
слои постепенно утончаются и сходят
на нет. Иногда наблюдается
инфильтрация и со стороны водного бассейна.
Вода в интрузии обладает крайне слабым движением, величина которого
определяется скоростью фильтрации в торфяной залежи.
На изученных нами болотных массивах, по-видимому, близки к
интрузиям по своему генезису некоторые водные жилы (см. ниже) и водные
прослойки в гипновых зыбунах.
По устному сообщению С. Н. Тюремнова, водные интрузии
встречаются на болотах Ивановской области и Белоруссии, где выклинивание
грунтовых вод из минеральных берегов приводит к образованию водных
прослоек. Подобное же образование было встречено им на одном из
торфяников вблизи оз. Селигер.
Жидкий слой, прорезывающий нижнюю часть залежи Аугстумаль-
ского болота в дельте Немана (Weber, 1902), представляет собой также
водную интрузию, но не со стороны плоских минеральных берегов,
а со стороны залива Балтийского моря. Погружение суши привело к
опусканию дна болота, и нижняя часть торфяной залежи в настоящее время
находится ниже уровня моря. Морское происхождение инфильтрации
подтверждается относительно высоким содержанием натрия и хлора
в воде жидкого слоя, кое-где пробивающейся на поверхность в виде ключей.
На верховых торфяниках водные интрузии имеют очень ограниченное
распространение; на низинных они встречаются несколько чаще.
4. Водные жилы
Водные жилы морфологически отличаются от водных интрузий и от
водных слоев под всплывшим моховым ковром. Они представляют собой
не сплошные жидкие слои, занимающие значительную горизонтальную
площадь, а струи с ограниченным сечением. Источником их питания могут
быть как водоносные горизонты минеральных грунтов, образующих ложе
Рис. 32. Сплавина, окаймляющая
озерко.
1 — ассоциация Scheuchzeria — Sph. ri-
parium; 2 — ассоциация Pinus silvestris
f. Litwinowii — Ledum — Sph. magel-
lanicum-f-Sph. angustifolium. Справа от
диаграммы — кривая степени разложения
торфа. Остальные обозначения см. на
рис. 1.
117
болота, так и более высокие части самого торфяника. Кроме того, вода,
пробивая себе путь из одного озерка в другое, нередко образует жилу
среди наиболее увлажненного торфяного слоя. Такие протоки близки
к погребенным водотокам, но отличаются от них помимо способа
возникновения еще и меньшей шириной.
Для изучения водных жил мы пользовались следующей методикой.
В одних случаях закладывалось несколько скважин в различных
элементах микрорельефа, особенно в мочажинах; в других производилось
частое бурение по ходу, перпендикулярному направлению мочажин или
озерных полос. Расстояние между скважинами колебалось от 0.25 до
15 м в зависимости от быстроты смены растительных ассоциаций и
элементов микрорельефа. На поперечнике в озерно-денудационном комплексе
ассоциаций были заложены 32 буровые скважины при общей длине линии
221 м; в верховом грядово-мочажинном комплексе с преобладанием
Sphagneta fusci и Sphagneta cuspidati (coll.) на поперечнике в 25 м —
27 скважин. В том и другом случае мы пользовались исключительно буром
Инсторфа. При бурении записывалась помимо ботанического состава
и степени разложения торфа также его влажность, глазомерно
определенная по условной 10-балльной шкале.
Водные жилы встречаются не во всех торфяниках, а в тех, где они
есть, — не во всех частях болотного массива. Наиболее распространены
они в торфяниках зоны оптимального развития верховых болот. К югу
их распространение ограничивается возрастанием испарения, к северу —
увеличением поверхностного стока.
Водные жилы следует различать по происхождению, по скорости
движения воды в них и по форме, которая в значительной мере зависит от
первых двух факторов. В настоящее время еще нет возможности дать
исчерпывающую классификацию типов водных жил. Нижеприведенная
классификация является лишь первой предварительной попыткой в этом
направлении.
Тип А. Водные жилы с медленным течением воды. Образовались
в сильно увлажненных частях залежи, преимущественно в шейхцериевых
торфах. Газообразование играет в этом процессе более или менее
заметную роль.
Подтип А-1. Жилы, в которые вода поступает из соседних частей
болотного массива.
1. Водные жилы озерно-денудационного ландшафта. Расположены
преимущественно в слое шейхцериевого торфа, находящегося на глубине
3—5 м. Именно в этом слое встречаются наиболее мощные водные жилы
и жидкие прослойки, имеющие толщину до 1 м (рис. 3). Горизонтальный
их диаметр колеблется от 0.45 до 3—4 м.
Водные жилы особенно часты в полосах более густого расположения
озерков, и вряд ли можно сомневаться в существовании непосредственной
связи между теми и другими. При бурении почти всегда удавалось
обнаружить наличие протоков между озерками, вытянутыми в направлении
самой озерной полосы. Глубина воды в таких озерках колеблется от 0.75
до 3.5 м; более мелководные из них обычно заполнены гумусовым
сапропелем с более или менее обильными крупными остатками шейхцерии.
Плотное дно находится в шейхцериевом торфе или еще глубже, на
границе последнего с лесным торфом. Кроме того, как видно из рис. 33, одна
из озерных полос направляется к оз. Межницкому, другие — к Русскому
озеру.
Совокупность всех этих фактов, а именно расположение озерков
полосами, направление некоторых полос к озерам, наличие внутриторфя-
ных протоков между озерками, обилие водных жил и повышенная
влажность торфа свидетельствует о том, что озерные полосы могут являться
118
полосами стока и что в них происходит движение воды. Это предположение
косвенно подтверждается зарегистрированным нами в двух близко
расположенных озерках одновременным повышением уровня воды при
отсутствии осадков в районе непосредственного их местонахождения. Это
повышение E см при годовой амплитуде колебаний уровня этих озерков всего
30 см) можно объяснить только притоком воды со стороны.
Залегающий под шейхцериевым торфом плотный ольховый лесной торф
(рис. 3) местами разжижен до текучести, что сопровождается понижением
степени разложения; последнее объясняется, видимо, удалением
гумусовых частиц вследствие их растворения и вымывания; некоторые
придонные пробы состоят даже из одних древесных остатков и воды.
Водные жилы, имеющие вертикальный поперечник в 0.25—0.75 м,
пронизывают также толщу неразложившегося сфагнового торфа, но
не встречаются в верхнем метровом слое залежи (рис. 3). Расположены
они преимущественно под мочажинами и особенно часто под пятнами
голого торфа. Наоборот, под грядами и буграми торф из Sph. fuscum
лишь очень редко прорезывается водной жилой. Если это и случается,
то прослойка воды тонка, и торф, находящийся непосредственно сверху
и снизу водной прослойки, не отличается от ниже- или вышележащего
ни по ботаническому составу, ни по степени разложения, из чего можно
заключить, что водные жилы среди фускум-торфа представляют собой
новообразования.
Несколько раз в фускум-торфе под буграми или грядами встречены
не водные жилы, а прослойки с повышенной влажностью, которые
следует, вероятно, рассматривать как начальные стадии образования
водных жил.
Откуда же притекает вода? В озерно-денудационном комплексе,
где производились наблюдения, она поступает через озерную полосу
из южной части западной ветви массива. В озерную полосу поступает,
кроме того, вода из топографически обусловленной вершины, которую
эта полоса окаймляет. Наконец, есть основание думать, что в водном
питании юго-западной части исследованного озерно-денудационного
ландшафта принимают участие грунтовые воды, выклинивающиеся из
минерального берега. В пользу этого предположения говорит ряд фактов:
строение западного минерального берега, образованного слоистыми
песками, нижняя часть которых, подстилаемая моренным суглинком,
водоносна; расположение озерных полос к востоку от погребенного
западного берега ложбины, в которой развилась часть массива,
изображенного на рис. 33, ^и, наконец, разжиженность в некоторых местах
придонного ольхового торфа, указывающая на пробивание этого слоя
водой.
Весьма вероятно, что эти грунтовые воды, бедные минеральными солями,
содействовали во время максимума ольхи превращению обширных
ольховых и сосново-пушицевых лесов, покрывавших болото, в обводненную
шейхцериево-сфагновую топь. Однако выклинивание воды из
минерального берега и приток воды из южной части массива не были
единственными причинами этой разительной и быстро совершившейся перемены.
Большую роль должно было сыграть и ослабление стока из этой части
массива вследствие выравнивания первоначального рельефа в результате
неравномерного торфонакопления; уменьшение уклона должно было также
способствовать зарастанию ручьев. Немаловажное значение имело и
увеличение количества осадков, наблюдавшееся в это время.
Рассмотрим механизм образования водных жил. Следует прежде
всего обратить внимание на высокую влажность залежи в
озерно-денудационном ландшафте. Средняя влажность залежи, за вычетом нижнего
слоя в 25 см ольхового торфа, достигает 96%.
119
Очень вероятно, что часть водных жил возникла еще во время
образования самого торфа. В частности, жилы в шейхцериевой толще могли
дифференцироваться под влиянием вод, притекавших еще в период
отложения и уплотнения торфа. Если это так, то их формирование
происходило одновременно с образованием многочисленных вторичных озерков.
/ , О / 2км
Рис. 33. Распределение озер и растительности на одном из центральных участков
болотного массива.
1 — озерки; 2 — краевая ложбина; з — погребенная речка; 4 — канава; 5 — озерно-денудацион-
ные комплексы ягельников, мочажин со Sph. balticum и Sph. cuspidatum, водорослевых и голых
мочажин; 6 — грядово-мочажинные комплексы гряд со Sph. fuscum и сосной и шейхцериевых мочажин;
7 — бугристо-мочажинный комплекс с растительностью того же характера; 8 — кустарничково-
пушицевые ассоциации со Sph. fuscum и сосной (форма pumila); 9 — сосняк со Sph. fuscum (сосна
формы Litwinowii); 10 — сточная шейхцериево-сфагновая верховая топь; 11 — пушицевые
ассоциации со Sph. angustifolium и Sph. magellanicum; 12 — приозерный сосновый лес с кустарничками
и Sph. magellanicum; 13 — сосняк со Sph. fuscum и Sph. magellanicum на вершине болота; 14 —
окраинные комплексы.
Кроме того, немаловажную роль при возникновении водных жил
должно было сыграть газообразование, которое всегда весьма интенсивно
в шейхцериево-сфагновых топях. Образование газов является
результатом анаэробного разложения растительных остатков. Процесс этот
начался при самом отложении шейхцериевых и шейхцериево-сфагновых
торфов и продолжается в этих слоях до сего времени, хотя они уже
погребены под большой толщей торфа, накопившегося за несколько
тысячелетий. Образующиеся газы, в которых преобладает метан, частично
растворяются в воде, насыщающей торф; избыток же их скопляется в
полостях, которые образуются в торфе под влиянием выдавливания газа.
120
Часть газов постепенно выделяется в атмосферу, что наблюдается
преимущественно при низком барометрическом давлении. Освободившееся
пространство внутри залежи заполняется водой. Благодаря большой
влажности торфа и притоку воды со стороны относительно легко
устанавливается сообщение между водными включениями, хотя некоторые из них
могут остаться замкнутыми.
Если принять изложенную точку зрения, признать, что высокая
влажность торфа, газообразование и приток воды со стороны являются
главными факторами образования жил, то становится понятной вышеотме-
ченная связь между ними и мочажинами. И те и другие должны были
возникнуть в местах особенно обильного увлажнения. Вторично
образовавшиеся водные жилы должны были также избрать для своего пути наиболее
влажные и рыхлые слои торфа (см. кривые влажности на рис. 3), тем более
что в них освобождается место при выделении газов.
Понятна до некоторой степени и связь голых пятен торфа с
залеганием водных жил внутри торфяника. Образование голых пятен в озерно-
денудационном ландшафте во многих случаях вызвано губительным
действием на растительность повторного выделения метана. Этот газ,
скопляющийся в жилах над водой, спорадически выделяется на поверхность,
отравляя произрастающие растения, в том числе и Sph. fuscum. Именно
фускум-торф часто находится под голыми пятнами, образовавшимися,
очевидно, на месте деградированных бугров (рис. 3).
Если часть водных жил представляет первичное образование, то
другие, а именно те, которые прорезывают фускум-торф, должны были
образоваться после отложения торфа. Также, по-видимому, вторичного
происхождения высокая влажность (около 98%) некоторых прослоек фускум-
торфа под буграми или грядами среди торфа того же состава (вместо
обычной для данного комплекса влажности 95—96%).
Для понимания механизма образования водных жил следует еще иметь
в виду, что высокая влажность торфа уменьшает его сопротивление
размыванию. К тому же фильтрующаяся отдельными струями1 вода уносит
некоторое количество растворенных гуминовых веществ, которые вместе
с торфяным детритом осаждаются в озерках и крупных озерах, служащих
водоприемниками. Судя по мощным отложениям гумусового сапропеля
в озерах (до 3.5 м), размеры этого процесса в общем довольно значительны;
в результате его струи воды, протекающие через слабо разложившийся
и влажный торф, могут со временем превратиться в водные жилы.
Куда же идет вода, движущаяся по сети водных жил? Сток из озерно-
денудационного ландшафта происходит в нескольких направлениях
(рис. 33). Русское озеро и Межницкое частично служат водоприемниками.
Кроме того, часть водных жил, по-видимому, проходит под молодым
руслом р. Порусьи и выклинивается на северном склоне массива, принимая
участие в водном питании этой части болота. Направление движения воды
по жилам совпадает в этом случае с основным уклоном массива.
Что касается соотношения между общим притоком воды (включая
и атмосферные осадки) в озерно-денудационный комплекс и стоком из
него, то, судя по возрастанию увлажнения, в настоящее время
увеличивается превышение притока над стоком. О возрастании увлажнения
свидетельствуют следующие факты: нередкое замещение Sph. fuscum более
влаголюбивым Sph. rubellum, образование террас заливания, лишенных
растительности, вокруг многих из озерков и особенно расширение пло-
1 Работы начала текущего столетия (см.: Launay, 1922) показали, что даже в
однородных песках грунтовые воды движутся не сплошным потоком, а отдельными
струйками, которые то сливаются, то снова расходятся. Это явление тем более должно
иметь место в разнородной торфяной залежи.
121
щади мочажин за счет гряд и бугров. Ухудшение стока вызвано
уменьшением уклона к северу (благодаря неравномерности вертикального роста
болота) и накоплением гумусовой гиттии в озерках, приводящим к
закупорке водных жил в их устьях и в местах выхода воды по жилам из
озерков. Наконец, возрастанию влажности содействует уменьшение транспи-
рации вследствие ослабления роста сфагнов и частичного их замещения
лишайниками и печеночниками.
Несмотря на перечисленные явления, водные жилы продолжают
играть проводящую роль, и торфяная залежь озерно-денудационного
комплекса должна быть отнесена к жильнопроводящему типу.
2. Водные жилы, образующиеся вследствие выклинивания грунтовых
вод из вершины на склоны болота. Примеры водных жил такого типа мы
находим на склонах вершины болота, расположенной на запад от оз. Меж-
ницкого, которая опоясана с трех сторон полосой озерков и крупных
мочажин (рис. 33). Вершина эта обусловлена особенностями рельефа дна,
так как обязана своим образованием не усиленному нарастанию торфа,
а повышению минерального ложа.
Ниже середины западного склона эта полоса имеет около 300 м в
поперечнике. Между грядами со сфагново-кустарничково-пушицевыми
ассоциациями тянутся широкие A0—12 м) и топкие мочажины с
мелкобугорчатым микрорельефом, покрытые Sph. cuspidatum с шейхцерией, на
мелких повышениях — Sph. balticum. В центральных частях мочажин
сфагновый покров угнетен и кое-где прерывается голыми пятнами. В этих
местах на глубине 2—2.25 м, на границе между средне разложившимся
шейхцериевым верховым и слабо разложившимся сфагновым (фускум
или куспидатум) торфом, залегает слой воды. В проксимальных и дисталь-
ных частях мочажин на той же глубине находится слой разжиженного
торфа той же мощности. Влажность вышележащего торфа, особенно в
центральных частях мочажин, повышена (96—97%). Под грядами,
разделяющими мочажины, торф имееет нормальную плотность и влажность (94—
95%). Некоторые гряды деградированы, и под ними также находится
водная прослойка. Остатки этих гряд представлены низкими, осевшими
буграми из угнетенного Sph. fuscum и Sph. rubellum. В промежутках
между буграми — мокрый торф, голый или с налетом водорослей, а
иногда с отдельными угнетенными дерновинками мочажинных сфагнов.
Отмирание гряд приводит к слиянию соседних мочажин.
Изучение профиля торфяника показывает, что под
вышерасположенной частью склона и под вершиной на той же абсолютной высоте, что
и водные жилы, проходит прослойка очень влажного, слабо
разложившегося A0—15%) магелланикум-торфа около 25 см мощности. В средне и
хорошо разложившихся слоях выше прослойки имеются перерывы,
занятые слабо разложившимся торфом, через который сверху может
просачиваться вода. По всей вероятности, вода просачивается также и вдоль
пней, которые довольно часто встречаются в залежи под вершиной. Эта
неразложившаяся прослойка с высокой влажностью (около 97%) служит,
по-видимому, активным водоносным слоем, по которому вода движется
в горизонтальном направлении от вершины к склонам торфяника.
Причина движения заключается в разнице давлений, обусловленной рельефом
поверхности над прослойкой: мощность торфа над ней 2 м в мочажинной
полосе и 3.9 м в вершинной части. Выклинивание грунтовых вод приводит
к возрастанию увлажнения в соответствующей части склона, что влечет
за собой деградацию гряд, слияние мочажин и тем самым увеличение
площади последних. Еще раньше, очевидно, приток воды с еще только
намечающейся вершины содействовал развитию верховой шейхцериево-
сфагновой топи с пушицей или без нее, расположенной кольцом вокруг
вершины. В этой топи образовались и многочисленные озерки (рис. 33).
122
Более подробное исследование водной жилы было произведено нами
на восточном склоне болотной вершины, где также происходит по той же
причине выклинивание грунтовых вод. С помощью частого бурения буром
Инсторфа установлено поперечное сечение водной жилы, залегающей здесь
на глубине 3.2—4.25 м. Профиль заложен вдоль склона и, следовательно,
перпендикулярно направлению гряд и мочажин (рис. 34). Гряды
образованы Sph. fuscum, доминантами травяно-кустарничкового яруса являются
вереск, пушица дернистая и морошка. В мочажинах преобладают шейх-
церия и Sph. cuspidatum. Верхний слой залежи, мощностью 2—2.8 м,
сложен слабо разложившимися A0—15%) фускум- и куспидата-торфами,
соответственно расположенными под грядами и мочажинами. Небольшие
бугры из Sph. гиЪеИитп среди мочажин оказались довольно длительно
Ш 1 Ш\2
Рис. 34. Поперечный разрез жилы медленно текущей воды.
1 — жидкий торф; 2 — сильно влажный торф. Верхний ряд цифр внизу — номера скважин;
нижний — длина профиля; слева — глубина залежи (в м). Остальные обозначения см. на рис. 1.
существующими образованиями: рубеллум-торф под ними идет в залежи
до глубины 1.5 м. Под мало разложившимся слоем залегает пушицево-
шейхцериевый торф со степенью разложения 30—35%; мощность его
1.2—1.75 м. В этом торфе и расположена водная прослойка, ложем которой
служит средне разложившийся C0—35%) магелланикум-торф и особенно
сосново-пушицевый торф со степенью разложения 55—60%. Торф
последнего вида покрывает волнистым слоем 0.7—1 м мощности осоковый
лазиокарпа-торф, под которым находится тонкий слой B0—25 см) суб-
секундум-торфа.
Водная прослойка залегает под широкой мочажиной; она имеет свыше
15 м ширины; г длина ее нами не определялась. Вода залегает не ровным,
а извилистым слоем неравномерной толщины — от 0.5 до 1.56 м. Под
дистальной частью водной жилы торф плотный и мало влажный; под
проксимальной же частью, т. е. ближе к источнику водного питания,
магелланикум-торф и даже сосново-пушицевый торф разжижены до
текучести. Рядом с водной прослойкой была обнаружена еще одна водная жила
с очень небольшим сечением (рис. 34, скв. 3); кроме того, в нескольких
местах среди плотного сосново-пушицевого торфа были встречены
небольшие прослойки или линзы магелланикум-торфа повышенной влажности.
Водные жилы этого типа здесь часто связаны с озерками.
Приток воды из-под вершины по водопроводящей прослойке, вероятно,
невелик, но достаточен для того, чтобы с течением времени вызвать воз-
Прослежена не до конца вниз по склону.
123
растающее обводнение мочажинной полосы, тем более что приток не
компенсируется стоком. Можно поэтому предполагать, что движение воды
в жилах этого типа весьма слабое.' Это предположение подтверждается
самой формой водной жилы, а также фактом разжиженности средне и
хорошо разложившегося торфа вокруг нее. При быстром течении воды
коллоидная муть была бы вымыта и торфяные стенки были бы плотны и
гладки, как у жил с быстро текущей водой.
В тех случаях, когда помимо уклона от вершины к периферической
части имеется уклон, перпендикулярный ему, как например на западном
склоне вершины, выклинивающаяся вода получает возможность
некоторого движения. В частности, вода западного склона благодаря
продольному уклону принимает участие в водном питании озерно-денудационного
комплекса через озерную полосу (рис. 33).
Несмотря на весьма недостаточную еще изученность водных жил
типа А, все же можно сделать некоторые выводы.
Движение воды внутри залежи от вершины к склонам обусловлено
разницей давления в центральной части (вершине) и на склонах.
Движение происходит в прослойках торфа со слабой степенью
разложения; оно приводит благодаря вымыванию гумуса к еще большему
понижению степени разложения.
Поступление воды на склоны, хотя и слабое, все же с течением времени
приводит к образованию водных жил в слоях шейхцериевого торфа.
Наряду с водными жилами встречаются и озерки.
Движение воды в жилах описанного подтипа слабое и местами, может
быть, даже вовсе отсутствует. При наличии продольного уклона,
совпадающего с направлением озерной полосы (как на западном склоне
вершины, где имеется уклон, и к северу), движение воды усиливается.
Торфа с высокой степенью разложения при соприкосновении с внутри-
залежной водой и особенно при ее движении частично подвергаются
разжижению и размыванию.
В местах залегания водных яшл наблюдаются деградация гряд и
расширение мочажин.
Подтип А-2. Жилы, в которые вода поступает с прилегающих
минеральных островов. Источником жильной воды являются грунтовые
воды болота, фильтрующиеся через минеральные острова, благодаря
чему они обогащаются минеральными солями. Это обогащение особенно
ясно выражено, когда острова сложены суглинком, и менее заметно, когда
грунтовые воды фильтруются через песчаный грунт. По мере удаления
от островов оно ослабевает (если только острова не расположены близ
переходных окраин верхового болота).
Водные жилы этого подтипа встречены в центральной части массива.
Морфология этих жил осталась неизученной, и мы располагаем лишь
данными отдельных бурений.
В залежи под влиянием поступающей воды, по-видимому, образуются
жидкие прослойки, которые приурочены к средней и нижней частям слоя
слабо разложившегося торфа (рис. 35); мощность их 0.25—0.4 м. Полоса
усиленного стока, в которой расположены жилы или прослойки
минерализованной воды, отходит от минерального острова, от которого
отделена полосой зыбуна. Она имеет в верхней части ширину около 12 м,
а в нижней, где жидкие прослойки не обнаружены, — до 75 м.
В растительном покрове господствует Sph. riparium, вместе с которым
растут осока вздутая, шейхцерия, осока малоцветковая (Carex pauciflora),
вахта и клюква болотная. Встречаются березы высотой 4—5 м и ели —
до 2 м. Полоса течения окаймляется с обеих сторон довольно широкими
дренированными полосами с сосной и Sph. fuscum. Она направляется
к озеру, и за 200 м до него начинается ручей. Содержание минеральных
124
солей в воде ручья почти вдвое больше, чем в воде озера. Особенно
повышено содержание кальция, фосфора, калия и натрия.
Отсутствие в полосе течения озерков при наличии водных жил или
по крайней мере высоковлажных слоев торфа объясняется, вероятно,
хорошей фильтрацией воды благодаря значительному уклону и небольшой
(около 1 км) длине полосы.
Тип. Б. Водные жилы с быстрым течением воды. Вода течет в
естественных «трубах», залегающих в торфах различного ботанического
состава и различной степени разложения.
Подтип Б-1. Жилы, питающиеся напорной водой, поступающей
из минеральных берегов. Эти жилы несвойственны верховым болотам.
Они широко распространены в низинных
торфяниках, расположенных в узких долинах или
у подножия склонов, а также часты в
окаймленных болотах * средней Карелии благодаря
положению этих последних в глубоких ложбинах
между сельгами. Грунтовая вода быстро
поднимается по естественному, почти вертикальному
внутризалежному «каналу» (около 0.3 м в
диаметре) и выходит на поверхность не только в
низинных частях торфяников, но и среди
периферических верховых сфагновых ценозов, вызывая
изменение растительности вокруг места ее
появления и вдоль образующегося при этом ручейка.
Жила напорной воды наблюдалась нами также
в одном верховом торфянике Ленинградской
области, расположенном у подножия Силурийского
плато. Вода поднимается по внутриторфяному
каналу около 0.25 м в поперечнике.
Прощупывание рукой показало, что внутренняя поверхность
трубы гладка, как будто отшлифована.
Поднявшаяся с глубины вода быстро течет открытым
потоком на протяжении около 1.5 м в
горизонтальном торфяном желобе и затем снова
погружается по естественной трубе в недра торфяника.
Обнаружить жилу нам удалось только по
необычному для сфагнового болота звуку журчащей
воды. В растительном покрове с господством Sph. fuscum изменений не
было. Водные жилы этого типа могут играть значительную роль в
водном питании тех болот, где они встречаются.
Подтип Б-2. Жилы, питающиеся безнапорной водой,
поступающей из вышерасположенных частей болота. Жилы этого характера
возникают при значительном уклоне и при наличии близкого водоприемника.
Они могут являться продолжением жил подтипа А-1. Подобные жилы
были нами встречены почти исключительно в торфяниках западной части
Северо-Западной и Прибалтийской торфяно-болотных областей.
Изучены они весьма недостаточно, и способ их возникновения остается пока
неясным.
Вода этих жил течет в естественных, слегка извилистых трубах тако-
кого же типа, как и вышеописанные (с напорной водой), но трубы имеют
не вертикальное, а наклонное положение. Диаметр труб чаще всего около
0.2 м. Встречаются и более широкие трубы (до 0.6 м), но тогда их сечение
эллиптическое и длина около 0.35 м. Стенки труб изнутри плотны и гладки,
25 50%
Рис. 35. Строение залежи
в верхней части
ложбины стока.
Справа — кривая степени
разложения торфа.
Условные обозначения см. на
рис. 1.
1 По терминологии Е. А. Галкиной A946), болота периферически-олиготрофного
хода развития.
J 25
причем не только в том случае, когда они залегают в средне или хорошо
разложившемся лесном, пушицевом или осоковом торфе, но и когда они
образованы фускум-торфом со степенью разложения 10—15%.
Жилы направляются от плоской вершины верхового болота или к его
периферии, или к крупному водоприемнику, вообще к резко выраженному
понижению. На Полистово-Ловатском массиве такие жилы направлялись
к реке. Где точно и при каких условиях они берут начало, не выяснено.
Можно лишь отметить, что плоская вершина сложена до глубины 3.5—
4.5 м фускум-торфом со степенью разложения около 5—10%. Под ним
почти отсутствуют шейхцериевые торфа; если они и встречаются, то лишь
небольшими прослойками в озерных полосах. Вместо них залегают пу-
шицевые торфа со степенью разложения 25—30%, которые подстилаются
хорошо разложившимся сосново-пушицевым торфом или непосредственно
осоковым переходным. Осуществляют ли описанные водные жилы сток
из озерных полос, расположенных на вершине, осталось неизвестным.
Возможно, что в некоторых случаях по жилам выводится вода из нижнего,
наиболее влажного слоя слабо разложившегося фускум-торфа,
залегающего на более разложившемся торфе.
Водные жилы были нами обнаружены также в ложбинах стока и
в воронках. В первом случае ложбины были врезаны на 3—5 м в склоны
G м высоты) двух верховых торфяников, разделенных рекой и ее
торфяной поймой. Длина ложбин от 1 до 2.4 км, ширина между верхней частью
склонов до 1.5—2 км, ширина днища не более 400—500 м. Минеральное
дно под ложбинами расположено ниже, чем минеральный грунт под
прилегающими выпуклыми частями торфяника, на 0.65—1.9 м.
Местоположение ложбин, таким образом, было предопределено первоначальным
рельефом. В начале их существования это были, вероятно, долинки ручьев,
впадающих в реку. Мощность залежи в 2—2.5 раза меньше, чем в
прилегающих участках, и составляет всего 2.5—3.5 м. Торф средне или хорошо
разложившийся, в верхней части — сфагновый или пушицевый, ниже —
осоково-шейхцериевый или осоковый.
У подножия торфяных склонов кое-где бьют ключи; они дают начало
ручьям, которые на некотором протяжении текут в открытом русле.
Самое замечательное то, что торф днища ложбин на глубине около
0.6 м буквально пронизан водными жилами. Диаметр естественных труб,
по которым течет вода, чаще всего около 20—25 см, иногда же только
7 см. В июле вода течет в трубах, не заполняя их целиком, а
приблизительно на одну треть. Весной и в начале лета трубы, вероятно, доверху
полны водой.
Водные жилы во многих местах вскрыты: торфяной слой над ними,
по-видимому, снесен потоком, несущимся по дну ложбины во время
таяния снега. Кровля, кроме того, во многих местах как бы продырявлена;
отверстия имеют около 0.3 м в поперечнике. Следы деятельности весенней
воды встречаются еще в виде промытых ложбинок около 0.3—0.6 шириной
и 0.4—0.7 м глубиной. В некоторых ложбинах встречаются небольшие
озерки, вероятно остатки бывшего ручья. Возможно, что изредка
встречающиеся небольшие @.3—0.5 м в поперечнике), но глубокие ямы
связаны с водными яшлами.
Вне ложбин стока в воронках обнаруживаются водные жилы того же
типа, как и вышеописанные. Последние обычно также приурочены к
понижениям поверхности, которые принимают иногда вид узких ложбин.
Они часто расположены линейно на небольшом расстоянии друг от друга.
Воронки бывают разных размеров. Наиболее крупные имеют до 7—12 м
в поперечнике; глубина их от 0.4 до 1.65 м. Крутые склоны облесены
сосной, которая выходит и за их пределы. На дне воронки находится обычно
небольшая яма, которая может быть затянута сфагнами; от нее иногда
126
промыта диетально узкая ложбинка, что указывает на течение воды весной
по дну воронки. Глубина воды в яме от 0.6 до 1 м. Ямы воронок сообщаются
между собой по водной жиле, проходящей в торфе между ними.
Ниже по склону болота воронки сходят на нет, но можно проследить
местоположение водных жил по рядам ям около 0.6—1 м в поперечнике.
Глубина воды в них до 0.9 м; высота берегов 0.4—0.6 м. Движение воды
незаметно, так как сечение водотока сильно возрастает. Обычно при
приближении к водоприемнику исчезают внешние признаки существования
водных жил внутри залежи.
Шведские болотоведы считают, что воронки образуются вследствие
обвала кровли внутриторфяного русла. На самом деле изучение воронок,
водных ям и вскрытых водных жил убеждает в том, что обвала нигде
не происходило: торф находится в естественном положении. К тому же
жилы, соединенные с водными ямами, совершенно непохожи на русла
погребенных речек.
Наблюдения над вскрытыми участками водных жил дают ключ к
пониманию способа образования воронок. Начало, вероятно, положил смыв
кровли водной жилы. Торф вокруг подобных мест продолжал нарастать,
вследствие чего увеличивались относительная глубина понижения и
глубина залегания водной жилы. Вместе с тем возможно, что ложбины,
в которых помещаются воронки, возникли первоначально в связи с
дренирующим влиянием ручья, остатками которого могут быть водные ямы.
Затем русло заплыло, как это наблюдается в настоящее время у болотных
речек, залегающих в торфе средней или хорошей степени разложения.
В таком случае водная жила представляет явление более позднего
образования.
Механизм образования водных жил описанного типа неясен. Мы также
не знаем, где и как они начинаются. Весьма вероятно, что в верхней их
части движение воды медленное и водные жилы менее резко обособлены
от торфа. На склонах падение увеличивается (уклоны порядка 0.013—
0.008); под влиянием более быстрого движения воды изменяется
морфология жил и происходит переход типа А в тип Б.
Жилы быстро текущей безнапорной воды встречены нами только в
торфяниках с глубокой фускум залежью, многочисленными озерками и
крутыми склонами, причем жилы возникают в наиболее высокой, плоской
части болота. Насколько обязательна связь между образованием жил
такого типа и этими признаками,, неизвестно. Мыслимо существование
таких жил и в низинных болотах.
5. Водные прослойки под всплывшим моховым покровом
Эти прослойки приурочены к переходным вахтово-сфагновым зыбунам,
широко распространенным среди шейхцериево-сфагновых топей, из
которых они развиваются. Прослойки встречаются, кроме того, в гипновых
зыбунах и в зыбких мочажинах верховых сфагновых болот. Во всех
случаях картина в основном одна и та же: под моховым покровом и его
отмершими нижними частями на глубине примерно 0.25—0.4 м залегает
слой воды мощностью 0.16—0.4 м. Образовался он за счет атмосферных
осадков, а в топях, прилегающих к верховым болотам, — также за счет
притекающей из болот воды. В гипновых зыбунах вода поступает из
минеральных берегов.
Под зыбунами первого типа залегает средне или даже слабо
разложившийся A5—20%) шейхцериево-сфагновый торф, в других случаях —
средне разложившийся гипновый или осоково-гипновый торф или же
сфагново-шейхцериевый.
127
Причина всплывания верхнего слоя залежи — понижение объемного
веса торфа и сопротивления его на отрыв. И то и другое является следствием
процессов анаэробного разложения растительных остатков, в первую
очередь шейхцерии, которое сопровождается интенсивным газообразованием.
Заключенные в торфе газы уменьшают его объемный вес. Развитие
анаэробных процессов вызывается увеличением увлажнения, которое не
происходит с одинаковой быстротой на всем протяжении шейхцериево-сфагно-
вых топей, в результате чего обычно чередуются участки топей и зыбунов.
Мощность слоя воды под сфагновой дерниной непостоянна, поскольку
этот слой питается атмосферными и болотными поверхностными водами.
В годы, бедные осадками, он может полностью исчезнуть, и ранее
всплывший слой залежи садится на нижележащий торф.
Растительный покров в местах залегания под ним водного слоя имеет
специфический облик: травяной ярус очень угнетен и слабо развит, зато
пышно растут сфагны. Из высших растений наиболее распространены
вахта и осока топяная, часто растущие совместно; изредка попадаются
очень крупные дернины пушицы дернистой. Нередки широкие пятна,
совершенно лишенные высших растений. Из сфагнов преобладают Sph.
Dusenii, нередко Sph. obtusum с примесью Sph. apiculatum.
В зыбких мочажинах верховых частей массива также отсутствует
или очень угнетена шейхцерия; вместо нее развивается пушица дернистая
или очеретник с осокой топяной. В сфагновом ковре господствуют Sph.
balticum и Sph. Dusenii.
Переходные сфагновые зыбуны нередко примыкают к глухим речкам,
которые дифференцируются среди них.
Водный слой под моховым покровом представляет временное явление.
На зыбунах постепенно распространяется пушица дернистая; всплывший
слой уплотняется и прикрепляется к нижележащему торфу ее длинными
вертикальными корнями. Реже ту же роль играет осока вздутая. Водная
прослойка исчезает, и от нее не остается никакого следа, за исключением
иногда подмоховых речек.
При затоплении болот в связи с гидротехническим строительством
всплывший слой зыбунов быстро отрывается, так как он связан с
торфяной залежью лишь своими краевыми частями. Зыбуны поэтому
представляют один из главных очагов быстрого образования свободных сплавин
в водохранилищах.
6. Некоторые выводы о закономерностях образования и расположения
в торфяных залежах внутризалежной воды
Изучение внутризалежной воды в нескольких болотных массивах,
преимущественно верхового типа, дало возможность установить
некоторые закономерности, которые были изложены при рассмотрении разных
типов внутризалежной воды. Основные выводы следующие.
1. Из четырех описанных типов внутризалежной воды чаще всего
встречаются в торфяниках водные жилы; они имеют и наибольшее
гидрологическое значение. Жилы питаются водами самого торфяника или
водами, выклинивающимися из минеральных берегов и островов. Они весьма
различны не только по происхождению воды, но и по скорости ее движения,
по своей форме, а также по местоположению в болотном массиве.
Наиболее распространены в верховых массивах жилы медленно
текущей воды; жилы быстро текущей безнапорной воды встречаются реже.
Жилы напорной воды в верховых торфяниках обычно отсутствуют;
свойственны они низинным и окаймленным болотам (периферически
олиготрофного хода развития; по: Галкина, 1946), расположенным у
подножия склонов или в глубоких ложбинах.
128
Довольно большое распространение имеют также прослойки воды
под всплывшим верхним слоем торфа.
2. Скорость течения влияет на морфологию водных жил и, в частности,
на степень их обособленности. Чем больше скорость движения воды, тем
резче отграничена вода от торфа. Жилы медленно текущей воды могут
переходить в жилы быстро текущей воды. Переход совершается при
увеличении уклона и сопровождается изменением характера жилы.
3. На Полистово-Ловатском массиве жилы медленно текущей воды
приурочены главным образом к участкам залежи шейхцериево-комплек-
сно-сфагнового вида строения, т. е. с мощным слоем шейхцериевых торфов
и с еще более мощной толщей комплексно чередующихся фускум- и ку-
спидата-торфов.
Водные жилы обычно отсутствуют в залежах с преобладанием магел-
ланикум-торфа.
4. Последнюю закономерность, по всей вероятности, можно
распространить и на типы болотных массивов: торфяники магелланикум вида
строения, как правило, лишены водных жил; возможно, что жилы иногда
встречаются в торфяниках магелланикум-комплексного вида строения,
но наиболее часты они в торфяных месторождениях комплексно-фускум-
шейхцериевого и фускум вида строения.
5. Жилы медленно текущей воды приурочены главным образом к ком-
плексно-фускум-шейхцериевому виду строения залежи, формирующемуся
в условиях повышенного увлажнения.
6. Водные жилы этого типа обычно связаны с наиболее влажными
слоями торфа. Между теми и другими существует не только
пространственная связь, но часто прямая преемственность: высоковлажные
прослойки торфа под влиянием движения водных струй превращаются
в водные жилы. Вода легче всего пробивает себе путь среди сильно
влажных слоев. К тому же в этих слоях, обычно содержащих остатки шейх-
церии, происходило и до сего времени происходит усиленное
газообразование, благодаря чему при растворении газов и особенно при их выделении
освобождается свободное пространство для воды.
7. Внутризалежные водные жилы тесно связаны с другими
элементами внутренней гидрографической сети болота. Особенно ясно выступает
связь жил медленно текущей воды с озерками, мочажинами, а иногда
также с полосами усиленной фильтрации воды. Эта связь объясняется
тем, что те и другие возникают в условиях обильного увлажнения при
недостаточном стоке воды. Если свойства мочажинных торфов
способствуют развитию водных жил, то, с другой стороны, присутствие внутри-
залежной воды поддерживает существование мочажин.
8. Жилы быстро текущей воды морфологически отличаются от жил
медленно текущей воды тем, что вода течет в естественных трубах,
прорытых водой в торфах различного ботанического состава и различной
степени разложения. Жилы напорной воды имеют обычно вертикальное
направление; жилы безнапорной воды расположены наклонно.
9. Жилы быстро текущей безнапорной воды встречены в торфяниках
с широкой плоской вершиной, крутыми склонами и мощной толщей
фускум-торфа. Они часто помещаются в ложбинах и всегда направлены
к водоприемнику. Внешними признаками их существования являются
воронки и водные ямы. Летом вода обычно занимает не все сечение жилы.
Жилы быстро текущей безнапорной воды заметно дренируют те участки
болота, где они встречаются в большом количестве.
10. Водные прослойки под всплывшим верхним слоем торфа образуются
в переходных шейхиериево-сфагновых топях, которые тем самым
превращаются в переходные сфагновые зыбуны. Всплывание торфа является
результатом усиленного газообразования, возникающего при анаэробном
9 И. Д. Богдановская-Гиенэф
129
разложении растительных остатков. Мощность водных прослоек
подвергается значительным колебаниям от весны до зимы; она также колеблется
из года в год в зависимости от количества осадков.
11. Водные прослойки под всплывшим верхним слоем торфа часто
связаны с подмоховыми речками, которые осуществляют сток, правда
очень слабый, из обводненных переходных сфагновых зыбунов и топей.
12. У подмоховых речек, зыбунов и жил с минерализованной водой
ясно заметна связь с минеральными островами.
13. Водные жилы играют значительную гидрологическую роль в тех
болотных массивах, где они встречаются, так как относительно быстро
переносят воду из одной части болота в другую. Таким образом, они
дополняют действие фильтрации.
14. Водные жилы, подобно болотным речкам, выполняют как
дренирующую, так и питающую функцию: дренируя одни части болотного
массива, они вместе с тем часто содействуют увеличению увлажнения
в других.
15. Существование внутризалежной воды должно особенно учитываться
при осушении болот, а также при затоплении заболоченных территорий
в связи с устройством крупных водохранилищ.
Раздел 4. БОЛОТНЫЕ ВОДОЕМЫ
1. Озера
На Полистово-Ловатском массиве имеется до 20 крупных озер. Только
три из них — оз. Рогово в южной части, озера Погорельское и
Глухое в северной — одиночны, все остальные расположены группами.
Наиболее значительная из этих групп, северо-восточная, состоит из 10
озер; среди них Рдейское озеро наиболее крупное на всем массиве, с
площадью 760 га. Северная группа состоит из трех озер — Русского, второго
по величине C90 га), Межницкого и Кокоревского; южная — также из
трех озер — Домшинского, Островистого и Корниловского. В
юго-западной части торфяника находятся на близком расстоянии друг от друга
озера Большое и Малое Глухие; в юго-восточной — озера Большое и
Малое Кожмино.
Данные о стратиграфии донных отложений озер или их берегов у нас
имеются не для всех, а только для 12 из них, но они достаточны для
выяснения происхождения озер. Все эти озера расположены в более глубоких
впадинах дна торфяника и являются остатками древних озер; другими
словами, они все первичные. Кажущимся исключением является Русское
озеро, приведенное в сводке В. Н. Сукачева A926), по данным Р. И. Або-
лина, как пример вторичного озера, но оказалось, что и у него в
некоторых частях сапропелевые отложения доходят до самого дна. Озера
Русское и Межницкое являются, по-видимому, остатками водотока,
направлявшегося с юга или юго-запада на север. Даже на профиле 24, где не было
обнаружено участков с сапропелем, доходящим до дна, несколько
западнее современного озера имеются следы глинистого и грубодетритного
сапропеля. На следующем к югу профиле 23 прослойка глинистого
сапропеля в несколько сантиметров мощностью также найдена в понижении,
соответствующем бывшему водотоку. Кроме того, между пикетами 12/0
и 12/5 этого же профиля сапропель доходит до дна, причем грубодетри-
товый сапропель залегает под 3-метровой толщей гумусового. Топи с
покровом Scorpidium scorpioides, с осокой шерстистоплодной и со Sphagnum
subsecundum ко времени этого отложения уже успели покрыть
минеральное дно (рис. 15). Быстрое образование порога стока привело к
затоплению этих топей, которое произошло в начале атлантического периода.
130
Подобная же картина перемещения русла имела место и близ Межниц-
кого озера (рис. 13). Кокоревское озеро, видимо, возникло еще до
образования топей, в мелком понижении поверхности, и существование
небольшого повышения дна в восточной его части препятствовало перемещению
молодого озера на восток (визира 23, рис. 15).
Несколько особняком стоят озера Цевло и Озерявка, расположенные
в Цевлинской низинной ложбине; они почти заполнены озерными
отложениями: слой воды в первом имеет до 1 м мощности; во втором — всего
0.75 м (табл. 6). Второе из них является вместе с тем наиболее глубоким
Таблица 6
Глубина воды и мощность лимнических отложений в озерах Полистово-Ловатского
массива (в м)
Характер слоя
Гумусовый сапро-
Тонкодетритовый
сапропель ....
Глинистый сапро-
Песчапый
сапропель
Общая мощность
сапропеля . .
Общая глубина
Русское
1 .50
1.50
0.25*
1.75
3.25
Кокоревское
2.50
3.00
0.1H
0.45
4.05
6.55
4.00
1.70
0.50
0.20
0.20
2.60
6.60
Межпицкое
0.80
2.80
0.50
0.35
3.65
4.45
2.00
2.00
0.40
0.20
2.60
4.60
2.16
2.80
0.60
0.30
3.70
5.86
Домшинское
1.00
1.50
0.25
3.00
4.75
5.75
2.00
1.05
0.25
3.00
4.30
6.30
Озерявка
0.70
4.00
1.60 *
0.30
5.90*
6.60
1.05
3.00
0.50
0.70
0.30
4.50**
5.55
Примечая и е. Одяой звездочкой отмечен грубодетритовый сапропель; двумя
звездочками—толщина слоя воды внутри сапропелевых отложений от 0.3 до 1.5 м.
из всех (свыше 8 м до минерального дна) и резко отличается своей узкой,
вытянутой формой. Дно их также лежит приблизительно на одной
высоте — 88—91 м.
Активная кислотность воды озер значительно меньше, чем воды
верхового болота: р 11 5.6—6.2; средняя — 6.0 (подробно см. табл. 11);
колебания ее очень невелики.
Данные о химическом составе воды Домшинского и Русского озер
(табл. 7) говорят о том, что существуют довольно большие колебания
в количестве и составе зольного остатка воды в различных озерах. Вода
озер южной группы, представителем которой является Домшинское озеро,
значительно богаче минеральными солями, чем вода Русского озера, что
вполне согласуется с характером растительности. Но при всей своей
бедности вода Русского озера богаче фосфором по сравнению с водой
Домшинского.
Озера Полистово-Ловатского массива, как и вообще озера верховых
болот, относятся к группе параолиготрофных водоемов Наумана (Nau-
mann, 1932); эти последние характеризуются бедностью воды кальцием,
высоким содержанием гуминовых веществ, бедностью фитона и богатством
зоопланктона (из Cladocera и Copepoda).
В большинстве случаев озера располагаются во впадинах поверхности,
отражающих понижения дна (Рдейское, Русское, Межницкое, южная
группа озер). Глубина впадин доходит до 1.5—2 м (озера Русское, Рдей-
9* 13!
Таблица 7
Содержание различных химических веществ в воде (в мг на 1 л)
некоторых озер и рек Полистово-Ловатского массива
Показатели
Русское
озеро
Дом-
шинское
озеро
р. Ершев-
ница 2-я
Межниц-
кая речка
Взвешенные вещества при
температуре 100°
Плотный осадок при 110° . . .
Потери при прокаливании . . .
Зольный остаток-
Si09
Fe263
GaO
MgO
p2o5
K20
Na20
14
36,
25,
11.
2
2
2
1.
I.o
35.0
48.8
32.0
16.8
5.6
Следы
4.0
1.1
3.2
2.0
10.0
62.4
59.2
13.2
2.0
2.4
4.0
1.0
Следы
1.4
1.4
13.0
120.4
99.2
21.2
3.2
3.6
5.2
1.6
2.5
3.2
3.5
ское). В более редких случаях берега озер являются плоскими (как у Ко-
коревского озера).
Стратиграфия озерных отложений нередко бывает различной. Глубина
воды колеблется между 1 и 2.5 м, возрастая у восточных берегов, что
является результатом закона Клинге; впрочем, часто ее трудно точно
определить, так как гумусовый сапропель образует ложное дно (Welch,
1905). Под этим отложением обычно залегает слой тонкодетритового
сапропеля (от 0.25 до 0.6 м толщины). Ниже — глинистый сапропель,
который достигает 3 м мощности в Домшинском озере и вовсе
отсутствует в Русском; в остальных озерах мощность глинистого сапропеля
от 0.2 до 0.7 м.
Озера имеют большое значение в качестве водоприемников. Их
дренирующее влияние заметно сказывается на окружающих частях болота.
Воды, передвигающиеся в верхних слоях неразложившегося сфагнового
торфа, иногда выклиниваются на склоне, образуя ручьи, текущие более
или менее заметно по мочажинам, вытянутым по склону, как например
на западном берегу Межницкого озера. Благодаря дренажу торфа озерных
болот часто отличаются несколько большей разложенностыо и наличием
более гумифицированных прослоек. Это особенно заметно в тех случаях,
когда приток воды в озере происходит главным образом через речки
(поверхностные или погребенные) или когда склоны невысоки и,
следовательно, пропускают лишь небольшие количества воды. Там же, где склоны
более значительны, как южный и западный берег Русского озера или
северный берег Корниловского озера, и поступление воды через верхние
слои неразложившегося торфа (деятельный горизонт) или же через сеть
водных жил более обильно, образования гумифицированных прослоек
не наблюдается, так же как и повышения степени разложения. Склоны
в таких случаях почти лишены древесной растительности и покрыты гря-
дово-мочажинным комплексом с широкими мочажинами. Нередко полосы
озерков ясно направляются к озерам, например в Русское озеро, Кокорев-
ское, Корниловское.
Интересно, что параллельно берегам некоторых озер имеются
своеобразные, длинные, иногда извилистые озерки, или мочажины-озерки.
Глубина воды в них до 2.5—3 м. Такие же «трещины» (Spalten, Riss)
хорошо заметны вокруг озер на аэрофотоснимках болота Целау (Gams
132
u. Ruoff, 1929). Рассматриваются они авторами как морозные трещины
(Eisspalten), но объяснения механизма их образования не дается.
Нам кажется, что озерки данного типа, виденные нами, действительно
являются трещинами, но возникшими вследствие некоторого сползания
берегов вниз под напором движущихся в торфе вод, и поэтому они
образуются именно там, где залежь является проводящей.
Кроме подмывания берегов, в некоторых местах обнаружено
существование вымоин близ границы между неразложившимися и средне (или
хорошо) разложившимися торфами. Такое же выщербление берегов
можно видеть на профилях озер среди торфяников, приведенных Постом
(Post, 1913) и вычерченных на основании частого бурения. По-видимому,
мы имеем здесь дело с оползневыми явлениями. Глыбы торфа, по всей
вероятности, отрываются под влиянием горизонтального движения
грунтовых вод в неразложившемся торфе несколько выше границы с хорошо
разложившимся.
Особенностью болотных озер, являющейся, возможно, следствием их
питания преимущественно грунтовыми водами торфяника, надо считать
постоянство уровня воды в них в течение года. Максимальное понижение
уровня водной поверхности в межень наблюдается у Межницкого озера
(на 50—55 см ниже берегов), что, вероятно, объясняется действием канавы,
проведенной из этого озера в Русское. В Русском озере вода летом ниже
берегов только на 20—25 см; в других озерах высота берегов над урезом
воды в это же время года 30—40 см.
Наличие внутриторфяного стока в озера в известной мере влияет на
характер образующихся в них отложений. Гумусовый сапропель в
озерах северной группы, особенно в Русском, гораздо менее плотен, чем
в Домшинском озере, сток в которое более локализован, или даже в оз.
Озерявка, несмотря на наличие в нем разжиженных слоев. В Русском
озере, между устьем Кокоревской Трубы, в 400 м к северо-востоку от него,
и истоками р. Порусьи залегает среди гумусового сапропеля на глубине
4.25—4.75 м слой воды или сапропеля, настолько жидкого, что он не
захватывается буром Гиллера. Этот слой находится как раз на одном уровне
с устьем Кокоревской Трубы. Его возникновение объясняется, вероятно,
притоком воды из этой погребенной реки. Внутриторфяное русло переходит
в озере во внутрисапропелевое. К сожалению, у нас нет данных о том,
насколько далеко простирается последнее.
Способ образования этого жидкого слоя можно представить так:
вследствие нарастания торфяника и повышения уровня воды настает
такой момент, когда приток воды из реки осуществляется на известной
глубине; в вышележащих же слоях движения воды нет. Вода течет как бы
в открытом сверху русле из гумусового сапропеля. Осаждающиеся
частицы детрита прижимаются с боков к верхней части слоя сапропеля
вокруг струи движущейся воды, образуя выступ, который, постепенно
нарастая в вертикальном и горизонтальном направлениях, в конце концов
смыкается в свод или кровлю, и, таким образом, струя движущейся воды
оказывается замкнутой как бы в трубе из сапропеля.
В озерных отложениях Корниловского озера также обнаружен
водный слой, причем водный карман (или русло) на некотором протяжении
открыт сверху. По-видимому, и здесь приходится ставить в связь это
явление с проточностью озера. Как мы уже видели, в него впадает
река, под поверхностным руслом которой проходят водные жилы
на глубине 1.50—1.75 м близ озера; напротив же ее устья выходит
другая река, русло которой находится на глубине 1.25 м близ Острови-
стого озера.
Иного происхождения водные прослойки или очень жидкие слои
озерных отложений, встреченные в оз. Озерявка (рис. 36). Верхний из них
Ш
имеет 50 см'мощности и залегает изогнуто среди тонкодетритового
сапропеля на глубине от 3.5—4.25 до 4.5—5 м; он является как бы продолжением
песчаного водоносного горизонта. Второй и третий нижние водные слои
имеют максимальную толщину 1.5 м; они, по всей вероятности, являются
инфильтрациями со стороны правого берега, образованного озом. Слои
сапропеля между ними и вышележащий гумусовый сапропель отличаются
значительной плотностью; бур, воткнутый на глубину 1.5 м, стоит сам.
Из наших материалов — у нас, к сожалению, только один профиль через
озеро — не видно, какое протяжение имеют жидкие слои и сообщаются ли
они с поверхностным слоем воды. В южном узком продолжении озера
имеется слой воды в 25 см на глубине 6.5—6.75 м в озерной глине.
Дополнительными бурениями было установлено, что второй и третий слои
не сообщаются между собой, по крайней мере в пределах данного профиля.
Насколько распространены вообще водные прослойки в озерных
отложениях, пока неясно. Несколько странно, что в известной сводке Лундквиста
(Lundquist, 1927) нет упоминания о них.
На схеме водной сети приведены реки, как поверхностные, так и внутри-
залежные, а также системы водных жил, питающие озера северной и
южной группы, более подробно нами изученные, и пути стока из озер. Из этих
данных ясно видно, что почти все озера явно проточные. Возможно, что
у многих болотных озер пополнение и сток осуществляются малозаметными
с поверхности погребенными речками или водными жилами, чем
объясняется распространенное среди болотоведов мнение, что болотные озера
в большинстве случаев глухие. Однако это весьма сомнительно.
Бессточные водоемы вообще несвойственны лесной зоне, которая является
главной зоной распространения торфяников, и когда здесь встречаются озерки
в минеральных берегах без поверхностного стока, как например
многочисленные «Zoll» немецких авторов, они рассматриваются как озера
подземного питания и стока («lacs, coupants une nappe»; см.: Collet, 1925).
Такой способ питания и стока тем более вероятен для «глухих» болотных
озер, что многие горизонты торфа являются водопроводящими, а водные
жилы и погребенные речки имеют значительно большее распространение,
чем было до сих пор принято думать. Кроме того, мы уже видели, что
даже мелкие озерки большей частью не изолированы, но связаны друг
с другом. Иногда различие уровней соседних озер приводится как
доказательство отсутствия сообщения между ними и водонепроницаемости
торфа. Но это рассуждение несостоятельно, так как такое различие имеется
и между озерами, несомненно сообщающимися между собой, и зависит
от соотношения между притоком и стоком.
Из всех осмотренных нами озер нам не удалось обнаружить путей
стока только у Погорельского и Межницкого, но специального
исследования для выявления их нами не было произведено.
У северного озера Б. Глухое (около дер. Иванцево) имеются следы
речки, выходящей из его северной части (или впадающей), но у нас не было
возможности ее проследить. Из южного озера М. Глухое, по словам
рыболовов, выходит речка, направляющаяся в сторону р. Страдницы; она
заметна только по небольшим окнищам, в которых часто ловили рыбу
лет 10—15 тому назад. Иначе говоря, она принадлежит к типу
погребенных речек.
Что касается Погорельского озера, в котором, по словам местных
жителей, отсутствует рыба, возможно, что существует внутриторфяная
связь между ним и многочисленными озерками, находящимися на восток
и на северо-восток от него на расстоянии около 300 м. Древний водоем,
остатком которого является это озеро, сообщался, как мы уже видели,
с продолжением Цевлинско-Полистовской ложбины, но связь эта давно
прекратилась.
135
Схема водной сети бассейна озер Русского и Островистого
Северо-западная —> Кокоревское Водные жилы с
полоса озерно- озеро I западного и во-
денудационного сточного берегов
комплекса | |
р. Кокоревская —> Русское озеро—> р. Порусья
Труба f
Мелкие мочажин > Межницкое-
ные ручьи на озеро
западном берегу \
| р. Поддомша
• Межницкая р.—> Домшинское озеро
; р. Ершевницы
I P* Островистая
р. Корниловская i-я 1 |
Корниловское озеро—>р. Корниловская 2-я оз. Островистое—>р. Хлавица
А А
Восточная полоса ' |
озерков р. Кожминка
А
оз. М. Кожмино
А
Водные жилы
озерного
комплекса
севернее
оз. М. Кожмино
Довольно загадочными представляются пути стока Межницкого
озера; поверхностных водотоков близ него нет. Канава, уносящая избыток
его вод в расположенное ниже Русское озеро, очень недавнего
происхождения; наступание его на берега гораздо менее заметно, чем у этого
последнего. Все эти обстоятельства заставляют предположить существование
подземного стока. Этот сток возможен в сторону Русского озера. Узкая
часть торфяника между этими двумя озерами сильно дренирована,
вследствие чего прохождение короткой и глубоко залегающей погребенной
речки может остаться без влияния на растительность.
Изучение болотных речек показало, что водопропускная способность
их с течением времени ослабляется. Ухудшение речного стока до
некоторой степени компенсируется прогрессивным повышением уровня воды
в озерах в результате вертикального роста торфяных берегов. Кроме
того, происходит увеличение площади озер вследствие размывания
берегов. Это явление, которое неоднократно отмечалось в литературе, хорошо
выражено у озера Б. Кожмино и у озер северной группы. Вопреки
указанию И. В. Даниловского A931), нигде не наблюдается зарастания этих
последних. Особенно энергично наступает на свои берега Русское озеро;
его берег изрезан многочисленными заливчиками и вымоинами в несколько
метров длины, которые постепенно углубляются вследствие работы волн.
Подмывание берегов во многих местах наблюдается у Межницкого озера.
К сожалению, ширина террас, образованных вследствие размывания
берегов, нигде не была нами точно измерена. Она особенно велика с
восточной стороны, где сильнее действие волн, поскольку, как известно, в
данной области господствуют западные ветры. Во всяком случае она не меньше
20 м.
Неравномерная абразия берегов, а также раньше имевшее место
зарастание водоемов преимущественно с западной и северо-западной стороны
вызывают перемещение озер к востоку, несколько примеров которого имеем
на Полистово-Ловатском массиве (озера Рдейское, Межницкое; см.
профили 25 и 21).
У озер южной группы в отличие от северной наряду с размыванием
берегов наблюдается и зарастание в мелководных заливах, особенно с
западной стороны (рдест, кубышка желтая). В оз. Островистом растут
в воде около места выхода р. Хлавицы рогоз узколистный, вех ядовитый,
белокрыльник, осока вздутая, вахта, сабельник. Кроме того, во многих
местах, независимо от положения по отношению к странам света, имеется
кайма в 10—40 м шириной с растительностью, несвойственной верховому
болоту. Значительная разница в глубине торфяной залежи над гумусовым
сапропелем в этой полосе и в следующих за нею частях берегов с типичной
для верховых болот растительностью при сходстве в ботаническом составе
и степени разложения торфов указывает на относительную молодость
этой полосы по сравнению с более отдаленными от озера частями.
Другими словами, увеличение мощности торфа при данных условиях
свидетельствует о постепенном зарастании озер и уменьшении их поверхности
(табл. 8). Надвигание растительности продолжается и поныне; между
прочим, впереди каймы имеется бордюр из отдельных растений (рогоз
широколистный, вех ядовитый, сабельник, белокрыльник и др.), растущих
в воде и укореняющихся в гумусовом сапропеле. Размывание же
берегов — явление новое, и подводная терраса размывания еще не успела
образоваться (см. профиль 30; здесь на расстоянии 3 м от берега оз. Дом-
шинского глубина слоев воды над гумусовым сапропелем та же, что
в более центральных частях озера, — 1.75 м).
Зарастание озер южной группы и сокращение их площади объясняется,
очевидно, превышением стока над притоком. Вода, скопляющаяся весной
в оз. Островистом, выводится не только через русло р. Хлавицы, но также
\?Г(
Таблица 8
Изменение глубины торфа по мере удаления от берегов
в некоторых озерах Полистово-Ловатского массива
I Глубина торфа (в м)
Озеро в 25 м от в 30 м от
у берега берега берега
Домшинское 1.5 2.3 2.5
Корниловское 1.5 2.0 3.25
Островистое 0.75 1.40 | 1.75
через всю долину этой последней, которая заливается на ширину 100—
200 м.
При весеннем подъеме воды в южных озерах низкая терраса зарастания
не заливается, но приподнимается вместе с водой. Бурение показало, что
под нею имеется, действительно, прослойка воды, летом около 25 см
мощности; она большей частью залегает между торфом и гумусовым
сапропелем, но в некоторых случаях (южный берег оз. Домшинского у истоков
р. Домшинки, берег оз. Островистого на север от устья этой же реки)
перерезает шейхцериевый торф на глубине 1 — 1.25 м. Весной мощность
водной прослойки, по-видимому, увеличивается, чем и объясняется
поднятие вышележащего торфа. Иначе говоря, терраса зарастания, хотя и
связанная с прилегающей частью торфяника, как бы плавает на воде,
поднимаясь и опускаясь вместе с ней.
Разлив наблюдается только у устьев и истоков речек Корниловской
1-й и 2-й, Межницкой речки, Хлавицы.
Таким образом, режим озер северной и южной групп довольно заметно
различается. Между тем как у первых происходит увеличение площади,
у вторых — сокращение. Ясно, что такое различие объясняется разницей
в соотношении между притоком воды и стоком; в данном случае р. Хлавица
лучше выводит избыток воды, чем р. Порусья.
2. Озерки
Общая характеристика озерков
Озерки — Teichen Вебера (Weber, 1902) и Освальда (Osvald, 1929),
Kolken Каяндера (Cajander, 1913), Blanken Гамса и Руофф (Gams u.
Ruoff, 1929), наличие которых Освальд склонен считать характерной
чертой западного варианта шведских болот и вообще верховых болот
атлантического типа, на самом деле имеют широкое географическое
распространение. Они свойственны верховым болотам Карелии и северо-
востока европейской части Советского Союза, Прибалтики и Белоруссии.
В Московской области они отсутствуют на дренированных болотах типа
Галицкого Мха, но встречаются на болотах склонов (Матюшенко, 1931)
и на некоторых крупных массивах (Оршинский Мох). В Васюганье
озерные комплексы реже играют большую роль на верховых болотах (Бронзов,
1930). Озерки, наконец, имеют значительное распространение на верховых
болотах Фенноскандии, за исключением восточной Швеции (Osvald, 1923),
в южной Прибалтике и в Чехословакии.
Из этого перечня можно заключить, что область распространения
озерков более или менее совпадает с распространением верховых болот, но в
наиболее континентальных частях последнего озерки встречаются только
138
на более крупных массивах или болотах меньших размеров, но с
обильным водным питанием.
На Полистово-Ловатском массиве озерков много, но они
распространены очень неравномерно: в одних частях массива они совершенно
отсутствуют, между тем как в других составляют весьма характерную и
существенную часть ландшафта.
По своему происхождению озерки могут быть разделены на две
главные группы: первичные (остаточные), остатки прежних озер или водотоков,
и вторичные, образовавшиеся в процессе развития торфяника. Надо,
впрочем, сказать, что между этими двумя группами, казалось бы хорошо
разграниченными, существуют переходы: некоторые озерки являются
остатками речек, протекавших по торфяному дну; другие, будучи
первичными, имеют лимнические торфяные отложения.
Первичные (остаточные) озерки
Первичные озерки отличаются от озер только своими меньшими
размерами. Поперечник их колеблется от 7—8 до нескольких десятков метров.
Форма их разнообразна: то округлая, то узкая и длинная, то неправильно-
лапчатая.
Первичные озерки особенно распространены на Полистово-Ловатском
массиве в районе бывшего Южного озера, остатками которого они являются.
К ним относятся Большая проница1 к югу от оз. Островистого и к западу
от р. Кожминки, Хлавицкая проница на запад от р. Хлавицы, Гагрина
проница, Поддомша, две Ершевницы и многочисленные озерки между
о. Межник, озерами Корниловским и Домшинским.
Таблица О
Глубина (в м) некоторых первичных озерков
Озерко
В средней
части
Поддомша
Хлавицкая проница .
Озерко «Линдберга» 2
3.25
4
6.40
У берегов
2
3.55
.70F.20)
Разница
1.25
0.45
0.70
Берега озерков плотны и имеют то же строение, что и окружающие
части торфяника. Часто их окружает надводная кайма 1—2 м ширины
из шейхцерии и Sph. riparium с примесью белокрыльника, вахты,
сабельника, реже только из шейхцерии и Sph. cuspidatum; иногда вдоль
плотных берегов имеется надводная сплавина из сабельника, белокрыльника,
вахты, веха. Торф каймы, как правило, доходит до гумусового сапропеля.
Остаточные озерки, по-видимому, как и крупные болотные озера,
приурочены к небольшим западинкам дна, как это видно из табл. 9.
Большее число измерений позволило бы точнее определить разницу
в глубинах, но все же приведенные цифры говорят о том, что даже
небольшие колебания в рельефе дна массива уже приобретают значение при
формировании озерков. Образование их и сохранение зависят, по-видимому,
и от наличия течения: озерки Поддомша и Ершевницы являются нижними
звеньями речки, впадающей в Домшинское озеро; полоса озерков, иду-
1 Проница — местное название озерков.
2 Названо нами так из-за большого пятна Sph. Lindhergii, росшего близ его
берега; этот вид был впервые найден нами на Полистово-Ловатском массиве.
139
щих от Гагриной проницы к Корниловскому озеру, оканчивается речкой,
впадающей в последнее. Озерки связаны между собой внутриторфяными
протоками и, кроме того, соединяются прослойками воды, часто покрываю-
щими гумусовый сапропель под торфом.
Рис. 37. Профили через остаточные и вторичные озерки.
Остаточные озера и озерки: 1 — Гагрина проница (остаток Южного озера); 2 —
маленькое заросшее озерко около Поддомши, покрытое осокой вздутой; з — озерко «Линдберга»
(центральная часть) в озерно-денудационном комплексе; над сапропелем лимнофлювиальные торфа;
над тростниковым торфом шейхцериево-осадочный; 6 — оз. Порусье у берега. Вторичные
озерки: 4 — круглое озерко, затянутое сплавиной из ослизненного Sph. cuspidatum — 2.8 м
воды (визира 19, пикет 2/0); 5 — озерко, затянутое сплавиной из шейхцерии и Sph. riparium — 1.1м
(визира 27, пик. 14/0); 7 — разрез заросшего озерка (ассоциация Scheuchzeria — Sph. riparium)
и его берега на север от Корниловского озера (северная часть прежнего Южного озера) — 3.8 м;
8 — дистальная часть озерка между озерами Б. Кожмино и Островистым (в восточной ложбине).
Справа — кривые степени разложения торфа. Остальные обозначения см. на рис. 1.
В северной части массива первичные озерки чаще связаны с речками
или являются их остатками. Так, например, оз. Порусье (рис. 37)
находится очень близко от места резургенции р. Порусьи; в ее среднем
течении озерко «Линдберга» (рис. 37), по-видимому, является остатком
водотока, проходившего среди топи на месте озерно-денудационного
140
комплекса под Ратчинским бугром. В озерке «Линдберга» над глинистым
и тонкодетритовым сапропелем залегает слой водных торфов (дрепанокла-
дус-тростникового и шейхцериевого переходного), над которым успел
отложиться слой в 1.5 м гумусового сапропеля. Речные окнища р. По-
русьи (рис. 28) собственно являются тоже первичными озерками, на дне
которых лежит слой остатков водных растений (рдеста плавающего,
белокрыльника и др.).
Глубина воды в первичных озерках от 1.5 д 4.75 м. На дне слой
гумусового сапропеля от 0.5 до 1.25 м, иногда он прикрыт осадочным
шейхцериевый торфом с семенами белокрыльника, вахты, сабельника. Под
гумусовым сапропелем большей частью залегает тонкодетритовый, а еще
ниже — глинистый сапропель. Общая мощность всех этих отложений
колеблется от 0.75 до 2 м.
В первичных озерках на месте бывшего Южного озера растительность
носит более мезотрофный характер, чем в других, что объясняется
относительным минеральным богатством и более высоким рН воды: 4.8—5.8.
Как правило, рН возрастает с уменьшением размеров озерков.
Вторичные озерки
Вторичные озерки распределяются очень неравномерно. Они
встречаются в большом количестве в частях торфяников с большим
увлажнением и недостаточным стоком, на что уже указывал К. Вебер (Weber, 1902),
а также Я. Я. Гетманов A928) и В. П. Матюшенко A931, 1934). На По-
листово-Ловатском массиве они имеют наибольшее распространение
в озерно-денудационном комплексе и в узком проливе между островами
Межник и Домша (профиль 31, рис. 23). Озерки этих двух групп, весьма
различные по облику и расположению, тем не менее принадлежат к
одной и той же генетической группе озерков древнетопяного х
происхождения и имеют помимо происхождения некоторые общие черты, а именно
многие из них связаны с водными жилами или соединены внутриторфя-
ными протоками; нижний слой озерных отложений в них шейхцериевый:
глубина большей частью 2—3.5 м.
Разница в облике зависит, с одной стороны, от моделирующего влияния
рельефа на форму озерков, с другой — от их гидрологического режима.
Так, округлые озерки встречаются преимущественно в плоских частях
торфяника; полуэллиптические — на склонах; вытянутые связаны с
влиянием течения и, следовательно, с продольным уклоном. От
гидрологического режима зависят наличие террас заливания, развитие
растительных кочек в воде.
Озерки озерно-денудационного комплекса округлой формы,
небольших размеров, чаще всего от 3 до 5 м в поперечнике; характерно
расположение их преимущественно полосами, а также частое наличие внутри-
торфяной связи между ними. Глубина от 1 до 3.5, большей частью от 2.5 до
3.5 м. Эта разница в глубине показывает, что не все озерки строго одно-
возрастны. Некоторые из них образовались относительно недавно;
большинство же возникло еще в обширной, переувлажненной шейхцериевой
топи, которая сменила лесные ценозы.
Встречающиеся изредка небольшие оводненные мочажины со слоем
воды около 0.5—0.75 м и с плавающим Sph. cuspidatum, может быть,
следует рассматривать как зачатки новых озерков. Они часто встречаются
вблизи глухих речек (например, Лукковской топины).
Плотное дно озерков обычно образовано шейхцериевым торфом;
очень часто над ним залегает жидкий осадочный шейхцериевый торф,
1 Имеются в виду лишь относительно древние топи, а именно существовавшие
в конце бореального периода.
141
иногда пронизанный водными прослойками. Еще выше имеется слой
жидкого гумусового сапропеля, богатого остатками сфагнов (ложное
дно; по: Welch, 1905). Соответствующие микроозерки отсутствуют в
классификации Е. А. Романовой.
В узкой ложбине между островами Межник и Домша развиты узкие
озерки (рис. 21). Кроме этих двух основных типов вторичных озерков
встречаются еще некоторые, менее распространенные.
Водные ямы встречены только в озерных полосах озерно-денудацион-
ного комплекса, притом в гораздо меньшем количестве, чем обычные
озерки. Они не более 1 м в поперечнике, но глубина их такая же,как
у озерков. Они всегда расположены среди большого пятна голого торфа,
обычно ближе к тому краю, поверхность которого лежит почти на одном
уровне с водой. Берег чаще с одной стороны не отвесный, а покатый.
Водные ямы большей частью находятся на небольшом расстоянии
от обычных озерков. Создается впечатление, что они обязаны своим
происхождением прорыву верхнего слоя торфа струей воды и газов,
возникших весной, вследствие увеличения напора внутри торфяника. Торф
вокруг водной ямы поддерживается в денудированном состоянии
периодическим заливанием.
Большую редкость представляют озерки в трещинах, возникших,
по-видимому, вследствие сползания торфа. Такие трещины встретились
близ западного берега Русского озера, находящегося во впадине
поверхности. Они отличаются своей узкой, слегка извилистой формой.
Некоторые из них находятся в районе устья Кокоревской Трубы, другие —
несколько восточнее Домшинского озера. Глубина их около 2.5 м. Дно
сложено сосново-пушицевым торфом.
Такие же трещины, параллельные берегу озер, хорошо заметны на
аэроснимках болота Целлау Г. Гамса и 3. Руофф (Gams u. Ruoi'f, 1929).
Озерки краевой ложбины встречаются близ края торфяника, в тех
частях его, где он примыкает к возвышенному берегу. В таких случаях
возникают неглубокие озерки с резко переменным режимом. После
обильных дождей их площадь и глубина сильно возрастают (глубина до 1.5 м),
но затем быстро вновь уменьшаются вследствие просачивания воды вглубь.
Зачаточные озерки встречаются около глухих речек, расположенных
на повышениях рельефа. Они почти всегда удлиненной формы; глубина
воды 0.5—0.9 м при общей мощности торфа в 1.1—2 м. В них часто
встречаются затопленные мхи (Sph. Jensenii) черного цвета. Попадаются также
зачаточные озерки в верховом торфянике на границе его с топью в местах,
соответствующих древнему берегу ложбины; глубина воды в них около
0.3 м. В этих вымочинах растут Sph. magellanicum или Sph. Jensenii,
также черного цвета.
Ключевые озерки
Есть еще одна группа озерков, которые стоят особняком и не относятся
ни к первичным, ни к вторичным, а именно ключевые озерки,
встречающиеся на верховых торфяниках очень редко. Только одно озерко,
принадлежащее, по-видимому, к этой группе, найдено нами на Полистово-Ловат-
ском массиве, и то оно не было подробно исследовано. Встречено оно
в западной части среднего участка массива. Это очень небольшое озерко,
распавшееся на 2 части, около 5 м длины и 3 м ширины, расположенное
на склоне, занятом грядово-мочажинным комплексом. Оно обращает на
себя внимание наличием окаймляющего его густого и относительно
высокого кольца кустарничков (кассандра, подбел, вереск) и высокой березы
D м); на грядах вокруг него на фоне из Sph. fuscum разбросана осока
142
малоцветковая — показатель небольшого увеличения минерального
питания. Глубина торфа 1.5 м. Это озерко заметно отличается от озерков
как первичных, так и вторичных.
Нарастание сплавин на озерках
Нарастание сплавины на озерках — явление нечасто встречающееся.
Препятствуют ему колебание уровня воды и обильное выделение газов
со дна. Наползающий ковер листьев вахты не признак нарастания, так
как при морозах она погибает и ее остатки опускаются на дно.
У озерков, расположенных на равнинных или слабо пологих частях
торфяника, нарастание происходит одновременно со всех сторон. Так,
у пикета 2/0 визиры 19 выделяется зыбкая круговина около 3—4 м в
диаметре. Состоит она из угнетенного Sph. cuspidatum с короткими C—4 см)
живыми стебельками, ослизненными и ломкими, с крупными головками.
Живой покров стелется на нижнем плотном отмершем слое, около 35 см
мощности. Слой воды под сплавиной 2.8 м (рис. 37, 4). Середина сплавины
слегка приподнята над краями вследствие весеннего подъема воды в озерке
или, может быть, скопления газов под моховым ковром; на ней — две
молодые темно-зеленые дерновины пушицы дернистой и единичные
экземпляры кипрея болотного; кругом у края—узкий бордюр из осоки топя-
ной, вероятно, затянувшей озеро своими корневищами, на сплетении
которых позже поселился сфагнум.
У озерка близ Корниловского озера, т. е. во впадине Южного озера,
сплавина, всего 0.95 м толщины, образована Sph. riparium, мощность
слоя воды под ней только 1.95 м. Площадь озерка около 4 м2 (рис. 37, 7).
Небольшая круговина осоки вздутой встречена близ оз. Поддомша.
Под слоем в 30 см осокового торфа залегает толща в 2 м гумусового
сапропеля; под ним — еще слой в 1.5 м сапропеля (глинистого, тонко- и грубо-
детритового).
Раздел ~>. О ЗНАЧЕНИИ ФИЛЬТРАЦИИ {^ГИДРОДИНАМИКЕ ТОРФЯНИКА
Изучение гидрографической системы Полистово-Ловатского массива
показало, что движение воды происходит во многих случаях по
морфологически дифференцированной системе и что речки, поверхностные и вну-
тризалежные, а также водные жилы играют большую роль при
продвижении воды. Из факта существования в торфянике обособленной
проводящей системы вытекает важное следствие — фильтрация не является
единственным способом движения воды в торфяной залежи. Отрицать
ее значение, однако, нельзя: вода путем фильтрации поступает из торфа
в ближайшие озера, озерки, я^илы и речки, погребенные и поверхностные,
которые действуют как «Hgnes d'appel» (по терминологии французских
авторов). Убывание водного потока в низовьях речек происходит также
благодаря фильтрации. В тех частях массива, где водные жилы и тесно
связанные с ними озерки отсутствуют, а речки редки, движение воды
происходит, очевидно, исключительно путем фильтрации.
Хорошо согласующиеся между собой результаты опытов и
наблюдений Мальмстрема (Malmstrom, 1923), А. Д. Брудастова A925) и Я. Я. Ге-
тманова A928) еще давно показали, что большой фильтрационной
способностью обладают не все виды торфа; водопроводящими являются главным
образом плохо разложившиеся торфа: сфагновый, гипновый, осоковый,
тростниковый (Гетманов, 1928), а также пнистые горизонты (Горячкин,
1923; Брудастов, 1925; Гетманов, 1928).
Наши наблюдения на Полистово-Ловатском массиве также показали,
что фильтрационное движение воды в верховых торфяниках происходит
143
главным образом в неразложившемся сфагновом торфе, преимущественно
в слое, залегающем над средне разложившимся магелланикум-или шейх-
цериевым торфом, отчасти поверхностном.
Значительную роль в проведении воды играют, как мы уже отмечали,
мало разложившиеся прослойки между более гумифицированными слоями.
Наконец, в южной части центральной ложбины осоковый торф 20%-го
разложения, отличающийся повышенной влажностью, является также
водопроводящим.
Само движение воды может с течением времени несколько понизить
степень разложения торфа, так как вода уносит часть гуминовых веществ
в растворенном виде и, вероятно, также в виде тонкой взвешенной мути.
Возможно, что низкая степень разложения A0%) водопроводящей
прослойки у визиры 20 (см. главу 111) представляет до некоторой степени
вторичное явление, хотя, конечно, она с самого момента своего образования
должна была отличаться несколько меньшей гумифицированностью по
сравнению с залегающим ниже торфом.
Даже сосново-пушицевый и прочие лесные торфа, составляющие
наиболее пнистый слой торфяника, большей частью сильно разложившиеся
и довольно плотные, в ряде случаев бывают разжижены. Весьма
показательно, что пробы ольхового торфа под шейхцериевым переходным
в озерно-денудационном комплексе, взятые буром Инсторфа в близких
точках, большей частью плотные, относительно сухие (85% влажности)
и со степенью разложения 55—60%, иногда бывают жидкими и тогда
состоят главным образом из древесных остатков без гумуса. Создается
впечатление, что слой лесного торфа пробит был в этих местах током воды,
который вымыл гумусовые частицы.
Шейхцериевый торф благодаря своей средней степени разложения
может, вероятно, быть водопроводящим только при наличии водных жил.
Интересно, что даже в водопроводящих горизонтах вода движется
в торфе не сплошным фронтом, а отдельными струями. По наблюдениям
В. М. Матюшенко над просачиванием воды из стен шурфов (по устному
сообщению), она обычно бьет из них отдельными мелкими струйками.
Сходные явления наблюдались нами при копании ям зимой для
определения глубины промерзания торфа. Ямы были небольшой глубины (всего
50—70 см). Следовательно, это позволяет судить о движении воды только
в поверхностном слое торфяника, вернее, в слое под мерзлым торфом.
Оказалось, что быстрота наполнения ям водой весьма различна в
различных частях торфяника и что при быстром поступлении (например, в гря-
дово-мочажинном комплексе) вода бьет более или менее сильной струей,
иногда даже как бы маленьким фонтаном в одном или нескольких местах
либо со дна, либо из-под мерзлого слоя с одного из боков ямы.
Равномерного просачивания воды почти не наблюдалось.
Эти факты находятся в полном согласии с представлениями
гидрогеологов о продвижении воды в пористых грунтах. Так, например, де Лонэ
(de Launay, 1922) отмечает, что вода грунтов, считающихся наиболее
пористыми, циркулирует в виде настоящих подземных ручьев, а не в виде
сети капилляров, обволакивающих всю массу, как долгое время полагали.
Фильтрующая масса песка не может рассматриваться как пучок
капиллярных трубок; это явление гораздо более сложное: струйки влаги в
переплетении неправильных пустот внутри песка образуют расширения,
внезапные сужения отдельных участков, переломы направления,
разветвления и перерывы. Все это вызывает ослабление напора.
Движение воды в торфянике происходит также во многих случаях
как бы отдельными крупными струями. В центральных частях массива
полосы течения с обильными озерками и водными жилами или же с овод-
ненными мочажинами чередуются с более дренированными участками,
144
которые они петлеобразно охватывают; полосы озерно-денудационного
комплекса чередуются с участками грядово-мочажинного. Часто при этом
не удается обнаружить ни в рельефе поверхности, ни в рельефе слоя
лесного торфа, подстилающего неразложившиеся фускум- и куспидата-моча-
жинные торфа, заметных различий, объясняющих расположение озерков
и водных жил полосами, а между тем такое расположение ясно выступает
на плане.
В 1948 г. К. Е. Иванов A948) пришел к выводу, что движение воды
при фильтрации происходит в слое торфяника, который он называет
«деятельным горизонтом» и противопоставляет «инертному горизонту»,
залегающему ниже, в котором движения воды не происходит вследствие
малой водопроницаемости торфа. Согласно определению К. Е. Иванова,
деятельный горизонт — это слой, находящийся на глубине 0.5—0.6 м,
отличающийся высокой водопроводимостью, перемепным содержанием
влаги, периодическим доступом воздуха и большим количеством
аэробных микроорганизмов (Иванов, 1956). Как видно из этого определения,
деятельный горизонт совпадает с торфогенным слоем, выделенным Д. А.
Герасимовым A932) на основании исследований его сотрудников.
Результаты наших исследований на Полистово-Ловатском массиве
во многом вполне согласуются с выводами К. Е. Иванова, но надо
отметить, что инертный горизонт не является однородным. В нем встречаются
прослойки с пониженной степенью разложения, которые со временем
становятся водопроводящими. Их пониженная степень разложения в
начале возникновения, вероятно, связана была с метеорологическими
условиями, но впоследствии разложение еще больше понижается под влиянием
движения воды, которая мало по малу уносит растворенные гуминовые
вещества, а также взвешенную торфяную муть.
Возникает вопрос, свойственно ли такое «струйчатое» движение воды
в торфянике только проводящим участкам. Не свойственно ли оно также
частям, лишенным морфологически дифференцированной проводящей
системы, в которых движение воды может происходить только
фильтрационным путем, и если да, то возможно ли проследить местоположение
хотя бы наиболее крупных потоков?
В южной части юго-западной ветви массива проходит полоса более
или менее типичного сфагнового соснячка, идущая от Веретьевской
вершины к Глухим озерам. Занята она бугристо-мочажинным или грядово-
мочажинным комплексом в зависимости от уклона поверхности. Положение
в современном рельефе меняется на протяжении полосы, изменчива и
площадь мочажин, образование которых началось недавно; строение
залежи одинаково сверху до слоя осоково-пушицевого торфа A-й вариант
магелланикум вида). Везде смена Sph. magellanicum на Sph. fuscum
произошла недавно и не всюду еще вполне завершилась. Очень часто
на такой залежи наблюдается относительно хороший рост сосны,
представленной формой Litwinowii. Тем более странно здесь произрастание
типичной сосны формы pumila (даже на Sph. magellanicum) и очень мелкой,
сильно угнетенной формы Willkommii до 0.7—1 м высоты. Р. И. Аболи-
ным A915) было установлено, что форма pumila приурочена к частям
болот с особенно сильным приростом сфагнов. Наблюдениями,
проведенными в нашем отряде Е. И. Серпуховой, этот вывод был в общем
подтвержден. Наилучший прирост наблюдается в частях болота с постоянным,
но не застойным и не чрезмерным увлажнением. Усиление прироста
сфагнов и образование мочажин говорят об увеличении водного снабжения.
Получается впечатление, что по данной полосе проходит ток воды,
идущий от Веретьевской части болота к водоприемникам — Глухим озерам
(со стоком из западного озера в сторону р. Страдницы). Если такое
движение воды действительно существует, то оно может проходить только
Ю И. Д. Богдановская-Гиенэф
145
по неразложившемуся магелланикум-торфу, залегающему до глубины
1.75—2.5 м, так как подстилающие средне разложившийся магелланикум-
торф, а тем более хорошо гумифицированный торф слабо водопроницаемы.
Верхняя поверхность слоя средне разложившегося магелланикум-торфа,
которая должна служить ложем предполагаемой струи воды, имеет
слабый уклон в сторону указанных водоприемников, хотя здесь имеются
местные повышения, нарушающие общее падение. Понятно, что если ток
идет с юга, а нес вершины болота, находящейся восточнее, то степень
развития мочажин будет зависеть от превышения притока воды над стоком,
причем последний будет происходить не только к северу, по направлению
течения струи, но также и к западу, согласно поверхностному уклону.
У пикетов 6/8—7/0, визира 7, где уклон к западу 0.0009, мочажин не
больше, чем в обычном грядово-мочажинном комплексе верхней части
склонов, и только необычный для таких мест хороший рост сосны
указывает на наличие какой-то особенности в водном режиме.
На Полистовском болоте имеется такая же полоса, начинающаяся
на северо-востоке от вершины и идущая к северо-западу. Грядово-моча-
жинный комплекс с сосной формы pumila и мелкой формы Willkommii
(ниже 1 м) переходит затем в пушицевую чисть, а еще ниже в мочажин-
ную полосу с глухой речкой, дающей, по-видимому, начало ручью,
впадающему в речку Слонницу. Гать, проложенная через Полистовское
болото от дер. М. Городище, пересекает грядово-мочажинный комплекс
с карликовой сосной, и этот участок дороги славится своей
непроходимостью. Даже в самое сухое время года, несмотря на то что хворост и
жерди подбрасываются сюда в большом количестве и чаще, чем в
остальных частях гати, вместо дороги — здесь лужи жидкого торфа, по которым
как лошади, так и люди могут пробираться, только наступая на глубоко
погрузившиеся жерди, которые приходится разыскивать ощупью.
Труднопроходимая полоса имеет около 150—200 м ширины; остальные части
гати плотны.
По наблюдениям 3. Н. Смирновой на Полистовских болотах,
расположенных к западу от оз. Полисто, труднопроходимые участки гати также
приурочены к бугристо- или грядово-мочажинным комплексам с
карликовой сосной.
Совокупность приведенных данных заставляет предполагать, что
именно в описанных полосах проходит ток воды. К сожалению, у нас нет
данных о влажности торфа в таких местах. Но, как мы уже видели, при
взятии проб буром Гиллера стушевывается истинный характер оводнен-
ности таких торфов. Водный ток, если верно наше предположение,
не может отличаться особенной быстротой, судя по слабости стока из
Глухих озер и по незначительности дебита ручья, притока Слонницы.
Впрочем, относительно Полистовского болота надо иметь в виду, что,
как мы уже отмечали, большая часть притекающей к периферическим
частям болота воды идет на их водное снабжение, а не на питание речек.
Приток воды здесь приводит к смене сосново-лесных ценозов ассоциациями
с менее высокой сосной.
Относительно хороший рост сосны, развитие кустарничков, местами
и лишайников указывают на наступившее одряхление вершин. Этот
процесс, по-видимому, сопровождается смещением водного тока,
вызванным до известной степени изменением рельефа в процессе роста торфяника.
Итак, мы приходим к выводу, что в частях массива олигогидротроф-
ного типа строения залежи движение воды в торфянике также
локализовано и происходит струями, причем даже в пределах этих последних вода
движется более мелкими струйками, образующими сложную сеть.
Принимая во внимание особенности гидрографической системы и,
в частности, расположение водных жил, торфяник можно разделить на
146
гидродинамические участки, различающиеся по способности залежи
к проведению воды.
I. Участки с залежью, не проводящей воду.
1. Низинные, не заливающиеся речными водами.
2. Низинные, заливающиеся речными водами.
3. Верховые.
II. Участки с проводящей залежью жильного строения (только
верховые).
4. С сильно развитой жильной сетью и ослабленной
фильтрацией верхнего слоя.
5. С умеренно развитой жильной сетью и нормальной
фильтрацией верхнего слоя.
III. Участки с залежью, проводящей воду исключительно путем
фильтрации.
6. Верховые.
7. Низинные.
IV. 8. Участки с залежью с чередованием фильтрационных и
жильных полос (верховые).
Возникает вопрос, не является ли наличие внутренней водной
системы особенностью только данного массива, не обусловлено ли ее
развитие его крупными размерами. Но против этого говорит тот факт, что
на очень многих верховых торфяниках, даже небольших размеров, имеются
элементы описанной системы: озера, озерки, речки поверхностные и
погребенные, водные жилы. Однако степень их морфологической
дифференцированное™ может быть различной.
Наши исследования низинных болот Иркутской области показали,
что многие из этих элементов встречаются и на низинных болотах, но
водные жилы нами ни разу не были там найдены.
В северных подзонах лесной зоны гидрология солигенных болот имеет
много общего с болотами юга лесной зоны. Так, согласно исследованиям,
проведенным в северной Швеции (Malmstrom, 1923), в солигенном болоте
озера связаны между собой протоками или полосами течения; над водными
отложениями заторфованных озер имеются часто слои воды, питающие
полосы течения (Ztige) в неразложившемся фускум-торфе, по которым
движется вода, направляющаяся в ниже расположенные озера или речки
или же снабжающая водой другие части торфяника. В некоторых местах
этим автором (вместе с Гессельманом) установлены выходы воды из морены
в болото. Таким образом, существование внутренней водной системы,
иногда даже высокодифференцированной, не является исключительной
принадлежностью крупных массивов, но свойственно очень многим
болотам.
Раздел 6. АКТИВНАЯ КИСЛОТНОСТЬ
Свойства водного раствора имеют безусловное значение в жизни сфаг-
нов, так что активная его кислотность представляет большой интерес.
Определение рН производилось исключительно колориметрическим
методом. Пользовались мы шкалой Таубе; интервалы ее равны 0.2. В
отличие от большинства исследователей мы определяли активную
кислотность не торфа и не отжимных вод сфагнов, а поверхностных грунтовых
вод торфяника. Для взятия проб выкапывались руками небольшие ямки,
на глубину 10—15 см ниже зеркала воды. Пробы воды брались через
10—15 мин., чтобы дать время мути осесть; затем сразу производилось
определение. Вода отфильтровывалась через бумажный фильтр,
положенный в воронке Бюхнера, под слегка уменьшенным давлением для уско-
10*
147
Таблица 10
Активная кислотность поверхностных грунтовых вод в различных растительных
ассоциациях Полистово-Ловатского массива
Дата
1932
4 VIII
16 VIII
21 IX
1930
8 IV
15 VIII
12 VIII
14 VIII
7 IX
1932
10 VIII
1930
29 VIII
Местоположение и
общий характер
ландшафта
Переходная топь на
север от с. Ратча.
Там же.
» »
» »
» »
» »
» »
» »
Переходная окрайка
на север от с.
Ратча.
Там же, на границе
с суходолом.
Окраинный комп-
. леке со Sph. ma-
gellanicum.
Там же.
» »
Близ о. Демонец,
на кочках.
Там же, между
кочками.
Грядово-мочажин-
ный комплекс,
визира 20,
бугорчатая мочажина.
Там же, гряды.
Пониженная часть
того же
комплекса, гряда.
Озерно-денудацион-
ный комплекс.
Там же.
» »
» »
» »
» »
Ассоциации
Сагех chordorrhyza — Sph. magel-
lanicum.
Сагех chordorrhyza — Sph. subse-
cundum (Menyanthes, C. limosa).
Carex chordorrhyza — Sph. centrale.
Scheuchzeria — Sph. obtusum.
Sph. apicuiatum (без высшей
растительности).
Carex lasiocarpa — Sph. ambly-
phyllum.
Betula nana — Menyanthes — Poly-
trichum strictum.
Carex inflata (C. lasiocarpa).
Sph. obtusum.
Carex inflata.
Eriaceae — Sph. magellanicum +
Sph. angustifolium.
Eriophorum — Sph. magellanicum +
Sph. angustifolium.
Scheuchzeria — Sph. balticum.
Pinus silvestris f. Willkommii —
Eriophorum — Sph.
magellanicum + Sph. angustifolium.
Eriophorum — Sph. angustifolium.
Eriophorum — Sph. angustifolium.
Calluna — Sph. fuscum.
Eriophorum — Sph. fuscum.
Calluna — Sph. rubellum + Sph.
fuscum.
Cladinae — Sph. fuscum.
Rhynchospora (Scheuchzeria) —
Sph. balticum.
Scheuchzeria + С limosa —Sph.
Jeusenii.
Rhynchospora — Jungermannieae.
To же.
рН без
фильтрования
« £
« 5
w E
ttg
й> t5
ftO>
о «
5.1
5.1
5.2
4.6
5.1
5.1
4.8
5.1
—
4.4
4.4
4.2
3.8
—
—
—
—
4.2
4.0
—
,
о,
g*
я
2 к
R <D
■=2
V «
2
2
1
—
2
2
2
1
—
—
—
1
1
—
рН с
фильтрованием
« E
cc s
м &
пя
<u К
ftO
о я
6.4
6.0
6.2
5.8
6.1
5.8
5.1
5.0
4.1
4.4
4.4
4.3
4.4
4.8
5.0
5.9
5.8
i
а
о*
s
2 и
Р
Я О
р а
2
1
1
\
1
2
2
2
1
2
1
2
1
3
2
1
148
Таблица 10 (продолжение)
Дата
1932
30 VI
Местоположение и
общий характер
ландшафта
Озеряо-денудацион-
ный комплекс.
Там же.
Там же, у берега
озера.
Там же.
» »
Ассоциации
Jungermannieae.
Scheuchzeria — Jungermannieae.
Scheuchzeria — Sph. apiculatum.
Drepanocladus fluitans.
Sph. papillosum.
рН без
фильтрования
средняя
величина
—
число
определений
—
рН с
фильтрованием
средняя
величина
5.6
5.3
4.4
6.4
4.8
число опре-
I делений
2
1
1
2
3
Таблица 11
Активная кислотность воды озер и рек Полистово-Ловатского массива
Дата
1930
17 IX
1932
2 IX
31 VIII
28 VIII
1 IX
28 VIII
25 VIII
1 IX
1930
29 VIII
24 IX
14 VIII
Место взятия пробы
Колодезная вода с. Ратча.
Колодезная вода с о.
Межник.
Оз. Русское.
» Межницкое.
» Кокоревское.
» Домшинское.
» Корниловское.
» Домшинское.
Р. Ершевница 1-я.
» » 2-я.
Гагрина проница.
Остаточное озерко близ
Гагриной ироницы.
Остаточное озерко в 10 м
от берега р. Межницкой.
Остаточное озеро, там же.
Озерко у южного берега
о. Межник.
Озерко между визирами
22 и 23.
Озерко между визирами
22 и 23.
Озерко-мочажина, визира
20, пикет 6/3-6/4.
Растительность и
местоположение пробы
—
—
В 300 м от берега.
У берега.
» »
» »
» »
» »
» »
У сплавины из шейхцерии.
Sph. cuspidatum.
У сплавины из Sph. ripa-
rium с шейхцерией и
белокрыльником.
У берега.
» »
В заросли рогоза
широколистного.
В озерно-денудационном
комплексе, Sph.
cuspidatum и вахта.
В озерно-денудационном
комплексе, озерко с
осокой вздутой.
Шейхцерия и Sph.
cuspidatum.
РН
без
фильтрования
<Л
ее и
к 5
к 2
и s
О Ч
ЦО
о «
6.8
8.0
6.0
6.0
5.6
6.2
6.0
6.2
5.6
5.2
5.8
4.8
4.8
5.4
7.0
4.3
4.6
3.8
i
о*
s
о я
Ч О
£2 Ч
Н о>
V И
2
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
2
1
1
рН с
фильтрованием
ее
К Я
«В
и Е
«я
а ч
а, о
о и
4.3
4.1
i
а>
§«
В
2 и
Ч с>
& ч
S о
Р* «
1
3
149
Таблица 11 (продолжение)
Дата
1932
22 IX
7 IX
5 VIII
25 VIII
1 IX
Место взятия пробы
р. Цевля.
р. Полисть ниже дер.
Ухошино.
р. Страдница.
р. Межницкая.
р. Корниловская 1-я.
Там же, близ устья.
Растительность и
местоположение пробы
В торфяных и минеральных
берегах.
Среди заросли папоротника
болотного (Dryopteris the-
lypteris).
Среди березняка с осокой
вздутой и молинией (Мо-
linia coerulea).
рН без
фильтрования
средняя
величина
6.5
7.0
6.0
5.9
4.8
5.8
число
определений
1
2
1
1
1
1
рН с
фильтрованием
средняя
величина
число
определений
рения фильтрации (воздух разрежался при помощи резиновой груши).
Первые две порции фильтрата отбрасывались. Для выяснения влияния
фильтра на реакцию был предварительно определен рН
дистиллированной воды до и после повторного пропускания через фильтр. Реакция
осталась без изменения, но в первой порции фильтрата она была понижена
на 0.2. В ряде случаев рН определялся параллельно и в не
профильтрованной воде, содержащей более или менее заметное количество мути.
Определение кислотности воды рек и водоемов производилось без
фильтрования. Во всех случаях мы пользовались компаратором. Фильтрат был
обычно более щелочным, чем суспензия, но разница эта сглаживалась,
когда фильтровалась вода, относительно бедная мутью, как например
вода озерков. Разница в показаниях двух перекрывающихся шкал
достигала часто 0.2; в таблице приводится среднее из этих двух показаний для
тех случаев, когда они различались. Если разница была больше 0.2,
определение повторялось снова.
Как и следовало ожидать, полученные нами данные отличаются от
приведенных другими авторами для торфа или для отжимных вод и
показывают несколько меньшую кислотность.
Из результатов определений, приведенных в табл. 10 и 11, видно
следующее.
1. В различных комплексах верхового болота рН остается довольно
постоянным: 3.8—4.4, большей частью 4.2—4.4; поверхностные грунтовые
воды повышений и понижений с обычным сфагновым покровом имеют
одну и ту же активную кислотность.
2. В озерно-денудационном комплексе рН повышается в мочажинах
со Sph. Jensenii, а также в черных мочажинах с ассоциацией Rhyncho-
spora — Jungermannieae до 5.6 и 6. Возможно, что наши определения
дают в данном случае несколько уменьшенную кислотность вследствие
большой медленности фильтрования (до 10 мин.), вызванной обилием
коллоидальной мути. К сожалению мы не имели возможности дополнить
и проверить полученные данные электрометрическим методом.
3. В переходных сфагновых топях и на переходных окрайках
активная кислотность значительно ниже, чем в верховых комплексах; рН как
фильтрата, так и неотфильтрованной воды колеблется в довольно узких
пределах: 5.8—6.4 — в первом случае и 5.1—5.2 — во втором. Законо-
150
мерных различий в реакции в разных ассоциациях не удалось подметить.
Лишь политриховые бугры и шейхцериевые ассоциации выделяются
своей большей кислотностью (рН=4.6-^-4.8).
4. Вода крупных озер в торфяных берегах имеет приблизительно
одну и ту же реакцию, рН=^6.0-^6.2 (только у Кокоревского озера —
5.6); в более мелких остаточных озерках рН ниже и колеблется в
зависимости от их размеров между 4.8 и 5.8. В маленьких вторичных озерах
кислотность воды больше — рН около 4.4. В общем рН воды уменьшается
с размерами озер и резко возрастает при наличии минеральных берегов
(в озерке у Межника — 7.0).
5. Вода рек на участках с торфяными берегами имеет нейтральную
или слабокислую реакцию — рН=6.0-^-7.0.
Сравнивая наши цифры с данными других авторов (Kotilainen, 1928;
Gams u. Ruoff, 1929; Гребенщикова, 1933), мы видим, что в общем они
довольно хорошо согласуются (с той, однако, оговоркой, которая
сделана выше).
Раздел 7. ПРОМЕРЗАНИЕ ТОРФЯНИКА
Краткие наблюдения над промерзанием торфяника нами проводились
только два года, в феврале 1930 г. и в марте 1931 г. На основании таких
наблюдений можно было получить лишь очень неполное представление
о зимнем режиме торфяника.
Интенсивность промерзания торфяника меняется в зависимости от
характера зимы. Кроме того, имеются места, которые вообще трудно
промерзают или вовсе не промерзают. К таковым относятся полосы торфа
над внутризалежными речными руслами, находящимися на глубине
2 м и выше (Домшинская речка, Корниловские речки и др.)» некоторые
полосы озерков и глубоких мочажин (Корниловская) и, наконец,
некоторые сильно оводненные части переходных сфагновых топей, например
около о. Букрин. Для сохранения торфа в талом состоянии имеют
значение температура притекающей воды и наличие ее движения.
По своему характеру зимы могут быть отнесены к трем типам: 1)
морозы предшествуют установлению снежного покрова или же ударяют
после стаивания первого снега и держатся до весны; в такие годы вся
поверхность торфяника промерзает, за исключением отдельных мест;
2) снег покрывает все болото толстым слоем еще до мороза; тогда остается
много непромерзших мест; 3) зима носит промежуточный характер:
снегопады и морозы чередуются с оттепелями. Зима 1930 г. относится ко
второму типу, зима 1931 г. — к первому.
На основании наблюдений, сведенных в табл. 12, можно прийти к
следующим выводам. Торфяник промерзает неравномерно. В зимы второго
и третьего типа глубина промерзания зависит от мощности снежного
покрова и степени оводнения торфа. Кроме того, влияют на глубину
промерзания растительный покров и ботанический состав торфа. Чем
меньше толщина снегового покрова, тем глубже промерзает торфяник.
Мерзлота достигает наибольшей мощности в мочажинах — до 78 см,
причем мощность мерзлого слоя торфа около 68 см,1 остальные 10 см
приходятся на долю чистого льда над моховым покровом. В такие зимы снег
в мочажинах лежит тонким слоем, так как он сдувается с гладкой
поверхности сплошного и твердого льда.
Особой разницы в глубине промерзания мочажин в грядово-мочажин-
ном и озерно-денудационном комплексах не наблюдается. В конце зимы
1 А. Д. Дубах A944) указывает, что наибольшая глубина промерзания торфа
на торфянике Новгородской области за 8 лет была только 42 см.
151
СО
к
о
аз
«
а,
о
н
о
W
<У
н
ев
ее
о
ч
I
о
и
о
н
eg
Я
ч
о
Й
О)
в
д
се
го
%
ф
о
I I Мощность (в см) I я4 I I
i i i °
Ландшафт Растительные ассоциации Дата 0 ч а «ее Ч £и Выделение газов Приток воды в яму
Краевая■перевод- i Scheuchzeria - Sph. apiculatum. II 1931 13 0 ' 25 24 49
пая соагновая { rp if oc
TArT1 ^ Iо же. II 1931 33.5 — — — 35
( Eriophorum vaginatum — Poly- III 1932 20 20 — 30 50 Обильное, длитель- Обильный.
I trichum strictum + Sph. angu- ное с глубины
stifolium. 35 см C0—35 мин.).
То же. III 1932 35 18 0 37 55 Обильное, длитель- »
Переходная сфаг- ^ ное с глубины
новая топь, бу- <; около 35—45 см
гор. C0—40 мин.).
Chamaedaphne — Oxycoccus — III 1932 9 0 0 54 54
Sph. magellanicum + Sph. an-
gustifolium.
Sph. apiculatum + Sph. obtusum. Ill 1932 12—13 0 0 58 58
I To же. HI 1932 25 0 0 50 50
Краевая верховая
топь (сугроб):
гряда Pinus silvestris f. Litwinowii — III 1932 45 — ~ — ^
Sph. fuscum.
бугор Pinus silvestris f. Willkommii— III 1932 60 0 0 0 0
Sph. magellanicum.
[ Calluna — Sph. fuscum. Ill 1932 10.5 25 0 32 57 Дистально с глу- Быстрое наполне-
бины 45 см с во- ние ямы до 25 см.
гряда \ \ стока, юга и се-
I вера.
( I Calluna —Sph. fuscum. I III 1932 1 8—151 32 I 0 | 23 | 55 I Слабое. I Бьет вода.
Грядово-мочажин-
ный комплекс с
облесенными
грядами:
Г Ledum + Chamaedaphne — Sph. Ill 1932 12 32 0 10 42 Небольшое с запад- Медленное напол-
I fuscum. ной стороны. нение.
Eriophorum— Sph. fuscum. Ill 1932 8—20 10 0 38 48 С востока. Медленное
наполнение.
I Sph. fuscum. II 1931 5.5 — — — 42
гРяда i \ » » II 1931 22 — — — 43
» » I II 1931 9 — — — I 45 I Слабое. Вода бьет сильной
I струей.
I Eriophorum vagina turn — Sph. II 1931 35 — — — —
J fuscum + Sph. rubellum.
Г Eriophorum vaginatum — Sph. II 1931 28 — — — 38
I balticum + Sph. angustifolium.
I Scheuchzeria — Sph. cuspidatum. II 1931 44; 47 — — — 33—34
мочажина { Scheuchzeria— Sph. cuspidatum. Ill 1932 40; 43 0 13 47 60
Scheuchzeria —Sph. cuspidatum. Ill 1932 12; 10; 0 10—11 67—68 76—78 — Обильное напол-
I I 16 нение.
( Sph. rubellum + Sph. cuspidatum. II 1931 38 — — — 37—38
| Около сосны. -И 1931 60 21 0 0 0
I Calluna — Sph. fuscum. II 1931 47 — — — 35
| Тоже. II 1931 45 — — — 37
гряда \ В группе сосен, Sph. fuscum. II 1931 36 35 0 0 35
Тоже, Sph. angustifolium. II 1931 37 34 0 0 34
Тоже. II 1931 20; 16; 35 0 0 35
I I I I I I I I I
BeP™rrb±C,T0~ I СРеДИ сосен. II 1931 45 35 0 0 35
°~Ф™"° Прогалина среди сосен. II 1931 14; 18 _ _ _ 23
комплекс. \ \
Сосново-сфагно- ( Срд^ сосен, Ledum--Sph. та- Ш 45 0 35 0 35
вое редколесье. | Ericac^ae^Sph. magellanicum. Ill 1932 64 23 0 0 23
Озерно-денудацион- I I I I I I I
ный комплекс:
бугор Calluna — Cladonia alpestris + III 1931 24 — — — 45—48
Sph. rubellum.
гряда Calluna — Cladonia alpestris + III 1931 9—10 42—48 0 0 47-48
Sph. fuscum + Sph. rubellum.
. / Calluna — Cladonia. Ill 1931 5; 11 35 0 14 49-50
°>T0P \\ Cladonia alpestris. II 1931 9 — - — 42-43
/ Pinus silvestris f. pumila — Cal-III 1932 8—10 32 0 18 50 Длительное B часа),
luna — Sph. fuscum. ' I I ! I I I I
Pinus silvestris f. Willkommii— HI 1932 37-38 0-3 0 0 30
гРяда I Calluna —Sph. fuscum.
Empetrum — Cladonia + PI euro- III 1932 28—39 30 0 0 30
I zium.
( Scheuchzeria — Sph. cuspidatum+ II 1931 13; 70; 0 17—18 42 60
I Sph. balticum + Sph. rubellum. ?
мочажина < Rhynchospora — Sph. rubellum + III 1932 7—8 0 2 52 54 Кратковременное.
I Sph. magellanicum.
M Rhvnchospora — Carex limosa. Ill 1932 5—7 0 4—6 65—67 71 Очень медленное
наполнение — через
11/я ч^са 20 см
Берег озерка. высоты.
Menyanthes (Scheuchzeria) — III 1932 22 0 28—36 40—42 70 Быстрое наполне-
l I Sph. cuspidatum. I I I I I I I I ние.
черные мочажины последнего оказываются не менее глубоко промерзшими,
чем остальные, хотя в течение лета температура в их поверхностных слоях
на несколько градусов выше, чем в мочажинах других типов. В 1932 г.
мерзлота в мочажинах не уступала в мощности ледяному покрову озерков
и достигала 79 см.
При образовании снежного покрова до сильных морозов снег лежит
в мочажинах более толстым слоем и они могут совершенно не замерзать,
подобно тому как это описывает Освальд на болоте «Комоссе» (Osvald,
1923).
Что касается бугров и гряд, то в годы зим второго и третьего типа они
вследствие меньшей влажности промерзают менее глубоко, чем мочажины,
несмотря на то что снег сдувается с них, особенно с их наиболее высоких
частей. Лед в них не сплошной, как в мочажинах, но игольчатый, так
что содержание воздуха значительно больше, чем в мочажинах. При
осенних заморозках гряды и бугры покрываются ледяной корочкой, в то
время как температура воды в мочажинах на несколько градусов выше:
20 IX 1933 в 11 час. утра поверхностная температура гряд в грядово-
мочажинном комплексе была только +0.5°, а в мочажинах +6.6°. Эта
разница объясняется, с одной стороны, большей поверхностью
соприкосновения с воздухом вследствие выпуклой, а часто валообразной формы,
с другой — большим содержанием воды в мочажинах и, следовательно,
более медленным их остыванием. Весной же мерзлота дольше держится
внутри гряд, несмотря на более глубокое промерзание мочажин, так как
верхний слой бугра, т. е. оттаявший моховой покров, является плохим
проводником тепла благодаря обильному содержанию воздуха.
У нас нет прямых наблюдений над ходом оттаивания, но, судя по
температурам в верхнем метровом слое торфяника, мерзлота должна
держаться дольше в озерно-денудационном комплексе, чем в грядово-моча-
жинном, что объясняется слабостью движения воды в верхних слоях.
В тех случаях, когда на грядах растет одиночная сосна (форма Will-
kommii) или групповые сосны, под сугробами, наметенными у стволиков
(обычно с северо-западной стороны), торф может остаться непромерзшим,
что нам пришлось неоднократно наблюдать в марте 1930 г. В 1931 г.
промерзание торфа было сплошным, так как сугробы образовывались уже
при наличии мерзлого слоя.
Влияние древесной растительности на зимний режим очень велико.
В варианте грядово-мочажинного комплекса с сосной (форма Litwinowii)
и на облесенной Межницкой вершине снеговой покров лежит равномерным
слоем средней толщины D0—45 см); его мощность возрастает до 64 см
лишь в понижениях без сосны. Равномерность эта обусловлена
ослаблением силы ветра.
Глубина промерзания бугров также средняя и довольно равномерная
B3—37 см), чаще всего около 35 см. Мерзлота в верхнем слое рыхлая,
игольчатая или крупитчатая; только в нижнем слое она сплошная, хотя
и не в такой степени, как в мочажинах.
ГЛАВА V. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ПОЛ ИСТОВО-ЛОВАТСКОГ О
МАССИВА
Для изучения возраста и истории развития Полистово-Ловатского
массива было составлено 14 пыльцевых диаграмм. Для этой цели пробы
торфа или сапропеля брались буром Инсторфа. Подсчитывалось около
250 пыльцевых зерен. Попутно определялось количество пыльцевых зерен
на 1 см2. Когда начиналось резкое уменьшение числа их, во многих
случаях применялось центрифугирование; для этих случаев число
пыльцевых зерен на 1 см2 не указывается.
Из полученных данных легко видеть, что Полистово-Ловатский массив
отличается значительной древностью. Во всех глубоких его частях
процесс ило- или торфообразования начался еще в древнем голоцене.
Наиболее полная диаграмма этого периода получена из затопленных
скорпидиум- и осокового торфов, добытых во впадине Русского озера
(рис. 38). Торфа в этом месте покрыты слоем воды в 2.75 м. Спектр самого
нижнего образца F.65 м) содержит пыльцу ели A9%) вместе с пыльцой
березы B5%) и сосны D3%). Нижний максимум ели C6%) находится
на глубине 6 м. Отложения времени восхождения и последующего падения
кривой пыльцы нижней ели залегают на несколько необычной глубине —
1.5 м, близкой к глубине залегания соответствующей по возрасту толщи
торфяника Обола Витебской области (Нейштадт, 1929). М. И. Нейштадт
считает Обол наиболее древним в СССР торфяным месторождением.
Древесной пыльцы в это время было мало. Малочисленность пыльцы в
одном отдельном образце или в одном слое торфа не имеет диагностического
значения; но если это явление повторяется во всех образцах,
принадлежащих одному и тому же периоду, оно указывает на скудость древесной
растительности. Естественно, что при таких условиях наибольшее значение
приобретает сосна, как порода, производящая пыльцу в огромном
количестве. Из этого следует, что периоду еловых лесов (Тюремнов, 1936)
предшествует фаза не сосновых лесов, а сосновых редколесий,
относящаяся также к древнему голоцену по М. И. Нейштадту A957), т. е. к
субарктическому периоду (X) по К. К. Маркову A931). Хорошо выражен
бореальный максимум пыльцы сосны и березы, причем сначала
преобладает пыльца первой, затем наступает краткий максимум второй, а потом
снова сосна выступает на первый план G3%). Все это время еще
отсутствует пыльца широколиственных пород, но пыльца ольхи встречается
с самого начала торфообразования до второго максимума пыльцы сосны.
Затопление осокового торфа произошло в начале литоринового периода
при глубине торфа в данном месте 4 м. В это же время появляется в
гумусовом сапропеле пыльца широколиственных пород и количество пыльцы
ольхи увеличивается почти до 30%.
Такой же возраст, т. е. древнеголоценовый, имеет торф из наиболее
глубокой скважины (в озерно-денудационном комплексе на профиле 25,
156
несколько западнее о. Крымон, по-видимому на месте бывшего русла
р. Порусьи).
Этот разрез (рис. 39) отличается от первого гораздо большей мощностью
низинных топяных торфов, вследствие чего выступ, соответствующий
максимуму нижней ели, короче. Максимум пыльцы ели G2%) находится
на глубине 8.15 м в прослойке тонкодетритового сапропеля. Превышает
ее по количеству только пыльца «ивы»1 — 78%. Выше количество пыльцы
ели резко уменьшается, и на глубине 7—5 м она встречается только
единично. Ниже максимума ели ясно выражен максимум сосны F2%), при-
Рис. 38. Пыльцевая диаграмма № 1. Профиль 24. Отложения Русского
озера, затопленные водой.
Пыльца древесных пород: 1 — сосна; 2 — ель; з — береза; 4 — ольха; 5 — «ива»; 6 — орепь
ник; 7 — широколиственные породы (вместе); 8 — дуб; 9 — липа; 10 — вяз. I — глубина
взятия образцов (в м); II — степень разложения (в %); III — строение залежи (условные
обозначения см. на рис. 1); IV — общая пыльцевая диаграмма; V — пыльца
широколиственных пород; VI — число зерен пыльцы на 1 см2; VII — число сосчитанных зерен;
VIII—периоды голоцена. Цифры наверху — содержание пыльцы (в %)•
уроченный к нижнему слою скорпидиум-торфа, при очень малом общем
количестве пыльцы. После господства ели сосна быстро восходит к своему
абсолютному максимуму (90%) на глубине 6.5 м, который наступает
вскоре после смены скорпидиум-торфа осоковым. Несколько выше кривая
сосны перекрывается кривой березы, достигающей здесь своего
абсолютного максимума F4%), после которого количество ее пыльцы быстро
падает до 12%; в то же время также быстро наступает максимум ольхи,
которая кульминирует D8%) сразу после смены соснового торфа шейхце-
риевым верховым на глубине 4.75 м. Широколиственные породы
кульминируют в это же время, но их максимум здесь не больше 15%. Влияние
суббореального времени сказалось на шейхцериевых топях, вызвав их
1 Пыльцевые анализы были произведены, когда еще не разграничивали пыльцу
ивы от пыльцы полыней. Мы эту общую величину будем обозначать как «ивы».
157
осушение, которое произошло не сразу, а лишь когда глубина торфа
достигла 9.5 м. В это время началось отложение фускум-торфа,
чередующегося с мочажинными торфами. Торфообразование стало быстро нарастать,
0 10 20 30 W 50 60 10 80 90 0 1 2 3 4 56 7
t i.-.W^.n»^ II I I I I ! t I I I I I I I I tl t I I
/ // III IV V VI VII VIII
Рис. 39. Пыльцевая диаграмма № 2. Профиль 25.
Условные обозначения как на рис. 38.
несмотря на то что фускум-торф прерывается тонкими лишайниковыми
прослойками.
Несколько отличается разрез, заложенный у профиля 23 около Рат-
чинской озерной речки (рис. 40). Здесь меньше мощность низинных торфов,
вследствие чего выступ кривой нижней ели короче. Нижний максимум
ели D8%) находится на глубине 6.25 м на границе между дрепанокладус-
158
и скорпидиум-торфами, мощность которых меньше 50 см. Количество
пыльцы ели резко уменьшается на глубине 5.55 м; пыльца березы после
своего максимума E5—60%) также очень быстро сходит на нет; пыльца
ольхи на глубине 5.75 м достигает своего максимума — 68%. В это время
откладывался ольховый торф. Во время позднего голоцена залежь очень
мало нарастает, и к концу литоринового времени общая мощность ее не
больше 4 м. Пыльца ели дает второй максимум на глубине 5 м, в начале
0 10 20 30 40 50 60 10 0 123k
VII VIII
Рис. 40. Пыльцевая диаграмма № 3. Профиль 23.
Условные обозначения как на рис. 38.
образования шейхцериевого верхового торфа; суббореальный период
отразился на торфянике осушением шейхцериевых топей. После долгого
периода замедленного торфообразования начинает быстро нарастать
фускум-торф, который тем не менее часто прерывается прослойками
лишайников, так же как в предыдущем разрезе.
Диаграмма 4 (рис. 41) рисует очень глубокую залежь близ Кокорев-
ского озера, где глинистый сапропель имеет только 4 см мощности.
Нижний максимум ели 40%. Несколько выше его максимум «ивы» — 42%.
Такое же место занимает пыльца сосны, но затем ее количество
уменьшается. После этого мы видим резко выраженное поднятие кривых сосны
и березы, характерное для анцилового периода.
159
Но в отличие от того, что наблюдается на диаграмме 2, сначала
превалирует береза, которая достигает абсолютного максимума G0%) в терес-
торфе на глубине 6.5 м. Затем ее кривая быстро падает, пересекает кривую
сосны и достигает второго максимума D9%) на глубине 5.25 м в осоковом
12 3*5
13
12
20
12
1
31
8
15 |
64 >
99
99
11
14
24
32
66
63
91
23
125
130
93
125
60
253
251
251
251
253
264
256
258
256
259
266
255
259
259
211
250
260
250
250
ни
Пз\
200
210
200
208
200
225
т,
Hi,
/ п
VI
225
92
210
VH VIII
Рис. 41. Пыльцевая диаграмма № 4. Западный берег Кокоревского озера.
Условные обозначения как на рис. 38.
торфе. Этот последний сменил сфагново-осоковые торфа (субсекундум-,
терес- и фускум-низинный торф), общая мощность которых свыше 1 м.
После окончания среднего голоцена пыльца ольхи сначала дает
максимум D2%) сразу после небольшого максимума березы. Одновременно
160
с ней появляется пыльца широколиственных пород, которая постепенно
достигает почти 10%. Как и в других частях массива (рис. 41, 42), суббо-
реальный период повлек за собой осушение топей, которые очень быстро
покрылись средне разложившимся магелланикум-торфом. После этого
кривая ели начинает повышаться, давая небольшие выступы C0—40%);
прослойка магелланикум-торфа той же степени разложения имеется на
глубине 1.5м. Широколиственные породы удерживаются в небольшом
количестве.
Недалеко от этой скважины в самом озере была заложена другая
(рис. 42). Древнему голоцену здесь соответствуют песчаный и глинистый
сапропель, причем второй лежит над первым. В них заключены соответ-
0 10 20 30 кО 50 60 70
№
125
199
150
151
№
VI
268
250
265
2к0
255
281
2М
200
250
200
VII
Щ
~Щ
Щ
VIII
Рис. 42. Пыльцевая диаграмма № 5. Кокоревское озеро
близ западного берега.
Условные обозначения как на рис. 38.
ствующие спектры. Максимум нижней ели не превышает 20%; максимум
«ивы» доходит до 43%. Выше их по количеству только пыльца березы,
дающей максимум (средний голоцен) уже в гумусовом сапропеле; ольха,
непрерывно усиливающаяся в древнем голоцене, дает максимум в 40%
в гумусовом сапропеле одновременно с широколиственными породами.
Содержание пыльцы этих последних именно в этой диаграмме наиболее
высокое в Полистово-Ловатском массиве (до 12%). Ель кульминирует
на глубине 5.75 м C0%) в том же гумусовом сапропеле.
Еще одна древнеголоценовая диаграмма получена из отложений
Корниловского озера (рис. 43), хотя его глубина только 3.4 м. Кривая
ели дает нижний максимум C9.5%) в глинистом сапропеле, «ивы» —
33%. Эти породы сопровождаются сосной, ольхой и березой. Этот спектр
находится на глубине 3.4 м в нижней части глинистого сапропеля.
Кривые сосны и березы дают обычное бореальное восхождение. Содержание
пыльцы этих двух пород в гумусовом сапропеле приблизительно одно
и то же D5—47%). Кривая ольхи достигает своего максимума B3%)
в верхней части этого пласта, который сменяется выше ольховым торфом.
Одновременно с кривой ольхи подымается кривая ели, которая дает
субатлантический второй максимум несколько выше, на глубине 2.15 м
в сфагновом (ангустифолиум) торфе, а третий, такой же, — в магеллани-
кум-торфе. Пыльцы широколиственных пород, среди которых преобладает
вяз, не больше 5—6%.
1//4 И И. Д. Богдановская-Гиенэф
161
У берега того же Корниловского озера картина иная (рис. 44):
отложения более молодые, так как внизу имеются только небольшие выступы
кривых пыльцы ели A9%) и пыльцы «ивы» (до 15%), со значительным
количеством пыльцы сосны и березы C2 и 45%). Над тонким слоем
глинистого сапропеля сначала залегают древние гипновые и сфагновые
низинные торфа, которые были затем затоплены озером, уровень которого
поднялся во время расширения Южного озера, а после довольно долгого пе-
0 10 20 30 40 50 0 12 3
Рис. 43. Пыльцевая диаграмма № 6. Западный берег Корниловского
озера.
Условные обозначения как на рис. 38.
рерыва, когда успел отложиться слой гумусового сапропеля в 55 см,
после спуска озера р. Хлавицей, возобновилось торфообразование, но
уже атлантических торфов: сначала шейхцериево-осокового
переходного торфа, затем сфагновых (магелланикум).
Диаграмма 9 (рис. 45) составлена на основании скважины на Полистов-
ском болоте. Она отличается от раньше рассмотренных меньшей полнотой
картины древнего голоцена, присутствием пыльцы ели A8%), «ивы»
B5%), сосны и березы C0 и 52%) и хорошо выраженным пограничным
горизонтом. Образование последнего, вероятно, объясняется большей
дренированностыо болота, которое находится вблизи р. Полисти. Ему
соответствует максимум пыльцы сосны D0%).
162
Еще один разрез, несмотря на небольшую! мощность A.9 м), дал
картину древнеголоценовой смены растительности (рис. 46). Кривая нижней
ели дает здесь выступ в 41%. Вместе с ней встречается пыльца сосны,
березы, ольхи и «ивы». Спектр этот заключен в песчаном сапропеле. Над
последним количество пыльцы ели быстро уменьшается и начинает
преобладать пыльца березы E6%). Выше глубины 1.25 м глинистый сапропель
сменяется лесным торфом и пыльца ольхи быстро возрастает в количестве,
достигая своего максимума — 65%; кривая ольхи затем также быстро
Рис. 44. Пыльцевая диаграмма № 7. К западу от Корнилов-
ского озера.
Условные обозначения как на рис. 38.
падает. Одновременно возрастает количество пыльцы ели и особенно сосны;
последняя дает максимум в 61 % в верхнем слое (в это время вокруг
торфяника развиваются сосняки на песках).
Две неполные диаграммы (на профиле 5 и профиле 7 близ с. Липово)
составлены на основании двух разрезов верхней части залежи в западной
ложбине. Они показывают, что заболачивание здесь началось несколько
раньше, чем в районе северных озер. Заполнение ложбины осоково-
шейхцериевым торфом (в одном случае с хвощом на глубине 4.5 м)
произошло в то время, когда начала быстро распространяться ольха,
т. е. в литориновом периоде.
Диаграмма И (рис. 47) рисует разрез в западной ложбине на профиле 5,
проходящем недалеко от дер. Замостье. В основании залежи располагается
тонкодетритовый сапропель, который вместе с нижележащим песчаным
сапропелем содержит древнеголоценовый спектр и неполный анциловый.
1/2 И И. Д. Богдановская-Гиенэф
163
На глубине 3.25 м пролегает хорошо разложившаяся прослойка сосновс/-
пушицевого торфа суббореального возраста. Севернее, близ дер.
Северное Липово, взят разрез залежи, также начинающийся слоем сапропеля
древнеголоценового возраста (рис. 48) и несколько моложе, чем залежи
области северных озер. Максимум нижней ели приходится в песчаном
сапропеле на границу с тонкодетритовым; отложения этого последнего
сменяются хвощовым и осоково-шейхцериевым торфом на глубине 4.25 м.
/ //
VII VIII
Рис. 45. Пыльцевая диаграмма № 9. Западная часть профиля
25, Полистовское болото.
Условные обозначения как на рис. 38.
Слой пушицевого торфа суббореального возраста расположен на глубине
3.25 м под средне разложившимся магелланикум-торфом.
В этой части массива озера заполнялись глинистым сапропелем в
древнем голоцене, но торфообразование началось одновременно с подъемом
кривой пыльцы ольхи, т. е. после конца бореального периода.
Длинное озерко в ложбине бывшей р. Порусьи на севере Полистово-
Ловатского массива значительно моложе по возрасту, чем озера северной
группы (рис. 49). Придонный слой, образованный гумусовым сапропелем,
содержит пыльцевой спектр, в котором господствуют ольха C8%) и
береза D0%); пыльца широколиственных пород встречается в количестве,
164
О 10 20 30 ЦО 50 60
VII VIII
Рис. 46. Пыльцевая диаграмма № 8. Близ дер. Борок.
Условные обозначения как на рис. 38.
VI VII VIII
Рис. 47. Пыльцевая диаграмма №11. Северо-западная
ложбина, близ профиля 5.
Условные обозначения как на рис. 38.
обычном для Полистово-Ловатского массива при их максимуме (меньше
10%). Эти породы представлены преимущественно дубом и вязом;
последний кульминирует на глубине 3.5 м. Их пыльца продолжает
встречаться в небольшом количестве в осоковом торфе до глубины 1.5 м.
Это озеро, очевидно, литоринового возраста. Зарастание его осокой
произошло в суббореальном периоде.
В последнем разрезе (рис. 50 — диаграмма 13, профиль 25, пикет
2/4) — самый нижний слой суббореального возраста. По-видимому, в то
VII VIII
Рис. 48. Пыльцевая диаграмма № 10. Северо-западная
ложбина, профиль 8, близ дер. Сев. Липово.
Условные обозначения как на рис. 38.
время существовал березовый лес, но с началом субатлантического периода
он заболотился и началось торфообразование, благодаря чему сохранились
остатки древесины. Вся последующая толща уже субатлантического
возраста: березовый торф сменился осоково-шейхцериевым, над которым
залегает осоково-сфагновый (из Sph. obtusum), всего 3.5 м. В нижнем слое
пыльца сосны, березы, ольхи и ели B2—27%); выше наблюдается подъем
кривых сосны и березы, которые в верхней части перекрещиваются
(березы становится больше). Пыльцы ели и ольхи от 9 до 15%.
В торфе Полистово-Ловатского массива в древнеголоценовых слоях
встречены Д. А. Герасимовым единичные зерна пыльцы лиственницы,
а в слоях позднего голоцена мы неоднократно находили отдельные зерна
пыльцы граба.
166
О 10 20 30 hO 0 12 3
VII VIII
Рис. 49. Пыльцевая диаграмма № 12. Профиль 27, озеро.
Условные обозначения как на рис. 38.
О 10 20 30 hO 50
Рис. 50. Пыльцевая диаграмма № 13. Западная часть профиля 25,
топь.
Условные обозначения как на рис. 38.
На основании анализа стратиграфических профилей и только что
рассмотренных диаграмм история возникновения и развития Полистово-
Ловатского массива представляется в таком виде.
Как мы уже отмечали, тип строения торфяника есть в то же время тип
его развития; стратиграфические профили, показывающие конкретное
сочетание этих типов, вместе с пыльцевыми данными, позволяющими
синхронизовать различные слои, дают возможность восстановить с
большей или меньшей точностью историю возникновения и развития массива.
При ее изложении мы по возможности будем воздерживаться от чисто
климатических объяснений тех или других явлений.
После спуска позднеледниковых вод в понижениях Ловатской
депрессии остались озера, а именно во впадинах Рдейской, Погорельской,
южной Цевлинско-Полистовской и в ложбинах западной, Хлавицкой
и восточной.
Все или почти все водоемы были проточными. Течение не могло быть
сильным, ибо должно было сказываться сначала подпруживающее влияние
расположенных севернее ледниковых озер (Ильменско-Волховская группа),
а позже — малая разработанность речных русел Приильменской
низменности и небольшая величина уклонов в пределах депрессии.
Нам неизвестно, соединялось ли тогдашнее Рдейское озеро с
центральной ложбиной. Очень возможно, что нет; зато вероятна связь этой последней
с древним Погорельским озером, сообщавшимся несколькими проливами
с Полистово-Цевлинской ложбиной. Остальные же озера перечисленных
ложбин и впадин составляли одно целое, которое мы будем называть
Большим или Южным озером.
Отложением описанных остаточных слабопроточных водоемов является
сапропель, иногда песчаный, чаще глинистый, зеленовато- или
голубовато-серый, под торфом нередко светло-бурый. Он содержит пыльцевые
спектры периодов X и XI Поста, с господством пыльцы сосны и березы,
с пыльцой «ивы» и ели; последние достигают своего максимума в верхней
части, а затем их кривые быстро падают.
Глинистый сапропель залегает в наиболее низких частях
первоначального рельефа тонким слоем, большей частью 5—20 см мощности,
прикрывая мелкозернистый песок, пластичную водную глину, реже суглинок.
Однако в некоторых озерах, например в Домшинском, глинистый
сапропель, несколько более темно окрашенный, достигает мощности свыше
80 см; он очень плотен, местами прерывается тонкой @.5 см) прослойкой
песка. Под западным берегом Корниловского озера, так же как и в
Русском озере, нижний слой сапропеля A0 см) отличается большим
содержанием крупного детрита из обрывков хвоща и Scorpidium F0%
органических остатков при 90%-м содержании глины), придающим ему черноватый
оттенок.
К тому же периоду относится, по всей вероятности (пыльцевой анализ
не был произведен), темно-зеленый глинистый сапропель, залегающий
слоем свыше 50 см мощности в наиболее глубокой части оз. Озерявка.
Глинистый сапропель вообще характерен для мелководных водоемов,
но отлагался он все же в наиболее глубоких их частях. Прибрежной
синхронной фацией является гипновый торф, большей частью из Scorpidium
scorpioides, реже из Drepanocladus или Calliergon stramineum. На водный
характер этих пластов указывает не только их положение в рельефе,
но и ряд других признаков. В некоторых случаях они на отдельных
участках замещают глинистый сапропель (например, под озерно-денудацион-
ным комплексом, между визирами 22 и 23). В ложбине, идущей от
Русской впадины на северо-запад, в скорпидиум-торф вклиниваются водные
наносы промежуточного характера между грубодетритовым сапропелем
и гипновым намывным торфом, с заметной примесью минеральных частиц
168
и даже с прослойкой в 1—2 мм мелкозернистого песка. В скорпидиум-
торфе выше и ниже этих прослоек встречаются многочисленные семена
водяной сосенки (Hippuris vulgaris). По-видимому, эти торфа образованы
зарослями гипнов, погруженных в воде прибрежных частей озер и
медленно текущих ручьев или же растущих на низких, часто затопляемых
берегах. Они представляют значительный интерес как наиболее древние
виды торфа. Таким образом, процесс торфообразования в отдельных,
правда очень редких, пунктах начался рано,1 еще в пребореальное время.
Судя по бедности субарктических отложений пыльцой древесных
пород, вокруг водоемов развивалась преимущественно травянистая
растительность.
В начале следующего периода, при сильном падении кривой пыльцы
ели и возрастании кривых сосны и особенно березы, картина существенно
меняется. Может быть, в связи с дальнейшим понижением уровня озер,
и так очень мелких, а может быть, независимо от него начинается их
зарастание, прерывается связь между Погорельским озером и Полистовской
ложбиной; Рдейское озеро распадается на ряд отдельных водоемов,
соединяющихся между собой протоками.
В Южном озере, где уровень воды, по-видимому, был выше (однако
вряд ли более 1 м) вследствие худшего стока (через западные и восточные
Межницкие проливы) продолжается образование сапропеля, но уже не
глинистого, а тонкодетритового. Подобная смена происходит в значительной
части Южного озера, в Межницком озере и в тогдашнем Русском озере.
Только в Кокоревском озере и в Полистовской ложбине (визиры 22 и
25) продолжается отложение глинистого сапропеля, что, вероятно, надо
связывать с их большей проточностыо, а во втором случае — также с
влиянием минеральных берегов. У остальных же озер берега уже торфяные,
но вода в них еще свободна от гуминовых веществ благодаря, должно
быть, извести. О присутствии известковых солей заставляет
предположить видовой состав торфов, отлагавшихся в то время (см. ниже).
Необходимо отметить, что в данном периоде (зона IX Поста и Томсона)
зарастание озер протекало не так, как часто принято считать (см.,
например: Сукачев, 1926; Доктуровский, 1932). Согласно обычной схеме
происходят заполнение озерной котловины сапропелем и зарастание
высшей растительностью пологих подводных склонов берегов. Но
послеледниковые водоемы весьма существенно отличались от современных озер.
Прежде всего они были при значительной площади очень мелководны,
в чем нас убеждают как данные о рельефе дна, так и характер
субарктических отложений (глинистый сапропель и скорпидиум-торф), их
незначительная мощность, а также характер распределения. В самом деле,
глубина понижений, на дне которых имеется сапропель, колеблется между
0.7 и 1.5 м; более глубокие озера существуют и поныне. Сапропель
имеется только на дне понижений; при повышении дна в 40—50 см он
выклинивается. В общем можно сказать, что части водоемов, давшие
начало торфяникам Полистово-Ловатского массива, имели в среднем не
больше 1 м глубины, а нередко и меньше. С другой стороны, высшая
растительность была очень скудна; в водных отложениях этого периода
нами найдены только семена камыша озерного, ситняга (Heleocharis
sp.) и остатки хвоща — растений, характерных для мелких водоемов или
низких затопляемых берегов.
1 Интересно, что в диаграмме пыльцы болота Удельного (Нейштадт, 1929) нижний
максимум ели приходится на древесный торф, между тем как нормальными отложениями
этого периода надо считать сапропель и гипновый торф — второй значительно реже
первого. Не были ли это древесные остатки вторичного происхождения, т. е. не имело ли
место проникновение корней деревьев в древние отложения не лесного типа?
169
При таких условиях ясно, что не может быть речи о нарастании
сплавины. Зарастание же шло своеобразным путем. В мелком слое воды над
глинистым сапропелем или минеральным грунтом развивался гипновый
ковер, преимущественно из Scorpidium, реже из Drepanocladus или Cal-
liergon trifarium. Считать его сплавиной, конечно, нельзя, так как
сплавина образуется над более или менее мощным слоем воды. Заросли гипнов
в озерах низинных болот обычно довольно мощны; они, вероятно, быстро
заполняли мелководный водоем. Быстрота процесса зарастания
подтверждается свойствами торфа нижних горизонтов: он почти неразложившийся
(около 10%) и очень влажный.
Черты локальной зональности слабо выражены, ибо незначительная
глубина и ровность дна не создают подходящих условий для ее выявления.
Возможно, впрочем, их усмотреть в замещении гипнового торфа осоковым
из осоки омской (Carex omskiana), нередко наблюдающемся в прибрежных
частях озер и по берегам речек (см., например, рис. 38, впадина Русского
озера). Развитие Scorpidium связано с более обильным и более постоянным
увлажнением и менее теплым климатом. Sph. subsecundum, как и Sph.
teres, попадающийся иногда вместе с ним, встречаются в местах, менее
обеспеченных влагой, и хорошо переносят периодическое заливание;
на влияние последнего фактора, возможно, указывает нередкое
нахождение в торфе вместе со Sph. subsecundum остатков осоки омской.
Описанный нами тип бореального зарастания водоемов, по существу
сходный с приведенным Д. А. Герасимовым A932) преимущественно
для среднерусских болот, отличается от него тем, что моховой ковер,
образующийся над сапропелем, состоит из гипнов, а не из сфагнов. В
соответствии с этой разницей, очевидно, зависящей от условий питания,
различен и дальнейший ход эволюции. Необходимо, однако, отметить, что
в одном случае, а именно в озерно-денудационном комплексе между
визирами 22 и 23 у Ратчинской озерной полосы, оказалось, что в
большинстве пунктов бурения над глинистым сапропелем непосредственно
залегает ольховый торф. В нескольких пробах имеется примесь Sph. teres
и Sph. obtusum, в других Calliergon giganteum, С. stramineum и Scorpidium
scorpioides. Если нахождение первых в данном виде торфа вполне
закономерно, то довольно неожиданно присутствие последнего вида и,
пожалуй, Calliergon stramineum. Это невольно наводит на мысль, что сначала
отложился гипновый или местами, может быть, сфагновый низинный
торф, преобразовавшийся впоследствии в лесной в связи с поселением
ольхи. Это предположение подтверждается тем, что местами гипновый
торф сохранился в виде прослойки над сапропелем, а местами замещается
ольховым. По предположению С. Н. Тюремнова, это не черная ольха,
а серая, которая лишь много позже сменилась ольхой черной.
Одновременно с зарастанием озер по их берегам развиваются гип-
новые болота. Провести границу между литоральными отложениями
и береговыми часто затруднительно. Кроме видового состава торфов,
приходится принимать во внимание положение в рельефе и абсолютную
высоту дна. Главную роль в гипновых болотах играл Scorpidium, часто
встречалась Meesea triquetra, реже — Paludella squarrosa, Helodium Blan-
dowii, Tomenthypnum trichoides. Только один раз найден Calliergon Richard-
sonii (визира 22, пикет 27, на глубине 6 м), но возможно, что он в других
местах просматривался. Последнее представляет особенный интерес,
так как в настоящее время южная граница распространения этого вида
проходит гораздо севернее. Из осок встречались главным образом осока
шерстистоплодная и в виде примеси осока плетевидная. Осока омская
была распространена преимущественно вблизи речек или озер. Такой
видовой состав указывает на довольно богатое минеральное питание,
зависящее, с одной стороны, от состава озерной воды, с другой — от бли-
170
зости минерального грунта и, возможно, от выклинивания грунтовых
вод из древних берегов.
В узкой западной ложбине, занятой водой, естественно, низинные
болота были слабо развиты; они имелись в районе профиля 1, где иногда
над повышениями дна залегает скорпидиум-торф. Scorpidium и другие
гипны, вероятно, росли местами в воде, судя по обрывкам их листочков,
встречающимся в довольно большом количестве в сапропеле.
В более глубокой части восточной ложбины (у оз. Б. Кожмино), в
южной и в Погорельской впадинах смена отложений в общем та же, что и
в центральной впадине.
В это время повышения дна (Медвежье, Межницкое и др.)> несмотря
на свою небольшую высоту, были еще минеральными островами, которые,
по всей вероятности, были покрыты березовыми и сосновыми лесами. Эти
последние, по-видимому, были особенно развиты на песчаных островах
(Крымонеидр.), судя по сильному преобладанию пыльцы сосны в скорпи-
диум-торфе в окрестностях этого острова (см. диаграмму 2, рис. 39).
Из сказанного видно, что процесс торфообразования начался на
значительной площади одновременно, а именно в период IX, что хорошо
согласуется с выводами Рудольфа (Rudolph, 1928) для Западной Европы
и Д. А. Герасимова A9266) для русских болот.
В конце этого периода и в начале следующего в части болота на запад
от Кокоревского озера и у оз. Б. Кожмино гипновые и сфагновые
низинные болота превращаются в своеобразные низинные болота с господством
Sph. fuscum с примесью Polytrichum strictum, Calliergon trifarium, Tomen-
thypnum, Sph. subsecundum, с редкой осокой шерстистоплодной, но, по-
видимому, с довольно густым ярусом карликовой березы. Подобная
ассоциация развивается также прямо на минеральной почве в небольших
понижениях (визира 14, пикеты 7/5—8/4; визира 18, пикеты 9/5—
10/5, и др.). Расположение этих ценозов вдали от питающих берегов и их
сходство с некоторыми ассоциациями низинных болот Восточной Сибири
наводят на мысль, что их развитие, может быть, было связано с зимним
промерзанием и довольно длительным сохранением мерзлоты весной.
В периоды VIII и VII, которые отличались господством сосновых лесов,
эти болота переходят, вероятно в связи с увеличением увлажнения,
в осоковые; у оз. Б. Кожмино и у вышеназванных визир эти последние,
по-видимому, удерживаются несколько дольше и позднее зарастают лесом.
Гипновые болота со Scorpidium превращаются в сфагновые топяные или
чаще в осоковые с господством осоки шерстистоплодной, с редкой
березой или без нее и с редким гипновым покровом (Meesea triquetra); переход
этот является результатом естественного обеднения минерального питания.
В конце анцилового времени и в следующем переходном периоде (VI)
происходит падение роли березы и сосны, и в жизни торфяника наступает
ряд важных событий. В озерах вместо тонкодетритового сапропеля
начинает откладываться гумусовый. Эта смена, по-видимому, находится
в связи с уменьшением количества кальциевых солей в воде,1 а, может быть,
также и с потеплением климата (Lundquist, 1927). Кроме того, уровень
озер подвергается значительным и притом прямо противоположным
изменениям. Он повышается в озерах южной впадины и падает в озерах
западной ложбины и в Полистовском озере.
Недостаток нивелировочных данных для части массива к югу от
Русского озера не позволяет определить величину подъема воды, но мы можем
судить о ней по размерам трансгрессии Южного озера. На севере оно
доходит в это время до островов Межник и Домша; воды его проникают
в пролив между этими островами и через него соединяются с Русской впа-
Как известно, ионы Са способствуют коагуляции гуминовых веществ.
171
диной. Последняя была покрыта гипновыми и сфагновыми низинными
болотами, через которые текла р. Порусья после своего выхода из
небольшого Русского озера. Возможно, что повышение уровня воды Русского
озера началось еще раньше, в связи с общим заболачиванием и
ухудшением стока Порусьи.
Как уже упоминалось, возникновение порога стока привело к
затоплению впадины р. Порусьи и находящихся в ней низинных болот.
Случилось это в конце бореального времени. Низинные болота в районе
северных озер в конце этого времени переходят в лесные сосново-пушицевые,
которые резко сменяются в литориновое время обширными шейхцерие-
выми топями, впоследствии давшими начало озерно-денудационному
комплексу. Хлавицкая ложбина вся покрывается водой, причем, вероятно,
заливается низинный торфяник в ее северо-восточной части (на юге от
современного оз. Островистого, визира 18, пикеты 13/5—14/5). На севере
также затопляются низинные болота прибрежных частей оз. Домшинского
Т а б л и ц а 13
Пыльцевые спектры гумусового сапропеля
Место взятия пробы
Берег Корниловского озера . . .
Корниловская озерная полоса . .
Глубина
(в м)
2.75
4.0
4.0
Содержание пыльцы различных пород (в "■„)
береза
38.4
46.1
37.1
сосна
45.6
23.1
26.5
ель
4.4
23.5
5.3
ольха
9.6
5.0
26.1
смешанно-
дубовый
лес
2.0
2.3
5.0
ореш-
ник
1.6
0.4
5.4
и Русской впадины; сфагново- и гипново-осоковые торфа, отложения
этих болот, погребаются под гумусовым сапропелем. Слой его достигает
40 см между Корниловскимозеромио. Межник, 60 см — у оз. Поддомша,
1м — в озерке Домшинского пролива. Гумусовый сапропель в верхней
части очень типичный, гомогенный или слегка зернистый, богатый
обломками Cladocera, содержит остатки хвоща и тростника и нередко
водяного ореха (Trapa natans). В нижней же части грубодетритная фракция
играет значительную роль (около 60%) и состоит главным образом из
остатков осок, гипнов и низинных сфагнов. Возможно, что нижние 10—
15 см (не выделенные на профилях) следует рассматривать не как
настоящий гумусовый сапропель, а как результат изменения — измельчения
и разложения остатков под тонким слоем воды раньше образовавшегося
озерка. Как бы то ни было, описанный нанос заключает в себе весь спектр
периодов V и IV. Из приведенных фактов видно, что трансгрессия была
не только значительной по размерам, но и довольно длительной.
Как себе представить это затопление, следует ли его считать
катастрофически быстрым? В пользу этого говорят некоторые факты: резкость
границ между мало разложившимся A5—20%) гипновым или сфагновым
низинным торфом и вышележащим гумусовым сапропелем; внезапный
переход в Домшинском проливе от светло-оливкового тонкодетритового
сапропеля к гумусовому и синхронность образования нижнего слоя этого
последнего на большом пространстве (рис. 40, 41, 48). Расстояние между
пунктами взятия вертикальных профилей здесь около 4.5 км, однако во
всех трех случаях пыльцевые спектры нижнего слоя гумусового
сапропеля (или перемытого торфа) очень близки (табл. 13).
Спектр пыльцы Русского озера относится, по-видимому, к несколько
более позднему периоду, судя по большому количеству ольхи, но большая
мощность осокового торфа в этом разрезе и, следовательно, большая
172
высота поверхности его дают основание предположить, что затопление
могло наступить здесь несколько позже.
Однако ряд других фактов заставляет отказаться от предположения
о катастрофическом затоплении вследствие прорыва берега. В самом деле,
северный берег низменный, болотистый. Профиль, пересекающий Дом-
шинское озеро, показывает погребенный под гумусовым сапропелем
береговой вал у восточного берега, высота которого около 60 см; глубина
озерной котловины до гребня вала около 3 м. Ясно, что прорыв не мог
осуществиться при равномерно низких берегах. Остается допустить
постепенный, но быстрый подъем воды в озере, вследствие которого вода
стала переливаться через его берега, причем повышение уровня
продолжалось и дальше. В таком случае резкая граница между неразложившимися
низинными торфами и гумусовым сапропелем (или перемытым торфом)
является, может быть, границей влияния воды на торф, т. е. границей
перемывания и действия растворенного кислорода. Отсутствие постепенной
границы между тонкодетритовым и гумусовым сапропелем в озерке Дом-
шинского пролива может быть объяснено резкой сменой состава воды
после проникновения в озерко гуминовых вод Южного озера.
Возникает другой вопрос: чем же вызван подъем воды в Южном озере?
Определенно ответить на него нельзя, но можно высказать следующие
соображения. Прежде всего, мелкая котловина во многих местах была
почти заполнена глинистым сапропелем; кроме того, при спаде вод поздне-
ледникового бассейна или позже, при зарастании оставшихся водоемов
и проливов между ними, Южное озеро могло стать бессточным. Это
обстоятельство при данной географической широте должно было вызвать
постепенное повышение уровня, тем более что сток в него происходил,
по-видимому, через р. Хлавицу, впадавшую тогда в него. Увеличение
количества воды лишь слабо компенсировалось вертикальным ростом
берегов, так как они даже не все были заболочены — восточный берег,
например, был еще минеральным (см. выше). Считать повышение уровня
Южного озера следствием увеличения количества атмосферных осадков,
т. е. ставить его в связь с климатическими причинами, не приходится,
по крайней мере для этого периода, так как одновременно в других озерах
происходил обратный процесс и начиналось их зарастание. Последнее
имело место в западной ложбине, в северном заливе Полистовского озера
и в рукаве Цевлинско-Полистовской ложбины, остатками которого
являются р. Плавница и Страдница. Во всех перечисленных случаях не
приходится считать зарастание результатом заполнения котловин озерными
наносами, мощность которых редко больше 50—70 см, а сплошь и рядом
меньше, между тем как берега значительно выше. Понижение уровня
воды в западной ложбине могло до известной степени содействовать
усилению стока из нее в Кокоревское озеро через Ратчинскую речку и в Меж-
ницкое озеро через Межницкий ручей. Форма рельефа дна под первой
показывает, что она развилась уже при существовании торфяника и текла
в торфяных берегах; второй сохранился после зарастания более древнего
ручья. Питание Западного озера водотоками если и существовало, то
было очень невелико; по крайней мере мы не находим в рельефе следов
впадающих в озеро рек, а связь с Дуловской впадиной прекратилась,
по-видимому, в более раннее время.
Зарастание северного залива Полистовского озера было несомненно
связано с обмелением, на что указывает быстрая смена озерных отложений
лесным торфом (ольховым). Лимнотельматический контакт проходит
на высоте приблизительно 91.5 м; в связи с небольшой мощностью наносов
(около 75 см) и их значительной минерализацией его первоначальный,
истинный уровень не мог быть намного выше. Современный уровень воды
в межень в Полистовском озере 92.2 м; средний же высокий горизонт
12 И. Д. Богдановская-Гиенэф
173
93.3 м. Из сопоставления этих данных видно, что уровень воды в озере
был при зарастании его северного залива несомненно ниже, чем в
настоящее время. Обмеление озера могло быть вызвано помимо климатических
причин улучшением стока через р. Полисть, заменившую заторфованную
северную часть Цевлинско-Полистовской ложбины.
Падение воды в Полистовском озере привело также к зарастанию
вышеупомянутого рукава (Плавница—Страдница), а именно средней
его части.
Зарастание вообще протекало совершенно иначе, чем раннебореальное.
Ход его не был одинаков на всем пространстве западного озера, а менялся
в зависимости, по-видимому, от степени оводнения в том или ином участке.
Прежде всего надо отметить смену тонкодетритового сапропеля
гумусовым, стоящим на границе с торфом, так как он густо прониздн корнями
хвоща или тростника, иногда обоих вместе. В более глубоких частях хвощ
и тростник уступают место шейхцериевым зарослям, сплошь
затягивающим исчезающее озеро. В одном случае (визира 13) между сапропелем
и шейхцериевым торфом имеется прослойка ольхового торфа. Подобную
смену мы еще увидим позже, при зарастании Южного озера и Ратчинской
озерной полосы.
В менее влажных участках лесной торф иного состава (сосново- или
березово-тростниковый) залегает непосредственно над гумусовым
сапропелем, что свидетельствует о быстром обсыхании озерных наносов.
В Полистовском заливе, как мы уже видели, на сапропеле поселился лес,
который длительно там удерживался.
Что же касается раньше возникших торфяников, то они также
подвергались глубоким изменениям: низинные безлесные болота центральной
части массива, восточной ложбины, Погорельской и отчасти Рдейской
впадины покрывались березово-сосновыми лесами с преобладанием то
одной, то другой из этих пород, с тростником или осокой шерстистоплодной
в травяном ярусе. Позже (в конце данного переходного периода или в
начале следующего) эти леса везде сменялись сосновыми с господством
пушицы, с моховым покровом из Sph. magellanicum и Sph. angustifolium,
и болото, таким образом, переходило в верховую стадию.
Хороший рост деревьев обусловливается относительным богатством
низинного субстрата, но он возможен только при условии умеренного
увлажнения, т. е. при достаточно низком стоянии грунтовых вод в
течение значительной части вегетационного периода. Уменьшение увлажнения,
признаком которого служит переход от топяных ценозов к лесным, может
отчасти рассматриваться как результат естественного хода развития
торфяника по мере возвышения его поверхности над уровнем заросших
водоемов и нижним горизонтом грунтовых вод, выклинивающихся из
минеральных берегов. Но надо отметить, что переход от низинно-топяного
болота к верховому через лесные ассоциации в настоящее время
происходит на Полистово-Ловатском массиве только на очень ограниченном
участке на берегах Полистовского озера и р. Страдницы, где имеются
особенно благоприятные условия естественного дренажа. Между тем в то
время, при значительных размерах пространств, занятых лесными
ценозами, и при тогдашнем характере рельефа условия были далеко не столь
благоприятны. В самом деле, понижения дна были уже более или менее
сглажены отложившимся торфом; уклон верхней поверхности осокового
болота к северу, хотя и ясный, но небольшой: около 4.5 м на протяжении
5.5 км — от Межницкой вершины до визиры 25, т. е. 0.0008. Сеть
болотных речек не была особенно развита; из них мы знаем для того времени
только Порусью, Кокоревскую, Ратчинскую речки и Межницкий ручей
для центральной части массива; возможно, что севернее существовали
другие водотоки, но нами они не обнаружены.
4 74
Все эти факты показывают, что размеры водного питания болота были
тогда несомненно меньше, чем теперь.
К этому же времени или несколько более раннему периоду относится,
по-видимому, заболачивание ложбин и впадин с более высокой отметкой
дна, чем те, в которых сохранились водоемы после спуска водного потока,
пересекавшего массив. Здесь в придонных слоях необычайно хорошо
разложившегося торфа G5—80%) можно встретить в небольшом количестве
лишь остатки березы, единично сосны и ольхи. Таким образом, их
заболачивание начиналось низинными береговыми лесами с большей или
меньшей примесью ольхи.
В течение следующего периода, характеризующегося подъемом кривых
пыльцы ели, ольхи и широколиственных пород до их максимума и
началом падения этих кривых (зоны V и IV), в жизни торфяников произошли
перемены не менее важные, чем в предыдущем периоде.
В северном расширении западной ложбины продолжался процесс
торфообразования над заросшим озером. В начале периода оно было
покрыто зарослями шейхцерии с примесью евтрофных элементов (тростника,
хвоща, осоки шерстистоплодной и т. п.) или же зарослями тростника
в северной части. Эти последние большей частью сменялись также шейхце-
риевыми переходными ценозами, которые независимо от пути своего
развития уступали место верховым ассоциациям с господством
шейхцерии или Sph. magellanicum. Этот переход совершился в западной
ложбине перед кульминацией ольхи и несколько позже там, где на сапропеле
сначала поселился лес (визира 5).
Интересно, что в северном расширении западной ложбины зарастание
несколько запоздало по сравнению со средней частью, а тем более с
южным ее концом. В данном периоде здесь еще имелись мелководные
остаточные озерки (или одно озеро), внутри и вокруг которых развивалась
относительно богатая растительность: рдест плавающий, вех ядовитый,
сабельник, белокрыльник, водяной орех, ирис, осока сытевидная (Сагех
pseudocyperus) и др. Сохранение этих окнищ следует, вероятно, объяснить
теми же причинами, что и существование современных первичных
озерков в нижних частях водотоков, а именно наличием течения воды —
в данном случае к северу, согласно уклону. Подобным же образом не
заросли приозерная часть Полистовского рукава и Плавницкий конец его;
в них в то время начинает откладываться гумусовый сапропель.
На месте бывшего северного залива Полистовского озера ольховый
лес постепенно уступал место березовому низинному, который во время
абсолютного максимума ольхи перешел в сосново-пушицевую ассоциацию.
И здесь, таким образом, хотя и несколько позже, болото вступило в
верховую стадию.
В озерах, размеры которых остаются приблизительно прежними,
откладывался гумусовый сапропель.
Эволюция торфяников протекала различно в зависимости от
положения в рельефе; на возвышенных частях, например на Межницкой вершине
(визиры 20, 21, 23), сосновый лес с пушицей уступал место менее
дренированным ценозам, в которых также господствовали пушица и Sph.
magellanicum, но с более редкой и менее высокой сосной; степень разложения
торфа падает от 50—60 до 30—40%.
В широкой центральной ложбине (визиры 23, 24, 25) смена
растительности была более резка и глубока; сосново-пушицевые и сосновые
переходные леса (визира 25) гибли, а на их месте развилась во время абсолютного
максимума ольхи обширная верховая топь с господством шейхцерии.
В нижнем слое шейхцериевого верхового торфа попадаются еще в
большом количестве остатки сосны. Топь имела комплексный характер, судя
по изредка встречающимся мелким линзам фускум- и политрихового
12*
175.
торфа, отложениям бугров. Вообще в торфе из сфагнов господствует
Sph. magellanicum. Такая же смена происходила в восточной ложбине
между озерами Б. Кожмино и Островистым.
В северной части центральной ложбины (визира 25) и в части массива
между Погорельской впадиной и северной ложбиной (визира 27) —
картина иная. Для этих визир у нас нет пыльцевых диаграмм, и мы можем
судить о развитии болота только на основании состава торфов. Прежде
всего надо отметить, что мощность топяных торфов, подстилающих лесной,
очень значительная в отдельных углублениях (пикет 10/5, визира 25),
падает к северу. У той же визиры 25 лесной торф, явно сохраняющий свой
переходный характер даже в верхней части, залегает всего на 0.5—1.1 м
над минеральным грунтом. Дальше к северу топяная прослойка выпадает,
и у визиры 26 донный суглинок прямо покрыт лесным торфом, но уже
низинным ольховым. Только в восточной части ложбины, у пикета 8/5,
под ним имеется тонкий G см) слой глинистого сапропеля. Выше залегает
шейхцериевый переходный торф, скоро сменяющийся шейхцериевым
верховым, из чего можно заключить, что образование придонного
ольхового торфа в северной части центральной ложбины приблизительно
синхронно с отложением лесных переходных торфов у визиры 25.
Шейхцериевый переходный торф (визира 26) соответствует шейхцериевому
верховому (визира 25). Таким образом, начало заболачивания этой части массива
следует отнести ко времени быстрого подъема кривой пыльцы ольхи,
хотя в отдельных впадинах торфообразование началось значительно
раньше.
К этому же периоду, т. е. к началу литоринового времени, относится
формирование русла р. Порусьи, ныне погребенного. Оно должно было
быть более многоводным, чем во время господства сосново-березовых
лесов, вследствие значительного повышения уровня Русского озера.
Должен был также усилиться приток воды в него из Кокоревского озера
через Кокоревскую речку, погребенное русло которой (Кокоревская
Труба) залегает на сосново-пушицевом торфе. Следы расширения (или
перемещения) русла Порусьи в виде прослоек намывного торфа были нами
уже описаны. Интересно, что погребенное русло р. Кожминки, текущей
из оз. Б. Кожмино в оз. Островистое, залегает также на тонком слое со-
сново-пушицевого торфа и, следовательно, должно быть того же возраста.
В северной части Русской центральной ложбины русло Порусьи
разбивалось вследствие слабого уклона на ряд мелких ручьев, которые
питали олыпатники на минеральной почве. Среди ольхового торфа
встречаются линзы ила с семенами белокрыльника, осоки сытевидной, ириса,
сабельника, кубышки и шишками ольхи — остатки небольших озерков,
или, вернее, обводненных низин, каких в настоящее время много в обильно
увлажненных олыпатниках Ленинградской области (Смирнова, 1928).
Наконец, в это же время (конец подъема и абсолютный максимум
кривой ольхи и широколиственных пород) начинается отложение
органических наносов в северной ложбине, которая оказывается залитой
водой на протяжении почти всей своей ширины (около 1.5 км; см.
профиль 28). Гумусовый сапропель покрыт слоем в 50—70 см хвощового
гумусового сапропеля с небольшой примесью песка, с семенами камыша
озерного и плодами рдеста плавающего, с остатками нимфейных и
тростника — явное отложение зарастающего мелководного водоема. Слабость
уклона и обусловленная им невыработанность русла Порусьи,
наблюдающаяся и теперь у выхода ее из ложбины, явились, вероятно, причиной
широкого разлива ее вод.
Итак, в периодах V и IV происходит заболачивание северной части
массива; лесные болота севернее Кокоревского озера превращаются в
громадную, сильно оводненную верховую или переходную топь, южнее этого
•176
озера они переходят в верховое болото, возникают новые речки, а
угасающие возобновляют свою деятельность.
В следующем периоде развитие болот продолжает протекать
по-разному в различных их частях.
В менее влажных участках, как например в западной ложбине
(визира 8 и др.), на Полистовском болоте, где откладывался магелланикум-
торф, слабо или средне разложившийся, имеется более гумифицированная
прослойка, в первом случае — из осоково-пушицевого торфа E0%),
во втором — того же магелланикум-торфа D0%) с многочисленными
пнями. Эти прослойки, расположенные на уровне верхнего максимума
ели или несколько ниже, но выше максимума ольхи и широколиственных
пород, по-видимому, соответствуют пограничному горизонту. Весьма
вероятно, что с ними синхронны пнистые, высоко гумифицированные
прослойки сосново-пушицевого торфа около 25 см мощности на глубине
2—2.5 м в Хлавицкой ложбине и в восточной части массива (пикеты 13/5—
14/5 и 16/5—17/5, визира 18). Наконец, того же возраста должен быть
более мощный лесной слой в расширении северной ложбины, над
центральной, позже заросшей частью озера. Здесь заслуживает внимания быстрый
переход от шейхцериевого переходного торфа к лесному. В сосновом лесу,
сменившем топи, кроме пушицы, встречался в небольшом количестве
тростник и кое-где в понижениях удерживалась шейхцерия,1 судя по
примеси ее остатков в некоторых образцах (степень разложения 10—15%).
На Межницкой вершине и к северу от нее пограничного горизонта нет,
близ визиры 21 в залежи имеется на глубине 2.5—2.75 м пнистая прослойка
средне разложившегося пушицевого или магелланикум-торфа, возраст
которой невозможно определить.
В юго-западной ложбине пограничный горизонт отсутствует там, где
на сапропеле сразу поселился лес; над слоем лесных торфов залегает
средне разложившийся магелланикум-торф, верхняя граница которого
является, по-видимому, суббореально-субатлантическим контактом.
В общем надо сказать, что пограничный горизонт выражен на Поли-
стово-Ловатском массиве в очень немногих местах, что подтверждается
указанием Д. А. Герасимова A929) на его отсутствие во многих
центральных частях массива. Более того, как было указано этим автором, на
значительных пространствах в это время откладывался шейхцериевый торф.
В центральной ложбине на западном берегу Кокоревского озера (рис. 39),
в восточной ложбине между озерами Б. Кожмино и Островистым шейхце-
риевые переходные топи превращаются в шейхцериевые верховые. Там же,
где сразу образовались эти последние, как например в южной части
центральной ложбины (визиры 23, 24, 25), они еще продолжают существовать
и до настоящего времени.
У Ратчинской речки (рис. 43) ольховый торф очень резко сменяется
шейхцериевым переходным с большим количеством Sph. obtusum. Эта
смена, по-видимому, является результатом сильного увеличения
влажности вследствие заплывания русла речки. С другой стороны, на грани
между предыдущим и настоящим периодом начинается зарастание
Южного озера. Весьма вероятно, что оно было вызвано понижением уровня,
обусловленным в значительной мере образованием стока из озера через
р. Хлавицу в Ловать. Как мы видим, исследование этой речки дает
основание считать, что имел место ее захват южнее дер. Холодец притоком
Ловати. При падении уровня Южного озера обособляются озера Домшин-
ское, Корниловское и Островистое, первоначальная площадь которых
была больше, чем настоящая, так как зарастание их продолжалось и в по-
1 У пикета 9/10, визира 14, над сосново-пушицевым торфом залегает
магелланикум-торф без примеси шейхцерии, так что нельзя считать присутствие этого
растения результатом позднейшего внедрения его корешков.
177
следующем периоде. Вначале они были соединены протоками,
превратившимися впоследствии в погребенные речки. Кроме того, сохраняются
многочисленные озерки, из которых многие существуют и поныне.
При зарастании Южного озера кое-где поселяется прямо на гумусовом
сапропеле ольха, вскоре уступающая место осокам (осока шерстистоплод-
ная, осока вздутая). Большей частью сапропель сразу затягивается шейх-
цериевыми переходными ценозами с примесью тех же осок. В Хлавицкой
ложбине, где имеется некоторое течение воды, образуются тростниковые
заросли.
В это же время происходит, по-видимому, зарастание значительной
части Цевлинской ложбины, например у оз. Озерявка, осоковыми
ценозами, в которых осока омская играет значительную роль благодаря
заливанию водами р. Цевли. Зарастает таким же способом и нижняя часть
рукава оз. Полисто у р. Страдницы. Наконец, начинается торфообразо-
вание в мелководном разливе в северной ложбине. Поселяются ольха,
осоки; наиболее обводненная часть (пикет 3/5, визира 28) затягивается
Sph. obtusum, менее влажные покрываются ольхой и осокой. Остальные
озера, по-видимому, не подвергаются особым изменениям.
В последнем периоде (субатлантический по Блитту и Сернандеру, зоны
I и II Поста) прежде всего усиливается рост сфагнов, благодаря чему
откладываются значительные толщи неразложившегося или слабо
разложившегося сфагнового торфа и болота принимают выпуклую форму.
В западной ложбине на Полистовском и Плавницком болотах и в
большей части Погорельского болота продолжают развиваться ценозы с
господством Sph. magellanicum с примесью Sph. angustifolium, с пушицей
и редкой и низкой сосной; образуется неразложившийся магелланикум-
торф. На некоторых вершинах, преимущественно на топографически
обусловленных, рано появляется среди Sph. magellanicum примесь Sph.
fuscum (фускум-магелланикум-торф). В средней части склонов также рано
дифференцируются мочажины и гряды. На последних Sph. fuscum
вытесняет Sph. magellanicum. Образование мочажин постепенно
распространяется и на верхнюю часть склонов. В последней половине периода почти
везде завершается смена Sph. magellanicum на Sph. fuscum. Первый из них
сохраняет господство только на молодых болотах. Значительно падает
облесенность.
В центральной ложбине севернее Кокоревского озера, в восточной
ложбине на север от оз. Б. Кожмино и в части Погорельского болота
южнее Погорельского озера верховые топи переходят в грядово-мочажин-
ный комплекс с грядами из Sph. fuscum, пересеченный многочисленными
озерными полосами. Несмотря на присутствие лишайников на грядах,
рост торфяника идет очень быстро. Превращение грядово-мочажинного
и грядово-озерного комплексов в озерно-денудационный с замедленным
торфообразованием — явление очень недавнее. Сеть водных жил, питаемых
водами вышележащей части болота и водами из минеральных берегов,
увеличивается.
В южной впадине продолжается зарастание оставшихся водоемов.
Шейхцериевые топи по мере возвышения над уровнем воды заросшего
озера переходят в ценозы со Sph. magellanicum и Sph. angustifolium.
Благодаря дренажу озерами и протоками между ними рост сосны
относительно хороший, но степень разложения торфа все же не более 10—
20%.
В северной ложбине ближе к руслу р. Порусьи (визира 27) развиваются
осоковые болота со значительным участием шейхцерии. Наряду с осокой
шерстистоплодной большую роль играют в них осока плетевидная и осока
топяная. Моховой покров слабо развит и состоит из Calliergon stramineum.
Эти болота отличаются очень быстрым ростом.
178
По окрайкам верховых торфяников начинается образование
обширных осоково-лесных и лесных болот; по мере увеличения увлажнения они
переходят в осоковые болота с осокой шерстистопл одной. Превращение
этих последних, а иногда и непосредственно осоково-лесных болот в
переходные топи и зыбуны со Sph. obtusum — дело самого недавнего
прошлого. На небольших участках осоковые ценозы сменяются ассоциациями
с господством пушицы и Sph. magellanicum.
Результатом образования этих молодых болот и заболачивания
минеральных гряд между отдельными торфяниками является их слияние
в современный обширный массив.
Происходит некоторое расширение площади почти всех озер (кроме
озер южной группы) вследствие размывания берегов, а иногда также и
повышения уровня (Русское озеро).
Водотоки, существовавшие в предыдущие периоды в виде открытых
речек (Порусья, Кожминка, Кокоревская, Домшинка и др.), превращаются
в погребенные. В их низовьях, а иногда и в других участках течения
формируются новые открытые русла. Некоторые дают начало озерным
полосам, являющимся полосами течения с водными жилами (Ратчинская
речка, Межницкий ручей, речка Корниловская 1-ая). В них промежутки
между озерами заняты преимущественно неразложившимся торфом.
Межницкая речка становится также полосой течения, но иного типа.
В переходных и молодых шейхцериевых топях и в местах слияния болот
образуются глухие речки и зачаточные озерки. Существовавшие раньше
озерки в одних местах затягиваются сфагновыми или шейхцериевыми
сплавинами, в других расширяются.
В общем сток с болот не только не увеличивается, но даже уменьшается,
однако возрастает количество воды, удерживающейся в торфянике,
благодаря его периферическому разрастанию и отложению неразложившихся
сильно влажных торфов.
Подводя итоги всему сказанному, можно, таким образом, резюмировать
главные этапы развития Полистово-Ловатского массива, параллелизуя
их с зонами Поста (с поправкой Томсона).
XI. Приледниковое озеро. Спуск его и образование сквозного
водотока из цепи отдельных слабопроточных озер, большей частью
соединенных между собой. Отложение в озерах глины, песка и глинистого
сапропеля; образование лимнического скорпидиум-торфа в проточных
понижениях.
X. Озерно-ледниковая трансгрессия. Отложение в озерах глины,
глинистого, реже песчаного сапропеля, отложение скорпидиум-торфа;
начало зарастания мелководных озер гипнами.
IX. Иольдиевое море и начало анциловой трансгрессии. Отложение
тонкодетритового сапропеля в более глубоких озерах, продолжение
зарастания более мелководных гипнами. Переход некоторых гипновых
болот в сфагново-топяные.
VIII и VII. Анциловая трансгрессия. Отложение тонкодетритового
сапропеля в озерах. Переход гипновых болот в сфагново-топяные и
осоковые, реже в лесные.
VI. Регрессия Балтики. На границе этого периода и предыдущего —
трансгрессия Южного озера; зарастание Русской впадины. Спад озера
западной ложбины и зарастание его тростниковыми, шейхцериевыми и
лесными ценозами; понижение уровня Полистовского озера, зарастание
олыпатниками его северного залива и ложбины, являющейся его
северным продолжением; зарастание Полистово-Плавницкого рукава лесными
ценозами; отложение гумусового сапропеля.
На границе со следующим периодом — зарастание осоковых болот
сосновыми лесами переходного или верхового характера.
179
V и IV. Максимальный уровень литоринового моря. Продолжение
стояния Южного озера на высоком уровне. Распространение водяного
ореха. Зарастание остатков западного озера. Образование и оживление
болотных речек.
Вступление торфяника в верховую стадию; переход участков с
умеренным водным цитанием в торфяники магелланикум-типа и отложение
средне разложившихся торфов; образование в частях массива с обильным
водным питанием шейхцериевых топей на месте лесных болот. Начало
образования озерков и водных жил. Переход осоковых ценозов
приозерных и низинных болот в шейхцериевые переходные.
Заболачивание северной части центральной ложбины и переход лесных
ценозов в шейхцериевые топи. Разлив р. Порусьи в северной ложбине.
Образование низинных болот в Цевлинской ложбине.
III. Регрессия литоринового моря. Захват р. Хлавицы притоком р. Ло-
вати. Спад Южного озера и зарастание его черноольховыми, шейхцерие-
выми и тростниковыми ценозами. Зарастание Цевлинской ложбины
осоковыми и тростниковыми ценозами и развитие в северной ложбине
низинных ассоциаций. Зарастание Ратчинской речки.
Образование прослойки средне разложившегося сосново-пушицевого
или магелланикум-торфа в некоторых участках южной части массива
и на Полистовском болоте. В оводненных топях — дальнейшее развитие
шейхцериевых ценозов, переход осоковых болот в шейхцериевые верховые
ценозы в приозерных частях.
II и I. Понижение уровня Балтийского моря до современного.
Повышение уровня Полистовского озера. Расширение болотных озер, за
исключением озер южной группы. Начало зарастания р. Хлавицы.
Уменьшение облесенности болот и переход на торфяниках с умеренным
водным питанием к ценозам со Sph. magellanicum, но с более редкой и
низкой сосной. В конце периода смена Sph. magellanicum на Sph. fuscum
и образование грядово-мочажинного комплекса на склонах. Переход
шейхцериевых топей в грядово-мочажинные и грядово-озерные комплексы
с грядами из Sph. fuscum. Отложение во всех частях болот преимущественно
неразложившихся торфов. Дальнейшее развитие сети водных жил.
Быстрый рост осокового болота в северной ложбине и превращение
его в переходное. Дальнейшее развитие осоковых болот на р. Цевле.
Слияние болот в один массив благодаря заболачиванию минеральных
гряд и окраин. Образование обширных низинных лесных болот на этих
последних и быстрый переход их в шейхцериевые топи.
Превращение речек с открытым руслом в погребенные; возникновение
глухих речек. Образование одних озерков и зарастание других.
Отметим некоторые общие^* существенные особенности истории
развития Полистово-Ловатского массива.
1. Болота, входящие в состав Полистово-Ловатского массива, почти
все озерного происхождения; на значительной площади массива (около
1/3) торф подстилается лимническими или литоральными отложениями.
2. Об»ращает на себя внимание раннее начало отложения торфа.
Д. А. Герасимов A926а) на основании результатов многочисленных
пыльцевых анализов пришел к выводу, что торфообразование, как правило,
началось в европейской части Советского Союза не раньше времени
максимума нижней ели. Лишь на одном болоте Южного Урала им найден
несколько более древний слой. На Полистово-Ловатском массиве в двух
местах (при отметках дна 88 и 90 м) хорф заключает спектры периода,
предшествовавшего нижнему максимуму ели (с преобладанием сосны).
Он, таким образом, относится к периоду, люторый на основании пыль-
180
цевого анализа песков с Дриас-флорой из окрестностей Ленинграда
(Марков, 1931) можно считать арктическим. Правда, скорпидиум-торф
этого времени является водным отложением и имеет настолько
небольшое распространение, что настоящее начало образования болот
правильнее отнести ко времени падения кривой нижней ели, т. е. приблизительно
ко времени, указанному Д. А. Герасимовым.
3. Зарастание озер произошло не одновременно, а в различные
периоды — IX (отчасти и X), VI и III; характер этого процесса меняется
в зависимости от периода. Особенно резко выделяется древнее зарастание
гипнами; во время регрессии Балтики большую роль в зарастании играют
лесные ценозы, между тем как в периоде III преобладают шейхцериевые
ассоциации, довольно скоро уступающие место ценозам с господством
Sph. magellanicum. Постом (Post, 1926) было указано на различия в
типах зарастания и характере прибрежных ценозов, свойственных разным
климатическим областям. Надо полагать, что эти различия вызваны
не только влиянием климата, но и эволюцией условий и изменением
состава флоры.
4. В жизни массива большое значение имели факты трансгрессии
и спада озер, причины которых были не исключительно климатического
порядка.
Старые торфяники, входящие в состав Полистово-Ловатского массива,
вступают одновременно в стадию верхового болота в литориновое время.
Как известно, к этому именно периоду относится начало образования
большинства верховых болот (Gross, 1933, и др.).
5. Интересно отметить более поздний возраст болот северной ложбины
и северной части центральной ложбины, несмотря на низкие отметки дна:
начало торфообразования в первой приходится на начало литоринового
периода, т. е. на конец регрессии Балтики (зона VI), а во второй —
на время регрессии литоринового моря. Этот факт объясняется более
благоприятными условиями стока и, в частности, дренирующим влиянием
р. Порусьи.
6. Слияние болот в один массив, явившееся результатом сильного
периферического роста и заболачивания минеральных гряд (островов),
произошло после опускания Балтики до современного уровня (в
субатлантическое время), т. е. довольно поздно. Согласно В. В. Кудряшову
A929), многочисленные факты слияния мелких болот в крупные болотные
массивы относятся к более раннему периоду, а именно к атлантическому.
ЛИТЕР АТУР А
А б о л и н Р. И. 1914. Опыт эпигенологической классификации болот.
Болотоведение, № 3—4.
А б о л II н Р. И. 1915. Болотные формы Pinus silvestris L. Тр. Бот. музея Акад. наук,
т. 14.
А б о л и н Р. И. 1928. К вопросу о классификации болот северо-западной области.
Матер, по опытно-мелиор. делу, т. 2.
Богдановская-Гненэф И. Д. 1928. Растительный покров верховых болот
Русской Прибалтики. Тр. Петергофск. естественнонаучн. инст., № 5.
Богданове к ая-Г и енэф И. Д. 1933. О распространении некоторых видов
сфагнов на Полистовских болотах. Бот. журн., т. 18, № 1—2.
Богдан овская-Гиен эф И. Д. 1936. Образование и развитие гряд и
мочажин на болотах. Сов. ботаника, № 6.
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1945. Заболачивание водоемов путем
нарастания. Научн. бюлл. Ленингр. унив., вып. 2.
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1946. О некоторых основных вопросах
болотоведения. Бот. журн. СССР, т. 31, № 2.
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1948. К вопросу о движении воды в
верховых массивах. Вестн. Ленингр. унив., № 8.
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1949. Образование сплавин. В кн.: Труды
юбилейной сессии, посвященной столетию со дня рождения В. В. Докучаева.
М.—Л.
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1953. Типы внутризалежной воды. Тр. Гос,
гидролог, инст., вып. 39 (93).
Богдановская-Гиенэф И. Д. 1956. О некоторых регрессивных явлениях
на верховых болотах. В кн.: Академику В. Н. Сукачеву к 75-летию со дня
рождения. М.—Л.
Бронзов А. Я. 1930. Верховые болота Нарымского края. Тр. Инст. торфа, вып. 3.
Брудастов А. Д. 1925. К вопросу о движении грунтовых вод в торфе. М.
Брудастов А. Д. 1929. К вопросу о жильном строении потоков грунтовых вод
в болотах напорного питания. Опытно-мелиор. вестн., т. 2, вып. 1.
Брудастов А. Д. 1934. Осушение минеральных и болотных земель. Изд. 3-е.
М.-Л.
Вильяме В. Р. 1922. Общее земледелие, ч. П. М.
Г а л к и н а Е. А. 1946. Болотные ландшафты и принципы их классификации.
Сб. научн. работ [Бот. инст. АН СССР], выполненных в Ленинграде за три
года Великой Отечественной войны A941 —1943). Л.
Галкина Е. А., С. Г. Г и л е в, Н. П. Г о л о в и н, К. Е. И в а н о в. 1947.
Применение материалов аэросъемки для гидрографического изучения болот.
Реф. научно-иссл. работ за 1945 г., Отдел биологических наук АН СССР, М.—Л.
Галкина Е. А., К. Е. И в а н о в, С. Г. Г и л е в и Е. А. Р о м а н о в а.
1949. Применение материалов аэрофотосъемки для гидрографического
изучения болот. Тр. Гос. гидролог, инст., вып. 13 F7).
Герасимов Д. А. 1923. Растительность, строение и история развития торфяного
болота «Галицкий мох» при ст. Редкино Николаевской ж. д. Тр. Опытн. торф,
ст., вып. 1.
Герасимов Д. А. 1926а. Геоботаническое исследование торфяных болот Урала.
Торфяное дело, № 3.
Герасимов Д. А. 19266. Изменения климата и история лесов Тверской
губернии в послеледниковую эпоху по данным изучения торфяных болот. Изв.
Главн. бот. сада, т. 25, вып. 4.
Герасимов Д. А. 1929. Полистовский болотный район. Торфяное дело, № 1.
Герасимов Д. А. 1932. Торф, его происхождение, залегание и распространение.
М.—Л.
182
Гетманов Я. Я. 1925. К вопросу об эволюции лугов и болот. Заплюсский
болотный массив. Л.
Гетманов Я. Я. 1928. Гидростатическое давление воды в торфе. Матер, по опытно-
мелиор. делу, т. 2.
Горячкин В. Г. 1923. Регулировка водного режима на болотах для добычи
торфа. Тр. Опытн. торф, ст., вып. 1.
Горячкин В. Г. 1934. Эксплуатация торфяных залежей на топливо. Изд. 2-е.
М. — Грозный—Л. — Новосибирск.
Гребенщикова А. А. 1933. Экологические факторы роста сфагновых мхов.
Тр. Инст. торфа, вып. 3.
Даниловский И. В. 1931. Геологическое строение бассейна р. Ловати в
пределах 27-го листа 10-верстной геологической карты. М.—Л.
Доктуровский В. С. 1932. Торфяные болота. М.—Л.
Дубах А. Д. 1936. Очерки по гидрологии болот. Л.
Дубах А. Д. 1944. Гидрология болот. Свердловск—М.
Иванов К. Е. 1948. О фильтрации в поверхностном слое выпуклых болотных
массивов. Метеорология и гидрология, № 2.
Иванов К. Е. 1953. Гидрология болот. Л.
Иванов К. Е. 1956. Образование грядово-мочажинного микрорельефа как
следствие условий стекания влаги с болот. Вестн. Ленингр. унив., № 12, сер. геол.
и геогр., вып. 2.
Иванов К. Е. 1957. Основы гидрологии болот лесной зоны и расчеты водного
режима болотных массивов. Л.
К а к с А. Р. 1914. Болота окрестностей озера Дулова. Матер, по изуч. вост. болотн.
района Псковской губ., вып. 3.
К а ц Н. Я. 1934. К изучению строения и методике учета торфоподстилочного слоя.
Торфяное дело, № 1.
Кудряшов В. В. 1928. Динамическая теория развития залежей. В кн.: Дневник
Всесоюзного съезда ботаников в Ленинграде 6 января 1928 года. Л.
Кудряшов В. В. 1929. Торфяник как растущее тело. Вестн. торф, дела и
сельскохоз. использования болот, №№ 1—3.
Марков К. К. 1931. Развитие рельефа северо-западной части Ленинградской
области, вып. 1. Тр. Главн. геологоразвед. упр. при BGHX СССР, вып. 117.
Матюшенко В. П. 1931. К вопросу о районировании торфяных болот. Тр. Инст.
торфа, вып. 9.
Матюшенко В. П. 1934. О геоботанических основах гидрологии торфяных
болот. Тр. Инст. торфа, вып. 14.
Мещеряков Д. П. 1927. Типы болот как отражение особенностей
геоморфологических районов. Тр. Совещ. по вопр. луговедения и опытного луговодства,
вып. 1, М.
Морозов В. И. 1930. Смотровые колодцы и их значение при изучении режима
грунтовых вод. Торфяное дело, № 6—7.
Нейштадт М. И. 1929. О возрасте торфяных болот средней России. Вестн. торф,
дела, № 2.
Нейштадт М. И. 1957. История лесов и палеогеография СССР в голоцене. М.
Ниценко А. А. 1964. О происхождении грядово-мочажинного рельефа на болотах.
Вестн. Ленингр. унив., № 21, сер. биол., вып. 4.
Оппоков Е. В. 1905. Материалы по исследованию болот Черниговской губернии.
Чернигов.
Программы для геоботанических исследований. 1932. Л.
Работнов Т. А. 1929. О болотах Калужской губернии. Торфяное дело, № 1.
Романов В. В. 1949. Водные свойства сфагнового очеса. Тр. Гос. гидролог, инст.,
вып. 13 F7).
Романов В. В. 1961. Гидрофизика болот. Л.
Романова Е. А. 1953. Классификация элементов поверхностной
гидрографической сети на болотах. Тр. Гос. гидролог, инст., вып. 39 (93).
Романова Е. А. 1961. Геоботанические основы гидрологического изучения
верховых болот. Л.
Р у о ф ф 3. Ф. 1934. Морфология и возраст прослоек в верхней толще сфагнового
торфа среднерусских болот. Тр. Инст. торфа, вып. 14.
Смирнова 3. Н. 1928. Лесные ассоциации северо-западной части Ленинградской
области. Тр. Петергофск. естественнонаучн. инст., № 5.
Соколов Н.Н. 1926. Геоморфологический очерк района р. Волхова и оз. Ильмень.
Рельеф, наносы, террасы, развитие. Матер, по иссл. р. Волхова и его
бассейна, вып. 7.
Справочник путешественника и краеведа, т. II. 1950. М.
Сукачев В. Н. 1926. Болота, их образование, развитие и свойства. Изд. 3-е. Л.
Тюремнов С. Н. 1936. К вопросу о классификации типов строения торфяных
залежей. За торфяную индустрию, № 3.
Тюремнов CH. 1949. Торфяные месторождения и их разведка. М.—Л.
183
Цидзерлинг Ю. Д. 1938. Растительность болот. В кн.: Растительность СССР»
т. 1. М.—Л.
Чеботарева Н. С, М. Е. В и г д о р ч и к, Д. Б. Малаховский,
С. М. Шик. 1961. Район Валдайского оледенения. В кн.: Рельеф и
стратиграфия четвертичных отложений северо-запада Русской равнины (к VI конгрессу
в Варшаве). М.
Чернова-Лепилова Г. К. 1928. Верховые торфяники Куровицкого плато.
Тр. Петергофск. естественнонаучн. инст., № 5.
Юрьев М. М. 1925. Шуваловский торфяник «Черная гора». Изв. Научно-мелйор.
инст., вып. 11/12.
Яковлев С.А. 1938. Геоморфология и четвертичные отложения европейской части
СССР и ее окраин. В кн.: Растительность СССР, т. 1. М.—Л.
А а г i о L. 1932. Pflanzentopographische und palaographische Mooruntersuchungen
in N.-Satakunta. Fennia, Bd. 65, № 1.
Auer V. 1920. Uber die Entstehung der Strangen auf den Torfmooren. Acta Forest.
Fennica, Bd. 12.
Cajander A. 1902—1903. Ein Beitrag zur Entwicklungsgeschichte der nordfinni-
schen Moore. Fennia, Bd. 20, № 6.
Cajander A. 1913. Studien liber die Moore Finnlands. Fennia, Bd. 35, № 5.
Collet. 1925. Les lacs.
Gams H. u. S. R u о f f. 1929. Geschichte, Aufbau und Pflanzendecke des Zehlau-
bruches. Schrift. Physik-Okon. Ges. Konigsberg i Pr, Bd. 66, H. 1—2.
Granlund E. 1932. De svenska Hogmossarnas Geology. Sverig. geolog.
Undersokn., Arsbok 26, № 1.
Gross H. 1933. Die Geschichte der Lunger Moore und Waldern. Intern, rev. gesammte
Hydrobiol. u. Hydrograph., Bd. 18, H. 5—6.
Kotilainen M. J. 1928. Untersuchungen uber die Beziehungen zwischen der
Pflanzendecke der Moore und der Beschaffenheit, besonderes der Reaktion des
Torfbodens. Helsinki. (Wiss. Veroffent. Finn. Moorkulturver., № 7).
L a u n а у de, L. 1922. Traite de geologie et mineralogie appliquees a Tart de l'inge-
nieur. Paris.
Lundquist G. 1927. Bodenablagerungen und Entwicklungstypen der Seen. Die
Binnengewasser, Bd. 2, Stuttgart.
Malmstrom C. 1923. Degero-stormyr. En botanik, hydrologisk och utvecklings-
historisk undersokning over ett nordsvenskt myrkomplex. Medd. Statens Skogs-
fors., H. 20, № 1.
N a u m a n n L. 1932. Grundzuge der regionalen Limnologie. Die Binnengewasser,
Bd. 2, Stuttgart.
N i 1 s s о n A. 1899. Nagro drag ur de svenska vaxtsamhallenas utvecklingshistoria.
Bot. Notiser.
О s v a 1 d H. 1923. Die Vegetation des Hochmoores Komosse. Uppsala. (Svenska
Vaxtsoc. Sallsk. Handl., 1).
О s v a 1 d H. 1925. Zur Vegetation des ozeanischen Hochmoore in Norvegen. Uppsala.
(Svenska Vaxtsoc. Sallsk. Handl., 7).
О s v a 1 d H. 1928. Nordamerikanska mosstyper. Svensk bot. tidskr., Bd. 22, H. 1—2.
О s v a 1 d H. 1929. Valinge, vier Aufsatze uber Boden und Vegetation. Sverig. Allmanna
Landsbruksolsk. Skrifter, № 37.
Osvald H. 1930. Sodra sveriges Mosstyper. Medd. Lunds. Univ. Geogr. Inst.,
Ser. C, № 5.
Post L. 1913. fiber stratigraphische Zweigliederung schwedischer Hoochmoore.
Sverig. geolog. Undersokn., Arsbok 16, № 2.
Post L. 1926. Einige Aufgaben der regionalen Moorforschung. Sverig. geolog.
Undersokn., Arsbok 19, № 4.
Post L. о. Е. Granlund. 1926. Sodra sveriges Torvtillgangar. Sverig. geolog.
Undersokn., Arsbok 19, № 2.
Post L. u. R. Sernander. 1910. Pflanzenphysiognomische Studien auf den
Torfmooren im Narke. Stockholm.
Rudolph K. 1928. Die bisherigen Ergebnissen der botanischen Mooruntersuchungen
in Bohmen. Beih. bot. Cbl., Bd. 45, Abt. 2, H. 1.
Rudolph K. u. F. Firbas. 1927. Palaofloristische und stratigraphische
Untersuchungen bohmischer Moore. III. Die Moor des Riesengebirges. Beih. bot. Cbl.,
Bd. 43, Abt. 2, H. 1—2.
Thomson P. 1924. Der Einfluss der Gaseruption auf die Oberflachenformen des
Hochmoores. Bot. Arch., Bd. 8, H. 1/2.
Wangerin W. 1926. fiber die Anwendung der Bezeichnung «Hochmoor» in der
Pflanzengeographie. Bot. Arch., Bd. 15.
Weber C. A. 1902. Uber die Vegetation und Entstehung des Hochmoores von Aug-
stumal in Memeldelta. Berlin.
Welch P. S. 1935. Limnology. N. Y.
184
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Введение 3
Глава I. Основные природные особенности Полистово-Ловатского массива . . 7
Раздел 1. Геоморфологическая характеристика Приильменской
низменности и топографическое положение Полистово-Ловатского
массива 7
Раздел 2. Причины образования и источники питания
Полистово-Ловатского массива 13
Раздел 3. Рельеф поверхности массива 15
Раздел 4. Деление Полистово-Ловатского массива на естественные части 16
Раздел 5. Растительный покров, его развитие и распределение в связи
с гидродинамикой и строением залежи 19
Глава II. Биогеоценозы и их комплексы 23
Раздел 1. Сосново-пушицево-сфагновые биогеоценозы 23
Раздел 2. Сфагновые переходные топи (вахтовые, шейхцериевые, пуши-
цевые) 24
Раздел 3. Грядово-мочажинные комплексы биогеоценозов 26
1. Общие черты грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов ... 26
2. Разности грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов и их
стратиграфия 32
А. Грядово-мочажинный комплекс со Sphagneta magellanici
на грядах 32
Б. Грядово-мочажинный комплекс со Sphagneta fusci на грядах 33
3. Гидрология грядово-мочажинного комплекса биогеоценозов ... 40
Раздел 4. Вершинные сосново-сфагновые комплексы биогеоценозов . . 44
Раздел 5. Озерно-денудационные комплексы биогеоценозов .... 45
Глава III. Стратиграфия Полистово-Ловатского массива 60
Раздел I. Виды залежи 60
Раздел 2. Описание стратиграфических профилей
Полистово-Ловатского массива 65
Глава IV. Гидрографическая система Полистово-Ловатского массива .... 93
Раздел 1. Система стока и ее общий характер 93
Раздел 2. Болотные речки 94
1. Типы болотных речек 94
2. Открытые речки 96
3. Погребенные речки 100
4. Подмоховые, или «глухие», речки 103
5. Связь между открытым и внутриторфяным речным стоком . . . 104
6. Связь типов речек с топографией 106
7. Описание одной из болотных речек 107
8. Гидрологические особенности и значение болотных речек .... 111
9. Распространение речек и полос течения на других верховых
массивах 112
10. Выводы о болотных речках 115
Раздел 3. Типы внутризалежной воды 115
1. Общая характеристика внутризалежных вод 115
2. Погребенные водоемы 116
3. Водные интрузии 117
4. Водные жилы 117
5. Водные прослойки под всплывшим моховым покровом 127
6. Некоторые выводы о закономерностях образования и расположения
в торфяных залежах внутризалежной воды 128
Раздел 4. Болотные водоемы 130
185
1. Озера 130
2. Озерки 138
Общая характеристика озерков 138
Первичные (остаточные) озерки 139
Вторичные озерки 141
Ключевые озерки 142
Нарастание сплавин на озерках 143
Раздел 5. О значении фильтрации в гидродинамике торфяника ... 143
Раздел 6. Активная кислотность . 147
Раздел 7. Промерзание торфяника 151
Глава V. История развития Полистово-Ловатского массива 156
Литература 182
УДК 551.481.2 : 582.341.2 B85.3 : 282.7).
Закономерности формирования сфагновых болот верхового типа (на примере
Полистово-Ловатского массива). Богдановская-Гиенэф И. Д. 1968.
Изд-во «Наука», Ленингр. отд., Л. 1—000.
В монографии излагаются результаты многолетнего всестороннего изучения Полистово-
Ловатского болотного массива — одного из крупнейших и самых типичных верховых
массивов северо-запада РСФСР. Описаны основные типы биогеоценозов и их
комплексов, распространенные на массиве, закономерности их развития, размещения и смены;
даны классификация видов торфяной залежи и описание конкретных
стратиграфических профилей; детально охарактеризованы современная гидрографическая система
и пути ее развития, разработана классификация гидрографических элементов и
описаны их взаимосвязи и закономерности образования; приведены результаты изучения
активной кислотности торфа, промерзания торфяника и т. п. В заключение подробно
изложена история возникновения и развития Полистово-Ловатского массива,
восстановленная на основании стратиграфических профилей и данных пыльцевого анализа.
Илл.—50, табл. — 13, библ. — 98 назв.
Ивонна Донатовна Богдановская-Гиенэф
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ
СФАГНОВЫХ БОЛОТ ВЕРХОВОГО ТИПА
(НА ПРИМЕРЕ ПОЛИСТОВО-ЛОВАТСКОГО
МАССИВА)
Утверждено к печати
Всесоюзным ботаническим обществом
Редактор издательства В. М. Яковлева
Технический редактор Г. А. Смирнова
Корректоры Я. А. Абрамова и Г. А. Александрова
Сдано в набор 30/VIII1968 г. Подписано к печати 6/1 1969 г.
РИСО АН СССР № 116-93В. Формат бумаги 70x1087™-
Бум. л. 57/8. Печ. л. 113/4= 16.45 усл. печ. Уч.-изд.
л. 15.96. Изд. № 3499. Тип. зак. № 1257. М-21506.
Тираж 900. Бумага № 2.
Цена 1 р. 70 к.
Ленинградское отделение издательства «Наука»
Ленинград, В-164, Менделеевская лин., д. 1
1-я тип. издательства «Наука». Ленинград, В-34,
9 линия, д. 12
ИСПРАВЛЕНИЯ
Страница
6
24
31
56
65
105
148
184
Строка
И снизу
24 сверху
16 снизу
18 »
7 сверху
Подпись иод
рис. 31,
6 снизу
Табл. 10, графа
3 слева,
16 сверху
22 сверху
Напечатано
С. И. Тюремновым
Polytrychum
(Post и
мест, вероятно
зале ж и (рис 4).
Chamaedaphnae
Eriaceae
Konigsherg i Pr,
Дэлжно быть
С. Н. Тюремновым
Polytrichum
(Post u.
мест, вероятно,
залежи.
Chamaedaphne
Ericaceae
Konigsberg in Pr.-,
M. Д. Богдановская-Гиенэф