Text
их строение
и гидрологический режим
ГЛАВНОЕ УПРАВЛЕНИЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ СЛУЖБЫ
ПРИ СОВЕТЕ МИНИСТРОВ СССР
ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ
ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ
Болота
Западной Сибири,
их строение
и гидрологический режим
Под редакцией
К. Е. ИВАНОВА, С. М. НОВИКОВА
ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ ЛЕНИНГРАД 1976
Оглавление
Предисловие ........................................... 7
Введение .............................................. 9
1
Краткий обзор исследований болот Западной Сибири........................11
2
Общая характеристика болотных ландшафтов................................19
2.1. Распределение болот по территории и геоморфологические условия
их залегания......................................................... 19
2.2. Зональные особенности болот........................................25
2.3. Основные типы болотных микроландшафтов.............................33
2.4. Районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых олиготрофных
(сфагновых) болот......................................................39
3
Торфяиаи залежь болот и физико-механяческие свойства ее деятельного
слоя ...................................................................47
3.1. Строение торфяной залежи...........................................47
3.2. Строение деятельного слоя..........................................63
3.3. Водно-физические свойства деятельного слоя болот...................75
3.4. Прочностные свойства торфяной залежи..............................106
4
Уровеииый режим болот..................................................113
4.1. Уровенный режим болот области распространения многолетней мерзлоты 113
4.2. Уровенный режим в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 117
4.3. Уровенный режим в зоне плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-
гипновых и лесных) болот...............................................130
4.4. Уровенный режим в зоне вогнутых евтрофных (тростниковых) и засо-
ленных (травяных) болот.............................................. 133
5
Тепловой режим болот................................................ 137
5.1. Тепловые свойства торфяной залежи....................... .137
5.2. Режим теплообмена в деятельном слое болот ....... 145
5.3. Температурный режим торфяной залежи Западно-Сибирских болот 159
5.4. Промерзание торфяной залежи...............................184
5.5. Оттаивание торфяной залежи................................196
'в
Тепловой баланс болот................................................,.199
6.1. Радиационный баланс болот..................................• 199
6.2. Испарение с болот . . . . . . .................. 214
7
Внутриболотные реки и некоторые особенности их гидрологического
режима ...............................................................225
7.1. Реки северной части равнины......................................226
7.2. Реки центральной части равнины...................................227
7.3. Реки южной части равнины.........................................244
8
Виутриболотиые озера . 254
8.1. Общая характеристика озер........................................254
8.2. Озера северной части Западно-Сибирской равнины...................256
8.3. Озера центральной части Западно-Сибирской равнины................261
8.4. Озера южной части Западно-Сибирской равнины ...... 299
9
Некоторые проблемы преобразования заболоченных территорий Западно-
Сибирской равнины в связи с освоением ее природных ресурсов .... 307
9.1. О мелиорации заболоченных территорий в условиях освоения Западно-
Сибирской равнины....................................................307
9.2. Мелиоративные мероприятия при обустройстве нефтяных и газовых
месторождений........................................................309
9.3. Промораживание болот естественным холодом для создания оснований
под дороги и другие сооружения.......................................311
9.4. Возможное преобразование структуры естественного ландшафта под
влиянием подтоплений в речных системах...............................318
9.5. О влиянии возможного снижения уровней в речных системах на
структуру естественного ландшафта....................................320
9.6. Влияние крупномасштабных осушительных мелиораций болот па теп-
ловой режим и промерзание грунтов....................................321
9.7. Устойчивость болотных и болотно-озерных систем при преобразовании
и освоении территорий .............................................. 322
9.8. Опыт пионерного освоения болот на территориях нефтяных и газовых
месторождений.............................,..........................330
Заключение .....................................................335
Список литературы.....................................................337
Приложения .....................................................345
1. Краткая характеристика основных болотных микроландшафтов Запад-
ной Сибири (южнее Сибирских Увалов)...................................347
2. Объемный вес абсолютно сухого вещества (г/см3) в деятельном слое за-
лежи па различной глубине относительно СПБ (Экспериментальные дан-
ные по детальным исследованиям ГГИ, проведенным на болотах За-
падной Сибири)........................................................356
Таблица 1. Микролапдшафт сфагново-кустарпичково-сосновый. Болото
в районе оз. Самот-Лор..............................................356
Таблица 2. Микроландшафт сфагново-кустарничковый, редко облесен-
ный сосной. Болото в районе оз. Самот-Лор..........................358
Таблица 3. Микроландшафт сфагново-кустариичковый, облесенный сос-
ной, с отдельными понижениями. Болотный массив Мортымьипский . . 359
3. Объемный вес .абсолютно сухого вещества (г/см3) в верхнем слое торфя-
ной залежи низинных болот. (По литературным источникам) . . . 360
Таблица 1. Для различных микролапдшафтов....................... . 360
Таблица 2. Низинные болота Барабинской низменности (по данным
С. И. Долгова [67]).................................................361
Таблица 3. Низинное болото в междуречье Ишима и Большой Тавы
(по данным И. М. Голякова и П. И. Сребрянской [53]).................361
4. Результаты лабораторных исследований связанной воды в образцах мо-
хового очеса и слаборазложившегося торфа, отобранных из торфяной
залежи верховых болот.................................................362
Таблица 1. В бассейне р. Мулымьи — притока р. Конды.................362
Таблица 2. Влагоемкость W (г/г абсолютно сухого вещества) сфагново-
го очеса при различном отрицательном гидростатическом давлении . . 364
5. Значения послойных коэффициентов водоотдачи £=/(z)..............365
Таблица 1. Типологически однородные участки в составе комплексных
микроландшафтов..................................................365
Таблица 2. Микроландшафты зоны олиготрофных (сфагновых) болот
Западно-Сибирской равнины ....................................... 366
Таблица 3. Грядово-мочажинно-озерковый комплексный микролапдшафт
при различных процентных соотношениях площадей гряд, мочажин,
озерков..........................................................367
Таблица 4. Грядово-мочажинные комплексные микроландшафты при
различных процентных соотношениях площадей гряд и мочажин . . 368
Таблица 5. Грядово-озерковые комплексные микроландшафты при раз-
личных процентных соотношениях площадей гряд и озерков . . . 369
Таблица 6. Микролапдшафты зоны плоских евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипновых и лесных) болот и зоны вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот...........................370
6. Значения послойных и средних коэффициентов фильтрации торфяной
залежи болотных микроландшафтов центральной части Западно-Сибир-
ской равнины.......................................................371
Таблица 1. Лесная и мохово-лесная группы микроландшафтов . . . 37!
Таблица 2. Моховая и мохово-травяная группы микроландшафтов . . 372
Таблица 3. Комплексная группа микроландшафтов....................373
7. Коэффициенты фильтрации торфяной залежи болот южной части За-
падно-Сибирской равнины............................................375
Таблица 1. Микролапдшафты Тармапского болотного массива . . . 375
Таблица 2. Болотные микролапдшафты зоны евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипновых) болот........................................• 376
Таблица 3. Болотные микролапдшафты зоны евтрофных и мезотрофных
осоково-гипновых и лесных болот (осредпенпые данные).............377
Таблица 4. Болотные микролапдшафты зоны вогнутых евтрофных
(тростниковых) и засоленных (травяных) болот.......................378
8. Сведения об уровнях воды в различных микролапдшафтах по данным
наблюдений болотного поста в районе оз. Ленинградского .... 379
9. Среднемесячные уровни воды......................................382
Таблица 1. Болотный массив, расположенный в бассейне р. Агана . . 382
Таблица 2. Болота междуречья Мулымьи и Малого Тетера .... 383
10. Значения соответственных уровней для различных типов болотных
микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 384
11. Среднемесячные уровни воды в сфагново-кустарничковом, облесенном
сосной микроландшафте за многолетний период, рассчитанные по дан-
ным наблюдений метеостанций........................................386
12. Уровни воды в различных болотных микролапдшафтах...............390
Таблица 1. Тарманский болотный массив (1960—1971 гг.) .... 390
Таблица 2. Баксинский болотный массив (1961 —1971 гг.) .... 392
Таблица 3. Карапузский болотный массив (1961—1971 гг.). Осушенный
болотный массив, засеянный многолетними травами................393
13. Сведения об уровнях воды на Узаклинском болотном массиве . . . 395
14. Значения соответственных уровней для различных типов болотных
микроладшафтов зоны плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-
гипновых и лесных) болот...........................................396
15. Теплоемкость в зависимости от глубины уровня болотных вод (по дан-
ным В. В. Романова [171])..........................................398
16. Измеренные величины теплопотока в торфяных и минеральных почво-
грунтах па заболоченных территориях Западно-Сибирской равнины 400
Таблица 1. Болотный массив в районе оз. Нумто, 1964 г..............400
Таблица 2. Суходольный участок в районе пос. Пангода с кустарнич-
ково-мохово-лишайниковой растительностью. Август 1972 г........400
Таблица 3. Мортымьинский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Грядово-мочажинный комплекс (гряда) .... 400
Таблица 4. Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Грядово-озерковый комплекс (гряда)..............401
Таблица 5. Самотлорский болотный массив. Зона выпуклых олиго-
трофных болот. Сфагново-кустарничково-сосновый микроландшафт . . 404
17. Значения отношений теплопотока в торфяную залежь к радиационному
балансу для болот Западной Сибири (по данным экспедиционных
наблюдений)......................... ...........................405
18. Суммарная солнечная радиация Q -...............................406
19. Эффективное излучение с болот.....................................409
20. Основные сведения по гидрологической изученности малых внутрибо-
лотпых рек Западно-Сибирской равнины (по материалам экспеди-
ции ГГИ).............................................................412
21. Средние и характерные расходы воды некоторых внутриболотных рек
центральной части Западно-Сибирской равнины (по материалам экс-
педиции ГГИ)....................................................... 414
22. Химический состав вод внутриболотных рек центральной части Запад-
но-Сибирской равнины.................................................418
23. Средние и характерные расходы воды некоторых внутриболотных рек
южной части Западно-Сибирской равнины................................422
24. Химический состав вод внутриболотных рек южной части Западно-
Сибирской равнины в разные по водности годы..........................424
25. Основные сведения о морфометрии и морфологии внутриболотных рек
Западно-Сибирской равнины (по обследованиям экспедиции ГГИ) . 425
26. Характеристика оз'ерпой сети на некоторых речных водосборах Запад-
но-Сибирской равнины.................................................444
27. Сравнение толщин льда, вычисленных по зависимости (8.1) с наблю-
денными на оз. Ленинградское.........................................446
Предисловие
Западная Сибирь в настоящее время — это край несметных природ-
ных богатств и в первую очередь нефти, газа, торфа, древесины.
Открытие многочисленных месторождений нефти и газа (Самотлор-
ского, Федоровского, Медвежьего, Уренгойского и др.) в цент-
ральной и северной частях территории Западно-Сибирской равнины по-
ложило начало интенсивному развитию промышленности и гражданско-
го строительства в этом обширном сильно заболоченном регионе нашей
страны. Важную роль в ускорении роста производительных сил Запад-
ной Сибири сыграли XXIII и XXIV съезды КПСС, директивами которых
была определена задача создать на территории Западной Сибири круп-
ный народнохозяйственный комплекс на базе разведанных месторож-
дений нефти и газа, а также лесных богатств.
Ввиду специфических природных особенностей территории (высо-
кая заболоченность и обводненность при низких температурах воздуха
в течение большей части года) строительные нормы и правила произ-
водства работ, используемые в других районах страны, в рассматривае-
мом районе требуют корректировки и уточнения. Последнее возможно
лишь на основе проведения специальных исследований, учитывающих
особенности природных условий этой территории, и в первую очередь
почвенно-геологических, гидрологических и климатических, которые до
последнего времени еще слабо изучены.
Государственный гидрологический институт приступил к исследова-
нию гидрологического режима и строения болот Западной Сибири
в 1958 г. С этого года по 1960 г. экспедиционные работы, включающие
большой комплекс исследований (геоботанические, гидрологические, ме-
теорологические), проводились в южной части Западно-Сибирской рав-
нины (бассейны рек Туры, Оми, Баксы и Каргата), с 1964 г.— в цент-
ральной (район оз. Нумто, бассейны рек Конды, Пойка, Агана, между-
речья Ваха и Ватинского Егана, Пима и Тромъегана) и северной (ни-
зовье р. Таза, бассейн р. Правой Хетты) ее частях.
Полевые исследования осуществлялись большим коллективом ин-
женеров и техников отдела гидрологии болот и Западно-Сибирской эк-
спедиции ГГИ под руководством начальников экспедиций: П. К. Во-
робьева в 1958—1960 гг., С. М. Новикова в 1964 г., А. П. Богородицкого
в 1965—1968 гг., Ю. П. Азария в 1969—1974 гг. Научное руководство
экспедиционными исследованиями осуществлялось д-ром геогр. наук,
профессором К. Е. Ивановым и канд. техн, наук С. М. Новиковым.
С 1965 г. исследования болот центральной части Западно-Сибир-
ской равнины (районы нефтяных месторождений) ведутся по договору
с Главтюменнефтегазом. Причем разработка программ Западно-Сибир-
ской экспедиции ГГИ и обсуждение полученных результатов исследова-
7
ний ведется совместно с Гипротюменнефтегазом Миннефтепрома, яв-
ляющимся генеральным проектировщиком комплексного обустройства
нефтяных месторождений Западной Сибири.
Результаты перечисленных выше исследований легли в основу на-
стоящей монографии.
Отдельные разделы ее написаны: канд. техн, наук С. М. Новико-
вым — разд. 1, 4, 5, 7 — 9, п. 2.1, 3.1, 3.3, 3.4; д-ром геогр. наук К- Е. Ива-
новым — разд. 1, 9; канд. геогр. наук Е. А. Романовой — разд. 1, 2; канд.
геогр. наук Л. Г. Бавиной — п. 6.2; канд. техн, наук П. К- Воробьевым —
п. 3.2, 3.3; инж. Т. В. Качаловой — разд. 8; ст. инж, Л. А. Королевой —
п. 3.3.3; ст. инж. Л. В. Котовой — разд. 4, и. 5.4, 5.5; инж. Л. В. Москви-
ной— п. 5.2; ст. инж. Л. И. Усовой — п. 3.1, 3.4; канд. геогр. наук
К. И. Харченко — п. 6.1; ст, инж. Т. А. Цветановой — разд. 7.
В написании разд. 9 монографии принимал участие зам. главного
инженера института Гипротюменнефтегаз канд. техн, наук С. Н. Вас-
серман.
В обработке и подготовке материалов принимали участие ст. инж.
Ж. С. Гончарова, инженеры Л. В. Буш, Т. А. Кириллова.
В подготовке и просмотре рукописи большую помощь оказал канд.
геогр. наук | М. С. Протасьев~~|.
Научное редактирование монографии выполнено д-ром геогр. наук
профессором К. Е. Ивановым и канд. техн, наук С. М. Новиковым.
Введение
Западно-Сибирская равнина, занимающая площадь около
2 745 000 км2 и ограниченная с запада Уральскими горами, с севера
Карским морем, с востока р. Енисеем, с юга Кузнецким Алатау, пред-
горьями Алтая и Казахским мелкосопочником, по своим природным
условиям является уникальным районом земного шара. Главной отли-
чительной особенностью равнины является ее исключительно высокая
заболоченность, обусловленная климатическими и орографическими
условиями. Средняя заболоченность ее территории составляет около
50%, а отдельных районов (Сургутское Полесье, Васюганье, водосборы
рек Лямина, Пима, Агана и др.) — до 70—75%. В пределах равнины
насчитывается огромное количество озер. По приближенным данным,
полученным в ГГИ, общее число озер на рассматриваемой территории
превышает 800 тыс. Однако если учесть все имеющиеся на болотах во-
доемы площадью менее 1 га, то их число значительно возрастет. Нали-
чие среди болот бесчисленного множества озер создает своеобразный
болотно-озерный ландшафт на значительной части территории равнины.
В настоящее время северная часть Западной Сибири (к северу от
58-й параллели северной широты), характеризующаяся весьма высокой
заболоченностью, становится центром нефтегазодобывающей промыш-
ленности страны, способствующей бурному развитию всей экономики
этого богатейшего, но труднодоступного края и созданию здесь круп-
нейшего народнохозяйственного комплекса. На рассматриваемой терри-
тории сосредоточены огромные прогнозные запасы нефти и газа, около
10% лесных ресурсов страны, крупнейшие запасы железных руд и фор-
мовочных песков и каолина, в центральной и южной ее частях — об-
ширные площади богатых пойменных лугов.
Освоение природных ресурсов Западной Сибири, связанное с раз-
работкой нефтяных и газовых месторождений, строительством крупных
промышленных комплексов и населенных пунктов, прокладкой магист-
ральных нефте- и газопроводов, созданием путей сообщения (железных
и автомобильных дорог), улучшением водных путей, а также с реше-
нием вопросов по использованию лесных ресурсов, осушению болот и др.,
требует достаточно полной информации о природных условиях этой тер-
ритории, охватывающей различные физико-географические зоны.
Среди условий, определяющих выбор рациональных путей комплекс-
ного использования богатейших ресурсов Западно-Сибирской равнины,
ведущее место занимают гидрологические и метеорологические факто-
ры, под влиянием которых формируется водно-тепловой режим терри-
тории.
Гидрометеорологическая изученность равнины, особенно территории,
расположенной к северу от параллели г. Тобольска, весьма слабая. Гус-
9
тота стационарной гидрологической сети на реках рассматриваемой тер-
ритории в границах Ямало-Ненецкого и Ханты-Мансийского националь-
ных округов в 1,5 раза меньше, чем на территории, обслуживаемой Якут-
ским управлением Гидрометслужбы. По сравнению же с развитыми в хо-
зяйственном отношении районами страны густота гидрологической сети
северной половины Западно-Сибирской равнины в 30 раз меньше. Ввиду
малонаселенности края гидрологические посты приурочены в основном
к крупным и средним рекам. Реки с площадью водосбора менее 5000 км2
совершенно не изучены. Гидрологическая сеть на озерах и болотах этой
огромной территории практически отсутствует. Поэтому гидрометеоро-
логический режим обширных водораздельных пространств, занятых бо-
лотами, представляющими основной элемент ландшафта на всей тер-
ритории равнины, за исключением ее южных районов, до последнего
времени оставался совершенно не изученным. Как известно, именно бо-
лота определяют те трудные природные условия, в которых ведется
строительство и освоение богатств этого обширного края.
Данная монография является первой работой, в которой приводится
всесторонняя характеристика строения, природных свойств и гидроме-
теорологического режима обширных заболоченных территорий Запад-
но-Сибирской равнины и даются расчетные параметры гидрологических
элементов, которые могут быть использованы в практике проектирова-
ния, строительства и эксплуатации промышленных и хозяйственных объ-
ектов. В ней также рассматриваются перспективы мелиоративных работ,
возможные изменения природных процессов (заболачивание, осушение,
лесовозобновление и т. д.) при том или ином воздействии на водный
режим крупных и средних рек, а также некоторые пути использования
гидрометеорологических ресурсов при промышленном и хозяйственном
освоении края.
Ввиду значительных изменений в широтном направлении природных
условий равнины (климат, многолетняя мерзлота, характер заболочен-
ности) и различной гидрологической изученности разных районов ока-
залось наиболее целесообразным описание гидрографии и режима внут-
риболотных рек и озер (разд. 7, 8) вести отдельно для трех ее частей:
северной (южной границей, которой являются Сибирские Увалы), цент-
ральной (южная граница — параллель г. Тобольска) и южной. Наибо-
лее детальная характеристика природных условий заболоченных терри-
торий Западно-Сибирской равнины дана по ее центральной части, менее
детальная — по северной (зона многолетней мерзлоты).
1
Краткий
обзор исследований болот Западной Сибири
Начало исследований болот и заболоченных земель Западной Сиби-
ри 1 относится к концу XIX — началу XX столетия, когда при изучении
растительности и почв ее южной части были получены и характеристики
болот этой территории с позиций ландшафтоведения [54, 55, 109, 189].
До текущего столетия сведения о болотах Западно-Сибирской равнины
сводились в основном к описаниям их наличия в том или ином ее районе
и были опубликованы в отдельных изданиях, посвященных географиче-
ским и экономическим исследованиям.
Изыскания и мелиоративные работы, проведенные экспедицией
И. И. Жилинского в 1895—1904 гг. на заболоченных территориях, при-
легающих к Сибирской железной дороге, позволили собрать достаточ-
но детальные сведения о растительности и строении болот района Ба-
рабы и Нарымского края и высказать ряд положений о возможных пу-
тях их осушения и хозяйственного освоения [77].
Обследования земель южных районов Западно-Сибирской равнины,
включая и заболоченные земли, получили некоторое развитие в период
с 1913 по 1916 г. в связи с появлением проекта о переселении сюда
крестьян из Европейской части России. В это время по заданию Пере-
селенческого управления обследование земель проводилось в Барабе
П. Н. Крыловым (1913 г.), в западной части Нарымского края —
Д. А. Драницыным (1914, 1915 гг.), в Ишимском уезде Тобольской гу-
бернии— Б. Н. Городковым (1915, 1916 гг.), в Томской губернии —
Н. И. Кузнецовым (1915 г.). Целью этих обследований было выявление
наиболее пригодных для заселения земель, поэтому основное внимание
обращалось на изучение почв и растительности суходолов. Болота и за-
болоченные земли изучались лишь попутно. Полученные результаты
в отношении болот — их описания и характеристики,— содержатся в ра-
ботах [69, 70, 109].
Широкие и планомерные исследования болот Западной Сибири ста-
ли производиться только после Великой Октябрьской социалистической
революции, когда Советское государство приступило к комплексному
хозяйственному освоению природных богатств восточных райнов страны.
В 1923—1930 гг. исследуются болота южной части Западной Сибири.
По заданию Сибирского переселенческого управления в этих исследова-
ниях значительное участие принимает экспедиция Государственного лу-
гового института под руководством А. Я. Бронзова. За период с 1925 по
1 В настоящем обзоре наряду с гидрологическими исследованиями болот рассмат-
триваются также и тесно связанные с ними работы по геоботаническим, стратиграфи-
ческим, мелиоративным и некоторым другим обследованиям болотных ландшафтов.
11
1930 г. экспедиция обследовала Васюганские болота и собрала уникаль-
ный материал по растительному покрову и стратиграфии торфяной за-
лежи, по геологии, почвам и гидрографии этой обширной территории.
Главной целью указанной экспедиции являлось изучение болот, и в этом
отношении она была первой в Западной Сибири. Полученные ею резуль-
таты опубликованы А. Я. Бронзовым [22, 23], М. К. Барышниковым [15]
и Р. С. Ильиным [94].
Несколько позже в других районах Западной Сибири — Барабе и за-
падной части лесостепи — производила работы другая экспедиция под
руководством М. И. Нейштадта (1932, 1936 гг.), А. А. Генкеля и
П. Н. Красовского (1937 г.). В задачу этой экспедиции входило иссле-
дование типов болот и определение запасов торфа. Полученные данные
были использованы при составлении справочника торфяного фонда и
установлении закономерностей размещения типов торфяных месторожде-
ний на территории Барабы и западной части лесостепи. Некоторые ре-
зультаты, в частности оценка технических свойств торфяной залежи
займищ и рямов Барабы с описанием стратиграфии и возраста залежей,
опубликованы [41, 137].
В 30-х годах на севере Западной Сибири Институтом полярного зем-
леделия проводились работы по выявлению кормовых угодий и оленьих
пастбищ. Исследования, выполненные на полуостровах Ямал —
В. Н. Андреевым, Гыданском — Б. Н. Городковым и Малый Ямал —
В. С. Говорухиным, дали первые сведения о строении болот этого
района [48, 57, 58].
В связи с разработкой проекта сельскохозяйственного освоения Ба-
рабы Министерство сельского хозяйства СССР совместно с рядом на-
учно-исследовательских организаций (Почвенный институт АН СССР,
Всесоюзный и Северный научно-исследовательские институты гидротех-
ники и мелиорации и др.) создало специальную Барабинскую экспеди-
цию, которая в период 1944—1951 гг. выполнила большие изыскатель-
ские, научно-исследовательские и проектные работы и получила ценные
данные по климату, геологии, гидрографии, растительности, промышлен-
ности, сельскому хозяйству и другим характеристикам территории Ба-
рабы. Значительное место в этих исследованиях было отведено изучению
болот и заболоченных земель, проводившемуся по широкой программе
(выяснялись условия образования и типы болот, основные закономерно-
сти их территориального размещения и т. д.). Некоторые результаты
этой экспедиции, касающиеся вопросов генезиса и развития займищно-
рямовых болот, опубликованы в работе М. С. Кузьминой [112, 113], обоб-
щение же всех материалов, полученных экспедицией, в том числе и по
болотам Барабы, сделано в монографии А. Д. Панадиади [152]. В моно-
графии рассматриваются причины образования болот, дается описание
различных их типов с характеристикой торфяной залежи и водного пи-
тания.
На болотах центральной части Западной Сибири большие исследова-
ния в целях выявления торфяных месторождений были проведены в
1951—1956 гг. торфоразведочными экспедициями Гипроторфразведки
под руководством П. Е. Логинова и С. Н. Тюремнова. За указанные
шесть лет обследована (с применением аэрометодов) огромная терри-
тория Западно-Сибирской равнины в зонах лесостепи и тайги. Получен-
ные экспедициями результаты, опубликованные в работах [121, 122, 194],
послужили основой для районирования торфяного фонда Западной
Сибири.
12
В последующие 1961—1971 гг. аналогичные работы продолжает вес-
ти в бассейнах рек Тромъегана, Ваха, Кети, Васюгана Геолторфразвед-
ка под руководством А. В. Предтеченского.
В Томской области в течение многих лет выполняются геоботаниче-
ские обследования болот учеными Томского государственного универси-
тета им. В. В. Куйбышева Л. В. Шумиловой, Ю. А. Львовым и Г. Г. Ясно-
польской. В результате этих работ собран и обобщен большой материал
по растительному покрову и строению болот этой части Западно-Сибир-
ской равнины [127, 128, 208, 209].
Значительный вклад в дело изучения болот Западной Сибири внесен
Красноярским институтом леса и древесины СО АН СССР. Под руко-
водством Н. И. Пьявченко и его учеников Ф. 3. Глебова и М. Ф. Ели-
зарьевой были осуществлены комплексные исследования лесных биогео-
ценозов на болотах и заболоченных территориях этой части Сибири для
разработки мероприятий по повышению их продуктивности [46,
47, 73].
Исследования болот Западно-Сибирской равнины, связанные с изу-
чением их типологии, процесса заболачивания и возраста, ведутся Ин-
ститутом географии АН СССР. В работах Н. Я- Каца и М. И. Нейштад-
та [105, 140] дано районирование болот этой обширной территории, при-
ведены данные об абсолютном возрасте болот. Несмотря на то что эти
сведения об абсолютном возрасте болот (10 000—11 000 лет) получены
по единичным определениям, они представляют большой научный и
практический интерес.
Гидрологические исследования болот Западной Сибири начались
в 1958 г. с комплексных работ Западно-Сибирской экспедиции Государ-
ственного гидрологического института на гипново-осоковых и тростни-
ково-рямовых болотах лесостепной зоны. Руководителями указанных
работ являлись К. Е. Иванов, С. М. Новиков, В. В. Романов, Е. А. Ро-
манова, П. К. Воробьев. Эти исследования велись по программе, вклю-
чающей изучение типологии и морфологии болот, строения торфяной
залежи, уровенного режима, стока с болот и малых речных водосборов,
испарения, теплового режима и радиационного баланса, водоотдачи
торфяной залежи и метеорологического режима болот. В 1958—1959 гг.
такие экспедиционные работы проводились на Тарманском болотном
массиве (около г. Тюмени), в 1959 г.— на Талагульском и Узаклинском
болотных массивах в районе г. Барабинска (бассейн р. Оми), в 1960 г.—
на Баксинском болотном массиве, находящемся в верховьях рек Баксы
и Каргата, в 1962 г.— на болотных массивах, расположенных вдоль же-
лезной дороги Ивдель-Обь (Полуночное — Нары-Кары), в 1963—1964 гг.
в районе оз. Нумто и в бассейне р. Пима (Ханты-Мансийский националь-
ный округ).
Наиболее интенсивно и всесторонне исследования болот и заболочен-
ных земель Западной Сибири стали развиваться в последнее десятиле-
тие в связи с началом освоения открытых в ее пределах месторождений
нефти и газа, расположенных в большинстве случаев на территории бо-
лот и заболоченных земель. Начиная с 1964 г. к изучению болот, нахо-
дящихся в районах нефтяных месторождений Западной Сибири, присту-
пил Гипротюменнефтегаз, позднее — Тюменский инженерно-строитель-
ный институт, Калининский политехнический институт, Научно-исследо-
вательский институт оснований и подземных сооружений, Омский фи-
лиал Союздорнии и др.
13
Наиболее крупные работы по изучению инженерно-строительных осо-
бенностей заболоченных территорий Среднего Приобья ведутся Гипро-
тюменнефтегазом под руководством Я. М. Кагана, С. Н. Вассермана,
В. Л. Трофимова, Н. В. Табакова, Т. В. Леменкова. Результаты этих ис-
следований опубликованы в многочисленных работах [27, 28, 93, 95, 188].
Исследования физико-механических свойств торфяной залежи сибир-
ских болот, выполняемые Калининским политехническим институтом,
ведутся под руководством Л. С. Амаряна [2—5]. Работы перечисленных
выше институтов направлены в основном на решение ряда практических
задач, непосредственно связанных со строительством на болотах и за-
болоченных землях: обустройство нефтяных месторождений, инженер-
ная подготовка территорий под гражданское строительство, прокладка
нефтепроводов и различного рода коммуникаций и т. д. В период 1965—
1973 гг. экспедиция Государственного гидрологического института про-
должала выполнять комплексные исследования на болотах в районах
нефтяных и газовых месторождений: Тетеревско-Мортымьинского (бас-
сейн р. Конды), Правдинского (бассейн р. Пойка) Самотлорского (меж-
дуречье Ваха и Ватинского Егана), Варьеганского (бассейн р. Агана),
Федоровского (бассейн р. Тромъегана), Медвежьего (бассейн р. Нады-
ма), Тазовского (низовья р. Таза).
Продолжительность и программа экспедиционных работ на разных
месторождениях не были полностью одинаковыми и зависели от целого
ряда условий: размера месторождений, характера природных объектов,
срока ввода месторождений в эксплуатацию и т. д.
Материалы этих исследований позволили не только осветить законо-
мерности строения и водно-теплового режима болот, рек и озер указан-
ных выше районов месторождений, но и разработать ряд практических
рекомендаций по вопросам, относящимся к строительству и эксплуата-
ции нефтепромыслов в тяжелых природных условиях (высокая заболо-
ченность и обводненность территорий), в том числе по устройству дорог
на болотах, продлению периода бурения скважин в теплый период года,
методам освоения участков месторождений, расположенных под сред-
ними и крупными внутриболотными озерами, и др.
Полученные результаты исследований частично были опубликованы
в 1963—1971 гг. в работах К. Е. Иванова, С. М. Новикова, В. В.,Рома-
нова, Е. А. Романовой, П. К. Воробьева [13, 32, 35, 84, 86, 88, 89, 141,
145, 176, 177, 179, 182].
Заложенные и оборудованные экспедицией ГГИ болотные и речные
посты и гидрометеоплощадки после завершения экспедиционных поле-
вых работ передаются местным управлениям гидрометслужбы, которые
продолжают начатые наблюдения по стандартным программам, преду-
смотренным Наставлениями Гидрометслужбы.
Сведения о гидрологических работах, выполненных и выполняемых
в настоящее время учреждениями Гидрометслужбы в Западной Сибири,
приведены в табл. 1.1. В этой таблице содержатся данные, характери-
зующие состояние экспедиционных и стационарных исследований болот
рассматриваемого региона.
Помимо болотных станций и постов Гидрометслужбы на территории
Западно-Сибирской равнины работает ряд стационаров других ведомств,
на которых в той или иной мере ведутся гидрологические наблюдения.
Западно-Сибирским филиалом ВНИИГиМ в Тюменской области
в 1968—1969 гг. были заложены два опытных участка на торфяных поч-
вах: один— площадью 3 га в совхозе „Салаирский" (1968 г.), другой —
14
Таблица 1.1
Сведения о гидрологических работах, проводимых Гидрометслужбой на болотах
Западной Сибири
Зона Наименование болотного массива Местоположе- ние болотного массива Период наблюдений Состав экспедиционных исследований
экспедицион- ных стационар- ных
Полиго- нальных болот Без назва- ния Бассейн р. Таза, в 5 км юго- западнее пос. Тазов- ского VII—VIII 1971 Теплобалансовые иссле- дования. Маршрутные геоботанические и стратиграфические об- следования
Плоско- бугрис- тых болот Без назва- ния Бассейн р. Правой Хетты VI—VIII 1972, VI—VIII 1973 — То же
Крупно- бугрис- тых бо- лот Без назва- ния Район оз. Нумто VII—IX 1964 С 1965 г. болотный пост Нумто Омского УГМС »
Выпук- лых олиго- трофных (сфагно- вых) бо- лот Мортымь- инский, Те- теревский, Супринский Бассейны рек Мулы- мьи и Боль- шого Тете- ра 1965, 1966 С 1966 г. болотный пост Супра Омского УГМС Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования. Теплобалансовые и водно-физические ис- следования. Гидроло- гические наблюдения на болотах, а также на реках Большом Тетере, Мортымье, Супре
Пим-Тромъ- еганский Водораздел рек Пима и Тромъегана VII—IX 1964, VI—IX 1972, III—IX 1973 Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие о бследования. Гидрографические об- следования виутри- болотных рек и озер. Гидрофизические ис- следования торфяной залежи. Наблюдения на реках (Меудек-Яун, Моховая) и озерах (Вать-Лор, Безымян- ное)
Самотлор- ский Между- речье Ваха и Ватииско- го Егана 1967—73 Маршрутные геобота- нические и стратигра- фические обследования болот; гидрографичес- кие обследования рек и озер; теплобалансо- вые и водно-физичес- кие исследования; гидрологические на- блюдения на болот- ных водотоках (Боль-
15
Продолжение табл. 1.1
Зона Наименование болотного массива Местоположе- ние болотного массива Период наблюдений Состав экспедиционных исследований
экспедицион- ных стационар- ных
Выпуклых олиго- трофных (сфагно- вых) болот шой Еган, Быстрый) и озерах (Ленинград- ское, Самот-Лор, Кы- мыл-Эмтор, Проточ- ное)
Без назва- ния Бассейн р. Агана, район оз. Сымту-Лор VI 1970— X 1972 Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; гидрофизические ис- следования торфяной залежи; гидрографи- ческие обследования рек и озер; гидроло- гические наблюдения на болоте, реках (Сымту, ручьи) и оз. Сымту-Лор
Без назва- ния Бассейн р. Пойка V—IX 1966 Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования болот; гидрографичес- кие обследования внутриболотных рек
Нововасю- ганский Бассейн р. Васюгана V—IX 1966 С 1968 г. болотный пост Новый Васюган За- падно-Си- бирского УГМС
Ильюшинс- кий Бассейн р. Кети V—IX 1966 С 1970 г. болотный пост Охот- база «Ин- гузет» За- падно-Си- бирского УГМС
Васюганс- кий Бассейн р. Нюроль- ки V—IX 1966 С 1968 г. болотный пост «мыль- джино» За- падно-Си- бирского УГМС
Плоских евтроф- ных и мезо- т$офных Тарманский Бассейн р. Туры 1958, 1959 С 1959 г. болотная станция Тю- мень Омско- го УГМС Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; гидрографические об- следования; теплоба-
16
Продолжение табл. 1.1
Зона Наименование болотного массива Местоположе- ние болотного массива Период наблюдений Состав экспедиционных исследований
экспедицион- ных стационар- ных
(осоково- гипновых и лесных) болот лансовые и гидрофи- зические исследова- ния; гидрологические наблюдения на боло- те, реках (Ахманка, Бухталка, Айга, Кап- ланка) и оз. Среднем Тарманском
Баксинский Водораздел рек Баксы н Каргата VI—IX 1960 Болотный пост Коно- валовка За- падно-Си- бирского УГМС. Пе- риод дей- ствия 17/IV-61 — 23/V-71 Маршрутные геоботани- ческие и стратиграфи- ческие обследования; теплобалансовые ис- следования; гидрогра- фические обследова- ния рек; гидрологи- ческие наблюдения на болоте, реках Баксе и Каргате
Вогнутых евтроф- ных (тростни- ковых) и засолен- ных (тра- вяных) болот Узаклин- ское Бассейн р. Оми V—IX 1959 С 1968 г. болотный пост Жар- ково Запад- но-Сибир- ского УГМС Геоботанические н стра- тиграфические обсле- дования; гидрографи- ческие обследования рек; гидрологические наблюдения на боло- те, реках; гидрофизи- ческие исследования
Бассейн р. Оми V—IX 1959 С 1968 г. болотный пост Патю- каново За- падно-Си- бирского УГМС
Карапузское (осушенное) Бассейн оз. Сартлан С 1961 г. болотный пост Убин- ское Запад- но-Сибирс- кого УГМС
площадью 14 га в колхозе „Свободный труд” (1969 г.). На этих участках
проводится изучение водно-теплового режима осушенных низинных тор-
фяников, условий и характера работы осушительных систем.
Другой опытно-мелиоративный стационар был заложен СевНИИГиМ
в Барабе на Убинском болотном массиве (Убинская ОМС).
Учреждениями Академии наук СССР в Западной Сибири открыты
пять стационаров:
1) Томский — в Тимирязевском районе Томской области (работы ве-
дутся регулярно с 1960 г.);
2) Бакчарский — в Бакчарском районе Томской области (работы
ведутся с 1963 г.);
17
3) „Плотникове” — в Томской области на отрогах Васюганского бо-
лота (работает с 1956 г.);
4 и 5) „Харп” и „Ходыта” — в Тюменской области северо-западнее
пос. Лобытнанги (работы ведутся с 1970 г.).
Первые два стационара принадлежат Красноярскому институту леса
и древесины СО АН СССР. Здесь работы ведутся на лесных болотах.
Стационар „Плотникове” находится в ведении Ботанического сада СО
АН СССР г. Новосибирска. Стационары „Харп” и „Ходыта” принадле-
жат Институту экологии растений и животных Уральского научного
центра АН СССР.
2
Общая
характеристика болотных ландшафтов
2.1. Распределение болот по территории и геоморфологи-
ческие условия их залегания
Западно-Сибирская равнина, расположенная в климатических зонах
избыточного, неустойчивого и недостаточного увлажнения, является уни-
кальным районом по широте охвата ее территории процессами болото-
образования и торфонакопления. Хорошо известно, что торфонакопле-
ние представляет собой результат двух противоположных по своему ха-
рактеру процессов: прироста органической массы живого растительного
покрова и разложения отмирающих частей растений. От соотношения
интенсивностей этих двух процессов зависит быстрота роста торфяной
залежи, причем необходимым условием для торфонакопления является
преобладание количества ежегодного прироста органической массы над
количеством ежегодно разлагающегося растительного материала. Ин-
тенсивность указанных процессов зависит, с одной стороны, от водного
режима в верхних горизонтах почво-грунтов, а с другой — от темпера-
турного режима и продолжительности вегетационного периода [83, 193].
Поскольку водный режим любого участка поверхности суши в естест-
венном состоянии определяется климатическими и гидрогеологическими
условиями, рельефом поверхности и составом почво-грунтов, а темпера-
турный режим на поверхности суши и в почво-грунтах в основном зави-
сит от климата, совместное действие этих факторов создает благоприят-
ные или, наоборот, неблагоприятные условия для болотообразования.
Вследствие исключительно равнинного рельефа междуречных ре-
гионов общая заболоченность рассматриваемой территории Западной
Сибири (рис. 2.1) находится в тесной зависимости от соотношения кли-
матических элементов водного баланса: осадков и испарения.
В зоне избыточного увлажнения, где норма осадков значительно пре-
вышает норму испарения с поверхности суши и поэтому верхние гори-
зонты почво-грунтов более или менее постоянно увлажнены, процессы
болотообразования имеют наибольшее развитие. Здесь распространены
полигональные, плоскобугристые, крупнобугристые и олиготрофные
сфагновые болота. Они занимают большую часть обширных междуреч-
ных пространств и располагаются не только в понижениях местности, но
и покрывают сплошным торфяным плащом повышенные ее участки, об-
разуя современные речные водоразделы. Размещение болот относитель-
но речной сети в пределах этой зоны показано на рис. 2.2 (врезки).
В зоне неустойчивого увлажнения, где норма осадков близка к нор-
ме испарения с суши, болота имеют меньшее распространение. В этой
19
Рис. 2.1. Карта-схема распределения болот на территории Западно-Сибирской
равнины.
/ — болота, 2 — реки.
зоне с плоскими евтрофными и мезотрофными (осоково-гипновыми и
лесными) болотами в создании избыточного увлажнения верхних слоев
почво-грунтов существенную роль начинает играть приток поверхност-
ных вод и поэтому болота приурочены преимущественно к отрицатель-
ным элементам рельефа — котловинообразным бессточным понижениям,
озерным котловинам и речным долинам. Расположение болот относи-
20
Рис. 2.2. Границы болотных зон Западно-Сибирской равнины.
1 — зона полигональных болот, 2 — зона плоскобугрнстых болот, 3 — зона крупнобугристых болот,
4 — зона выпуклых 'олиготрофных (сфагновых) болот, 5 — зона плоских евтрофных и мезотрофных
(осоково-гипиовых н лесных) болот, 6 — зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных
(травяных) болот; на врезках: 7 — суходол, 8 — болото; 9 — граница Западно-Снбнрской равнины н
болотных зон, 10 — северная граница распространения отдельных крупнобугрнстых болот, It —
тельно речной сети в рассматриваемой зоне показано на рис. 2.2
(врезка).
В зоне недостаточного увлажнения, где испаряемость значительно
превосходит величину атмосферных осадков, болота занимают неболь-
шую площадь. Развитые здесь евтрофные (тростниковые) и засоленные
(травяные) болота встречаются в древних долинах рек и глубоких впа-
динах. На этих участках избыток влаги в верхних слоях почво-грунтов
создается в результате разливов рек, весенними и дождевыми поверх-
ностноприточными водами или, наконец, благодаря выходу на поверх-
ность грунтовых вод. Размещение болот относительно речной сети
в этой зоне показано на рис. 2.2 (врезка). В зонах избыточного и не-
устойчивого увлажнения болота могут оказывать заметное влияние на
водный режим этих территорий в целом.
Если заболоченность Западно-Сибирской равнины, как было указа-
но выше, определяется в основном соотношением климатических эле-
ментов водного баланса, то ее заторфованность в значительной мере за-
висит от температурного режима территории и геоморфологических
условий залегания болотных массивов и отдельных их участков. Низкие
температуры воздуха и почвы в вегетационный период не способствуют
росту растений, поэтому ежегодный прирост растительной массы в райо-
нах с холодным климатом весьма мал. Вместе с тем в таких районах и
разложение растительных остатков протекает медленно. С повышением
среднегодовых температур, а также температур и продолжительности
вегетационного периода ежегодный прирост растительной массы увели-
чивается; одновременно повышается и интенсивность разложения орга-
нического материала. Однако изменения скорости прироста раститель-
ного материала и интенсивности его разложения с изменением темпе-
ратурных условий происходят не в равной мере. В зоне избыточного
увлажнения при достаточно высокой влажности поверхностного слоя
почво-грунтов рост интенсивности процесса разложения идет медленнее,
чем увеличение прироста растительной массы, и поэтому средняя ско-
рость торфонакопления увеличивается по мере перемещения к югу. Ко-
личественное соотношение прироста и разложения растительной массы
проявляется в изменении средних глубин торфяных отложений, которое
прослеживается при переходе из районов с холодным арктическим и суб-
арктическим климатом в районы с умеренным климатом. Наибольшая
разница в интенсивности указанных процессов наблюдается в южной
половине зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот, где сред-
ние толщины торфяных залежей достигают максимальных значений.
При дальнейшем же продвижении к югу в связи с повышением темпера-
туры воздуха в условиях относительно сухого климата интенсивность
распада органических остатков возрастает быстрее по сравнению с уве-
личением ежегодного прироста растительной массы, благодаря чему
средние глубины торфяных отложений начинают постепенно убывать.
Таким образом, при некотором определенном соотношении основных
климатических факторов (увлажненности территории и ее температур-
ного режима) создаются оптимальные условия для накопления торфа.
В Западной Сибири последние наблюдаются в южной части зоны выпук-
лых олиготрофных болот, где процесс болотообразования и торфона-
копления достигает своего наибольшего развития.
Для определения интенсивности торфонакопления необходимо рас-
полагать данными о глубинах торфяной залежи и абсолютном возрасте
слагающих ее торфов. Сведения о мощности залежи по Западной Сиби-
22
ри имеются в достаточном количестве, особенно по болотам лесной и ле-
состепной зон, в то время как данные об абсолютном возрасте болот
этой территории практически отсутствуют. Известны лишь отдельные
измерения возраста болот, проведенные под руководством С. Н. Тюрем-
нова [194], Н. И. Пьявченко [162] и М. И. Нейштадта [140].
Согласно данным об абсолютном возрасте торфов придонных слоев,
полученным М. И. Нейштадтом по образцам, отобранным на берегу
Иртыша севернее Тобольска, заболачивание Западно-Сибирской равни-
ны началось около 10—11 тыс. лет назад [140]. По последним дан-
ным определения абсолютного возраста придонных слоев торфа по об-
разцам, взятым Западно-Сибирской экспедицией в районе Сургутского
Полесья (2 пункта отбора), возраст болот1 близок к 9 тыс. лет, т. е.
практически совпадает с данными, полученными М. И. Нейштадтом.
По данным той же экспедиции, абсолютный возраст придонных слоев
залежи болот, расположенных на Сибирских Увалах (1 пункт отбора)
и в бассейне р. Правой Хетты (1 пункт отбора), равен соответственно
7 и 5 тыс. лет. Интенсивность торфонакопления, вычисленная по упомя-
нутым выше определениям возраста, приведена в табл. 2.1. Если резуль-
таты определения возраста торфов распространить на всю территорию
равнины и допустить, что ее заболачивание началось практически одно-
временно по всей площади территории и одновременно на отрицатель-
ных и положительных элементах рельефа, то можно в первом прибли-
жении определить (путем деления средней глубины залежи на принятый
Таблица 2.1
Интенсивность торфонакопления на территории Западно-Сибирской равнины
Болотная зона Глубина торфяной залежи, м Интенсивность торфонакоп- ления при возрасте болот 10 тыс. лет, мм/гол Интенсивность торфонакопле- ння (по образ- цам торфа, взятым экспе- дицией ГГИ), мм/год
средняя наиболь- шая средняя наиболь- шая
1 1 2 1 3 1 4 5 6
1. Полигональных болот 0,5 1,5* 0,05 0,15 —
2. Плоскобугристых болот 0,8 3,0* 0,08 0,30 0,26
3. Крупнобугристых болот 1,0 3,0* 0,10 0,30 0,40
4. Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 2,4 10,0 0,24 1,00 0,38
5. Плоских евтрофных и ме- зотрофных (осоково-гип- новых и лесных) болот 1,7 4,0 0,17 0,40
6. Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засолен- ных (травяных) болот 1,2 2,0 0,12 0,20 —
Примечания: 1. Глубина определена по данным измерений, выполненных
в зонах 1—3 экспедицией ГГИ, 4—6 — экспедициями ГГИ и Геолторфразведки.
2. За наибольшую глубину принята максимальная из измеренных величин.
3. Данные, полученные по рекогносцировочным исследованиям экспедиции ГГИ,
отмечены знаком звездочки *.
1 Определение абсолютного возраста выполнено в лаборатории геохронологии
НИГЭИ ЛГУ.
23
абсолютный возраст болот 10 тыс. лет) среднюю во времени и простран-
стве скорость торфонакопления в разных болотных зонах Западной
Сибири.
По данным табл. 2.1 (графа 4), средняя интенсивность торфонакоп-
ления на территории Западно-Сибирской равнины при таком варианте
процесса заболачивания изменяется в широких пределах: от 0,05 до
0,24 мм/год. Наименьшее из этих значений относится к Крайнему Се-
веру (полигональные болота), а наибольшее — к южной части лесной
зоны (олиготрофные болота). Приведенные в таблице средние значения
интенсивности торфонакопления позволяют также судить и об интен-
сивности заболачивания в разных частях Западной Сибири. Следует,
однако, иметь в виду, что при упомянутой выше схеме процесса забола-
чивания интенсивности торфонакопления в положительных и отрица-
тельных формах рельефа сильно различаются вследствие большой раз-
ницы в глубинах торфяной залежи. Последнее трудно объяснимо, хотя
некоторые различия в скорости торфонакопления в понижениях и повы-
шениях рельефа могли быть обусловлены неодинаковым увлажнением
поверхности торфяных отложений.
Возможно и, по-видимому, более вероятно допустить, что заболачи-
вание Западно-Сибирской равнины происходило другим путем: одно-
временно по всей территории, но начиная с отрицательных форм релье-
фа. В таком случае на повышенных участках рельефа торфонакопление
должно было начаться значительно позже. При этом варианте забола-
чивания территории Западной Сибири большая разница в толщине тор-
фяной залежи в каждой из ее климатических зон может быть объяснена
именно этим обстоятельством. Тогда о максимальной интенсивности
торфонакопления на Западно-Сибирской равнине во времени и в прост-
ранстве можно судить по данным графы 5 табл. 2.1, полученным путем
деления максимальных (измеренных) толщин торфяной залежи на при-
нятый возраст болот (10 тыс. лет).
Максимальная интенсивность торфонакопления, полученная по наи-
большим измеренным глубинам залежи (табл. 2.1), характеризует влия-
ние на этот процесс не только климатических факторов (температуры,
влажности), но в значительной степени и характера первоначального
рельефа местности. Наличие в рельефе местности положительных (хол-
мы, бугры и т. п.) и отрицательных (котловины, впадины и т. п.) форм
обусловливает различное увлажнение верхних слоев почво-грунтов на
разных участках суши и торфяной залежи в процессе ее развития, что
является одной из главных причин пространственной неравномерности
процесса торфонакопления при одних и тех же климатических условиях.
Наибольшая интенсивность торфонакопления на площади Западно-Си-
бирской равнины изменяется от 0,15 мм/год в зоне полигональных бо-
лот до 1,00 мм/год в южной части зоны олиготрофных болот. Распола-
гая столь скудными данными о возрасте торфяных залежей Западной
Сибири, нельзя получить достаточно полную характеристику интенсив-
ности процесса торфонакопления в ее разных болотных зонах и на раз-
личных элементах мезорельефа. Для этого в дальнейшем потребуются
более широкие определения абсолютного возраста торфяных отложений
с учетом их расположения в болотных системах и климатических зонах.
В результате торфонакопления произошло выравнивание „первично-
го” мезорельефа Западно-Сибирской равнины, особенно в районе наи-
большего развития болотообразования — в зоне олиготрофных болот,
занимающей 46% всей равнины; здесь сплошной торфяной плащ по-
24
крывает большинство водораздельных пространств, создавая относи-
тельно ровный современный мезорельеф поверхности.
В процессе торфонакопления происходит накопление и консервация
значительных масс воды на поверхности суши. По данным С. Л. Венд-
рова и М. И. Иейштадта [29, 140], в болотах Западной Сибири сосредо-
точено до 1000 км3 воды. По материалам же, полученным Государст-
венным гидрологическим институтом, количество воды в торфяной за-
лежи сибирских болот, расположенных южнее Сибирских Увалов, со-
ставляет около 994 км3, причем 218 км3 в несвязанном состоянии. Пред-
ставление о распределении запасов воды в торфяной залежи по болот-
ным зонам Западной Сибири дает табл. 2.2.
Таблица 2.2
Запасы воды в болотах Западно-Сибирской равнины, расположенных южнее
Сибирских Увалов
Болотная зона Площадь болот, км2 Средняя глу- бина торфяной залежи, м Запас воды в торфяной залежи, км3
несвязанная вода общий запас воды
Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 373 094 2,4 198,0 901,7
Плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) бо- лот 63 152 1,7 13,3 68,9
Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот 37 929 1,2 6,7 23,4
Всего по трем зонам 218,0 994,0
2.2. Зональные особенности болот
Ниже рассматриваются характерные особенности болотных ланд-
шафтов в различных болотных зонах Западно-Сибирской равнины.
Н. Я- Кац [103] выделяет здесь семь болотных провинций: арктических
минеральных осоковых болот, плоскобугристых болот, крупнобугристых
болот, олиготрофных грядово-мочажинных болот, евтрофных и мезо-
трофных болот с участием олиготрофных сосново-сфагновых, тростни-
ковых и крупноосоковых болот, тростниковых и засоленных болот. Одна-
ко анализ результатов экспедиционных исследований, а также изучение
материалов аэрофотосъемки болот, картографических данных и сведе-
ний, содержащихся в работах М. С. Боч [19, 20], Н. И. Пьявченко [161,
162], В. Н. Андреева [6, 7], Е. А. Галкиной [40], Л. В. Шумиловой
[207] и др., показали, что на территории этой равнины правильнее вы-
делить шесть болотных зон: полигональных, плоскобугристых, крупно-
бугристых, выпуклых олиготрофных (сфагновых), плоских евтрофных
и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных), вогнутых евтрофных (тро-
стниковых) и засоленных (травяных) болот (см. рис. 2.2). В приводи-
мых названиях зон не отражена строго классификация морфологиче-
ских особенностей строения болот: первые три зоны названы по морфо-
25
логическим особенностям структуры болот, три последние — по харак-
теру рельефа поверхности болот. Принятые нами болотные зоны по
своим названиям и границам несколько расходятся с провинциями по
Н. Я. Кацу [103].
Каждая из болотных зон имеет свой преобладающий тип болот. Ха-
рактер и структура растительного покрова болотных массивов обуслов-
лены морфологией последних, климатом, а также водным балансом бо-
лотных систем и их отдельных частей. В табл. 2.3 приведено сопостав-
ление болотных и гидрологических зон с указанием основных физиче-
ских особенностей почво-грунтов этих зон.
Таблица 2.3
Приуроченность болотных зон к различным зонам увлажнения
Гидрологическая зона Болотная зона Особенности ми- неральных грунтов болотной зоны
Избыточного увлажнения Полигональных болот Плоскобугристых болот Крупнобугристых болот Выпуклых олиготрофных (сфагновых) бо- лот Мерзлые
Талые
Неустойчивого увлажне- ния Плоских евтрофных и мезотрофных (осоко- во-гипновых и лесных) болот
Недостаточного увлаж- нения Вогнутых евтрофных (тростниковых) и за- соленных (травяных) болот Засоленные
Зона полигональных болот расположена в самой север-
ной части Западно-Сибирской равнины и в основном занимает полу-
острова Ямал, Гыданский и Тазовский.
Площадь этой болотной зоны составляет 13% площади всей равни-
ны. Рельеф плоский, с отметками поверхности, не превышающими 40 м
над ур. м. Водный баланс территории зоны в целом характеризуется
следующими величинами его составляющих: осадки 480 мм, из которых
40% приходится на теплый период года, сток 250 мм, испарение 230 мм *.
Равнинный характер местности, значительное превышение осадков
над испарением, а также близкое залегание к поверхности многолетней
мерзлоты обусловливают достаточно большую заболоченность терри-
тории. Средняя заболоченность ее около 20%, в отдельных районах
35—50%.1 2 Болота приурочены к плоским депрессиям водоразделов, реч-
ным долинам, морским побережьям и днищам спущенных озер (см.
рис. 2.2).
В данной зоне наиболее распространены полигонально-валиковые
комплексные болота. По степени обводненности выделяются такие раз-
новидности болот:
1 Водный баланс для всех болотных зон дается по средним многолетним данным,
полученным по картам, приведенным в работе Г. А. Плиткина [158).
2 Заболоченность территории болотных зон определена по типологической карте
болот масштаба 1 :2 500 000, на которой не показаны болота малых размеров и не
выделены заболоченные земли, в частности заболоченные тундры.
26
1) слабо обводненные полигонально-валиковые болота с осоково-пу-
шицевой растительностью на полигонах и осоково-кустарничковой на
валиках;
2) умеренно обводненные полигонально-мочажинно-валиковые боло-
та с осоково-моховой растительностью на полигонах;
3) сильно обводненные полигональыо-озерково-валиковые болота
с редкой растительностью на полигонах.
Господствующей растительностью как на валиках, так и на полигонах
являются осока (Carex stans), пушица, кустарнички, сфагновые мхи и
лишайники; в морозобойных трещинах хорошо развиваются гипновые и
сфагновые мхи.
Строение полигональных болот весьма своеобразное. По описаниям
Н. Я. Каца [103], Б. Н. Городкова [58, 59, 60], В. Н. Андреева [6, 7], а так-
же по данным экспедиционных исследований ГГИ, полигоны имеют фор-
му прямоугольника и шестиугольника с наибольшими размерами сторон
20—25 м, иногда 5—15 м. Между собой они разделены морозобойными
трещинами в виде канавок шириной 0,2—1,0 м и глубиной 5—80 см, про-
резающих торф, а в некоторых случаях захватывающих минеральный
грунт. Вдоль трещин возвышаются низкие валики из торфяного грунта,
выпученного под воздействием мерзлоты. Валики затрудняют сток с по-
лигонов, что способствует их постоянному обводнению, а следовательно,
и процессу торфонакопления. В ряде случаев в центре полигона располо-
жены мочажины диаметром 2—5 м, реже — озерки.
По последним данным М. С. Боч и др. [19, 20, 21], обследовавших бо-
лота п-ова Ямал, полигоны описываемого типа болот в подзоне арктиче-
ской тундры имеют линейные размеры 15—40 м, оконтурены хорошо вы-
раженными валиками шириной 3—4 м и высотой 15—20 см.
Торф этих болот преимущественно олиготрофный, толщиной 20 см на
валиках и 40 см на полигонах. Торф на валиках в верхнем слое сфагно-
вый, а в нижнем — сфагново-травяной, на полигонах трЪвяно-гипновый.
Степень разложения торфа в верхнем слое 10%, в нижнем — 14%, в мо-
розобойных трещинах 22%. По мнению Б. Н. Городкова [58, 60], причи-
нами растрескивания почвы и образования полигонов являются: слабая
защищенность грунта снежным покровом, сильные морозы и залегание
вблизи поверхности многолетней мерзлоты. В более южных районах,
где снежный покров значительнее, полигональные болота постепенно
исчезают.
На молодых морских и речных террасах полигональные болота встре-
чаются в сочетании с низинными травяными болотами и зарослями кус-
тарников, достигают огромных размеров и носят местное название „лап-
ты”. Такие болота находятся, например, в низовьях рек Надий-Яха,
Морды-Яха, Юрибей, Ней-Тай-Яха.
Кроме полигональных болот в рассматриваемой болотной зоне встре-
чаются небольшие по площади некомплексные болота: осоково-гипно-
вые, осоково-пушицевые, приуроченные к речным долинам, ложбинам
стока, приозерным котловинам. Эти болота имеют торфяную залежь до
30 см, сложенную осоковыми и осоково-гипновыми торфами.
Значительную часть территории занимают также заболоченные зем-
ли: заболоченные кустарниковые, заболоченные моховые и кочкарные
тундры.
Заболоченные кустарниковые (ивняковые) тундры характерны для
участков, увлажняемых проточными водами; встречаются по берегам
водотоков, на сильно увлажненных склонах и в озерных котловинах.
’27
Заболоченная моховая тундра приурочена к местным понижениям на
междуречьях. Кочкарная заболоченная тундра распространена на во-
дораздельных пространствах; в восточной половине Обско-Тазовского
полуострова она занимает до 20% площади междуречий.
Зона плоскобугристых болот находится к югу от зоны
полигональных болот. Южная, граница этой зоны проведена весьма
условно через середину относительно широкой полосы, на которой рас-
пространены как плоскобугристые, так и крупнобугристые бо-
лота.
Площадь, занимаемая зоной плоскобугристых болот, составляет 8%
площади Западно-Сибирской равнины. Рельеф равнинный, с отметками
поверхности 50—80 м над ур. м.
Водный баланс зоны в среднем по территории: осадки 550 мм, сток
260 мм, испарение 290 мм.
Здесь, как и в предыдущей зоне, вследствие тех же причин (равнин-
ность рельефа, близкое залегание к поверхности многолетней мерзлоты
и значительное превышение осадков над испарением) имеет место боль-
шая заболоченность территории (40%). Болота располагаются на водо-
разделах, в долинах рек и вокруг озер.
Господствующим типом болот в рассматриваемой зоне являются
плоскобугристые (мелкобугристые по Б. Н. Городкову [56, 59])
болота.
Встречается несколько разновидностей этих болот. На водоразделах
наиболее распространены плоскобугристые болота с дикраново-лишай-
никовыми буграми и осоково-сфагновыми или гипновыми мочажинами.
По надпойменным террасам Обской губы и впадающих в нее рек, а так-
же по берегам озер развиты плоскобугристые болота со сфагново-ку-
кустарничковыми буграми и осоково-гипновыми мочажинами. Бугры
имеют высоту 30—50 см, реже 75 см (высота сфагновых бугров ниже,
чем дикрановых), грядообразные, с плоской вершиной. Площадь бугров
от нескольких квадратных метров до десятков и реже сотен квадратных
метров, поверхность бугров мелкокочковатая. Бугры чередуются с пло-
скими мочажинами, которые при наличии эрозии приобретают корыто-
образную форму. Соотношение площадей бугров и мочажин различное;
чаще преобладают площади, занятые мочажинами. Глубина торфа на
буграх 25—30 см, в мочажинах 1,0—1,5 м.
На морфологию бугров оказывают сильное влияние морозобойные
трещины. Под влиянием водной эрозии трещины углубляются, превра-
щаются в узкие канавообразные мочажины и делят бугры на прямо-
угольники (полигоны). Отмечается сухость торфяных бугров (обуслов-
ленная их своеобразным микрорельефом и трещиноватостью), наблю-
даются явления деградации торфяной залежи. Образование бугров на
болотах в зоне многолетней мерзлоты многие исследователи объясняют
процессами пучения сильно переувлажненных грунтов при их замерза-
нии. Д. А. Драницын [68, 70], например, связывает возникновение круп-
нобугристого рельефа с обилием поверхностных вод на болотах. Он от-
мечает, что в равнинной тундре бугры низкие из-за неглубокого протаи-
вания и малого накопления талой воды. А. А. Григорьев [62] также ука-
зывает, что мелкобугристый рельеф на болотах связан с менее обиль-
ным водно-грунтовым питанием. Однако эти объяснения не раскрывают
достаточно убедительно процесс образования бугров и этот вопрос в на-
стоящее время нужно считать открытым, требующим исследований по
специальной методике.
28
Кроме рассмотренных выше болот в данной болотной зоне распро-
странены также и некомплексные осоково-гипновые, осоково-пушицевые,
у озер злаково-осоковые болота, так называемые хасыреи.
Зона крупнобугристых болот расположена южнее зоны
плоскобугристых болот (см. рис. 2.2). По мнению Б. Н. Городкова [59],
южная граница крупнобугристых болот совпадает с южной границей
локального распространения многолетней мерзлоты. Площадь терри-
тории зоны относительно невелика и составляет лишь 6% площади всей
Западно-Сибирской равнины. Отметки поверхности территории в пре-
делах этой болотной зоны изменяются от 60 до 100 м, исключая отдель-
ные возвышенности в ее восточной части.
Водный баланс территории зоны в среднем составляет: осадки 600 мм,
сток 280 мм, испарение 320 мм. На рассматриваемую болотную зону
приходится максимум климатического стока Западно-Сибирской рав-
нины.
Заболоченность зоны крупнобугристых болот составляет около 25%.
Наибольшее количество болот сосредоточено на Пур-Тазовском водо-
разделе. Прослеживается приуроченность болот к плоским частям водо-
разделов и котловинам спущенных озер.
Крупнобугристые болота представляют собой сочетание бугров и
плоских понижений, имеющих различный растительный покров и сте-
пень обводненности. Крупные бугры разбросаны на большом расстоя-
нии друг от друга, среди обширных сильно обводненных понижений, за-
нятых осоково-сфагновой, реже гипновой растительностью, образуя
комплексы то с переувлажненными, то с относительно сухими пониже-
ниями. Ядро бугров мерзлое, прикрытое слоем торфа мощностью 1 —
2,5 м. Согласно В. С. Говорухину [48, 49], одним из важных условий об-
разования бугров является скопление достаточно большого количества
воды в верхних слоях почво-грунтов. По своей высоте (4 м и более) и
выпуклости вершины такие бугры отличаются от низких и плосковер-
шинных бугров предыдущей зоны. В плане менее высокие бугры имеют
округлую форму, а более высокие (свыше 4 м) — вытянутую, хребто-
образную. Площади и очертания бугров различные.
Б распределении растительности на буграх наблюдается определен-
ная закономерность: у их подножия прослеживается хорошо развитое
сфагново-кустарничковое кольцо, выше оно сменяется травяно-кустар-
ничково-лишайниковым, вершина же бугров покрыта корковыми лишай-
никами с угнетенными карликовыми кустарничками по трещинам. Вет-
ровая эрозия зимой часто уничтожает лишайниковый покров, и тогда
на не покрытых снегом вершинах бугров наблюдается обнаженный торф.
Возникновение этих бугров, как и бугров выше описанной зоны, веро-
ятно, происходит в результате мерзлого выпучивания при замерзании
талой воды в условиях многолетнемерзлых грунтов. Однако детально
механизм этого процесса в настоящее время не раскрыт. Для образо-
вания крупных бугров необходимы, по-видимому, сравнительно теплый
летний сезон и достаточно большая глубина оттаивания почво-грунтов,
насыщенных водой. Часто среди комплекса бугров и мочажин встреча-
ются озера значительных размеров, нередко соединенные между собой
ручьями.
Наряду с мелкозалежными болотами в рассмотренных выше зонах
встречаются массивы с торфяной залежью до 3—5 м. М. И. Нейштадт
[138] и затем Н. И. Пьявченко [161, 164], А. П. Тыртиков [190, 192],
М. С. Боч [19, 21] и др. относят эти болота к реликтовым. Для оконча-
29
тельного выяснения природы образования таких болот, расположенных
в различных частях рассматриваемой территории, необходимы данные
о их возрасте и детальном строении залежи.
Зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот
занимает центральную часть Западно-Сибирской равнины. Площадь зо-
ны составляет 46% площади всей территории равнины. По занимаемой
территории это самая большая болотная зона из шести рассматривае-
мых болотных зон.
Рельеф поверхности в пределах зоны относительно ровный, с отмет-
ками от 80 до 100 м над ур. м., за исключением района Сибирских Ува-
лов, где они достигают 190 м и более.
Годовое количество осадков в зоне выпуклых олиготрофных болот
в среднем равно 590 мм, причем на теплый период года приходится
60—70% их годовой суммы. Норма стока здесь составляет 200 мм, нор-
ма испарения — 390 мм.
Климатические и геоморфологические условия этой зоны являются
оптимальными для развития олиготрофных болот. Заболоченность тер-
ритории около 40%, а в отдельных ее частях (бассейны рек Лямина,
Пима, Тромъегана, Агана) увеличивается до 70%. Болота покрывают
в основном водораздельные пространства и широкие террасы крупных
рек. Некоторые междуречные пространства болота покрывают сплош-
ным плащом, образуя крупнейшие в мире болотные системы площадью
до 15 тыс. км1 2 и даже до 50 тыс. км2 (Васюганское болото и др.). Цент-
ральные части этих систем, занимающие около половины их площади,
имеют вид хорошо выраженных почти горизонтальных плато. Краевые
же их участки характеризуются пологими склонами, направленными
к дренирующим рекам. В центральных частях систем сосредоточено
основное количество наиболее крупных озер, сочетающихся с множест-
вом малых озерков часто встречаются также обширные сильно обвод-
ненные мочажины. Озера и мочажины разделены между собой узкими
грядами со сфагново-кустарничковой растительностью и угнетенной сос-
ной. Озерки и мочажины в сочетании с грядами образуют комплексные
микроландшафты: грядово-озерковые, грядово-мочажинно-озерковые.
В сильно обводненных мочажинах, имеющих в центре открытую водную
поверхность, растут сфагновые мхи с отдельными растениями шейхце-
рии, очеретиика, осоки топяной; в менее обводненных мочажинах раз-
вивается шейхцериево-сфагновая растительность. Небольшие участки
среди грядово-озерковых и грядово-мочажинно-озерковых комплексов
и особенно вдоль берегов относительно крупных озер, занимают сфагно-
во-кустарничково-сосновые микроландшафты2.
На склонах болотных систем располагаются грядово-мочажинные
комплексы, которые ближе к внешним границам систем на более кру-
тых склонах сменяются мохово-лесными и лесными микроландшафтами.
Периферийные участки болотных систем часто бывают сильно обвод-
нены.
На сравнительно небольших болотных системах центральное „плато”
занимает значительно меньшую площадь, чем склоны, на них отсутст-
1 Под «озерками» на болотах подразумеваются малые внутриболотные водоемы
(с открытой водной поверхностью) вторичного происхождения, входящие как структур-
ный элемент мнкроландшафта. Озерами называются внутриболотные водоемы как вто-
ричного, так и первичного происхождения относительно больших размеров, не являющи-
еся структурным элементом микроландшафта.
2 Определение болотного микроландшафта дано в п. 2.3 и работе [83].
30
вует грядово-озерковый комплекс (озерки встречаются единично). При
выпуклом рельефе центральной части болотных систем последняя заня-
та мохово-лесными болотными микроландшафтами, чередующимися
с грядово-мочажинными комплексами.
Совсем небольшие по площади болота, почти целиком покрыты сос-
ново-кустарничковой растительностью.
Для южной части рассматриваемой зоны характерны болотные сис-
темы с довольно пестрым чередованием олиготрофных, евтрофных и
отчасти мезотрофных болотных микроландшафтов. Сочетание указан-
ных трех экологических типов болотных микроландшафтов в сложных
болотных системах имеет место на водоразделе рек Демьянка — Туртас,
в верхних частях водоразделов между реками Чека — Тара, Тара — Тар-
тас, Тартас — Ича, Ича — Омь (южные склоны Васюганского болотного
массива), а также в бассейне р. Носки. По мнению А. Я. Бронзова [22,
23], развитию евтрофных осоково-гипновых болотных микроландшафтов
совместно с олиготрофными способствует карбонатность почво-грунтов.
Евтрофные микроландшафты, встречающиеся на указанных болотных
системах, весьма разнообразны. Наиболее характерными являются без-
лесные осоково-гипновые топи грядово-мочажинного строения, эти топи
занимают значительные площади среди выпуклых олиготрофных болот-
ных систем. Среди обширных осоково-гипновых топей часто встречаются
отдельными островками олиготрофные сфагново-кустарничково-сосно-
вые микроландшафты с преобладанием в моховом покрове Sphagnum
fuscum. Очертания границ этих микроландшафтов имеют обычно округ-
лую или вытянутую овальную форму.
Кроме указанных, встречаются евтрофные болотные микроландшаф-
ты с древесным ярусом из хвойных и лиственных пород, приурочены
обычно к краевым частям болотных массивов. Лесные березово-осоко-
во-сфагновые и сосново-березовые болота также широко распространены
в небольших мелких котловинах на водораздельных пространствах.
Средняя мощность торфяной залежи в зоне выпуклых олиготрофных
болот колеблется в широких пределах: от 2 м в северной части до 5—
6 м в южной.
Характерной чертой торфяной залежи болот этой зоны является мощ-
ный верхний слой из слаборазложившегося фускум-торфа и реже —
комплексного торфа. Ниже сфагновых торфов обычно залегают сфагно-
во-шейхцериевый, шейхцериевый и сфагново-пушицевый верховые тор-
фа. Верховые торфа часто слагают всю толщу Торфяной залежи либо
подстилаются маломощными слоями из переходных торфов, которые
в придонном слое сменяются низинными.
Под озерками и мочажинами в грядово-мочажинных и грядово-озер-
ковых комплексах торфяная залежь состоит из сфагново-мочажинного,
сфагново-шейхцериевого и шейхцериевого торфов.
Торфяная залежь осоково-гипновых болотных микроландшафтов сло-
жена осоковыми и осоково-гипновыми видами торфа. Отсутствие остат-
ков древесины в придонных слоях торфа осоково-гипновых болотных
микроландшафтов и вскипание от соляной кислоты придонных почво-
грунтов указывают на то, что эти участки болотных массивов не лесно-
го происхождения. Торфяная залежь в сфагново-кустарничково-сосно-
вых микроландшафтах сложена сфагновыми (фускум) торфами мощ-
ностью 2—4 м.
Описание болот рассматриваемой зоны приведено в работах
А. Я. Бронзова [22, 23], С. Н. Тюремнова [194], Е. А. Романовой [177—
31
179], Е. А. Романовой и Л. И. Усовой [182], Ю. А. Львова [127—129],
В. И. Маковского [130], Г. Г. Куликовой, О. Л. Лисс? и др. [167],
М. М. Сторожевой [186, 187], Г. Г. Яснопольской [209] и др.
Зона плоских евтрофных и мезотрофных (осоко-
во-гипновых и лесных) болот расположена южнее зоны вы-
пуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Площадь рассматриваемой
болотной зоны составляет 11 % площади всей равнины. Рельеф в пре-
делах этой зоны ровный, с высотными отметками 135—150 м над ур. м.
Водный баланс в среднем по территории зоны характеризуется следую-
щими величинами: осадки 510 мм, сток 90 мм, испарение 420 мм. В теп-
лый период года в среднем выпадает 60—70% годовой суммы осадков.
Заболоченность этой зоны составляет приблизительно 20%. Значитель-
ная часть ее территории характеризуется равнинностью междуречных
пространств, обилием межгривных бессточных понижений и наличием
древних русел, являющихся местами скоплений воды с близким от по-
верхности расположением водоупорного горизонта.
Наиболее распространенными типами болотных микроландшафтов
являются осоково-гипновые, осоковые, осоково-сфагновые и лесные. На
более крупных болотных массивах, сложенных несколькими болотными
микроландшафтами, окраинные части их и участки возле минеральных
островов заняты осоковыми микроландшафтами. В направлении к цент-
ральным частям болотных массивов- последние сменяются осоково-гип-
новыми, гипново-осоковыми и, наконец, гипновыми микроландшафтами.
В центральных частях болотных массивов на участках с малым укло-
ном поверхности и высоким обводнением развиваются евтрофные грядо-
во-мочажинные, мозаичные и пятнистые комплексные микроландшафты.
К более возвышенным участкам окраек болот приурочены микроланд-
шафты лесной и травяно-лесной групп. Вокруг озер и вдоль рек встре-
чаются полосы тростникового микроландшафта.
Осоково-гипновые болотные массивы распространены в западной
части зоны, где они занимают значительные площади междуречных
пространств и первые надпойменные террасы ряда рек, в частности
Туры, Тавды, Ашлыка, Вагая, Тавы, Левы, Оши. В этой же части зоны
на отдельных болотных массивах господствующими являются микро-
ландшафты лесной группы.
В восточной части зоны встречаются обширные однородные тростни-
ково-осоковые болотные массивы. Детальная характеристика болот рас-
сматриваемой зоны дается в работах Н. И. Пьявченко [163], Е. В. Ван-
дакуровой [26], А. М. Жарковой [75, 76], Е. А. Романовой [176], К. Е. Ива-
нова и Л. В. Котовой [87] и некоторых других.
Зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засо-
ленных (травяных) болот расположена в самой южной части
Западно-Сибирской равнины и занимает 16% площади равнины.
Водный баланс в среднем по территории зоны характеризуется сле-
дующими величинами: осадки 390 мм, сток меньше 10 мм (наблюдается
в основном весной в период снеготаяния), испарение 380 мм.
Заболоченность данной зоны равна 5%, причем наиболее заболочена
только ее северная часть (до 25—30%).
В северных районах зоны болотные массивы располагаются на меж-
дуречных пространствах и в долинах рек, а в южных районах — только
в озерных котловинах, речных старицах и в депрессиях, где приток по-
верхностных или грунтовых вод обеспечивает постоянное переувлаж-
нение верхних слоев почво-грунтов.
32
В северо-восточной части рассматриваемой зоны (Барабинская ле-
состепь) наиболее распространены однородные болотные массивы, за-
нятые целиком тростниковыми микроландшафтами, известные под на-
званием „займища”. Здесь они простираются на десятки километров и
более, занимая значительные площади. Уровень воды на этих болотах
в теплое время года часто стоит на поверхности болота.
Характерной особенностью болотных массивов этой части зоны явля-
ется наличие среди обширных „займищ” небольших по размерам вы-
пуклых болот — „рямов” с олиготрофными микролапдшафтами сосново-
сфагновой группы. Отличительной чертой этих рямов является резкая
выпуклость их поверхности (возвышение над поверхностью тростнико-
вых „займищ” 2—6 м) и мощный слой олиготрофного фускум-торфа.
Гидроморфологические особенности рямов подробно рассмотрены в ра-
боте К. Е. Иванова и Л. В. Котовой [87].
В южной части зоны на незасоленных почвах встречаются болотные
массивы с тростниково-осоковыми, а на почвах с большим содержанием
солей соды, сульфатов или хлоридов с тростннково-светлуховыми и свет-
луховыми болотными микроландшафтами.
Тростниково-осоковые болотные массивы обычно представляют со-
бой следующую стадию развития одноярусных тростниковых „займищ”
в связи с их обсыханием. Во втором ярусе растительности преобладают
кочкообразующие осоки. При дальнейшем обсыхании тростниково-осо-
ковых микроландшафтов последние переходят в осоково-вейниковые и
вейниковые, а в случае повышения концентрации солей — в вейниково-
светлуховые микроландшафты.
К засоленным болотам относятся солончаки с их галофитной расти-
тельностью.
Болота южной части зоны обычно небольших размеров.
Детальное описание болотных микроландшафтов зоны вогнутых ев-
трофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот приведено
в работах: А. А. Генкеля и П. Н. Красовского [41], Г. Я- Бронзовой [24],
М. И. Нейштадта [137, 139], Н. Я. Каца [102, 105], А. А. Смиренского
[183], М. С. Кузьминой [112—116] и др.
2.3. Основные типы болотных микроландшафтов
В настоящей монографии болото в целом и отдельные его части рас-
сматриваются как элементы географического ландшафта. Основные так-
сономические единицы и типы болотных ландшафтов, установленные
Е. А. Галкиной [39], впоследствии получили достаточно подробную ка-
чественную и количественную геоботаническую и гидроморфологиче-
скую характеристику в работах Е. А. Романовой [174] и К. Е. Ива-
нова [83].
Болотный микроландшафт является наименьшей таксономической
единицей болотного ландшафта и представляет собой участок болота,
однородный по растительному покрову, микрорельефу поверхности, фи-
зическим свойствам верхнего горизонта торфяной залежи и водному
режиму.
Основные типы болотных микроландшафтов достаточно детально рас-
смотрены в работах [82, 86, 174, 177, 178] и др. Дальнейшие исследова-
ния болотных микроландшафтов Западно-Сибирской равнины по мате-
риалам типологического дешифрирования болот на аэрофотоснимках
2 Зак. 3185
33
с одновременными наземными обследованиями болот экспедициями Го-
сударственного гидрологического института в 1958—1973 гг. позволили
более детально рассмотреть структуру болотных микроландшафтов и
выявить их основные особенности.
Встречающееся на территории Западно-Сибирской равнины большое
число болотных микроландшафтов объединено в пять основных групп:
1 — лесные, 2 — мохово-лесные, 3 — моховые, 4 — мохово-травяные и
травяные, 5 — комплексные. В приложении 1 дается краткая характе-
ристика наиболее распространенных микроландшафтов в болотных зо-
нах, расположенных южнее Сибирских Увалов. Ниже приведено крат-
кое описание групп и некоторых основных типов болотных микроланд-
шафтов зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот.1
Лесные микроландшафты. Характеризуются наличием древесного
яруса с господствующей высотой деревьев 4—10 м и сомкнутостью крон
0,4—0,8. Они занимают в общем незначительную площадь на болотах
региона в виде отдельных массивов или приурочены к окрайкам и хо-
рошо дренируемым склонам болот, а также встречаются полосами ши-
риной 20—200 м вдоль внутриболотпых речек и вокруг озер.
В лесных микролапдшафтах развит кустарничково-травяной ярус
(на повышениях — багульник, Кассандра, брусника, в понижениях —
пушица, осоки). Моховой покров сомкнутостью 100%. Торфяная залежь
глубиной 2—4 м сложена различными торфами.
Выделяются следующие типы лесных микроландшафтов: березово-
сфагново- (вейниково) -осоковый, сосново-березово-сфагново-осоковый,
сосново-сфагново-кустарничковый.
Сосново-сфагново-кустарничковый микроландшафт встречается более
часто, хотя и занимает небольшую площадь на окрайках болотных мас-
сивов, а также вдоль речек и вокруг крупных озер. Микрорельеф кочко-
ватый. Древесный ярус состоит из сосны с единичными деревьями кедра
и березы (вдоль речек). Кустарничковый ярус представлен в основном
багульником, Кассандрой, брусникой, голубикой. Моховой ярус сплош-
ной и состоит из сфагновых мхов (Sphagnum fuscum, Sph. angustifo-
lium). Торфяная залежь верхового или смешанного типа, средней мощ-
ностью 2,0 м.
Мохово-лесные микроландшафты. Характеризуются тем, что в них
господствует как древесная, так и моховая растительность. В отличие от
лесных микроландшафтов древесный ярус несколько угнетен, высота
деревьев (сосны и кедра) 3—4 м, сомкнутость крон 0,3—0,5. Мохово-лес-
ные микроландшафты более распространены, чем лесные, они приуро-
чены в основном к склонам и окрайкам болот, а также встречаются
вдоль внутриболотных водотоков и вокруг озер; редко образуют цели-
ком изолированные болотные массивы.
Выделяются следующие типы микроландшафтов: сфагново-осоково-
березовый, сфагново-осоково-сосново-березовый, сфагново-пушицево-
сосновый, сфагново-кустарничково-сосновый.
Самым распространенным из них является сфагново-кустарничково-
сосновый микроландшафт. Он приурочен к более дренированным участ-
кам болот с уклонами поверхности 0,001—0,006. Встречается на склонах,
вдоль водотоков и вокруг озер и на приподнятых участках в централь-
ных частях болот. Микрорельеф хорошо выраженный, кочковатый, коч-
1 Для других пяти зон подобные описания не даются ввиду отсутствия достаточно
детальных комплексных наземных исследований в экспедиции ГГИ до 1975 г.
34
ки моховые, в виде подушек. Древесный ярус с сомкнутостью крон 0,3—
0,4 представлен сосной высотой 2,0—4,0 м. Травяно-кустарничковый ярус
состоит из багульника, Кассандры, голубики, морошки и др. Кустарнич-
ки растут преимущественно на моховых повышениях; в понижениях пре-
обладает пушица. Моховой ярус сплошной, из сфагновых мхов, с гос-
подством Sphagnum fuscum.
Торфяная залежь глубиной на окраинах до 1,0 м, па склонах и в цент-
ральных частях болота до 3- 5 м. Сложена в верхнем слое фускум-тор-
фом, реже комплексно-верховым и магелляпикум, на окрайках болот —
ангустифолиум-торфом. Основная толща залежи многослойная верхо-
вая, только в придонных горизонтах встречаются низинные и переход-
ные торфа. Степень разложения торфов в верхних горизонтах до 25%,
с глубиной увеличивается до 40%. Залежь пнистая, горизонты с пнями
встречаются на глубине 0,5—1,3 м.
Моховые редко облесенные микроландшафты. Характеризуются хо-
рошо развитым моховым покровом из сфагновых мхов, которые служат
основным эдификатором и торфообразователем. Они обычно редко об-
лесены угнетённой сосной высотой 0,5—3,0 м, сомкнутость крон 0,1—0,3.
Моховые микроландшафты приурочены к окрайкам и нижним склонам
выпуклых болот, а также окружают широкой полосой минеральные ост-
рова на болотах.
Выделяются следующие типы моховых микроландшафтов: сфагново-
пушицевый, редко облесенный сосной; сфагново-пушицево-кустарничко-
вый, редко облесенный сосной, с обилием сухостоя; сфагново-кустарнич-
ковый, облесенный сосной. Эти микроландшафты различаются между
собой но приуроченности на болотных массивах, по уклонам поверхно-
сти и по увлажненности. В сфагново-пушицевом микролапдшафте к пу-
шице примешиваются кустарнички, и далее, при улучшении воздушного
режима в верхнем деятельном горизонте, пушица постепенно отмирает,
ее почти полностью заменяют вересковые кустранички.
Наиболее распространен сфагново-кустарничковый редко облесенный
микроландшафт. Он приурочен к склонам болот. Микрорельеф бугристо-
кочковатый, кочки в виде моховых подушек высотой 0,15—0,30 м (ме-
стами 0,40 м). Диаметр кочек 0,5—1,5 м, кочки занимают до 60% пло-
щади поверхности. Древесный ярус из угнетенной сосны f. litwinowii вы-
сотой 2—3 м и f. willkommii высотой 0,5—2,5 м, с обилием сухостоя, в от-
дельных случаях сухостой составляет половину деревьев. Общая сомк-
нутость крон древесного яруса 0,2—-0,3. Травяно-кустарничковый ярус
сомкнутостью 60—70% состоит преимущественно из кустарничков: Кас-
сандры, багульника, подбела, реже встречаются голубика, морошка,
клюква, в понижениях - пушица. Моховой покров сплошной, из сфагно-
вых мхов, с господством Sphagnum fuscum, пятнами Sph. magellanicum,
Sph. angustifolium. Торфяная залежь верховая (фускум-залежь), степень
разложения в верхнем горизонте 10—20%.
Мохово-травяные и травяные микроландшафты. Характеризуются
тем, что эдификатором является моховая и травяная растительность;
древесная почти отсутствует. Они мало распространены на болотах
зоны, приурочены главным образом к переувлажненным окрайкам бо-
лот и узкими полосами (шириной до 100 м) встречаются вокруг мине-
ральных островов на болотах или в непосредственной близости от них.
В травяно-кустарничковом ярусе сомкнутостью 60—70% преобла-
дают осоки, пушица и вересковые кустарнички. Моховой ярус сомкну-
2*
35
тостью 100% представлен сфагновыми мхами: Sphagnum angustifolium,
Sph. apiculatum, Sph. balticum.
Выделяются три типа мохово-травяных микроландшафтов: сфагно-
во-осоковый, сфагново-осоково-пушицевый, сфагново-осоково-шейхце-
риевый.
Редко встречаются травяные микроландшафты, которые отличаются
от мохово-травяных хорошо развитым травяным ярусом, представлен-
ным главным образом осоками. Моховой покров сомкнутостью 30—40%
состоит из сфагновых и гипновых мхов. Торфяная залежь неглубокая,
сложена низинными осоково-сфагновыми и осоковыми торфами.
Среди травяных микроландшафтов выделяются: осоково-гипновый,
осоково-сфагновый с хвощом, осоково-сфагновый с вахтой и травяные
топи.
Мохово-травяные топи, характерные для болот рассматриваемой зо-
ны, тянутся широкими полосами от минеральных островов и крупных
озер, а также между отдельными повышениями болотных массивов. Ши-
рина топяных полос различная (200—600 м), длина достигает несколь-
ких километров. Это сильно переувлажненные участки болота с разре-
женными травяным и моховым покровами, торфяная залежь которых
насыщена водой сверх полной влагоемкости и находится во взвешенном
состоянии. Глубина торфяной залежи изменяется в широких пределах
(1 —4 м).
В зависимости от приуроченности выделяются три типа топей: сфаг-
ново-осоково-вахтовые с карликовой березой, расположенные между
выпуклостями болот и имеющие мощность торфяной залежи 2—4 м;
сфагново-осоково-вахтовые, идущие от крупных озер и минеральных
островов, с глубиной торфяной залежи их 1,5—3,0 м; сфагново-осоковые
слабопроточные прибереговые, занимающие незначительные площади,
с глубиной торфяной залежи до 1 м.
Комплексные микроландшафты. Занимают большую часть площади
болот рассматриваемой зоны. Они приурочены к центральным частям
и склонам болотных массивов с различными уклонами поверхности (от
0,0004 до 0,0026).
Характеризуются расчлененным грядово-мочажинным микрорелье-
фом, который представляет собой закономерное чередование вытянутых
перпендикулярно уклону болота узких гряд и понижений между ними —
мочажин. Форма гряд и процентное соотношение между площадями гряд
и мочажин находится в тесной зависимости от уклонов поверхности бо-
лот. С уменьшением уклона поверхности относительная площадь моча-
жин увеличивается. Резкая расчлененность микрорельефа влечет за со-
бой различную степень обводненности отдельных элементов грядово-мо-
чажинных комплексов и тем самым приводит к комплексности расти-
тельного покрова. На грядах преобладают кустарнички, в мочажинах —
пушица, шейхцерия, очеретник, осоки. Эдификатором как на грядах, так
и в мочажинах являются сфагновые мхи, которые существенно различа-
ются по видовому составу. На грядах господствует Sphagnum fuscum,
в мочажинах распространены более влаговыносливые сфагновые мхи:
Sphagnum angustifolium, Sph. balticum, Sph. dusenii.
По характерным формам микрорельефа поверхности и обводненно-
сти мочажин комплексные микроландшафты подразделяются на грядо-
во-мочажинные, грядово-мочажинно-озерковые и грядово-озерковые.
Грядово-мочажинные комплексы наиболее распростра-
нены из всех комплексных микроландшафтов, приурочены к склонам,
36
реже к центральным частям болотных массивов, иногда занимают до
50% их площади.
Гряды составляют 40—70% площади комплекса и возвышаются над
мочажинами на 0,20—0,40 м. Поверхность гряд имеет волнистый и коч-
коватый микрорельеф с незначительными превышениями до 25—30 см.
Ширина гряд изменяется от 2 до 10 м, в зависимости от приуроченности
участка и уклонов поверхности болот. Гряды обычно облесены сосной
высотой 1—2 м, отдельные деревья достигают высоты 3,0—3,5 м. Встре-
чается в обилии сухостой, который иногда составляет до 50% древес-
ного яруса. В травяно-кустарничковом ярусе сомкнутостью 60—80% пре-
обладают багульник, Кассандра, изредка встречаются подбел, клюква,
морошка, угнетенная голубика, в местных понижениях преобладает пу-
шица. Моховой покров сплошной, состоит из мха Sphagnum fuscum, на
понижениях единично встречаются зеленые мхи и лишайники.
Мочажины в грядово-мочажинных комплексах различаются по сте-
пени обводненности и составу растительности. По степени обводненно-
сти встречаются (от менее к более обводненным): сфагново-пушицевые,
сфагново-пушнцево-шейхцериевые, сфагново-шейхцериевые, сфагново-
шейхцериево-осоковыс, сфагново-осоково-очеретниковые мочажины.
Сфагново-пушицевые мочажины относятся к начальной стадии фор-
мирования грядово-мочажинных комплексов и распространены на окрай-
ках, реже на склонах болот. Площадь их составляет 30—40% площади
комплекса. Мочажины имеют слабовытянутую форму, без строгой ори-
ентировки по рельефу, ширина их 2—5 м, длина 5—10 м. Микрорельеф
в мочажинах кочковатый. Пушицевые кочки занимают 30—40% площа-
ди мочажин. Высота кочек 0,10—0,15 м, диаметр 0,20—0,25 м. Мочажи-
ны не облесены из-за сильной обводненности и слабой проточности. Тра-
вяной ярус сомкнутостью 40—50% состоит преимущественно из пушицы.
Кустарнички-подбел, клюква и угнетенная Кассандра — растут равно-
мерно по всей поверхности мочажины. Моховой покров сомкнутостью
100%, более рыхлый, чем на грядах, состоит из сфагновых мхов: Sphag-
num angustifolium, Sph. balticum. Торфяная залежь под мочажинами
комплексная, мощностью 1,0—4,5 м. Верхний слой (0,25—0,5 м) сложен
сфагново-мочажинным торфом, ниже залегают торфа, аналогичные гря-
довым: комплексно-верховой, фускум или сфагново-пушицевый. Это под-
тверждает вторичное образование мочажин.
Сфагново-пушицево-шейхцериевые мочажины встречаются в пере-
ходной полосе, где происходит смена сфагново-пушицевых мочажин
сфагново-шейхцериевыми. Они занимают 50% площади комплекса. Мо-
чажины имеют вытянутую форму, расположены параллельно грядам.
Ширина мочажин 5—7 м, длина 15—20 м. В травяном ярусе сомкну-
тостью 40—50% преобладает пушица, ближе к центру мочажины —
шейхцерия. По окрайкам мочажины встречаются подбел, клюква. В мо-
ховом ярусе — сплошной покров образуют Sphagnum balticum, Shp. du-
senii. Торфяная залежь мощностью 1—4 м, в верхнем горизонте (0,75—
1,0 м) залежь сложена сфагново-мочажинным торфом, степень разложе-
ния 5—10%, ниже залегают фускум и комплексно-верховой торфа, сте-
пень разложения их 15—35%.
Характерно, что с увеличением обводненности мочажин в травостое
пушица полностью вытесняется шейхцерией, а среди сфагновых мхов
начинает преобладать Sphagnum dusenii.
Сфагново-шейхцериевые мочажины приурочены к склонам и цент-
ральным частям болот, они занимают до 40—50% площади соответст-
37
вующих грядово-мочажинных комплексов. Мочажины имеют вытянутую
форму, шириной 5—15 м, длиной 50—100 м, часто они соединяются меж-
ду собой. Травяной ярус разрежен (сомкнутость 30%), господствует
шейхцерия, по краям мочажин встречаются осока топяная и очеретник.
Моховой ярус сплошной, рыхлый, из Sphagnum dusenii. Торфяная за-
лежь мощная, глубиной до 4,5 м. Верхний слой (1,0—1,5 м) сложен сфаг-
ново-мочажинным и шейхцериево-сфагновым торфами, глубже встреча-
ется преимущественно комплексно-верховой торф.
Сфагново-шейхцериево-осоковые мочажины распространены на более
обводненных склонах олиготрофных болот. Они занимают до 40—50%
площади грядово-мочажинного комплекса. Мочажины имеют вытяну-
тую форму шириной 10 —30 м, длиной 50- -100 м. Травяной ярус разре-
жен, представлен шейхцерией и осокой топяной, причем шейхцерия рас-
тет на окрайках мочажин, а осока — в более топяных центральных уча-
стках. Моховой покров из сфагновых мхов (Sphagnum dusenii), рыхлый,
насыщен водой. Торфяная залежь сложена в верхнем слое (0,5 —1,0 м)
сфагново-мочажинным торфом, ниже залегают шейхцериево-сфагновый
и комплексно-верховой торфа.
Сфагново-осоково-очеретниковые мочажины встречаются в централь-
ных частях олиготрофных болот и занимают 60% и более площади комп-
лекса. Мочажины большой площади, вытянутой формы, длиной от де-
сятков до сотен метров. Травяной ярус разреженный, представлен
осокой топяной, очеретником; встречаются пятна вахты и оголенного тор-
фа; последние занимают до 30% площади мочажин. Торфяная залежь
находится в разжиженном состоянии, особенно ее верхние горизонты, и
сложена верховыми (сфагново-мочажинными и сфагново-шейхцериевы-
ми) торфами.
Основная особенность торфяной залежи болотных грядово-мочажин-
ных комплексов заключается в том, что в верхних горизонтах торфа за-
легают линзами: под грядами — преимущественно фускум и комплекс-
но-верховой торфа, под мочажинами — мочажинные торфа (сфагново-
мочажинный и шейхцериево-сфагновый). Глубина расчлененной торфяной
залежи болотных комплексов зависит от типа мочажин if их возра-
ста. Под молодыми сфагново-пушицевыми мочажинами глубина сфаг-
ново-мочажинных торфов всего 0,25- 0,5 м, под сфагново-пушицево-
шейхцериевыми мочажинами такие торфа залегают до глубины 0,75-
1,0 м, а под сфагпово-шейхцериевыми мочажинами — до глубины 1,5 м.
Г ря дово-моч а жинно-озерковый комплекс встречает-
ся реже, чем грядово-мочажинные, занимает незначительные площади
на плоских участках и на контакте выпуклостей болот. Это своеобраз-
ные болотные топи, основная часть которых (до 50—60%) занята огром-
ными переувлажненными мочажинами шириной 50—100 м и длиной до
300 м. Среди мочажин разбросаны вторичные озерки, которые занимают
10—15% площади комплекса. Они имеют вытянутую форму, длиной
10—60 м. Глубина озерков 0,5—1,0 м, берега топкие, дно торфяное.
Гряды облесены сосной с единичными деревьями кедра, высота де-
ревьев 1—4 м. Кустарничковый ярус сомкнутостью 70%, состоит из Кас-
сандры и багульника с примесью клюквы, подбела, карликовой березки,
морошки. Моховой ярус сплошной, состоит из сфагновых мхов с господ-
ством Sphagnum fuscum, пятнами встречаются лишайники.
Мочажины сильно обводнены, труднопроходимы, центральная часть
их занята озерками. Травяной ярус в мочажинах сомкнутостью 40—50%
состоит из осоки топяной, очередника, шейхцерии. По урезу озерков
38
обильно растут вахта, очеретпик. Осока и очеретник растут отдельными
группами, придавая травяному покрову пятнистость. Моховой ярус раз-
реженный, сомкнутость 70—80%, с пятнами оголенного торфа. Встре-
чаются сфагновые мхи: Sphagnum papillosum, Sph. cuspidatum, Sph. du-
senii.
Глубина торфяной залежи изменяется в широких пределах (1,5-—
6,0 м), средняя мощность около 3 м. В верхнем слое залежь сложена
под грядами фускум-торфом мощностью до 3,5 м, а под мочажинами,
на глубину до 1 м — сфагново-мочажинным торфом, которые подстила-
ются комплексно-верховым торфом. Придонные слои торфяной залежи
(мощностью 0,25—0,90 м) сложены сфагново- и шейхцериево-псреходны-
ми торфами. Степень разложения торфов от 5—15% в верхних горизон-
тах до 20—50% в придонных горизонтах.
Г ря дово-озерков ы й комплекс приурочен обычно к централь-
ным частям болот и характеризуется чередованием гряд и озерков. Озер-
ки вытянутой формы, длиной от 30 до 300 м, реже 800 м, шириной 20—
200 м. Берега озер топяные, дно их торфяное.
Глубина воды в озерах 0,8—1,5 м. Подробное описание озер комплек-
са приведено в разд. 8.
Гряды высотой 0,3- 0,6 м и шириной 5—10 м, занимают до 40—50%
площади комплекса. Облесены сосной с примесью кедра, общая сомк-
нутость крон 0,3—0,4. Кустарничковый ярус сомкнутостью 60—80%,
представлен багульником, Кассандрой, реже встречаются подбел, брус-
ника, морошка, местами карликовая березка. Моховой покров сомкну-
тостью 100%, состоит в основном из сфагновых мхов (Sphagnum fuscum,
Sph. angustifolium) с пятнами лишайников и зеленых мхов. Мочажины
почти отсутствуют. По берегам озерков встречаются лишь узкие полосы
сплавин. Травяной ярус сплавин сомкнутостью 40—50%, пятнистый,
представлен шейхцерией, осокой топяпой и очеретником. По урезу озер
растет вахта. Моховой ярус рыхлый, мхи находятся как бы во взвешен-
ном состоянии в воде. Из сфагновых мхов преобладают Sphagnum cuspi-
datum, Sph. balticum.
Мощность торфяной залежи в грядово-озерковых комплексах изме-
няется от 1,2 до 4,7 м, средняя глубина около 3 м. Верхний слой торфя-
ной залежи под грядами (мощностью 0,5—1,75 м) сложен фускум-тор-
фом, а под редкими мочажинами (мощностью 0,25—1,0 м) —сфагново-
шейхцериевым торфом. Подстилающий слой (0,25—0,75 м) как под гря-
дами, так и под мочажинами сложен шейхцериево-сфагновым и комп-
лексно-верховым торфами. В придонном слое (0,2—0,7 м) торфяной за-
лежи преобладают переходные торфа. Степень разложения торфов от
5—10% в верхних горизонтах до 30—50% в придонном слое.
2.4. Районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых
олиготрофных (сфагновых) болот
Исследования в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот За-
падно-Сибирской равнины, выполненные как наземным путем, так и с
помощью аэрофотосъемки, показали, что на этой обширной территории
имеются существенно различные по структуре болотных ландшафтов и
их гидрологическому режиму болотные районы. Эти районы различают-
ся между собой прежде всего распределением и соотношением площадей
суходолов и болот на территории зоны, а также приуроченностью и про-
39
центным соотношением площадей различных типов микроландшафтов
на болотных массивах и системах. Последнее обстоятельство при суще-
ствовании некоторых различий в гидрологических и гидрофизических
свойствах болотных микроландшафтов (уклоны поверхности, уровни бо-
лотных вод, толщина деятельного слоя, коэффициенты фильтрации, во-
доотдача и др.) обусловливает и гидрологические особенности болотных
районов.
2.4.1. Принципы районирования болотных ландшафтов. Естественно-
географическое районирование болот Западно-Сибирской равнины про-
водилось различными организациями и отдельными учеными.
Одной из первых была издана мелкомасштабная (1 : 4 000 000) гео-
ботаническая карта СССР (1956 г.), составленная в Ботаническом ин-
ституте АН СССР под руководством Е. М. Лавренко и В. Б. Сочавы. На
этой карте выделены в контурах типы болот по растительности.
Непосредственно районированием болот Западной Сибири в различ-
ных целях занимались: С. Н. Тюремнов [194], П. Е. Логинов [121, 122],
М. Ф. Елизарьева [73], Л. В. Шумилова [206, 207], М. С. Кузьмина [114],
О. Л. Лисс и Г. Г. Куликова [120]. Кратко рассмотрим работы, относя-
щиеся к районированию болот зоны выпуклых олиготрофных (сфагно-
вых) болот.
В работах Тюремнова и Логинова проведено выделение торфяных
областей и районов в центральной части Западно-Сибирской равнины.
Лисс и Куликовой предложена схема районирования торфяных болот
Томской области. В упомянутых работах при выделении торфяных об-
ластей и районов учитывался ряд признаков: степень и характер затор-
фованности территории, залегание торфяников в рельефе, стратиграфия
торфяных месторождений.
Порайонной характеристике болот, главным образом по раститель-
ному покрову, уделено внимание при геоботаническом районировании
междуречья Оби и Енисея (юго-восточной части рассматриваемого нами
региона) в схеме, предложенной Елизарьевой [73].
Систематически в течение многих лет ботанико-географическим райо-
нированием и выделением районов болот Западной Сибири занималась
в Томском государственном университете Л. В. Шумилова. Разделяя
территорию на геоботанические провинции, Шумилова [205, 206] приня-
ла в качестве важнейших критериев районирования также степень забо-
лоченности, распределение болот, типологические особенности их.
В дальнейшем она [207] выделяет собственно болотные регионы Запад-
ной Сибири в пределах Тюменской области, т. е. на территории значи-
тельно большей, чем рассматриваемая здесь нами. Излагая принципы
построения схемы болотных районов, Шумилова ведущую роль в раз-
мещении региональных типов болот придает топогидрологическим усло-
виям и геоморфологии района. Основными признаками выделения бо-
лотных регионов в ее работе послужили: характер географического раз-
мещения типов болот, однотипность или разнотипность и преобладаю-
щие размеры отдельных массивов, а также закономерности их размеще-
ния. Таким образом, само понятие „тип болота” в этой работе приобре-
ло ландшафтный характер, поскольку фитоценологические таксоны ока-
зались топологически, а частично и генетически связанными в законо-
мерно повторяющиеся системы. К последним относятся или изолиро-
ванные болотные массивы, или сочетание таковых в более сложные
крупные болотные системы, приуроченные к определенной геоморфоло-
гической области, например к зандровой равнине Сургутского Полесья.
40
В соответствии с опытом многолетних гидрологических и геоботани-
ческих исследований болотных ландшафтов с применением аэрофото-
съемки [82, 83, 174, 180, 181] в данной работе принято гидроморфологи-
ческое районирование болотных ландшафтов зоны выпуклых олиготроф-
ных (сфагновых) болот Западно-Сибирской равнины. Впервые оно было
выполнено Е. А. Романовой [177, 178] на примере выделения и описания
отдельных болотных районов. Исходными данными для такого райони-
рования болотных ландшафтов послужили материалы типологического
дешифрирования болот по крупномасштабным аэроснимкам и данные
экспедиционных и стационарных исследований ГГИ.
Сущность гидроморфологического принципа выделения районов за-
ключается в том, что в качестве главных признаков районирования при-
няты структуры болотных ландшафтов различных рангов (микроланд-
шафтов, массивов, систем) и их приуроченность к элементам рельефа
территории. Это позволяет связать выделяемые внутризональные райо-
ны с преобладающими типами водного питания и водно-теплового ре-
жима болот.
Следует отметить, что для выделения болотных районов использова-
ны такие количественные характеристики, как процент заболоченности
всей территории и озерности самих болотных ландшафтов, а также про-
центное соотношение площадей болотных микроландшафтов: лесных,
мохово-лесных, моховых, мохово-травяных, болотных комплексов (гря-
дово-мочажинных, грядово-озерковых, грядово-мочажинно-озерковых).
2.4.2. Гидроморфологическая характеристика болотных районов. В со-
ответствии с указанным выше принципом выделены девять болотных
районов, которым присвоены названия по расположению их в бассейнах
соответствующих рек (и далее, по главным гидроморфологическим осо-
бенностям болотных ландшафтов): 1 — Северососьвинский, 2—Ка-
зымский, <3 — Обь-Кондинский, 4 — Кондо-Тавдинский, 5 — Лямип-Вах-
ский, 6 — Обь-Иртышский, 7 — Тым-Кетский, 8 — Чулымский, 9 —
Приенисейский (рис. 2.3).
Приведем краткую характеристику перечисленных болотных районов.
1. Северососьвинский слабозаболоченный район с неболь-
шими олиготрофными болотными массивами котловинного залегания с
моховыми и мохово-лесными болотными микролаидшафтамн. Располо-
жен в бассейнах р. Сосьвы и ее притока Малой Сосьвы (левобережье
р. Оби в нижнем течении), является крайним северо-западным районом
болотной зоны. Этот район приурочен к ледниковым аккумулятивным
плоским и холмистым равнинам в основном эпохи максимального оле-
денения. Характерно чередование холмистого рельефа с приледниковы-
ми впадинами и расчленение территории района речными долинами.
В северной части района встречается остаточная вечная мерзлота.
Заболоченность района 16% Преобладают относительно молодые
олиготрофные болотные массивы, расположенные в сточных котловинах
и долинах рек. Более половины площади болот (55%) занято сфагново-
кустарничково-пушицевыми микроландшафтами, редко облесенными
сосной, высота сосны 3—5 м. Остальная площадь болот (45%) занята
сосново-кустарничково-сфагновыми и сосново-березово-сфагновыми мик-
роландшафтами. Грядово-мочажинные комплексы встречаются редко и
небольшой площади.
Несмотря на растительность верхового типа, торфяная залежь бо-
лотных массивов переходная, глубиной в среднем 1,5—2,0 м. Степень
разложения торфов высокая.
41
2. Казымский среднезаболоченный район водораздельных мел-
ких и крупных выпуклых олиготрофных болотных массивов с мохово-
лесными и грядово-мочажинными микроландшафтами. Расположен
в бассейнах рек Казыма и Назыма (правый берег р. Оби в нижнем ее
течении), в северо-западной части болотной зоны. Район относится
к приподнятой равнине с эрозионным рельефом, слабо расчлененной
речными долинами.
Заболоченность района 30%. В южной части района находится «Бе-
логорский материк», где болота отсутствуют.
Рис. 2.3. Схема размещения болотных районов па территории зоны выпуклых
олиготрофных (сфагновых) болот.
1 — Северососьвинский, 2— Казымский. 3 - Обь-Кондинский, 4 — Кондо-Тавдннский,
5 - Лям ин-Ва хеки й (подрайоны: а — Лямии-Пимский, б --- Пим-Лга некий, в — Аган-
Вахский), 6 --Обь-Иртышский (подрайоны: а - Салым-Балыкскнй, б — Демьяно-Ва-
сюгаиский, в — Туртас-Иртышский), 7 — Тым-Кетский, 3 —Чулымский, 9 — Приенисей-
ский; А --граница болотной зоны, Б — граница болотных районов, В — граница бо-
лотных подрайонов.
Распределение площади болот по группам типов болотных микро-
ландшафтов следующее: лесных и мохово-лесных — 68%, грядово-мо-
чажинных — 26%, грядово-мочажинно-озерковых — 6%.
Особенностью болот северной части данного района является нали-
чие в торфяной залежи в течение всего лета мерзлого слоя, который,
по-видимому, является очаговым остатком вечной мерзлоты, распро-
страненной в районе Сибирских Увалов.
3. Обь-Кондинский сильнозаболочеиный район крупных бо-
лотных систем с грядово-мочажинными комплексами, моховыми и мохо-
во-лесными микроландшафтами.
Район расположен в междуречье Оби и Копды, в западной части бо-
лотной зоны. Относится к аллювиальным террасовым равнинам.
Заболоченность района 57%. Болотные системы отличаются обилием
озер и минеральных островков. Последние вытянуты с запада на во-
сток. Соотношение площадей различных микроландшафтов на болотах
следующее: грядово-мочажинных 48%, грядово-озерковых 3%, лес-
ных и мохово-лесных 35%, моховых и мохово-травяных 14%.
42
Средняя глубина торфяной залежи 2,3 м, максимальная — более 6 м.
Наибольшие глубины (4—6 м) торфяной залежи встречаются в грядово-
мочажинных и грядово-мочажинно-озерковых комплексах.
4. Ко и до - Т а в д и и с к и й сильнозаболоченный район водораз-
тельных олиготрофных болотных систем преимущественно с грядово-
мочажинными комплексами, мохово-лесными микроландшафтами и ев-
трофно-мезотрофными топями. Расположен в основном между реками
Кондой и Тавдой (левые притоки р. Иртыша), в юго-западной части зо-
ны. Поверхность сложена озерно-аллювиальными песками и глинами и
расчленена широкими речными долинами, в которых террасы слабо вы-
ражены и часто переходят одна в другую без заметного уступа. Верхние
террасы также сливаются с плато междуречий. Плато водоразделов за-
няты олиготрофными болотными системами, среди которых много озер.
Речные долины па большой протяженности заняты осоково-гипновыми
болотами.
Заболоченность района 40%. Па выпуклых олиготрофных болотах
преобладают грядово-мочажинные комплексы, которые занимают 48%
обшей площади болот; площади грядово-мочажинио-озерковых комп-
лексов составляют 6%. Лесные и мохово-лесные микроландшафты при-
урочены к более дренированным склонам болотных массивов и состав-
ляют 22% площади болот, ближе к окрайкам расположены мохово-тра-
вяные и травяные микроландшафты, занимающие 6% площади. Для оли-
готрофных водораздельных болот характерно сочетание их с евтрофно-
мезотрофнымп (осоково-гипновыми) топями, которые составляют до
18% площади болот района.
Торфяная залежь на олиготрофных болотах глубиной 4—6 м сложе-
на в основном фускум и комплексно-верховыми торфами, степень разло-
жения которых 20%. Торфяная залежь долинных болот осоково-гиппо-
вая, средняя глубина их 2 м, средняя степень разложения торфов 25%.
5. Д я м и н - В а х с к и й исключительно заболоченный район круп-
нейших силыюобводиенных и заозерепных олиготрофных болотных
систем преимущественно с грядово-озерковыми и грядово-мочажинно-
озерковымп комплексами.
Район расположен южнее Сибирских Увалов, в правобережной части
бассейна р. Оби (в ее среднем широтном течении), в бассейнах притоков:
Лямин, Пим, Тромъеган, Аган, Вах. Это крупнейший северный район бо-
лотной зоны.
Район характеризуется относительно плоским рельефом с общим
уклоном местности с севера на юг порядка 0,0003- 0,0008. Обширная
зандровая равнина прерывается отдельными приподнятыми увалами и
прорезается многочисленными неглубокими речными долинами. Местами
речные водосборы сплошь покрыты болотами. Высота берегов и поверх-
ности болот вблизи рек над урезом меженных вод всего 1—3 м (исклю-
чая нижние участки наиболее крупных рек: Тромъегана, Агана, Ваха).
Вследствие малых врезов речных долин и малых уклонов рек весной во
время интенсивного снеготаяния и во время паводков уровни болотных
вод на периферии массивов находятся в подпоре.
Па болотах встречается много мелких вторичных озер с торфяным
дном и крупных первичных озер. Последние имеют площадь от 1 до
100 км2, глубину 1,5—2,0 м, редко до 4 м, многие из них имеют песчаное
дно. К востоку от р. Агана общая заболоченность и озерность болот
уменьшается, возрастает облесенность территории, тогда как западнее
леса образуют лишь узкие полосы вдоль рек.
43
Болотные системы района имеют весьма сложное строение и занима-
ют полностью водоразделы и склоны к рекам. Незаболоченные земли
встречаются лишь полосами шириной 0,5—1,0 км вдоль наиболее круп-
ных рек и шириной до 3 км вдоль устьевых участков этих рек.
Преобладающая часть площади болот (до 70%) занята грядово-
озерковыми и грядово-мочажинными комплексами (в составе которых
площадь гряд 60%, озер и мочажин 40%), а также многочисленными
внутриболотными озерами средних и крупных размеров.
Торфяная залежь имеет глубины 1,5—4,5 м, в среднем около 2 м.
В верхних горизонтах преобладает слаборазложившийся фускум-торф,
ниже залегают комплексно-верховой, ангустифолиум, шейхцериево-
сфагновый торфа. Преобладает залежь верхового типа, ближе к Сибир-
ским Увалам — смешанного типа. Залежь малопнистая, без погранично-
го горизонта. Подстилается торфяная залежь мелкозернистыми песками.
Процент заболоченности района весьма высокий (56%). Болота по
территории района распределены неравномерно. Также несколько видо-
изменяются и типы болотных систем. Поэтому целесообразно выделить
три подрайона (см. рис. 2.3), каждый из которых ограничен соответству-
ющими реками: Лямин-Пимский (а), Пим-Аганский (б), Аган-Вах-
ский (в).
Лямин-Пимский подрайон характеризуется наибольшей заболоченно-
стью территории (70%) и озерностью болот. Наиболее распространены
крупные болотные системы, на которых преобладают грядово-мочажин-
ные комплексы (52% площади болот). Грядово-озерковые комплексы
занимают всего 12%. Значительную часть площади болот (36%) состав-
ляют лесные и мохово-лесные микроландшафты.
Пим-Аганский подрайон имеет такую же, как и Лямин-Пимский, за-
болоченность территории (70%) и исключительно высокую озерность
болот. Здесь распространены крупные болотные системы преимущест-
венно с грядово-озерковыми комплексами, которые занимают 56% их
площади. Остальная часть площади занята грядово-мочажинными ком-
плексами (14%), мохово-лесными (18%) и моховыми (12%) микро-
ландшафтами.
Аган-Вахский подрайон имеет заболоченность 35%• Распространены
болотные системы с грядово-мочажинными (34%) и грядово-озерковыми
(37%) комплексами. На склонах болотных массивов распространены
лесные и мохово-лесные болотные микроландшафты (21%), моховые
занимают 8% площади болот.
6. Обь-Иртышский сильнозаболоченный район крупных слож-
ных олиготрофных болотных систем с распространенными грядово-моча-
жинными, лесными и мохово-лесными болотными микроландшафтами.
Расположен на междуречных пространствах рек Оби и Иртыша, в их
среднем и нижнем течении. Это крупнейший район болотной зоны.
Район относится к Обь-Иртышской плосковолнистой аллювиально-
эрозионной равнине, сложенной озерно-аллювиальными песками и гли-
нами эпохи максимального оледенения [63]. Большая центральная часть
района — обширная платообразная равнина, расчлененная речными до-
линами, расходящимися к западу, северу и востоку. Несколько выделяет-
ся северная часть района, представляющая плоскохолмистую местность.
В западной части (вдоль долины р. Иртыша) развиты лессовидные су-
глинки с выработанными короткими оврагами.
Заболоченность всего района 36%.
Болотные системы полностью покрывают водоразделы рек. Площадь
44
таких болотных систем (например, Васюганское болото) доходит до не-
скольких десятков тысяч квадратных километров. Незаболоченные зем-
ли располагаются вдоль рек полосами шириной 1,5—5,0 км. Высота
берегов рек и поверхности болот над урезом воды в реках достигает
10—15 м.
В распределении микроландшафтов по территории болотных систем
наблюдается определенная закономерность. Плоские центральные части
их заняты в основном грядово-озерковыми комплексами. Склоны заня-
ты грядово-мочажинными комплексами со сфагново-шейхцериевыми
обводненными мочажинами. На более крутых склонах расположены лес-
ные и мохово-лесные микроландшафты. Окрайки заняты осоково-сфагно-
выми и другими сильнообводненными микроландшафтами. В южной
части района (Прииртышье) среди выпуклых олиготрофных болотных
массивов встречаются обширные площади евтрофно-мезотрофных болот-
ных топей, которые особенно характерны для южных склонов Васюган-
ской болотной системы.
Средняя глубина торфяной залежи 3 м, максимальные глубины 7—9 м,
местами до 10—12 м. Верхние горизонты сложены фускум-торфом, глуб-
же залегают слои верхового комплексного и сфагново-пушицевого тор-
фа, местами в придонном слое — древесно-переходные торфа. Исклю-
чение составляет южная часть района (Прииртышье), где встречается
верховая и низинная (в топях) залежь. В этом районе выделяется
три подрайона, границы которых показаны на рис. 2.3, а именно: Са-
лым-Балыкский (а), Демьяно-Васюганский (б), Туртас-Иртыш-
ский (в).
Салым-Балыкский подрайон занимает северную часть района.
Заболоченность его 30%. Здесь встречаются как отдельные болотные
массивы, так и крупные болотные системы. Преобладают лесные и мо-
хово-лесные микроландшафты (41%), а также грядово-мочажинные
комплексы (38%). Грядово-озерковые комплексы занимают всего 4%
площади, моховые и мохово-травяные микроландшафты составляют
окрайки болот (17%).
Демьяно-Васюганский подрайон занимает наибольшую центральную
часть района и характеризуется особо крупными олиготрофными болот-
ными системами, которые расположены на водоразделах первого поряд-
ка и отдельными языками заходят на водоразделы рек второго порядка.
Среди них выделяется хорошо известная в литературе Васюганская бо-
лотная система (площадью до 5 млн. га). На этих болотах берут свое
начало многие реки Обь-Иртышского водораздела: Демьянка, Большой
и Малый Балык, Большой и Малый Юган, Васюган и его притоки и др.
Заболоченность подрайона 35%• Преобладают по площади грядово-
мочажинные (33%) и грядово-озерковые (23%) комплексы. Лесные и
мохово-лесные микроландшафты занимают 44% площади болот. В гря-
дово-озерковых комплексах площадь гряд 85%, а озерков 15%.
Туртас-Иртышский подрайон самый южный в районе, наиболее за-
болочен и обводнен по сравнению с предыдущими подрайонами. Заболо-
ченность территории 45%. Площадь микроландшафтов на болотных си-
стемах распределяется следующим образом. Преобладают грядово-моча-
жинные (28%) и грядово-озерковые (29%) комплексы. Крутые скло-
ны массивов заняты лесными и мохово-лесными микроландшафтами
(16%). Отличительной особенностью олиготрофных болот этого подрай-
она является наличие на них сильнообводненных евтрофных и
евтрофно-мезотрофных (осоково-гипновых, часто грядово-мочажинных)
45
топей, которые занимают 27% площади болот. Указанные топи вытяну-
ты широкими полосами с севера на юг (на южных склонах Большого Ва-
сюганского болота). Из них берут свое начало правые притоки Иртыша
Омь, Тара, Шиш, Малый Туртас.
7. Тым-Кетский сильнозаболоченный район вытянутых оли-
готрофных болотных массивов преимущественно с мохово-лесными, мо-
ховыми микроландшафтами и грядово-мочажинными комплексами.
Район расположен на территории бассейнов рек Тыма, Кети, правых
притоков р. Оби (восточная часть болотной зоны). Болота занимают
древнеледниковые впадины на водоразделах рек и их террасах и вытя-
нуты в направлении с северо-востока на юго-запад.
Заболоченность района 40%. Распространены олиготрофные болот-
ные массивы. Лесные и мохово-лесные микроландшафты занимают
26% площади болот, такую же площадь занимают моховые микроланд-
шафты. Грядово-мочажинные и грядово-озерковые комплексы, состав-
ляющие соответственно 38 и 10% площади, приурочены к центральным
частям болотных массивов. В долинах и поймах рек встречаются евтроф-
ные (низинные) болотные массивы.
8. Чулымский среднезаболочеиный район долинных лесных и
облесенных смешанных олиготрофных и евтрофных болотных массивов.
Район расположен в бассейне р. Чулыма — правого притока р. Оби
(юго-восточный район болотной зоны).
В геоморфологическом отношении для района характерно сочетание
плоских понижений с волнистыми и холмистыми повышениями, чем опре-
деляется и расположение болотных массивов в речных долинах и на
водоразделах. Район примыкает к отрогам гор Кузнецкого Алатау и
Восточных Саян.
Заболоченность района 25%. Распространены отдельные относительно
молодые олиготрофные болотные массивы па водоразделах, 79% площа-
ди которых заняты лесными и мохово-лесными микроландшафтами.
В центральной части и на склонах этих массивов встречаются грядово-
мочажинные комплексы, занимающие 21% площади болот. В поймах
и долинах рек встречаются евтрофные лесные и осоковые болотные мас-
сивы.
Торфяная залежь имеет среднюю глубину 2—3 м. Однако глубины
изменяются в широких пределах, в зависимости от местоположения мас-
сивов. В мелких водораздельных западинах глубина залежи 1—2 м, в
наиболее глубоких котловинах — до 4 -6 м. Более половины мощности
торфяной залежи обычно составляет верховой торф, остальную часть —
переходные и низинные торфа.
9. П р и е н и с е й с к и й слабозаболоченный район небольших болот-
ных массивов и систем с грядово-мочажинными комплексами, лесными и
мохово-лесными болотными микроландштафтами.
Это крайний восточный район болотной зоны, вытянутый вдоль до-
лины р. Енисея. Рельеф слабовсхолмленный. Наличие хорошо развитой
речной сети обусловливает небольшую заболоченность района, около
10%. Это самый низкий процент заболоченности из всех районов болот-
ной зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Лесные и мохово-
лесные микролапдшафты занимают 34%, моховые и мохово-травяные —
16%, грядово-мочажинные комплексы — 45% и грядово-озерковые -
5% общей площади болот.
46
3
Торфяная залежь болот
и физико-механические свойства ее
деятельного слоя
3.1. Строение торфяной залежи
В болотах Западной Сибири содержатся огромные запасы торфа, со-
ставляющие около 60% общесоюзных и 30% мировых его ресурсов [140].
По территории торфяные запасы распределены неравномерно: на-
ибольшие запасы сосредоточены в лесной и лесостепной зонах, наимень-
шие — в зонах тундры, лесотундры и степи. Данные о распределении
этих запасов по наиболее богатым торфом лесной и лесостепной зонам
Западно-Сибирской равнины и по типу торфяной залежи представлены в
табл. 3.1.
Таблица 3.1
Запасы торфа по природным зонам Западно-Сибирской равнины на 1967 г.
(М. И. Нейштадт, 1971 г.)
Зона и подзона Площадь болот, тыс. га Запасы торфа, млн. т Распределение площадей болот и запасов торфа по типам торфяной залежи, %
верховая переходная низпнная
ПЛО' щадь запасы пло- щадь запасы пло- щадь запасы
Лесная: 31 966 91 987 56 61. 18 14 26 25
северотаежная 10291 20 979 70 75 29 21 1 4
среднетаежная 6 440 22 831 89 91 10 8 1 1
южнотаежная западная 6 290 19 498 19 22 9 7 72 71
восточная 8 945 28 679 46 57 24 18 30 25
Лесостепная 572 1 090 10 20 7 8 83 72
Обе зоны в целом 32 538 93 077 56 62 20 15 24 23
Средние глубины торфяной залежи по указанным в табл. 3.1 ее ти-
пам составляют: по верховой залежи 2,7 м, по переходной— 1,7 м, по
низинной — 2,1 м [117].
Сведения о торфяной залежи болотных массивов Западно-Сибирской
равнины, исключая болота, расположенные в области многолетней мер-
злоты, достаточно многочисленны благодаря работам целого ряда науч-
ных и производственных организаций (см. разд. 1). По материалам,
приведенным в литературе, и главным образом по данным экспедициоп-
47
пых исследований ГГИ составлена характеристика строения торфяной
залежи по болотным зонам, рассмотренным в разд. 2.
Зона полигональных болот. Сведения о строении торфяной залежи
отдельных болот и районов этой зоны приводятся в ряде работ [7, 19,
20, 30, 104, 161], ознакомившись с которыми можно составить некоторое
представление о мощности и стратиграфии залежи всей исследуемой
территории.
Торфяная залежь болот этой зоны в общем неглубокая.
На полигональных болотах п-ова Ямал мощность торфяной залежи,
по данным В. Н. Андреева [7], составляет 0,5—1,5 м.
В арктической тундре п-ова Ямал, по исследованиям М. С. Боч [19,
20], полигональные болота характеризуются маломощной торфяной
залежью (не более 0,3 м), сложенной слаборазложившимися (8—25%)
сфагновым, сфагново-травяным, травяно-гипповым и травяным торфами.
В субарктической тундре Ямала эти болота имеют значительную
мощность торфа (до 3 м). Торфяная залежь их сложена: на полигонах
низинными осоково-хвощевым, травяным и только в верхнем слое сфаг-
новым или зеленомошным и кустарничковым торфами, а в трещинах
(канавах) между полигонами — сверху сфагново-гипновым, ниже осо-
ково-хвощевым торфами. Степень разложения указанных торфов изме-
няется от 5 до 25%.
На южном Ямале полигональные болота, по данным Н. И. Пьявченко
[161, 162], обычно имеют мощность торфяной залежи 1 —1,3 м, по в от-
дельных местах свыше 3 м. Торфяная залежь на полигонах в верхнем
ее слое (до 20—30 см) представлена верховыми сфагновыми торфами,
местами с примесью корешков кустарничков, а в нижележащих ее сло-
ях— преимущественно низинными (сфагновым, осоковым, гипновым,
хвощевым) торфами. В торфах полигонов обнаружено значительное ко-
личество древесных остатков, главным образом березы, ели и лиственни-
цы. Трещины между полигонами, глубиной обычно около 3 м, кое-где до
5 м, заполнены льдом, прикрытым сверху слоем торфа толщиной около
50 см. Торфяная залежь в трещинах состоит из низинных видов торфа,
отличающихся по ботаническому составу от верхнего слоя торфа на
прилегающих полигонах.
В районе Нового Порта (п-ов Ямал) болота, обследованные Н. Я- Ка-
цем и С. В. Кац [104], имеют следующее строение: под верхним дернис-
тым слоем толщиной 2 см залегает сфагновый торф мощностью 10—20 см,
представленный в основном Sphagnum lenense обычно с примесью Sph.
balticum, иногда Polytrichum и корешков вересковых кустарничков ниже
располагаются преимущественно осоковый, осоково-гипновый и гипно-
вый торфа с примесью хвоща и вахты.
В бассейне р. Щучьей торфяная залежь болот, по исследованиям
II. В. Властовой [30], образована главным образом сфагновым и осоково-
сфагновым торфами со степенью разложения 15—20%. Мощность торфа
этих болот небольшая, только на отдельных их участках достигает 2 м.
Полигональные болота в районе пос. Тазовского, обследованные эк-
спедицией ГГИ, по характеру строения торфяной залежи близки к поли-
гональным болотам южного Ямала. Мощность торфа на болотах этого
района изменяется в довольно широких пределах: от 1 до 5,3 м (рис. 3.1,
3.2). Верхний слой (5—20 см) торфяной залежи полигонов представлен
почти сухими лишайниково-кустарничковым или ангустифолиум торфа-
ми со степенью разложения 5—15%, но в некоторых местах непосредст-
венно под дерниной залегают сфагновые и гипновые низинные торфа со
48
значительной примесью вахты и хвоща. Ниже залежь состоит из низин-
ных преимущественно осоково-гипновых, гипновых, травяных и хвоще-
вых торфов, степень разложения которых составляет 15—25%, в придон-
ных слоях 25—40% Древесные торфа в торфяной залежи полигонов
встречаются редко, несмотря на то что крупные остатки древесной рас-
тительности довольно часто обнаруживаются как у самой поверхности,
так и в залежи. Трещины этих полигональных болот имеют строение,
аналогичное рассмотренному выше. Мощность чистого льда в одной из
Дополнительные знаки:
tit III
it;
nt ~ in £
38
эд
НО
91 r\ 92 О H3
Рис. 3.1. Условные обозначения видов торфа.
1 Верховые: 1 — сосново-пушицевый, 2 — сосново-сфагновый, 3 — пушицевый, 4 — пушицево-
сфагновый, 5 — шейхцериевый, 6 — шейхцериево-сфагновый, 7—фускум-торф, 8 —ангусти-
фолиум-торф, 9 — сфагново-мочажинный, /0 — магелляннкум-торф, //--комплексно-верховой;
I переходные: 12 — древесный, 13 — древесно-травяной, 14 — древесно-осоковый, 15 — древесно-
сфагновый, 16 — шейхцериевый, 17 — пушицевый, 18 — шейхцериево-сфагновый, 19 - - осоково
сфагновый, 20 — сфагновый, 21 — комплексно-сфагновый;! низинные: 22 — древесно-травяной,
23— древесный, 24 —- древесно-осоковый, 25 — древесно-гипновый, 26 — древесно-сфагновый,
27 — хвощевой, 28 — вахтовый, 29 — тростниковый, 30— осоковый, 31 — шейхцериевый, 32- -
травяной, 33 -- осоково-гипновый, 34 — осоково-сфагновый, 35 — гипновый, 36 — сфагновый.
Дополнительные знаки: 37 — песок, 38 — супесь, 39 — глина, 40 — торф, 41 — степень разло-
жения (в процентах), 42— скважина на повышении, 43 — скважина в понижении.
таких трещин, вскрытых в низовье р. Таза, оказалась около 4,5—5,0 м.
Торфяная залежь трещин представлена гипновым и сфагновым низин-
ными торфами со степенью разложения 5—20%.
Торфяная залежь полигональных болот практически всегда находится
в мерзлом состоянии; в течение лета—осени оттаивает лишь верхний
30—50-сантиметровый слой залежи.
Травяные и травяно-моховые некомплексные болота, встречающиеся
в рассматриваемой болотной зоне, характеризуются неглубокой торфяной
залежью (30—50 см), сложенной малоразложившимися (10—25%) ни-
зинными и переходными (осоково-гипновым, осоковым) торфами. Эти
болота в летний период года, как правило, полностью оттаивают.
В целом полигональные болота имеют неглубокую торфяную залежь,
порядка 0,3—1,5 м, за исключением реликтовых болот, где мощность
залежи достигает 3—5 м. По ботаническому составу торфяная залежь
49
~ ~ 10
у| М |у 40
X X
X 20
5.5
Рис. 3.2. Стратиграфические колонки торфяной залежи полигонального болота в райо
не пос. Тазовского
Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.
этих болот достаточно однородна и состоит преимущественно из сфаг-
новых, гинновых, осоковых и травяных торфов с незначительной при-
месью хвоща, вахты и древесных остатков (березы, ели, пихты).
Зона плоскобугристых болот. Торфяная залежь болот этой зоны сла-
бо изучена, и о строении ее можно судить лишь по некоторым сведениям,
содержащимся в работах Н. Я. Каца и С. В. Кац [104], II. И. Пьявченко
[161, 162], Р. В. Федоровой [199] и Н. В. Властовой [30].
В районе г. Салехарда торфяная залежь болот, но данным Н. Я. Ка-
ца, С. В. Кац и II. И. Пьявченко, отличается довольно пестрым строени-
ем при общей мощности залежи 0,9—1,2 м. В верхнем слое (1—2 см)
бугров опа сложена мохово-кустарничковой дерниной, в нижнем — пре-
имущественно осоково-гипновым торфом со значительным количеством
травяных остатков; в мочажинах — осоковым'и осоково-гипновым ни-
зинными, реже сфагновыми торфами. Степень разложения этих торфов
изменяется от 10 до 30%, но в отдельных местах возрастает (особенно в
придонном слое залежи) до 45%.
На террасах р. Полуй (по данным обследования Н. В. Властовой)
мощность залежи на вершинах и склонах торфяных бугров достигает
60 см, в наиболее же пониженных частях мочажин торф нередко совер-
шенно отсутствует. Кое-где среди этих болот встречаются бугры, сплошь
состоящие из минерального грунта и только с поверхности прикрытые
торфяным слоем толщиной 5—10 см. Торфяная залежь бугров в верхнем
се слое представлена сфагновым, в нижнем - гигшово-осоковым и осоко-
во-древеспым торфами со степенью разложения 20—25%, а в отдельных
случаях в придонном слое достигающей 50%. В понижениях (мочажи-
нах) между буграми в торфяной залежи распространены сфагновые и
сфагново-осоковые торфа со степенью разложения 15—20%.
В районе Обской губы торфяная залежь болот (по данным Р. В. Фе-
доровой) мощностью примерно 1,4 м как на буграх, так и в мочажинах
сложена низинными осоковым и сфагново-осоковым торфами с примесью
древесных и травяных остатков. Степень разложения торфов этих болот
в среднем около 20—25%, максимальная достигает 35—40% в придон-
ном слое. В торфяной залежи встречаются небольшие прослой-
ки льда.
В заполярной части междуречья Таза и Енисея, по исследованиям
II. И. Пьявченко п С. С. Федотова, мощность торфа па буграх обычно
1 -2 м, изредка 3 м. Торфяная залежь этих болот состоит в основном из
низинных (осоковых, гипновых и сфагновых) торфов, причем в верхнем
слое со значительной примесью вересковых кустарничков, а в придон-
ном - хвоща. В мочажинах залежь по ботаническому составу очень
близка к торфяной залежи бугров. Степень разложения торфов не пре-
вышает 30%.
На торфяных буграх наблюдается повсеместно деградация расти-
тельного покрова и верхнего слоя торфяной залежи, вследствие чего
торфонакопление на них происходит очень медленно.
Слой оттаивания торфяной залежи в летне-осенний период на буграх
обычно составляет 0,5 м, в понижениях залежь оттаивает полностью на
всю глубину.
Изложенное выше показывает, что плоскобугристые болота, обсле-
дованные в разных частях зоны, значительно различаются по строению
торфяной залежи. Это обстоятельство, а также недостаток данных по
стратиграфии не позволяют составить достаточно полную характеристи-
ку торфяной залежи болот всей рассматриваемой зоны.
51
Зона крупнобугристых болот. Характеристика торфяной залежи бо-
лот этой зоны составлена по материалам, полученным Западно-Сибир-
ской экспедицией ГГИ в районе пос. Пангода, а также по данным,
приведенным в работах А. П. Тыртикова [191, 192], Н. И. Пьявченко и
С. С. Федотова [165].
Мощность торфяной залежи крупнобугристых болот обычно состав-
ляет 1 —1,5 м и только в отдельных местах достигает 3—5 м. Торфяная
залежь, как указывает Л. П. Тыртиков, характеризуется неоднородно-
стью состава торфа и разной степенью его разложения. Верхний слой
залежи сложен сфагновым торфом, нижний — в большинстве случаев
осоковым низинным. В торфяной залежи широко распространены дре-
весные остатки (березы, ели, лиственницы).
В районе пос. Пангода торфяная залежь крупнобугристых болот мощ-
ностью 1,5—3,7 м сложена в основном низинными (сфагновым, осоковым,
хвощевым и древесным) торфами и только в понижениях между буграми
в верхнем слое (0,30—0,75 м) — верховым и переходным (сфагновым)
торфами. Степень разложения торфов в верхнем горизонте порядка 15—
20%, в придонном — 35—40% (рис. 3.3).
Торфяные бугры рассматриваемых болот в течение всего года имеют
мерзлое ядро, состоящее из торфа и минерального грунта (суглинка,
глины) с многочисленными прослойками льда толщиной до нескольких
десятков сантиметров. Оттаивание торфа в летне-осенний период па
буграх происходит в слое 20—60 см, а в понижениях (мочажинах) меж-
ду буграми — па всю глубину залежи (многолетняя мерзлота залегает в
минеральном грунте значительно ниже ложа понижений).
В южной лесотундре междуречья Таза и Енисея мощность торфа на
буграх, по исследованиям Н. И. Пьявченко и С. С. Федотова [165], не-
редко достигает 3—5 м. Торфяная залежь крупнобугристых болот з
основном низинного типа, лишь отдельные слои и участки ее можно от-
нести к переходному и верховому типам. На буграх торфяная залежь
состоит из осоковых, гипновых и сфагновых видов торфов с небольшой
примесью древесных остатков, вахты, хвоща и других болотных трав.
Особенно много хвоща встречается в придонных слоях залежи. Верхний
(деятельный) слой торфяной залежи, содержащий большое количество
остатков вересковых кустарничков, имеет повышенную степень разло-
жения (20—30%) по сравнению с основной толщей залежи (5—10%).
В придонных слоях степень разложения вновь несколько возрастает.
Отмеченное изменение степени разложения торфа по глубине залежи
можно объяснить, по-видимому, интенсивным разложением верхнего,
ежегодно оттаивающего слоя по сравнению с основной толщей залежи,
находящейся в мерзлом состоянии, где процессы разложения отсутст-
вуют.
Торфяная залежь в мочажинах между буграми сильно насыщена во-
дой и по ботаническому составу близка к залежи вышеуказанных буг-
ров, степень разложения несколько выше, при этом наиболее разложив-
шийся торф залегает в нижних слоях.
В этой болотной зоне, как отмечают Н. И. Пьявченко, А. П. Тыртиков
и др., повсюду ясно выражен процесс деградации многолетней мерзлоты
и разрушение бугров.
Зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Характеристика
торфяной залежи болот этой зоны приводится по многочисленным ма-
териалам Западно-Сибирской экспедиции ГГИ и отчасти по некоторым
данным, приведенным в работах М. К- Барышникова [15], А. Я. Бронзова
52
Рис. 3.3. Профиль круп,
нобугристого болота в
бассейне р. Правой Хет-
ты (пос. Папгода).
Микроландшафты: 1 — сфаг-
ново-осоковый, 2 — мохово-
лишайниково-кустарни ч к о-
вый, 3 — лишайниково-ку-
старничковый, 4 — мохово-
кустарничковый. Усл. обо-
значения видов торфа см.
рис. 3.1.
[22, 23], Н. В. Пластовой [30], П. Е. Логинова [121, 122], С. Н. Тюоем-
нова и др. [195].
Болота рассматриваемой зоны обладают более мощной торфяной
залежью по сравнению с другими болотными зонами Запа.пюй Сибири,
что хорошо видно из рис. 3.4. Заметим, однако, что приве.щнные на этом
рисунке кривые обеспеченности глубин торфяной залежи построены на
мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот, 3—зона вогнутых евтрофных (тро-
стниковых) болот.
основе разной по объему информации. Наибольшее количество измере-
ний (4000) использовано при построении кривой для зоны выпуклых оли-
готрофных болот, наименьшее (500) — при построении кривой для зоны
плоских евтрофных и мезотрофных болот (табл. 3.2).
Распределение глубин торфяной залежи по территории, занимаемой
олиготрофными болотами, довольно неравномерное. Средние мощности
Таблица 3.2
Количество измерений, используемых при построении
кривых обеспеченности глубин торфяной залежи для болотных
зон Западно-Сибирской равнины
Болотная зона Количество измерений
Выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот 4000
Плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных) болот 500
Вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот 1000
54
о
Рис. 3.5. Кривые обес-
печенности глубин торфя-
ной залежи по отдель-
ным болотным районам
и подрайонам зоны вы-
пуклых олиготрофных
(сфагновых) болот.
Районы: / --Казымский, 2 -
Обь-Кондинский, 3 — Кондо-
Тавдинский, 4 — Тым-Кет-
ский, 5 —Чулымский, 6 - •
Приенисейский; подрайоны:
7 _ Лямин-Пимскнй, 8 —
Пим-Аганский, 9 - Аган-
Вахский, 10 — Салы.м-Балык-
ский, 11 — Дсмьяно-Васю-
ганский.
торфяной залежи на болотах Сургутского Полесья (бассейны рек Ля-
мина, Пима, Тромъегана и правобережье р. Агана) и Приенисейского
района составляют 1,7—1,8 м, а на болотах, находящихся в бассейнах
рек Васюгана, Конды, Тыма, Салыма, Большого Югана и в южной части
водосбора р. Ваха, 2,5—3,2 м. Наибольшие же глубины залежи в рас-
смотренных районах достигают соответственно 4,0—4,5 м и 6,0—6,5 м и
более (в бассейне р. Васюгана отмечена глубина около 10 м). Значения
глубин торфяной залежи и распределение их по территории хорошо вид-
Рис. 3.6. Кривые обеспеченности глубин торфяной залежи в основных микролапдшафтах
но отдельным болотным районам и подрайонам зоны выпуклых олиготрофных (сфаг-
новых) болот.
Кривые 1—4— Лямин-Пимский и Пим-Аганский подрайоны; кривые 5—8 — Обь-Кондинский район и
Аган-Вахский и Салым Балыкский подрайоны. Микроландшафты: 1 и 5 — сфагново-кустарничково-
сосновый; 2 и 6 — сфагново-кустарничковый, облесенный сосной, 3 и 7 — грядово-мочажинный;
4 и 8 — грядово-озерковый.
по из рис. 3.5, на котором представлены кривые обеспеченности мощно-
сти залежи по болотным районам, рассматриваемым в п. 2.4. Например,
в Сургутском Полесье (рис. 3.5, кривые 7, 8) глубины торфяной залежи
порядка 3,0 м очень редки (обеспеченность меньше 7—8%), в то время
как в бассейне р. Васюгана (рис. 3.5, кривая 11) они встречаются значи-
тельно чаще (обеспеченность почти 30%). В пределах границ болотных
массивов глубины торфяной залежи также распределены неравномерно.
Установлено, что грядово-озерковые и грядово-мочажинные комплексы
имеют большую мощность торфяной залежи, чем мохово-лесные (сфаг-
пово-кустарничково-сосновые), а отчасти и моховые (сфагново-кустар-
ничковые, облесенные сосной) группы болотных микроландшафтов
(рис. 3.6).
56
Преобладающим типом торфяной залежи олиготрофных болот явля-
ется верховая залежь, составляющая до 75% общих запасов; переходная
залежь составляет 15%, низинная — 10—15%. На отдельных же заболо-
ченных территориях в бассейнах Лямина, Пима, Тромъегана, Агана и на
водоразделах Ваха и Тыма, Салыма и Большого Балыка верховая и
переходная залежи соответственно составляют 81—95% и 3—11%, а в
бассейне р. Васюгана и на водоразделе рек Кети и Тыма —55—73% и
22—39%. Роль низинной залежи возрастает до 50% и более только в
южной части данной болотной зоны и в бассейне р. Северной Сосьвы '.
Торфяная залежь верхового типа характерна для центральных и скло-
новых участков болотного массива и представлена в основном следую-
щими видами торфов: фускум, комплексным, сфагново-мочажинным,
шейхцериево-сфагновым, шейхцериевым с небольшими прослойками ма-
гелляникум, пушицево-сфагнового, пушицевого и сосново-сфагнового.
При этом фускум и комплексные торфа либо слагают всю толщу залежи,
что характерно для центральной части болотного массива, либо подсти-
лаются маломощным слоем из переходных торфов, которые на контакте
с минеральным грунтом сменяются низинными торфами. Верховые торфа
отличаются низкой степенью разложения (5—30%).
Торфяная залежь переходного типа обычно встречается по периферии
обширных водораздельных болот, а также на небольших по площади мас-
сивах, расположенных в поймах и на террасах рек. Причем на послед-
них болотных массивах она слагает всю толщу залежи. Переходная
торфяная залежь обычно представлена сфагновым, шейхцериево-сфаг-
новым, пушицевым, древесно-сфагновым и осоково-сфагновым видами
торфа, которые распространены в придонных горизонтах верховой за-
лежи.
Торфяная залежь низинного типа и соответственно низинные виды
торфа в целом составляют небольшую долю торфяной залежи зоны оли-
готрофных болот. Низинные торфа слагают всю толщу торфяной залежи
болот только в поймах рек, на болотах же водораздельных пространств
они распространены лишь в виде незначительных прослоек в придонном
слое верховой или переходной залежи и, как правило, вместе с переход-
ными торфами заполняют отрицательные формы первоначального релье-
фа ложа болота. Из низинных видов торфа наиболее распространены
сфагновые, осоковые, травяные, шейхцериевые, хвощевые и древесные
торфа со степенью разложения 25—30%, местами до 40—45%. На рис.
3.7—3.10 показаны характерные для зоны выпуклых олиготрофных болот
стратиграфические профили, построенные по данным экспедиции ГГИ.
Болота в бассейне р. Северной Сосьвы и в южной части данной зоны,
как уже отмечалось, имеют несколько иное строение торфяной залежи.
Из табл. 3.3 видно, что в бассейне р. Северной Сосьвы преобладает тор-
фяная залежь низинного типа. При этом залежи верхового, переходного
и смешанного типов приурочены только к надпойменным террасам, в то
время как низинная залежь распространена повсеместно. В видовом со-
ставе каждого из типов торфяной залежи болот бассейна р. Северной
Сосьвы господствуют те же торфа, что и для всей зоны выпуклых оли-
готрофных болот, рассмотренных выше.
В южной части этой болотной зоны (бассейны рек Тавды, Туртаса п
южные склоны Васюганья), среди олиготрофных болотных массивов
1 Болота средней и южной частей бассейна р. Северной Сосьвы детально исследова-
ны экспедицией Геолторфразведки в 1957, 1958 гг.
57
широко распространены осоково-гипновые топи, торфяная залежь кото-
рых целиком сложена низинными (преимущественно осоковым, гишювым
и осоково-гипновым) торфами со степенью разложения от 5 до 40%.
В придонных слоях торфяной залежи на болотах южных склонов Ва-
сюганья встречаются тростниково-осоковые и осоковые торфа, а в бас-
сейне р. Большого Туртаса древесно-осоковые, древесно-травяные и
шсйхцсрисвыс торфа.
Таблица 3.3
Распределение глубин и типов торфяной
залежи болот в бассейне р. Северной Сосьвы
(по данным Геолторфразведки)
Тип торфяной залежи Доля от всей толщи торфяной залежи, % Средняя глубина, м
Низинная 73 2,5
Переходная 1 1,5
Верховая 18 2,2
Смешанная 8 2,6
Строение торфяной залежи олиготрофных участков таких болот по
существу ничем не отличается от других болот этой зоны. На обширных
же осоково-гипновых топях встречаются выпуклые верховые массивы
типа „рямов”. Торфяная залежь рямов состоит из мощной толщи верхо-
вых торфов (главным образом фускум, комплексный) и небольших слоев
переходных и низинных торфов (по окрайке ряма), врезанных в окружа-
ющую низинную залежь топей. В центре рямов верховые торфа залега-
ют часто до минерального грунта. На рис. 3.11 представлен стратигра-
фический профиль рассмотренных выше болот.
Анализ стратиграфических профилей торфяной залежи болот Сургут-
ского Полесья, бассейнов рек Агана, Конды и междуречья Салыма и
Югана по отдельным болотным микроландшафтам показывает, что верх-
ние слои ее по видовому составу достаточно однородны. Последнее хоро-
Рис. 3.11. Стратиграфический профиль болотного массива в бассейне р. Большого Тур-
таса.
Усл. обозначения см. рис. 3.1 и 3.8.
58
Таблица 3.4
Процентное соотношение видов торфа, подстилающего растительный покров в основных микроландшафтах зоны выпуклых олиготрофных
болот Западной Сибири (по данным ГГИ)
Микроландшафт 1 Площадь, зани- маемая микро- ландшафтом, % К -О- о. „ s Виды торфа
Глубина тс ной залеж) от—-до средняя фускум магелля- никум 1 ангусти- фолиум дузениум балтикум комплекс- но-верхо- вой 1 сфагново- 1 мочажин- , НЫЙ ! i 1 пушице- во-сфаг- ново- вер- ховой шейхце- риево- । сфагново-. верховой I 1 апикуля- тум
Сфагново-кустарничково-сосно- вый 25 0,5-5,0 2,4 73/35 10/2 2/0,5 14/10 1/0,5
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной 6 0,5—4,5 2,2 60/15 5/1 2/1 3/- 2/10 14/20 9/- 3/0,2 2/—
Сфагново-кустарничково-пуши- цевый, облесенный сосной и сухостоем 4 0,5—5,0 2,0 28/10 4/3 15/2 27/6 17/4 2/1 1/- 6/1
Грядово-мочажинный 32 0,5-7,5 2,6 гр. 83/38 3/1 2/1 12/12
м. 1/05 |2,5/0,б| 90/41 4/1 |2,5/1
Грядово-мочажинно-озерковый 11 1,0-6,5 3,2 гр. 100/46 •
м. 22/-- 78/-
Гр ядово-озерковый 16 0,5-6,0 2,8 гр. 100/50
1
Примечания: 1. Для составления таблицы использованы данные маршрутных исследований в районах Сургутского Полесья
(Пим-Агаи) и бассейнов рек Копды, Пойка, Ваха.
2. В числителе — процент площади, занимаемой данным видом торфа, подстилающего растительный покров в рассматриваемом болот-
ном микроландшафте. В знаменателе — мощность данного вида торфа (в %) от общей мощности торфяной залежи в рассматриваемом
болотном микроландшафте.
3. Для комплексных микроландшафтов в верхних строках приведены данные для гряд (гр.), в нижних—для мочажин (м.).
шо видно из табл. 3.4, в которой приведены результаты обработки дан-
ных по стратиграфии. В сфагново-кустарничково-сосновом микроланд-
шафте верхний слой залежи сложен преимущественно (73% ио площади)
фускум-торфом, составляющим 35% ее глубины. В комплексных микро-
ландшафтах (грядово-мочажинном, грядово-мочажинпо-озерковом) в
верхнем слое залежи гряд залегает исключительно фускум-торф, мощ-
ность которого составляет 34—50% мощности всей залежи, а в верхнем
слое залежи мочажин — преимущественно сфагново-мочажинный, реже
комплексно-верховой торф. Другие виды торфа (магелляпикум, ангусти-
фолиум, пушицево-сфагновый, шейхцериево-сфагновый) в верхнем гори-
зонте торфяной залежи встречается редко (табл. 3.4).
Мощность верхнего слоя торфяной залежи, сложенного одним и тем
же видом торфа, по отдельным болотным микроландшафтам изменяется
от 0,5 до 4,0 м.
Однородность верхнего слоя торфяной залежи однотипных, а в ряде
случаев и разных по типу микроландшафтов позволяет с большим осно-
ванием распространять водно-физические характеристики залежи, полу-
ченные в отдельных пунктах, на обширные пространства неисследован-
ных болот рассматриваемой зоны.
Т а б л и ц а 3.5
Характеристика пнистости торфяной залежи до глубины 1,5 м по группам
болотных микроландшафтов
Глубина зале- гания пней в торфе, м Число пней в группе Суммарное количество иней по горизонтам Пнист ОСТЬ, %
мохово-лесная моховая комплексная (на грядах)
0,5 53 11 24 88 0,9
0,6 25 3 16 44 0,5
0,7 26 4 16 46 0,5
0,8 26 5 12 43 0,4
0,9 24 5 25 54 0,6
1,0 42 и 19 72 0,8
1,1 20 4 17 41 0,4
1,2 7 6 19 32 0,3
1,3 31 2 26 59 0,6
1,4 19 2 6 27 0,3
-1,5 18 2 о 25 0,3
Количество учетных пло- щадок 53 1 17 10 80 —
Примечание. Данные приведены по материалам Западно-Сибирской экспедиции
ГГИ (по болотам в бассейне рек Пойка, Ваха, Ватинского Егапа). Пнистосгь опреде-
лена методом зондировки (па каждой площадке 120 проколов) торфяной залежи.
В верхнем слое торфяной залежи (до 1,5 м) достаточно хорошо про-
слеживаются пнистые горизонты на глубинах 0,5; 1,0 и 1,3 м (табл. 3.5).
Зона олиготрофных (сфагновых) болот, как показал анализ строения
торфяной залежи, характеризуется следующими основными особенностя-
60
ми: 1) сравнительно большой мощностью (средние глубины 2,5—3,2 м,
максимальные — до 6м и более; 2) преобладанием залежи верхового
типа, сложенной в основном фускум, комплексным, сфагново-мочажин-
ным и шейхцериево-сфагновым торфами; 3) однородностью торфов верх-
них слоев залежи в однотипных, а в ряде случаев и разнотипных болот-
ных микроландшафтах; 4) распространением в придонном слое торфяной
залежи древесных торфов и почти отсутствием сапропеля, несмотря на
обилие озер.
Зона плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лес-
ных) болот. Болота этой зоны характеризуются довольно однообразным
но видовому составу строением торфяной залежи и сложены преимуще-
ственно осоковым и осоково-гипновым низинными торфами со степенью
разложения 15—65%. На отдельных болотных массивах в залежи
встречаются прослойки гипнового и тростникового торфов, последний
распространен, как правило, в придонном слое.
В пределах этой болотной зоны торфяная залежь осоковых и осоко-
во-гипиовых микролапдшафтов представлена осоковым и осоково-гипно-
вым торфами с небольшой прослойкой гшшовых, мощность которых из-
меняется в пределах 1—4 м, при средней глубине торфа 1,5 м. В качест-
ве иллюстрации на рис. 3.12 приведен стратиграфический профиль тор-
фяной залежи болот притеррасного болотного массива, расположенный
в долине р. Туры. Рямы, распространенные среди низинных болот этой
зоны, отличаются большой мощностью торфяной залежи (до 6,5 м), сло-
женной верховыми (преимущественно фускум), а в придонном слое ни-
зинными торфами.
Лесная группа болотных микролапдшафтов рассматриваемой зоны
слабо изучена, поэтому характеристика торфяной залежи их не приво-
дится.
Зона вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных)
болот. Торфяная залежь болот данной зоны мощностью чаще всего 1 —
2 м, в целом по составу достаточно однородная и сложена главным обра-
зом низинными (тростниковыми и осоковыми) торфами со степенью раз-
ложения 5—35%.
На болотах водораздела рек Тобола и Ишима, по исследованиям
А. А. Генкеля и П. Н. Красовского [41], торфяная залежь глубиной 1,5—
2,0 м представлена в основном тростниковым и тростниково-осоковым
торфами.
На территории Барабинской низменности торфяная залежь „зай-
мищ” (по данным М. С. Кузьминой, 1957 г.) сложена преимущественно
осоковым и тростниковым торфами и только в придонном слое — сфагно-
во-осоковым или осоково-сфагновым торфом. Глубина этих болот не пре-
вышает 2 м.
В восточной части Барабинской низменности тростниково-осоковые
и тростниковые болота (Узаклинский болотный массив, обследованный
экспедицией ГГИ) по строению торфяной залежи мало чем отличаются
от займищ. Их торфяная залежь в основном состоит из осокового, из-
редка тростникового и осоково-гипнового торфов со степенью разложе-
ния 10—35%.
Мощность залежи большей частью составляет 0,5—1,5 м, местами
в центральных участках Узаклипского болотного массива, где встреча-
ются осоково-гипновые микроландшафты, достигает 2,0 м.
Торфяная залежь травяных засоленных болот мощностью до 1,0 м
представлена исключительно осоковым низинным торфом.
61
Рис. 3.12. Стратиграфический профиль Тарманского
Микроландшафты: 1 — осоковый, 2 — осоково-гипновый, 3 — гипново-осоковый,
видов торфа см. рис. 3.1.
болотного массива (бассейн р. Туры).
4~ мозаичный, 5 — грядово-мочажинный. Ус/:.
обозначения
Рис. 3.13. Стратиграфический профиль Узаклинского болотного массива,
Микролапдшафты; 1 - сфагново-кустарничково-сосиовый, 2 березово-осоковый, 3 — осоковый, 4 -осоково-вейниковый, 5 —
тростниковый, о -- гростниково-осоковый, 7 - тростниковый. Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.
Отличительной особенностью болот рассматриваемой зоны является
наличие среди обширных низинных болот выпуклых верховых рямов.
Основная толща торфяной! залежи рямов, по данным исследований
ГГИ, сложена малоразложившимся верховым торфом (преимуществен-
но фускум) мощностью 1—4 м и степенью разложения 5-—15% с неболь-
шими прослойками комплексных, сосново-сфагновых, магелляникум и
ангустифолиум-торфов, мощность которых около 1,0 м, а степень раз-
ложения 10—20%. Ниже находятся переходные торфа (сфагновые, осо-
ково-сфагновые, осоковые); их мощность норой достигает 3 -3,5 м. Эти
горфа часто залегают непосредственно на минеральном грунте. На от-
дельных участках рямов (чаще у озер) под переходными торфами рас-
пространены низинные торфа (осоковые, сфагновые, осоково-сфагновые)
мощностью обычно до 1,0 м, изредка до 1,5 м. Довольно часто в придон-
ном слое залежи встречается сапропель толщиной около 0,5—
0,8 м [87].
Помимо рассмотренного строения торфяной залежи рямов встречает-
ся и несколько иная их стратиграфия, описанная Г. Я. Бронзовой [24] и
М. И. Нейштадтом [139].
По данным Г. Я- Бронзовой, основная толща торфяной залежи рямов
сложена малоразложившимся сфагновым верховым торфом, который
подстилается сфагново-тростниковым. Придонные слои торфяной залежи,
как правило, представлены тростниковым торфом, в редких случаях
встречается сапропель. Мощность верховых торфов в пределах 1—7 м, а
переходно-низинных — 0,5—1,5 м.
М. И. Нейштадт [139] отмечает, что на территории Барабинской лесо-
степи основная толща рямов состоит из сфагнового верхового торфа,
который подстилается осоково-тростниковым, а ниже его располагается
сапропель. В отдельных случаях верховой сфагновый торф залегает
непосредственно на сапропеле или на минеральном грунте.
Максимальная мощность торфяной залежи рямов изменяется от
2,5 до 8 м в зависимости от стадии развития ряма, его плановых разме-
ров и выпуклости.
Изложенное выше о строении торфяной залежи болот этой зоны
иллюстрируется профилем Узаклипского болотного массива (рис. 3.13).
3.2. Строение деятельного слоя
Деятельным слоем торфяной залежи называется ее поверхностный
горизонт, в котором наиболее активно протекают процессы влаго- и теп-
лообмена болот с окружающей средой и в первую очередь с атмосферой
[171]. Теоретическое и экспериментальное обоснование разделения тор-
фяной залежи на два генетически разнородных горизонта — деятельный
и инертный — было сделано впервые в работах К. Е. Иванова [81] и
В. Д. Лопатина [124]. Позднее это разделение было уточнено в работах
[36,83,171,175].
В деятельном слое торфяной залежи происходит впитывание атмос-
ферных осадков и конденсация водяного пара из атмосферы, наиболее
интенсивное фильтрационное стекание воды вдоль склона болотного
массива, подток воды к испаряющей поверхности и поглощение ее кор-
невыми системами растений. Вследствие взаимодействия этих процессов
в деятельном слое постоянно изменяются влажность, аэрация и глубина
уровня болотных вод.
63
В этом же слое наблюдаются наибольшие суточные и сезонные коле-
бания температуры торфяной залежи и происходят фазовые превращения
воды и связанные с этим изменения состояния торфяной залежи: ее за-
мерзание и оттаивание.
Рассматриваемый слой является активным и в смысле торфообразо-
вания: в нем происходит отмирание массы живого органического веще-
ства и наиболее активно протекают аэробные биохимические процессы
разложения.
Деятельный слой сверху ограничен поверхностью растительного ков-
ра болота, характеризующегося обычно неровным микрорельефом *. По-
Рис. 3.14. Схематический
разрез деятельного слоя
торфяной залежи
СПБ — условная поверхность
на высоте средних отметок
микрорельефа, принимаемая
за верхнюю границу дея-
тельного слоя; Лк— го-
ризонт развития микро-
рельефа; Zp—мощность де-
ятельного слоя.
этому за его верхнюю границу целесообразно принять условную поверх-
ность, проходящую на высоте средних отметок выпуклых и вогнутых
форм микрорельефа 1 2. За нижнюю границу деятельного слоя принимают
поверхность, параллельную верхней границе и совпадающую с поверхно-
стью средних минимальных уровней болотных вод в данном микроланд-
шафте [83] (рис. 3.14).
Высокая активность деятельного слоя но влагообмену и зависимость
интенсивности гидрологических процессов от глубины залегания уровня
болотных вод обусловлены наличием особой структуры его органического
скелета и резким изменением ее по глубине. По описаниям структуры
разрезов мерзлых монолитов, отобранных из торфяной залежи верховых
болот [82, 83], самый верхний слой от поверхности головок мха до глуби-
ны 3—8 см состоит из вертикально расположенных стеблей мха, кустар-
ничков и трав. Поры между стеблями этих растений имеют хорошо вы-
раженную вертикальную ориентировку; размеры их зависят от густоты
растительного покрова. Под слоем живого мохового покрова залегает
слой, в котором отмершие стебли мха находятся в стадии перехода в го-
ризонтальное положение. Вследствие изменения способа укладки мохо-
вой очес отличается большим разнообразием размеров пор: от крупных
пор и полостей между стеблями до очень мелких пор-углов, образуемых
чешуйчатыми листьями на стеблях и ветках сфагновых мхов. Толщина
этого слоя в разных микроландшафтах различна, чаще от 5 до 20 см,
под западинами она, как правило, меньше, чем под кочками. Ниже слой
мохового очеса имеет горизонтальную ориентировку частиц и более плот-
ную их упаковку. Поры становятся более однородными по размерам.
1 При наличии мохового покрова за поверхность болота на данном участке при-
нимается поверхность головок .мха, при отстуствии мха — поверхность дернины на
уровне узлов кущения травянистых растений, а при отсутствии растительности вооб-
ще — поверхность торфа [136].
2 Для повышения точности взаимной увязки данных уровенных наблюдений и ха-
рактеристик водно-физических свойств торфяной залежи, поскольку они приводятся
к верхней границе деятельного слоя, но определяются обычно в различных пунктах
микроландшафта.
64
На болотах с травяным растительным покровом слой с не сложившей-
ся еще структурой тоньше, чем на моховых болотах, и состоит в основ-
ном из обломков стеблей и корневых систем отмерших и живых растений.
Поэтому деятельный слой залежи травяных болот имеет резкие измене-
ния размеров пор только в тонком поверхностном слое толщиной 3—
10 см. Ниже пористая структура торфа изменяется мало.
Форма и строение частиц органического скелета в моховом очесе
и торфе низкой степени разложения обусловлены морфологическими осо-
бенностями растений-торфообразователей. На верховых болотах основ-
ными торфообразователями являются различные виды сфагновых мхов.
Их листья в виде выпуклых чешуек покрывают ветви и стебли растения,
образуя таким образом частицы сложного строения с большой поверхно-
стью и внутренними порами. Травянистые же растения и кустарнички
образуют частицы менее сложного строения.
Размеры частиц зависят от вида растений и мало варьируют у раз-
ных индивидуумов одного и того же вида растений. Поэтому размеры
внешних пор в моховом очесе и слаборазложившемся торфе зависят глав-
ным образом от плотности укладки частиц в объеме торфяной
залежи.
Изменение способа укладки и уплотнение частиц растительных остат-
ков в торфогенном слое приводят к интенсивному росту объемного веса
абсолютно сухого вещества с глубиной. По экспериментальным данным,
полученным на верховых болотах, расположенных в бассейне р. Конды
и в междуречье Ваха и Ватинского Егана, естественное уплотнение мо-
хового очеса в торфогенном слое составило в разных микроландшафтах
300 — 480% по отношению к объемному весу сухого вещества в живом
моховом покрове, что соответствует уплотнению растительного вещества
в среднем на 2,5% на каждый сантиметр глубины.
Экспериментальное определение аналогичной характеристики на ни-
зинных болотах Западной Сибири показало, что объемный вес сухого
вещества торфяной залежи гипново-осоковых, осоково-тростниковых или
вейниково-осоково-тростниковых болот увеличивается в среднем на 0,2—
0,3% на каждый сантиметр глубины. При этом заметное уплотнение за-
лежи наблюдается до глубины 40—50 см от поверхности болота.
Помимо механического уплотнения, на структуру материала в тор-
фогенном слое залежи оказывают влияние биохимические процессы раз-
ложения растительных остатков. В результате разложения появляются
новые органические вещества, главным образом гуминовые кислоты и
гуматы. В торфе они образуют сложные коллоидные комплексы, хими-
ческий состав которых может определять фазовое состояние высокоди-,'
сперсной фракции и его гидрофильность.
В торфогенном слое верховых болот гуминовые вещества находятся
в молекулярно-дисперсном и коллоидно-дисперсном состояниях и поэто:
му легко вымываются атмосферными осадками в подстилающие слои
залежи и частично выносятся за пределы болотного массива [37, 166]^
Поэтому пористая структура деятельного слоя на верховых болотах
формируется в основном за счет грубодисперсной фракции неразложив;
шихся остатков сфагновых мхов и других растений.
На низинных же болотах, благодаря более высокой минерализаций
болотных вод, высокодисперсная фракция торфа состоит преимущест-
венно из гуматов (органо-минеральных соединений гуминовой кислоты с
двух- и трехвалей'гными металлами) в виде коагуляционных структур й
агрегатов, заполняющих промежутки между остатками неразложивших-
бб
3 Зак. 3185
ся растений и, таким образом, участвует в формировании пористой струк-
туры деятельного слоя торфяной залежи.
Изменчивость структуры материала в деятельном слое моховых бо-
лот имеет место не только в вертикальном (по глубине), но и в горизон-
тальном (в плане) направлениях. Изменчивость структуры мохового
очеса в плане связана с изменением по площади микроландшафта видо-
вого состава растительных сообществ. По данным полевых исследова-
ний [35, 36], различные виды сфагновых мхов, а также многие другие бо-
лотные растения могут нормально развиваться только при определенном
диапазоне глубин уровня болотных вод, т. е. при конкретных, ограничен-
ных узкими пределами условиях увлажнения и аэрации поверхностного
слоя торфяной залежи. Поэтому состав растительных сообществ на раз-
ных по высоте элементах микрорельефа существенно изменяется, обу-
словливая тем самым существующее изменение на различных микро-
участках деятельного слоя структуры мохового очеса: размеров, строения
и плотности сложения образующих его частиц. Общие сведения о строе-
нии деятельного слоя залежи, рассмотренные выше, относятся как к ев-
ропейским, так и к сибирским болотам.
Данных о строении деятельного слоя торфяных залежей Западной
Сибири очень мало [33, 52, 53, 67]. Сведения о характере микрорельефа
на поверхности этих болот, толщине и строении поверхностного слоя
торфяной залежи имеются лишь по болотным массивам, на которых ве-
дутся стационарные и экспедиционные наблюдения за водно-тепловым
режимом (см. табл. 1.1). Практически совсем не изучен деятельный слой
болот зоны многолетней мерзлоты.
Комплексное и наиболее детальное изучение деятельного слоя торфя-
ной залежи выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири проводи-
лось экспедициями Государственного гидрологического института с
1966 г. При этом в программе исследований особое внимание уделялось
получению объективных количественных характеристик горизонта раз-
вития микрорельефа и достаточно обоснованному определению средней
поверхности болота (СПБ?)1 в различных микролапдшафтах. Последнее
было особенно важно для привязки (в высотном отношении) всех экспе-
риментальных данных по строению и водно-физическим свойствам дея-
тельного слоя. Ниже дается характеристика деятельного слоя торфяной
залежи по полученным экспериментальным данным для микроландшаф-
тов зоны выпуклых олиготрофных болот.
Наиболее сложной по строению является верхняя часть деятельного
слоя, находящаяся в пределах высоты развития микрорельефа [35, 36].
Здесь деятельный слой состоит из множества соприкасающихся своими
основаниями выпуклых форм микрорельефа и не представляет собой
сплошного торфяного пласта. Для расчета средних характеристик
свойств среды, варьирующих в этой части деятельного слоя, нужны воз-
можно более точные морфометрические данные о строении микрорелье-
фа. Для получения этих данных при исследовании западно-сибирских
болот применялся статистический метод линейной таксации [34, 136]
поверхности, заключающийся в съемке профилей х(1) (где х — превы-
шение поверхности болота над уровнем грунтовых вод, I — расстояние
от некоторого постоянного начала) вертикального сечения горизонта
1 Средняя поверхность болота (СПБг)—условная поверхность, находящаяся на
высоте средних отметок выпуклых и вогнутых форм микрорельефа, определенная при
данной глубине (z) уровня болотных вод.
66
развития микрорельефа над уровнем болотных вод и вероятностно-ста-
тистическом анализе этих профилей.
Выполненный вероятностно-статистический анализ профилей х(1)
показал, что они обладают свойствами эргодических стационарных фун-
кций Это позволяет вести расчет статистических морфометрических
характеристик микрорельефа по одному произвольно выбранному в за-
данном направлении профилю х(1) достаточной длины и затем распро-
странять их на всю площадь микроландшафта.
Вычисленное по профилю х(Г) статистическое математическое ожи-
дание X ординат профиля численно равно глубине уровня болотных вод
относительно СПБг в момент съемки данного профиля х(Г). Благода-
ря свойству стационарности профилей х(1) величина X на всей площади
данного микроландшафта одинакова. Практически зеркало болотных
вод и СПБ2 могут считаться параллельными поверхностями. Это под-
тверждается результатами экспериментальной проверки свойства ста-
ционарности профилей х(Г), приведенными в табл. 3.6.
Таблица 3.
Результаты проверки свойства стационарности профилей х (/) относительно уровня
болотных вод
Название бо- лотного поста Микроландшафт № профиля Статистические характеристики горизонта микрорельефа
*=-*СПБ S с0 °Х
Мортымья сфагново-кустарничковый,. об- 1 —36,7 10,5 0,35 0,48 ± 1,27
лесеннын сосной (с отдельны- ми мочажинами) 2 —36,2 11,7 0,35 —0,37 ±1,48
Супра сфагиово-осоково-кустариичко- 1 —28,3 8,6 0,44 0,27 ±0,97
вый, облесенный сосной 2 —28,4 8,2 0,44 0,30 ±0,91
Урай сфагново-кустарничково-сос- 1 —37,7 10,1 0,37 0,03 ±1,20
НОВЫЙ 2 —38,1 9,9 0,40 0,12 ±1,17
3 —37,1 10,1 0,40 0,03 ±1,19
Примечание. гСПБ — глубина уровня болотных вод от СПБг, равная X. Дли-
на каждого из профилей х (/) составляла 90 м, интервалы между ординатами профиля
А /= 10 см, —вероятная ошибка определения X по профилю х(1).
Условие параллельности уровня болотных вод по отношению к СПБ
используется для приведения к СПБ экспериментальных характеристик
деятельного слоя и „привязки" к ней поверхности элементов микрорель-
ефа, а также поверхности опытных монолитов, отбираемых из торфяной
залежи, „нулей” отсчета уровня водомерных скважин, положения от-
дельных слоев торфяной залежи и т. п. Полевые работы производились
согласно разработанной в отделе болот ГГИ инструкции, основанной на
упоминавшихся выше исследованиях П. К. Воробьева [36].
На основании указанных выше свойств профилей х(1) и с помощью
известных из теории вероятности математической статистики приемов
т Дифференциальный ш (х) и интегральный W (х) законы распределения ординат
профиля х (I), а также их статистическое математическое ожидание X и дисперсия на
различных отрезках профиля, снятого в одном микроландшафте, практически мало от-
личаются и с увеличением длины профиля стремятся к постоянным нх значениям.
67
анализа эргодических стационарных случайных функций [119] были
определены для большого числа профилей х(/) статистическое матема-
тическое ожидание X, среднее квадратическое отклонение S, коэффици-
енты вариации Cv и асимметрии Cs, а также дифференциальный ы(х)
Рис. 3.15. Осредненные интегральные кривые W (х)
распределения высот микрорельефа для микролаидшаф-
тов зоны выпуклых олиготрофных болот Западной
Сибири.
1—9 — номера кривых IF(x), указанные в табл. 3.7.
щенные для различных групп микроландшафтов, имеющих наибольшее
распространение в зоне выпуклых олиготрофных болот Западно-Сибир-
ской равнины, приводятся в табл. 3.7 и на рис. 3.15.
1 Способы съемки профилей х (/) вертикального сечения горизонта микрорельефа
относительно уровня болотных вод и вероятностно-статистической обработки их, а так-
же приемы оценки точности полученных статистических характеристик изложены в На-
ставлении [136].
68
Данные табл. 3.7 показывают, что строение микрорельефа существен-
но и закономерно изменяется в зависимости от типа микроландшафта и
соответственно от места нахождения данной группы микроландшафтов
на болотном массиве относительно направления линий тока.
Судя по величине среднего квадратического отклонения S и ампли-
туды колебаний ординат профилей х(1) Ак, наибольшего развития го-
ризонт микрорельефа достигает в микроландшафтах, расположенных на
склонах болотных массивов (табл. 3.7).
Здесь микроландшафты представлены преимущественно комплекса-
ми различных растительных ассоциаций и имеют резко выраженные
крупные формы микрорельефа поверхности в виде обширных понижений
(иногда занятых озерами), мочажин и гряд. Микроландшафты, находя-
щиеся в центральной части крупных болотных массивов или занимающие
полностью отдельные небольшие выпуклые массивы, имеют несколько
меньшую мощность горизонта развития микрорельефа. Значительно мень-
ше, чем в других микроландшафтах, развит микрорельеф в безлесных
микроландшафтах, занимающих сильно обводненные ложбины на кон-
такте с суходолами или другими болотными массивами.
Из приведенных в табл. 3.7 значений коэффициента асимметрии
видно, что в подавляющем большинстве исследованных микроландшаф-
тов горизонт развития микрорельефа имеет симметричное или близкое
к нему строение. Меньшая часть микроландшафтов, для которых Cs
составляет 0,75—1,65, имеют асимметричное строение горизонта микро-
рельефа за счет увеличения удельного веса площади, запятой плоскими
понижениями и мочажинами.
В соответствии с общей теорией развития болотных массивов и опре-
делением понятия „микроландшафт” [83] микроландшафты, относящиеся
к одному и тому же типу, должны обладать одинаковым микрорельефом
и одинаковым составом растительного покрова, Поэтому осредненные
данные, приведенные в табл. 3.7, могут быть использованы для характе-
ристики строения микрорельефа микроландшафтов соответствующих
типов на других, неисследованных болотных массивах в зоне выпуклых
олиготрофных болот Западной Сибири.
Интегральные кривые U7(x), построенные по данным статистической
обработки профилей х(1), являются суммарными характеристиками рас-
пределения элементов микрорельефа по высоте относительно СПБ или
кривыми заполнения растительным веществом слоя развития микрорель-
ефа. По ним определялись различные морфологические характеристики
слоя развития микрорельефа: его толщина, площади (в % от общей
площади микроландшафта), которые занимают элементы микрорельефа
той или иной высоты относительно СПБ, а также устанавливались коли-
чественные соотношения свободной емкости межкочечных понижений и
объемов кочек в горизонте микрорельефа при различной высоте уровня
болотных вод относительно СПБ. Осредненные кривые Ц7(х) для выде-
ленных в табл. 3.7 болотных микроландшафтов приведены на рис. 3.15.
Они так же, как и данные табл. 3.7, могут быть использованы для ха-
рактеристики соответствующих микроландшафтов неисследованных бо-
лот.
В соответствии с определением деятельного слоя [81, 124] толщина
.его численно равна глубине среднего многолетнего минимального уровня
болотных вод в данном микроландшафте. Аналогично этому деятельный
слой болот, находящихся в зоне распространения многолетней мерзлоты,
должен представлять собой слой сезонного оттаивания торфяной залежи
69
Таблица 3.7
Статистические характеристики профилей х (Z) вертикального сечения горизонта
развития микрорельефа в различных микроландшафтах, обследованных в зоне
выпуклых олиготрофных болот Западной Сибири
Тип микроландшафта Приуроченность Амплитуда изме- нения ординат профиля х(1) см Среднее квадра- тическое откло- нение S см Коэффициент 1 вариации Cv Коэффициент асимметрии № кривой W (х) 1 на рис. 3.15*
Сосново-сфагново-кустарничко- вый (с отдельными мочажи- нами) На контакте с минеральными островами 68 12,8 0,40 0,11 1
Сфагново-кустарничково-сосно- вый Центр, дрениро- ванные участки 51 9,0 0,41 0,06-0,61 2
Сфагново-кустарничково-сосно- вый (с отдельными мочажи- нами) Склоны 71 13,2 0,41 0,33—0,40 1
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной Центральные участки 49 8,6 0,42 0,48 2
Сфагново-кустарничковый, об- лесенный сосной (с отдель- ными мочажинами) Склоны, 56 10,0 0,34 —0,39 — —(—0,48) 3
Лишайниково-сфагново-кустар- ничковый, облесенный сос- ной Пологие склоны 45 8,7 0,40 —0,14— —(-0,02) 2
Сфагново-пушицево-кустарнич- ковый, облесенный сосной Окрайки 46 9,1 0,50 0,30-0,62 8
Сфагново-осоково-пушицево- кустарничковый с сухостоем и редкой низкорослой сос- ной Окрайка, застой- ные топи 38 6,2 0,45 0,58-1,51 9
Сфагново-осоково-шейх церие- вый (с вахтой) Проточные топи в истоках болотных ручьев и речек 34 5,6 0,40 0,23—0,75 4
Гр ядово-мочажинный комплекс: гряды (40%) сфагново-ку- старничковые, облесенные сосной; мочажины (60%) сфагново-шейх- цериево-осоковые Центральная часть 98 17,1 0,37 0,47 5
Грядово-мочажииный комплекс: гряды (40—50%) сфагново-кус- тарничковые, облесенные сос- ной; мочажины (50—60%) сфагново-осоково-шейхцерие- вые Склоны 54 14,2 0,71 0,40—0,46 6
Грядово-мочажинно-озерко- вый комплекс: гряды (40%) сфагново-кустар- ничковые, облесенные сосной и березой; мочажины (40%) сфагново-осоково-шейхцерие- вые; озерки—20% Грядово-озерковый комплекс: гряды (40%) сфагново-кустар- ничковые, облесенные сосной Склоны (филь- трационные то- пи) 93 15,8 0,51 1,65 5
Склоны 58 п,з 0,38 -0,11-0,16 7
* Для микроландшафтов с одинаковым или достаточно близким распределением
высот микрорельефа на рис. 3.15 приводятся осредненные кривые W (х).
7Q
и, следовательно, его мощность должна определяться величиной тепло-
энергетических ресурсов поверхностного слоя залежи. В данном случае
гидрологический термин „деятельный слой торфяной залежи” имеет та-
кое же смысловое значение, как и аналогичный термин, используемый в
мерзлотоведении. Поэтому расчет толщины деятельного слоя производит-
ся по данным уровенных наблюдений и наблюдений за оттаиванием тор-
фяной залежи в условиях многолетней мерзлоты (табл. 3.8).
Таблица 3.8
Толщина деятельного слоя торфяной залежи (слой сезонного оттаивания) болот
в зоне многолетней мерзлоты
Характеристика участка Средняя толщина дея- тельного слоя, см
1. Полигональные болота (район пос. Тазовского):
различные участки полигональных болот 35—40
полигон с лишайниково-кустарничковой растительностью 36
эрозионные ложбины стока со сфагново-осоковой расти- тельностью 2. Плоскобугристые болота (бассейн р. Правой Хетты): 47
плоские повышения с лишайпиково-сфагново-кустарничко- вой растительностью 3. Верховые болота в районах деградации многолетней мерзлоты (оз. Нумто): 49
сфагново-кустарничково-лишайниковый микроландшафт 40
проточные топи в таликовых понижениях со сфагново-осо- ково-шейхцериевой растительностью 32
Для определения толщины деятельного слоя микроландшафтов раз-
личных болотных зон Западной Сибири были использованы материалы
соответствующих видов стационарных наблюдений на болотных постах
Гидрометслужбы и экспедиционных исследований гидрометеорологиче-
ского режима болот Западной Сибири, полученные экспедицией ГГИ в
период с 1959 по 1972 г.
Расчет средних многолетних минимальных уровней воды для всех
микроландшафтов болотных зон, расположенных южнее Сибирских Ува-
лов, производился по наблюденным уровням периода летне-осенней ме-
жени (июнь — октябрь). При этом было замечено, что в некоторых ми-
кроландшафтах верховых болот минимальные зимние уровни, особенно
перед началом снеготаяния, были ниже, чем в летне-осеннюю межень.
Однако в расчет они не принимались, так как падение уровня болотных
вод ниже деятельного слоя в это время обусловлено главным образом
перераспределением влаги в торфяной залежи (термокапиллярным под-
током болотных вод к нижней границе промерзающего слоя залежи и
закреплением ее в этом слое) и мало зависит от влагообмена болот с
окружающей средой из-за резкого его уменьшения в этот период года
[131].
Результаты расчетов толщины деятельного слоя, выполненных по дан-
ным уровенных наблюдений, приведены в табл. 3.9 и 3.10 раздельно для
микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот и зоны плоских
евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых) и вогнутых евтрофных
71
(тростниковых) и засоленных (травяных) болот. Приведенные в этих
таблицах значения толщины деятельного слоя следует рассматривать как
приближенные, так как они были вычислены по сравнительно коротким
рядам уровенных наблюдений (до 12 лет). По мере удлинения рядов
наблюдений они могут быть уточнены. Однако можно утверждать, что
отклонения от приведенных значений при этом составят не более 10—
20%, так как произведенный параллельный расчет средних минимальных
уровней за 60-летний период по восстановленным уровням и за 8-летний
период по наблюденным уровням дал весьма незначительные расхожде-
ния между ними: 2—5 см (табл. 3.9).
Таблица 3.9
Толщина деятельного слоя торфяной залежи болотных микроландшафтов зоны
выпуклых олиготрофных болот
Микроландшафт Толщина деятельного слоя, см
по данным на- блюдений за глубиной уров ня болотных вод вычислен- ная по ме- теорологи- ческим данным1
Мохово-лесная группа:
сфагново-кустарничково-сосновый 54 58
сфагиово-кустариичковый, облесенный сосной Моховая группа: 49 47
сфагново-осоково-пушицево-кустарничковый, облесенный сухостоем и низкорослой сосной Мохово-травяная (проточные топи): 22 —
сфагново-осоково-шейхцериевый Грядово-мочажинный комплекс: 16 —
гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной (50%), мочажины сфагиово-шейхцериевые (50%) 44 49
гряды сфагново-кустарничково-лишайниковые, ^облесенные сосной (50%); мочажины сфагново-осоковые (50%) Грядово-мочажиино-озерковый комплекс: 38 42
гряды сфагново-кустарничковые, редко облесенные сосной (40%); мочажины сфагново-шейхцериевые и сфагново-пуши- цевые (40%); озерки (20%) Грядово-озерковый комплекс: 33 —
гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной (40— — 50%); озерки (60—40%) 39 41
1 Расчет средних минимальных уровней выполнен по методике, рассмотренной в ра-
боте [142], по данным метеорологических наблюдений на станции Сургут за 60-летний
период.
Из табл. 3.9 и 3.10 видно, что толщина деятельного слоя в различ-
ных микроландшафтах существенно различается. На исследованных вер-
ховых болотах она изменяется от 16 до 54 см, а на низинных — От 26 до
95 см. При этом Наибольшая толщина деятельного слоя залежи была
получена на верховых болотах для группы мохово-леснык микроланд-
72
Таблица 3.10
Толщина деятельного слоя торфяной залежи болотных микроландшафтов зоны
плоских евтрофных и мезотрофных (осоково-гипновых и лесных болот и зоны вогнутых
евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных) болот
Микроландшафт Толщина деятельного слоя, см
в данном мнкро- ландшафте средняя для группы микро* ландшафтов
Лесная группа:
березово-осоковый 74 85
березово-кустарниково-осоковый 95
Травяно-лесная группа:
осоково-березовый 49
Кустарниковая (ивовая) группа:
ивово-осоково-кустарниковый 24
ивово-березовый 26 33
осоково-кустарниковый 49
Травяная группа:
осоковый кочкарник 49
осоково-тростииковый 51 48
тростииково-осоковый 45
Мохово-травяная группа:
гипново-осоковый 52
Комплексная группа:
мозаичный (гипново-осоково-кустарниковый) 35
грядово-мочажинный (гипново-осоково-кустарниковый) 38 36
Примечание. За поверхность болота при определении толщины деятельного
слоя принята средняя поверхность кочек, так как СПБг в этих микроландшафтах еще
не установлена.
шафтов, занимающих центральные части болотных массивов, а на ни-
зинных болотах для группы лесных микроландшафтов, расположенных
на дренируемых окрайках болот; наименьшая толщина — для сфагново-
осоковых проточных топей и для группы кустарниковых (ивовых) избы-
точно увлажненных микроландшафтов.
Сравнивая полученные значения толщины деятельного слоя
(табл. 3.9), с величиной соответствующих микроландшафтов
(табл. 3.7), можно видеть, что горизонт развития микрорельефа в ряде
случаев составляет большую часть деятельного слоя.
Содержание сухого вещества в деятельном слое
торфяной залежи было определено в трех микроландшафтах зоны вы-
пуклых олиготрофных болот, находящихся в бассейне р. Конды и на
водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана. Исследование проводилось с
соблюдением условий строгой привязки экспериментальных данных к
элементам микрорельефа и СПБ. В одном микроландшафте отбиралось
73
от четырех до семи монолитов (колонн) торфяной залежи с ненарушен-
ной структурой на всю глубину деятельного слоя. При этом учитывалось
строение слоя развития микрорельефа в данном микроландшафте. Мо-
нолиты отбирались из повышенных и пониженных элементов микро-
рельефа с таким расчетом, чтобы по ним можно было получить данные
о величине и характере уплотнения органического вещества с глубиной
на разных микроучастках деятельного слоя, отличающихся ботаниче-
ским составом мохового очеса и имеющих различную высоту относитель-
но СПБ.
Характеристика объемного веса сухого вещества (р г/см 3) в колоннах
торфяной залежи определялась через 5 см по всей их глубине Ч
В результате для каждой колонны была получена экспериментальная
кривая изменения объемного веса сухого вещества с глубиной относи-
тельно СПБг p = f(H). Значения р и Н для этих кривых приведены в
приложении 2 по различным микроландшафтам.
Анализ семейства частных кривых p~f(H) совместно с кривыми рас-
пределения высот микрорельефа ш(х) и W(x) в данном микроландшаф-
те позволяет составить представление о пространственном изменении
плотности сложения органического скелета мохового очеса и торфа в де-
ятельном слое, включая слой развития микрорельефа, и проследить, в
частности, влияние высоты микрорельефа на вид кривых p = f (Н). Из при-
о Ар
ложения 2 видно, что интенсивность уплотнения мохового очеса -г-тт
w А П
до глубины 40 см на различных микроучастках деятельного слоя зави-
сит от высоты их поверхности относительно СПБ. Чем меньше высота
относительно СПБ, тем больше интенсивность уплотнения очеса с глу-
биной. Следовательно, частные кривые p = f(H), полученные по отдель-
ным колоннам, характеризуют изменение объемного веса сухого вещест-
ва с глубиной только на тех микроучастках деятельного слоя, высота
поверхности которых близка или равна высоте (А//) исследованных ко-
лонн торфяной залежи относительно СПБ. Поэтому расчет средних по-
слойных значений рн для деятельного слоя микроландшафта произво-
дился с учетом удельного веса площади микроучастков, занимаемой
элементами микрорельефа соответствующей высоты относительно СПБ.
Расчет выполнен по формуле
S Рн
-- м=1 /п , .
где рн — значения объемного веса сухого вещества (г/см3) в слое на глу-
бине Н см от СПБг, снимаемые с частных кривых р = /(//); FM — площа-
ди микроучастков (в % от всей площади микроландшафта), характери-
зуемые соответствующими частными кривыми p=f(H), снимаемые с
интегральной кривой распределения высот микрорельефа IF(x) по дан-
ным о привязках поверхности колонн торфяной залежи к СПБ.
Результаты расчета средних послойных значений рн для исследован-
ных микроландшафтов приведены в последних графах таблиц приложе-
ния 2.
1 Методика экспериментального определения объемного веса абсолютно сухого
вещества в колоннах торфяной залежи изложена в Наставлении [136].
74
Поскольку в других болотных зонах Западной Сибири аналогичные
подробные исследования не проводились, в приложении 3 приведены дан-
ные о содержании сухого вещества из литературных источников [32, 53,
67], полученные по единичным или нескольким колоннам торфяной за-
лежи, для ряда низинных микроландшафтов зоны евтрофных и мезо-
трофных (осоково-гипновых болот) и зоны тростниковых и засоленных
(травяных) болот. Эти данные не приведены в высотном отношении к
СПБг и не являются надежной средней характеристикой изменения объ-
емного веса сухого вещества в деятельном слое торфяной залежи соот-
ветствующих типов микроландшафтов. Однако их можно использовать,
для ориентировочных оценок возможных изменений структуры материа-
ла в деятельном слое неисследованных микроландшафтов этих болотных
зон.
3.3. Водно-физические свойства деятельного слоя болот
Водно-физические свойства торфяной залежи неосушенных болот За-
падно-Сибирской равнины изучены слабо. Имеющиеся в работах [52, 53,
67] экспериментальные характеристики капиллярной влагоемкости, во-
доотдачи и водопроводимости торфяной залежи ряда низинных болотных
массивов получены по ограниченному числу образцов и монолитов,
вследствие чего они могут существенно отличаться от их средних значе-
ний в соответствующих микроландшафтах. Кроме того, они не увязаны
с морфологическими характеристиками деятельного слоя, что почти
исключает возможность их распространения по территории. Поэтому
такие экспериментальные данные практически могут быть использованы
только для приближенной оценки вероятных изменений той или иной
из указанных характеристик по глубине в поверхностном слое
залежи.
Более детальное и широкое изучение водно-физических свойств дея-
тельного слоя торфяной залежи сибирских болот началось с 1966 г.
Западно-Сибирской экспедицией Государственного гидрологического ин-
ститута в районах нефтяных и газовых месторождений Тюменской обла-
сти, расположенных в зоне выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот.
Целью этих исследований являлось определение для различных типов
болотных микролапдшафтов средних или расчетных значений капилляр-
ной влагоемкости, водоотдачи и водопроводимости деятельного слоя
торфяной залежи.
Исследование водно-физических свойств деятельного слоя проводи-
лось одновременно с изучением его строения. Все экспериментальные
данные с возможно более высокой точностью привязывались к СПБг и
элементам микрорельефа. Это позволило рассмотреть влияние микро-
рельефа и связанной с ним изменчивости ботанического состава расте-
ний-торфообразователей на структуру материала в деятельном слое раз-
личных микроландшафтов и установить некоторые общие закономерно-
сти изменения водно-физических свойств материала в поверхностном
слое залежи.
Полученные результаты были использованы для усовершенствования
общей методики ведения исследования деятельного слоя болотных ми-
кроландшафтов и разработки методических приемов экспериментально-
го определения расчетных значений капиллярной влагоемкости, водоот-
дачи и водопроводимости торфяной залежи.
75
3.3.1. Капиллярные свойства. Под капиллярными свойствами грунта
понимается его способность поднимать жидкую воду и удерживать не-
которое количество последней над уровнем грунтовых вод благодаря
подъемной силе поверхностного натяжения менисков во внешних порах.
Способность торфяной залежи всасывать и поднимать воду на неко-
торую высоту принято выражать величиной сосущей силы 1 1g Р или по-
тенциалом почвенной влаги 1 2 (Ф), а количество воды, которое тот или
иной слой залежи способен удерживать в своих порах при различной
глубине уровня болотных вод — капиллярной влагоемкостью этого слоя
WK(P), где Р — отрицательное гидростатическое давление в капилляр-
ных порах в см вод. ст., численно равное глубине уровня воды относи-
тельно середины слоя.
В торфяной залежи над уровнем болотных вод всегда находится не-
которое количество влаги, которая по форме взаимодействия с органи-
ческим скелетом мохового очеса (торфа) не относится к категории ка-
пиллярно-связанной воды. В данном случае имеется в виду: вода углов
пор, удерживаемая между чешуйчатыми листьями мха силами поверх-
ностного натяжения и расклинивающего давления; вода внутри клеток
отмерших и живых растений и вода в виде пленок на поверхности частиц.
Часть этой воды удерживается в сфагновом очесе и торфе низкой степе-
ни разложения очень слабыми силами и может участвовать в естествен-
ных процессах перемещения влаги в торфяной залежи. Поскольку разде-
ление связанной воды на ее категории и выделение последних в «чистом
виде» оказывается весьма сложным, при эспериментальном определении
кривых капиллярной влагоемкости W(P) к категории капиллярной воды
условно относят всю слабосвязанную воду.
Рассмотренные выше характеристики капиллярных свойств торфя-
ной залежи IgP, Ф и WK (Р) могут определяться разными методами и с
применением различных приборов. Определение же их в деятельном слое
торфяной залежи чаще всего производится по методу капилляриметров,
который позволяет получить подробную характеристическую функцию
- = f (Р) распределения объемов связанной воды по величине сил,
удерживающих ее в порах сфагнового очеса (торфа), для любого доста-
точно тонкого (толщиной 5 см) слоя торфяной залежи.
Экспериментальные функции -^ = /('/’) или вычисленные по ним
кривые '^~=f(r)i'^=f(r)'A другие(где v и s — объем и площадь сечения
пор радиусом г) используются для расчета коэффициентов водоотдачи
торфяной залежи, высоты капиллярного поднятия воды и кривых распре-
деления равновесной влажности в зоне аэрации, капиллярной влагопро-
водности.
1 Сосущая сила IgP — характеристика натяженности влаги в почвенных капилля-
рах, обусловленной действием менисковых сил, равная логарифму абсолютной вели-
чины отрицательного гидростатического давления в см вод. ст., измеренного на данной
высоте относительно уровня болотных вод.
2 Потенциал почвенной влаги — количество работы, которое необходимо затратить
для того, чтобы переместить единицу массы воды от свободной ее поверхности (уров-
ня), где запас потенциальной энергии воды условно принимается равным нулю, на ту
или иную высоту над этой поверхностью. Вследствие того что масса воды, заключен-
ная в единице объема, равна единице, потенциал почвенной влаги численно равен аб-
солютной величине отрицательного гидростатического давления Р, выраженного в см
вод. ст.
76
Между отрицательным гидростатическим давлением Р (или IgP и Ф)
и равновесной влажностью W отдельных слоев торфяной залежи могут
быть получены эмпирические связи W (Р). Такие связи используются в
основном как тарировочные кривые при производстве наблюдений за
влажностью в соответствующих слоях торфяной залежи с помощью вла-
гопотенциометров.
Однородные слои торфяной залежи, имеющие одинаковую пористую
структуру, образуют одну общую для них связьТГ^Р). Однако в подавля-
ющем большинстве болотных микроландшафтов пористая структура мо-
хового очеса и торфа в деятельном слое залежи не остается одинаковой
как в вертикальном (по глубине), так и в горизонтальном (в плане) на-
правлениях в связи с естественной изменчивостью в этих же направле-
ниях плотности укладки частиц органического скелета и видового соста-
ва очеса. Поэтому связи W (Р) в общем их виде для построения профи-
лей равновесной влажности в деятельном слое залежи не используются.
Такие профили могут быть построены по связям более совершенным, учи-
тывающим фактические изменения пористой структуры материала в этом
слое залежи.
Для изучения общих закономерностей изменения влагоемкости W (Р)
мохового очеса и торфа в деятельном слое верховых болот вследствие
естественного уплотнения органического скелета при торфообразовании
в ГГИ были проведены специальные эксперименты по исследованию свя-
занной воды, удерживаемой отдельными частицами (живыми и отмер-
шими растениями сфагновых мхов) и различными по плотности и бота-
ническому составу образцами торфяной залежи с ненарушенной струк-
турой. Значительная доля образцов, предназначенных для данного ис-
следования, была отобрана из деятельного слоя верховых болот Запад-
ной Сибири, в бассейне р. Конды.
Экспериментальная часть исследования выполнялась с помощью
капилляриметров с гидравлической системой отсоса связанной воды по
методике, изложенной в Наставлении [136]. В результате были получе-
ны эмпирические кривые д-р-=/(г1) в диапазоне изменения отрицатель-
ного гидростатического давления Р от 0 до 150 см вод. ст. Вычисленные
по ним значения влагоемкости W (Р), исследованных образцов торфяной
залежи и отдельных частиц мохового очеса приводятся в таблицах при-
ложения 4.
Данные табл. 3.11, полученные путем интегрирования эксперимен-
тальных функций д-р- = f(P) по диапазонам отрицательного гидроста-
тического давления, показывают, что общее содержание слабосвязанной
воды (переходящей в свободное состояние при изменении Р от 0 до
100 см вод. ст.) зависит от объемного веса абсолютно сухого вещества
(р г/см3) сфагнового очеса (торфа) и существенно уменьшается с уплот-
нением органического скелета образцов. В рассматриваемых примерах
при изменении объемного веса сухого вещества от 0,0202 до 0,0816 г/см3
общее содержание слабосвязанной воды уменьшилось почти в два раза
(от 86,0 до 47,5%)- Из этих же данных видно, что с уплотнением органи-
ческого скелета в моховом очесе происходит резкое сокращение суммар-
ного объема и числа наиболее крупных пор с капиллярным натяжением
Р=04-10 см вод. ст. и увеличение числа пор меньшего размера с капил-
лярным натяжением Р = 104-40 см вод. ст. Увеличивается также число
мелких пор с капиллярным натяжением Р = 504-100 см вод. ст. Однако
77
Таблица 3.11
Количество связанной воды, отсосанной из разных по плотности (р г/см8) образцов
сфагнового очеса и торфа при последовательном ступенчатом изменении отрицательного
гидростатического давления от 0 до 100 см вод. ст.
Интервалы изменения Р, р г/с№
0,0202 0,0417 0,0567 0,0816
см вод. ст. а 6 а б а б а 6
0—10 66,9 77,8 31,5 44,7 9,7 15,8 4,3 9,0
10—20 8,4 9,8 16,1 22,8 17,8 29,1 10,3 21,7
20—30 3,2 3,7 6,8 9,6 10,2 16,7 8,4 17,7
30-40 2,2 2,6 3,0 4,3 6,3 10,3 6,0 12,6
40—50 1,1 1,3 3,5 5,0 4,9 8,0 3,9 8,2
50—70 2,0 2,3 4,6 6,5 7,1 11,6 6,7 14.1
70—100 2,2 2,6 5,0 7,1 5,2 8,5 7,9 16,6
0—100 86,0 100 70,5 100 61,2 100 47,5 100
Примечание, а—количество связанной воды в % от объема образца; б — то
же в % от объема всей отсосанной воды.
общее содержание подвижной воды в мелких порах остается еще очень
малым по сравнению с крупными порами. Кроме того, суждение о каче-
ственной перестройке пористой структуры мохового очеса при его уплот-
нении было получено па основании анализа данных, приведенных в табл.
3.12. Это следует из сопоставления величин общей объемной влажности
W (Р) структурных образцов и вычисленной наибольшей предельной вла-
гоемкости частиц Нечаст (Р), которую они могли бы проявить в тех же
образцах очеса при условии свободной укладки без механического сжа-
тия и уплотнения. Соответствующие вычисления для четырех образцов с
равномерно увеличивающимся объемным весом сухого вещества приво-
дятся в табл. 3.12.
Из полученных данных видно, что разность W(Р) — ^част(Р), отобра-
жающая количество воды в образце сверх влагоемкости частиц, умень-
шается по мере уплотнения скелета очеса и сокращения размера внешних
пор между частицами. Для образца с объемным весом сухого веще-
ства 0,0816 г/см3 эта разность имеет отрицательный знак. Последний
указывает на то, что при столь плотной укладке частицы уже не прояв-
ляют своей наибольшей влагоемкости из-за механического сжатия
и уменьшения расстояний между чешуйчатыми листьями на ветках
и стеблях мха.
Таким образом, приведенный выше анализ экспериментальных дан-
ных показал, что капиллярная влагоемкость Ц7К (Р) сфагнового очеса
и слаборазложенного торфа, а также влагоемкость W4aCT(P) частиц
(растений) в их составе зависят от степени уплотнения органического
скелета в единице объема торфяной залежи. При этом общее количество
слабосвязанной воды, удерживаемой в углах пор между структурными
формами частиц и в порах между растениями, приходящееся на едини-
цу веса сухого органического вещества, по мере уплотнения очеса умень-
шается, а энергия связи системы вода — органическое вещество увеличи-
вается. Экспериментальные данные свидетельствуют также о том, что
78
Таблица 3.12
Общая влагоемкость W (Р) (в процентах) образцов сфагнового очеса и торфа,
характеризующихся различным уплотнением органического скелета р, и влагоемкость
частиц Нечаст (Р) (в процентах) в их составе при разном отрицательном
гидростатическом давлении Р
р г/см3
0,0202 0,0417 0,0567 0,0816
Р см вод. ст. W (Р) g я ST h g 1 £ 1 W h 1 W (Р) ^част (<7) 1ЭВЬД1 — - (</) zll 1 W (Р) g л в* ь g 1 £ S& h 1 W (P) g a B* (j) “Bh41 — — (d) Д1
0 98,5 32,3 66,2 97,2 66,7 30,5 96,2 90,7 5,5 94,5 130,5 —36,0
5 49,0 28,8 20,2 87,2 59,5 27,7 93,9 80,9 13,0 92,7 116,5 —23,8
10 31,6 24,7 6,9 65,7 51,1 14,6 86,5 69,5 17,0 90,2 100,0 —9,8
15 26,4 23,3 3,1 55,5 48,2 7,3 74,1 65,6 8,5 86,0 94,4 —8,4
20 23,2 22,1 1,1 49,6 45,6 4,0 68,7 62,0 6,7 79,9 89,3 —9,7
30 20,0 19,8 0,2 42,8 40,9 1,9 58,5 55,6 2,9 71,5 80,0 —8,5
40 17,8 17,5 0,3 39,8 36,1 3,7 52,2 49,1 3,1 65,5 70,6 —5,1
50 16,7 15,5 1,2 36,3 32,0 4,3 47,3 43,5 3,8 61,1 62,6 —1,0
70 14,7 13,2 1,5 31,7 27,2 4,5 40,2 37,0 3,2 54,9 53,3 1,6
100 12,5 12,0 0,5 26,7 24,7 2,0 35,0 33,6 1,4 47,0 48,3 —1,3
130 11,2 10,9 0,3 24,2 22,5 1,7 31,7 30,6 1,1
слабосвязанная вода в углах пор и капиллярная вода в порах между час-
тицами удерживается в сфагновом очесе силами одного и того же по-
рядка.
Рассмотренные выше изменения характеристики распределения сла-
босвязанной воды в очесе при его уплотнении позволяют объемную
влажность в зоне аэрации деятельного слоя залежи представить как
функцию двух независимых переменных: отрицательного гидростатичес-
кого давления Р, действующего на связанную воду, и объемного веса су-
хого вещества р, являющегося показателем величины уплотнения орга-
нического скелета в единице объема,
W = f(P,p). (3.2)
На рис. 3.16 приьедены графики связи экспериментальных значений
равновесной влажности ТГр в образцах мохового очеса с различным
объемным весом сухого вещества р при отрицательном гидростатичес-
ком давлении Р, равном 10 и 150 см вод. ст. Для промежуточных значе-
ний Р в диапазоне 10</Р/< 150 см вод. ст. связи WP (р) являются
столь же тесными. Эти графики показывают, что объемная влажность
при значениях действующего на связанную воду отрицательного гидро-
статического давления Р от 0 до 150 см вод. ст. находится в линейной за-
висимости от объемного веса сухого вещества:
Wp — тР р, (3.3)
где №р — объемная влажность в %; тР — коэффициент удельной влаго-
емкости, характеризующий запас равновесной влаги в образце на едини-
цу веса твердой фазы очеса (г/г абсолютно сухого вещества).
79
Из рис. 3.16 видно, что эксперимен-
»Vp%
те
80
60
20
тальные данные образуют две связи
WP = mp р с разными угловыми коэффи-
циентами т для одних и тех же значе-
ний Р. Связь II построена по опытным
данным, полученным по образцам сфаг-
нового очеса и торфа с преобладанием
Sph. fuscum и Sph. angustifolium, а связь
I — по данным, полученным по образ-
цам из мочажин и западин на избыточно
увлажненных участках болот, сложенных
Sph. balticum, dusenium и cuspidatum
(очесом и торфом). С ростом абсолютной
величины отрицательного гидростатиче-
ского давления разница между угловыми
коэффициентами связей I и II уменьша-
Рис. 3.16. Графики связи WP =f (р) при различном
отрицательном гидростатическом давлении Р.
Болото Ламмин-Суо: 1 — сфагново-кустарничково-пуши-
цевый, облесенный сосной н сфагново-пушицевый микро-
ландшафты и гряды в грядово-мочажинном комплексе.
Болото в бассейне р. Конды (болотный пост Мортымья,
в районе озер Сырковое н Няр-Тов-Тур); 2 — сфагново-
кустарничковый, облесенный сосной мнкроландшафт»
п , гряды сфагново-кустарничковые, облесенные сосной; 3—
О UflZ р цСМ4 мочажины сфагново-пушнцево-шейхцериевые в грядово-
мочажинном комплексе.
ется, и при |Р|>70 см вод. ст. значения этих коэффициентов практиче-
чески становятся равными.
Связи между WP и р являются достаточно тесными и характеризу-
ются коэффициентами корреляции г от 0,75 до 0,96.
Из того же рисунка видно, что данные, полученные по образцам тор-
фяной залежи западно-сибирских и европейских болот образуют единые
связи Wp=mPp, что указывает на универсальность последних.
Дальнейший анализ экспериментальных данных показал, что между
коэффициентами удельной влагоемкости т и абсолютной величиной
отрицательного гидростатического давления |Р| имеется тесная корре-
лятивная связь, которая аппроксимируется уравнением
m = e«-*igpi (3.4)
где е — основание натуральных логарифмов, п и k — коэффициенты для
рассмотренных выше групп видов сфагнового очеса, значения которых
устанавливаются по опытным данным. Для образцов сфагнового очеса
(торфа) с преобладанием Sph. fuscum и Sph. angustifolium n = 8,33; k=
=0,870, а для образцов Sph. balticum, Sph. dusenium и Sph. cuspidatum
n = 8,96; k= 1,165.
В соответствии с выражениями (3.3) и (3.4) формула для определе-
ния равновесной влажности в зоне аэрации деятельного слоя будет иметь
вид
WP = en~k,spp. (3.5)
Вычислить полную влагоемкость очеса (торфа) Wn формула не позво-
ляет, так как при Р = 0 \q Р=± со. В этом случае надо предварительно
получить значение тР = 0 по следующему выражению, ограничивающему
верхний предел коэффициента влагоемкости:
80
mp=Q 100 (-i— (3.6)
где yT — удельный вес (плотность) органического вещества, который для
сфагнового очеса и слаборазложившегося торфа в среднем равен
1,5 г/см3.
Тогда
№п = тР=о Р- (3.7)
Для упрощения операции вычисления влажности по формуле (3.5)
на рис. 3.17 приводятся расчетные графики для сильно и слабо обводнен-
ных торфов. На этих графиках верхняя наклонная прямая (№п) соответ-
ствует значениям полной влагоемкости очеса (торфа) по формуле (3.7)
в зависимости от величины р.
Рис. 3.17 Универсальные графики для определения равновесной влажности в зоне
аэрации деятельного слоя верховых болот.
а — для сфагнового очеса и торфа с преобладанием Sph. fuscum, Sph. angustifolium; б — для
мочажин и других переувлажненных участков с преобладанием Sph. balticum, Sph. dusenii,
Sph. cuspidatum.
Формула (3.5) выведена путем исследования коррелятивных связей
W=f(p, Р). Поскольку эти связи были получены по ограниченному экспе-
риментальному материалу (данные 48 опытов) значения W, вычисленные
по формуле (3.5), включают в себя некоторую ошибку, обусловленную
недостаточно точным определением средних значений коэффициента
удельной влагоемкости т. Указанную ошибку приближенно можно опре-
делить, воспользовавшись известным в вариационной статистике
приемом оценки вероятных отклонений средней выборочной величины от
ее истинных значений по имеющимся экспериментальным данным.
Выполненный расчет показал, что эта ошибка ±Д117р при уровне
доверительной вероятности 0 = 0,9 составляет 1,4—3,1% в зависимости
от величины/3 (табл. 3.13).
Таблица 3.13
Вероятная ошибка ± Д1^р=о,9 расчета влажности по формуле (3.5)
при различных значениях Р
Р см вод. ст............ 5 10 15 20 25 30 40 50 70 100
± Д1Г 0=0,9 %......... 2,8 2,6 3,1 3,0 2,5 2,4 2,2 2,0 1,4 1,4
81
Проверка формулы (3.5) осуществлялась путем сопоставления рас-
четного и естественного профилей равновесной влажности в зоне аэрации
торфяной залежи при глубине уровня болотных вод 47 см ниже поверх-
ности болота в сфагново-кустарничково-пушицевом, облесенном сосной,
микроландшафте. Контрольные значения влажности по глубине зоны
аэрации, а также объемный вес сухого вещества определялись по четы-
рем монолитам, отобранным из торфяной залежи при равновесном со-
стоянии влаги с уровнем болотных вод. Профили влажности, вычислен-
ные по формуле (3.5) и построенные по данным контрольных определений,
Рис. 3.18. Профили рав-
новесной влажности и
объемного веса абсолют-
но сухого вещества в зо-
не аэрации торфяной за-
Микроландшафт сфагно-
ня болотных вод 47 см.
лежи при глубине уров-
во-кустарничковый, обле-
сенный сосной.
1 — данные непосредствен-
ных определений по разным
монолитам; 2 — влажность,
рассчитанная по формуле
= еп — k lq
а также экспериментальные кривые p = f(H), по которым произведен
расчет влажности, приведены на рис. 3.18.
Рисунок показывает, что расчетная влажность соответствует ее значе-
ниям, полученным по непосредственным измерениям, или находится в
пределах варьирования естественной влажности на данной глубине дея-
тельного слоя.
Формула (3.5) является обобщенным математическим выражением
сложной физической связи W—f(p, Р) для мохового очеса и слаборазло-
жившегося торфа верховых болот. Ею можно пользоваться для расчета
профилей равновесной влажности в зоне аэрации деятельного слоя при
различной глубине уровня болотных вод. Для этого нужны лишь сведе-
ния о содержании сухого вещества в виде кривых p = f(H). Расчет вели-
чин W ведется отдельно для каждого однородного слоя. При этом вместо
значений Р принимается глубина уровня болотных вод относительно сере-
дины рассматриваемого слоя.
Формула (3.5) может применяться также для расчета величины водо-
отдачи из любого тонкого слоя торфяной залежи, обусловленной сниже-
нием уровня болотных вод [35].
82
3.3.2. Водоотдача. Изменение запаса влаги в зоне аэрации торфяной
залежи болотных массивов определяется величиной водоотдачи, завися-
щей от положения уровня болотных вод.
В понятие „водоотдача” отдельными авторами часто вкладывается
несколько различный смысл [35]. Поэтому необходимо подчеркнуть, что
в данной работе под водоотдачей понимается способность полностью
насыщенного водой грунта отдавать часть содержащейся в нем воды
(свободной и связанной) под действием отрицательного гидростатиче-
ского давления, вызванного снижением уровня грунтовых вод.
Процесс водоотдачи из болотных массивов происходит под действием
ряда факторов и зависит в основном от структуры, пористости и разме-
ров пор торфяного грунта, а также от его коллоидно-химических свойств,
определяющих силы связи воды с органическим скелетом мохового очеса
и торфа.
В процессе водоотдачи участвуют все слои зоны аэрации торфяной
залежи. Однако доля участия каждого из этих слоев в общем объеме
отдаваемой влаги различна. Она определяется величиной отрицательного
гидростатического давления, действующего в каждом слое, при данном
изменении глубины уровня болотных вод и силами связи между твердым
скелетом торфа и водой, заключенной в порах. Поэтому водоотдача V(z)
торфяной залежи, обусловленйая снижением уровня воды от zn-i до zn,
слагается из п элементарных объемов воды AVp, вытекающих из каждо-
го частного тонкого слоя зоны аэрации торфяной залежи под действием
отрицательного гидростатического давления Р, численно равного рас-
стоянию от середины слоя до уровня воды (P=z—H см):
Уг„ = 2 АИ"'1’ + АУд, (3.8)
р=1 р
Р=п д 17п4-1
где 2 ^vp —водоотдача из зоны аэрации торфяной залежи, являю-
р=1
щаяся функцией величины Р; АУД — дополнительный объем воды, отжа-
тый из толщи торфяной залежи, находящейся ниже уровня болотных
вод
Водоотдача деятельного слоя торфяной залежи, которому свойствен-
ны резкие изменения по глубине пористой структуры материала, является
величиной переменной, зависящей от глубины залегания уровня болот-
ных вод. Поэтому ее характеристикой служит кривая связи величины
водоотдачи (в мм слоя h) или послойных коэффициентов водоотдачи
с уровнем болотных вод z, %z=f(z). Послойный коэффициент водоот-
дачи представляет собой отношение толщины слоя воды h, стекающей
из зоны аэрации, к величине снижения уровня болотных вод Az от неко-
торого начального положения Z\ до конечного z2:
"Л = /(*)• (3.9)
Эти характеристики водоотдачи могут быть получены с достаточной
точностью по методу дренирования колонн торфяной залежи или вычис-
лены по изменению запаса влаги в зоне аэрации [35, 36].
Экспериментальное изучение процесса водоотдачи из деятельного
слоя верховых болот Западной Сибири показало, что кривые связи по-
1 При малом значении Р, действующего иа связанную воду, ДУд не оказывает
существенного влияния на общую величину коэффициента водоотдачи.
83
слойных коэффициентов водоотдачи с глубиной уровня болотных вод
lz=f(z), полученные по данным опытов с отдельными колоннами торфя-
ной залежи, могут характеризовать водоотдачу деятельного слоя только
на микроучастках, занимаемых отдельными элементами микрорельефа.
При этом для различных элементов микрорельефа (микроучастков) кри-
вые & — f(z) изменяются в зависимости от высоты поверхности микро-
участков относительно СПБг. При одинаковой высоте последних указан-
ные кривые практически совпадают.
Таким образом, единичные кривые lz = f(z) не могут характеризовать
водоотдачу микроландшафта в целом. Для этого необходимо построить
осредненную кривую lz = f(z) с учетом изменений этой характеристики
по площади в зависимости от высоты разных элементов микрорельефа
относительно СПБг. Поэтому монолиты (колонны) торфяной залежи для
построения частных кривых %z=f(z) отбирались из деятельного слоя за-
лежи на микроучастках с разным по высоте микрорельефом.
Микроучастки, на которых должны были отбираться монолиты, опре-
делялись с помощью интегральной кривой И?(х) распределения высот
микрорельефа [35, 36]. По этой же кривой определялись высота выбран-
ных микроучастков относительно СПБг и площадь, которую они зани-
мают, в процентах от площади микроландшафта (FM).
Как показал анализ хода уровней болотных вод, в период весеннего
половодья они поднимаются выше поверхности понижений микрорелье-
фа, в результате чего межкочечные понижения оказываются залитыми
водой. Поэтому осредненные значения послойных коэффициентов водоот-
дачи в горизонте развития микрорельефа вычислялись с учетом доли
площади его вертикального сечения, занятой моховым очесом (/4), и до-
ли площади, составляющей межкочечные понижения (/’св). Последние
получали по интегральной кривой W(х) распределения высот микро-
рельефа [35]. В соответствии с этим расчет послойных значений коэффи-
циента водоотдачи для деятельного слоя микроландшафта с учетом
его микрорельефа производился по формуле
п \
2 Fm | F F
М=1 | Т К св
п I 100 100
2 /
(3.10)
где — послойные значения коэффициентов водоотдачи на глубине z от
СПБг, снимаемые со всех п частных кривых £г=/(г); FM— часть площади
микроландшафта, выраженная в процентах от всей его площади, харак-
теризуемая данной частной кривой водоотдачи. Значения FM, FT, FCB
устанавливались по интегральной кривой W(x) распределения высот
микрорельефа в данном микроландшафте.
Произведенная в работе [35] оценка погрешности расчета средних
послойных коэффициентов водоотдачи по экспериментальным частным
кривым gz=f(X) позволила сделать вывод что для построения осреднен-
ной кривой %z=f(z) с относительной вероятной погрешностью Рр=о,э=
= 10% необходимо отбирать из деятельного слоя микроландшафтов (не-
комплексного строения) от шести до восьми монолитов торфяной залежи
в зависимости от мощности горизонта развития микрорельефа. В комп-
лексных же микроландшафтах для построения осредненной кривой
lz=f(z) с такой же точностью потребуется несколько большее число
монолитов, которое устанавливается на основе анализа изменчивости
84
характеристик водоотдачи деятельного слоя в составляющих комплексов:
грядах и мочажинах. При этом гряды и мочажины рассматриваются от-
дельно и для них определяются необходимые количества монолитов.
Подробное экспериментальное исследование водоотдачи деятельного
слоя грядово-мочажинного и грядово-мочажинно-озеркового комплексов,
выполненное одновременно с изучением горизонта развития микрорелье-
фа и состава растительности в этих микроландшафтах, показало, что дея-
тельный слой гряд по строению горизонта развития микрорельефа и ха-
рактеру изменчивости кривых водоотдачи lz=f(z) аналогичен деятельно-
му слою однородных (некомплексных) микроландшафтов, обладающих
теми же растительными ассоциациями. Поэтому на грядах необходимо
отбирать такое же количество монолитов, как и в однородном микро-
Ландшафте с тем же типом растительных сообществ и идентичным рас-
пределением высот микрорельефа W(x).
Эти же исследования показали, что многие крупные мочажины гря-
дово-мочажинных комплексных микроландшафтов в зоне олиготрофных
болот Западной Сибири имеют сложное строение. В составе мочажины
имеются разные участки, отличающиеся между собой микрорельефом,
высотой над уровнем болотных вод и видовым составом растительности.
Например, широко распространенные здесь сфагново-осоково-шейхцерие-
вые мочажины имеют слегка повышенные окрайки с кочковатым микро-
рельефом, сложенные сфагново-осоковым очесом, и низкие более обвод-
ненные, иногда с открытой водной поверхностью, центральные части,
сложенные очень рыхлым сфагново-шейхцериевым или сфагновым оче-
сом. Они различаются и по средним кривым водоотдачи lz = f(z) (кри-
вые з, и на рис. 3.19). Вместе с тем из опытных данных, приведенных на
этом рисунке, видно, что послойные значения |г, полученные по моноли-
там, отобранным из залежи однотипных участков мочажин, варьируют
очень слабо. Это обстоятельство указывает на высокую устойчивость свя-
зей внутри этих участков и позволяет ограничиться минимальным коли-
чеством монолитов (порядка 1—2) при экспериментальном исследовании
водоотдачи того или иного участка в составе мочажин. Средние кривые
lw=f(z) для мочажин в целом рассчитываются по частным кривым gz =
=f(z) для однотипных участков с учетом фактического соотношения их
площадей.
Для определения доли площади микроландшафта, занятой мочажина-
ми и их различными участками, используются интегральные кривые рас-
пределения высот микрорельефа а(х) и 1^(х)г. Последняя кривая строит-
ся на основании дифференциальной кривой распределения высот микро-
рельефа на грядах 1 &>(х)г=~. Обе кривые приводятся обычно на одном
графике (рис. 3.19). По этим кривым определяются относительно
СПБг гряд1 2 интервалы высот, в которых находится поверхность однород-
ных участков микроландшафта. На рис. 3.19 в интервале высот от
z=xMaKC до z=x0 находится поверхность гряд, а в интервале высот от
г = х0 до z = xj поверхность переходов от гряд к мочажинам и окраек мо-
чажин, а от z=x1 до г=хМин—поверхность центральных частей моча-
жин. (Здесь х0 — ордината самой низкой точки поверхности гряд на про-
1 При вычислении параметров этой кривой значения пх принимаются только для
гряд, а значение N берется общим для гряд и мочажин.
2 СПБг гряд — условная поверхность, проходящая на высоте средних отметок гряд,
вычисляемых по ординатам профиля микрорельефа х (I) иа его отрезках, сответству-
ющих грядам.
85
Рнс. 3.19. Экспериментальные кривые водоотдачи (от а до и), полученные по
методу дренирования колонн торфяной залежи. Микроландшафт грядово-моча-
жинво-озерковый. Болото в районе оз. Сымту-Лор, в бассейне р. Агаиа.
/ и 2—интегральная U?(x) и дифференциальная <о(х) кривые распределения высот мик-
рорельефа; < кривая W(x) распределения высот микрорельефа на грядах; 4 и 5 —сред-
ние кривые = f{z) для микролаидшафта в целом и отдельно для гряд вместе с мо-
чажинами, без озерков.
филе вертикального сечения горизонта развития микрорельефа х(1)-,
Х[ — ордината наивысшей точки поверхности центральных частей моча-
жин на профиле х(/).) Тогда процент площади микроландшафта, заня-
той грядами, будет равен №(xi), окрайками мочажин — №(%i) — №(х0)
и мочажинами непосредственно — 100 — W(xi).
Рассмотренные выше методические приемы экспериментального опре-
деления типовых расчетных характеристик водоотдачи деятельного гори-
зонта болотных микроландшафтов разработаны в ГГИ на основе данных
комплексного изучения этого слоя залежи (его строения и водно-физиче-
ских свойств материала) на олиготрофных болотах Западно-Сибирской
равнины.
Исследование водоотдачи в целях получения расчетных характери-
стик %, = f(z) было выполнено в 14 микроландшафтах, входящих в состав
различных болотных систем и отдельных массивов, расположенных в
бассейне р. Конды (вблизи пос. Мортымья и г. Урай), на водоразделе
рек Ваха и Ватинского Егана (в районе оз. Самот-Лор), а также в пре-
делах водосборов рек Агана (в районе оз. Сымту-Лор) и Ватинского
Егана. Это исследование проводилось в микроландшафтах, имеющих
наибольшее распространение в зоне выпуклых олиготрофных (сфагно-
вых) болот Западно-Сибирской равнины.
Все полученные экспериментальные характеристики водоотдачи дея-
тельного слоя залежи приведены к СПБг соответствующих микроланд-
шафтов.
Значения средних послойных коэффициентов водоотдачи |z, образую-
щих расчетную кривую £,z = f(z), для однородных (некомплексных) мик-
роландшафтов вычислялись по формуле (3.10). По этой же формуле
были вычислены координаты осредненных кривых t,z = f(z) для типологи-
чески разных участков в составе комплексных микроландшафтов: от-
дельно для гряд t,r(z) и для мочажин ^yi(z), а в случае комплексного
строения мочажин (при наличии в их составе участков, отличающихся
растительным покровом и обводненностью) — дополнительно для их
окраек £о.м(Х) и центральных частей Эти дифференцированные
характеристики водоотдачи деятельного слоя залежи для различных со-
ставляющих комплексных микроландшафтов приводятся в табл. 1 при-
ложения 5.
При наличии сведений о процентном соотношении площадей, занятых
грядами (Sr), озерами (So) и мочажинами (SM) или их окрайками
’ (So m) и центральными частями (S4.M), данными, содержащимися в
табл. 1 приложения 5, можно воспользоваться для расчета средних кри-
вых i,z=f(z) при любом соотношении составляющих комплексных микро-
ландшафтов. Расчет ведется по формуле
"Ё" *5Г -Г ^о.м S0.M ^Ц.М *5ц.м So /О 1 1 \
ёг =-----------------100----------------Г5.11)
Результаты расчета осредненных характеристик водоотдачи деятель-
ного слоя залежи, в виде координат кривых приводятся для
исследованных однородных микроландшафтов в табл. 2, а для комп-
лексных — в табл. 3, 4, 5 приложения 5. Последние три таблицы состав-
лены для грядово-мочажинно-озеркового, грядово-мочажинного и грядо-
во-озеркового комплексных микроландшафтов, имеющих различное соот-
ношение площадей гряд, мочажин и озерков. При этом соотношения
87
площадей Sr, SM и So были подобраны такими, какие наиболее часто
встречаются в комплексных микроландшафтах указанных типов в преде-
лах зоны олиготрофных (сфагновых) болот Западно-Сибирской равнины.
__ В табл. 6 приложения 5 приведены координаты осредненных кривых
lz = f(z), вычисленные по данным различных литературных источников,
содержащих материалы экспериментального исследования водоотдачи
деятельного слоя торфяной залежи ряда болотных массивов в зоне мезо-
трофных (осоково-гипновых) болот и в зоне вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот.
Использованные для составления табл. 6 приложения 5 характери-
стики водоотдачи были получены по монолитам (колоннам) торфяной
залежи или рассчитаны по кривым изменения капиллярной влагоемкости
Рис. 3.20. Экспериментальные кривые
(г) для сфагиово-кустариичко-
во-сосновых микроландшафтов четы-
рех болотных массивов с различным
строением зоны микрорельефа.
1 и 3 — микроландшафты без обширных
мочажин (бассейны рек Ватинского Егана
и Конды); 2 и 4 — микроландшафты с от-
дельными мочажинами в микрорельефе
(водораздел рек Ваха и Ватинского Егаиа,
бассейн р. Агана).
различных слоев торфяной залежи.
Из-за недостаточного количества
повторных определений характеристик
водоотдачи в одном и том же микро-
ландшафте, осредненные их значения в
табл. 6 приложения 5 получены с мень-
шей точностью, чем данные табл. 2—5
того же приложения. Поэтому их.мож-
но использовать лишь в приближенных
расчетах, в частности, при вычислении
изменения влагозапасов торфяной за-
лежи неисследованных болот.
Рассмотрим вопрос о возможности
распространения полученных экспери-
ментальных характеристик водоотдачи
деятельного слоя торфяной залежи на
чеизученные болотные массивы.
На рис. 3.20 приведены эксперимен-
тальные кривые lz = f(z) для сфагново-
кустарничково-соснового микроланд-
шафта четырех различных болотных
массивов, расположенных в разных
районах центральной части Западно-
Сибирской равнины: в бассейнах рек
Конды и Ватинского Егана, на водо-
разделе Ваха и Ватинского Егана и в
бассейне р. Агана. На первых двух
массивах данный микроландшафт ха-
рактеризуется наличием обширных
сфагново-кустарничково-пушицевых за-
падин шириной 5—7 м, представляю-
щих собой начальную стадию образо-
вания мочажин; на последних двух —
таких западин нет. Из рис. 3.20^ видно,
что экспериментальные кривые lz=f(z)
для микроландшафтов, имеющих со-
вершенно одинаковое строение гори-
зонта развития микрорельефа, практи-
чески совпадают. Отклонения коэффи-
циентов водоотдачи от их средних
88
значений в слое ^«составляют 2—4%, т. е. примерно равны ошибке экспе-
риментального определения этих кривых.
Вместе с тем из рис. 3.20 видно, что экспериментальные кривые, отно-
сящиеся к тому или другому варианту данного типа микроландшафта,
образуют две осредненные кривые lz* = f(z), расходящиеся в диапазоне
глубин от z = 0 до z=—45 см, который'соответствует нижней половине
горизонта развития микрорельефа. Наибольшее расхождение между по-
слойными значениями gz* на этих глубинах составляет 25% их средней
величины. Ниже и выше этого диапазона глубин обе кривые &* = f(z)
сливаются в одну.
Аналогичная ^сартина была получена при совмещении эксперимен-
тальных кривых lz = f(z) для двух сфагново-кустарничковых облесенных
сосной микроландшафтов, несколько различающихся по строению гори-
зонта развития микрорельефа. Один из них (расположенный на болотном
массиве в бассейне р. Конды) имеет отдельные обширные западины (мо-
чажины), другой (находящийся на водоразделе рек Ваха и Ватинского
Егана) — не имеет таких западин. Наибольшие отклонения коэффициен-
тов gz от их средних значений |г* в данном случае составили 13—14%.
Причем эти отклонения имеют место, так же как и в рассмотренном выше
микроландшафте, в диапазоне глубин, соответствующем нижней полови-
не горизонта развития микрорельефа.
Совмещение экспериментальных кривых водоотдачи деятельного слоя
залежи для грядово-мочажинных комплексов (имеющих приблизительно
Sr 50% Sr 55%) ,
одинаковые отношения = 50% и S- = 45%7 болотных систем,
занимающих водораздельные пространства рек Ваха и Ватинского Егана
и находящихся в среднем течении р. Ватинского Егана, показало, что эти
кривые очень близки и отклоняются от их средней кривой lz* = f(z) не
более чем на 5—6%. Для сравниваемых грядово-озерковых микроланд-
шафтов (имеющих отношение у = находящихся в бассейне р. Ага-
на и на водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана, эти отклонения со-
ставляли менее 5%.
Рассмотренные выше результаты подтверждают одно из главных по-
ложений общей теории строения болотных ландшафтов — о постоянстве
значений гидрофизических характеристик деятельного слоя торфяной
залежи в микроландшафтах одного и того же типа (или одного и того
же варианта данного типа) — и позволяют рассматривать их как типо-
вые характеристики, которые могут быть распространены на соответ-
ствующие микроландшафты, расположенные на других неисследованных
болотных массивах данной природной зоны.
Приведенные в табл. 2—6 приложения 5 коэффициенты водоотдачи
lz=f('z) могут быть использованы для определения величины суммар-
ных изменений запаса влаги АЗ в деятельном слое болот за любой проме-
жуток времени при наличии данных об уровнях болотных вод. Расчет
величины АЗ в миллиметрах слоя воды ведется при этом по следующей
формуле:
АЗ =10?^ (3.12)
ZH
89
где АЗ выражается в мм, zu и zK — глубины уровня болотных вод (в см)
от СПБ2 в начале и конце расчетного периода времени, gz — послойные
значения коэффициента водоотдачи в интервале глубин от га до zK, сни-
маемые с кривой lz=f(z) для данного микроландшафта.
Данные табл. 2—6 приложения 5 могут использоваться также для
определения глубины уровня болотных вод zK при том или ином расчет-
ном значёнии суммарного изменения запаса влаги в деятельном слое
залежи:
zK — zn Az ~ zH — Cp. пав A3, (3.13)
где ^ср.взв — среднее взвешенное значение коэффициента водоотдачи в
интервале глубин уровня от zH до zK. Практически величина Az определя-
ется путем последовательного суммирования d3 — элементарных изме-
нений запаса влаги на единицу снижения уровня от d3 = gzndz до d3 =
= %zKdz, т. е. до глубины zK, при которой S d3 = A3.
3.3.3. Водопроводимость. Водопроводимость деятельного слоя торфя-
ной залежи, как и его водоотдача, является основной физической харак-
теристикой при исследованиях и расчетах водного режима болот. Чис-
ленной характеристикой водопроводимости служит коэффициент фильт-
рации, который получают экспериментальным путем.
Исследование водопроводимости деятельного слоя залежи на боло-
тах, расположенных в зоне многолетней мерзлоты *, по имеющимся у нас
сведениям, не проводилось. Поэтому составить даже качественную ха-
рактеристику водопроводимости торфяной залежи полигональных, пло-
скобугристых и крупнобугристых болот не представляется возможным.
Относительно широкие экспериментальные исследования фильтраци-
онных свойств деятельного слоя торфяной залежи проведены экспедицией
ГГИ в Западной Сибири в зоне олиготрофных болот. За 8-летний период
(с 1965 по 1973 г.) в полевых условиях проведены определения коэффи-
ентов фильтрации верхнего слоя торфяной залежи на различных болот-
ных микроландшафтах в районе бассейна р. Конды, на междуречье Ваха
и Ватинского Егана в бассейнах рек Ватинского Егана, Агана и на меж-
дуречье Пима и Тромъегана.
При исследовании водопроводимости коэффициенты фильтрации оп-
ределялись в фильтрационном лотке па крупных монолитах торфа с не-
нарушенной структурой и непосредственно в торфяной залежи методом
восстановления уровня воды в скважине после откачки [126, 136].
Первый метод использовался для определения коэффициентов фильт-
рации в верхнем 50—60-сантиметровом слое торфяной залежи, второй —
в основном для получения величин коэффициента фильтрации более глу-
боких слоев залежи.
Подробное описание конструкции лабораторного фильтрационного
лотка, методики определения коэффициентов фильтрации на крупных мо-
нолитах и метода восстановления уровня воды в скважине дано в На-
ставлении [136].
В экспедиционных исследованиях, выполненных в зоне выпуклых оли-
готрофных болот, использовался полевой фильтрационный лоток. Особен-
ности методики проведения опытов в этом лотке по сравнению с описан-
1 Толщина деятельного слоя болот в условиях вечной (миоголетией) мерзлоты для
одного и того же типа болот является величиной перемеииой (во времени) и опреде-
ляется глубиной оттаивания торфяной залежи.
90
ной в Наставлении обусловлены некоторыми отличиями его конструкции
и условиями производства опытов непосредственно в поле. Ниже приво-
дится краткое описание этих особенностей.
Отобранный в фильтрационный лоток монолит полностью насыщался
водой и выдерживался в таком состоянии 1—1,5 ч, после чего проводи-
лась таксация микрорельефа на монолите в 40—50 точках. Продолжи-
тельность опыта на каждом монолите составляла 1—3 дня и зависела от
водопроводящей способности испытуемого монолита. Опыты велись при
уклонах воды в лотке 0,002—0,0005, которые несколько превышают сред-
ние уклоны поверхности болотных вод в некоторых микроландшафтах.
Однако специально проведенные контрольные измерения показали, что
повышенные значения уклонов, при которых выполнялись опыты в поле-
вых условиях, не оказывают заметного влияния на точность определения
коэффициента фильтрации благодаря строгому соблюдению ламинарного
режима движения жидкости в натуре и в опытах.
Расход воды, протекающей (фильтрующейся) через монолит, опреде-
лялся объемным способом при каждом последовательном снижении уров-
ня воды в лотке. Величина снижения уровня в верхней части монолита
(в верхних слоях), обладающей большой водопропускной способностью,
составляла 2—3 см, в нижней части монолита — 5—10 см. Время вы-
держки уровня воды на каждом горизонте перед началом измерения рас-
хода, необходимое для установления равновесного распределения влаги
в зоне аэрации, постепенно увеличивалось по мере снижения уровня от
5—10 мин в верхних слоях монолита до 1,0—1,5 ч — в его нижних слоях.
Выбор мест для отбора монолитов, привязка монолитов к расчетной
поверхности микроландшафта (РПМ) и первичная обработка данных
опыта производились в соответствии с требованиями Наставления [136].
По данным опытов на фильтрационных лотках определялись средние
коэффициенты фильтрации k0 и строилась кривая зависимости k0 = f(H)
[И — толщина фильтрующего слоя) для каждого монолита. Путем гра-
фического дифференцирования зависимости ko=f(H) определялись по-
слойные значения коэффициентов фильтрации kz и строилась кривая kz=
=f(z) (z— уровень болотных вод).
Построение обобщенной кривой послойных коэффициентов фильтра-
ции для каждого микроландшафта велось путем осреднения частных кри-
вых послойных коэффициентов фильтрации, полученных по отдельным
монолитам, отобранным в данном болотном микроландшафте с таким
расчетом, чтобы они перекрывали друг друга по высоте отбора. При по-
строении обобщенной кривой коэффициенты фильтрации, соответствую-
щие полуповерхностному и поверхностному стоку в монолитах не учиты-
вались ввиду того, что на рассматриваемых болотах такого стока, как
правило, не наблюдается. Для построения обобщенной кривой использо-
вались данные не менее чем по 6—7 монолитам, а в большинстве случаев
10—12 частных кривых kz=f(z). Кривые послойных коэффициентов
фильтрации, характеризующие величины водопроводимости элементар-
ных слоев торфяной залежи на различных глубинах, позволяют сравни-
вать и обобщать экспериментальные данные, полученные в разных типах
болотных микроландшафтов. Коэффициенты фильтрации, как показыва-
ют экспериментальные данные, очень изменчивы не только по глубине,
но и по площади микроландшафта, что объясняется большой неоднород-
ностью структуры торфяной залежи под различными элементами микро-
рельефа. При сравнении послойных коэффициентов фильтрации отдель-
ных монолитов, отобранных на разных болотных массивах с одной и той
91
же высоты относительно расчетной поверхности микроландшафта, оказа-
лось, что в половине всех случаев отклонения от среднего превышают
100%, наибольшее отклонение достигает 190%.
Для деятельного слоя торфяной залежи грядово-мочажинно-озерко-
вого комплекса, где было отобрано и испытано 18 монолитов торфа, по-
лученные экспериментальные данные подверглись статистической обра-
ботке. Для каждого уровня воды z (через 1 см) были подсчитаны: сред-
нее арифметическое значение послойного коэффициента фильтрации kz,
среднее квадратическое отклонение а, коэффициент вариации(?„ =
kz
средняя квадратическая погрешность среднего арифметического
= ^^-Естественная вариация коэффициентов фильтрации kz очень
велика. В пределах зоны (горизонта) развития микрорельефа Съ коэффи-
циентов фильтрации достигают 1,2—1,8, ниже этой зоны, где структура
торфяной залежи боле однородна, значения Cv снижаются и на глубине
35—47 см от СПБ составляют всего лишь 0,4—0,6. Изменение величины
средней квадратической ошибки <тг в общих чертах повторяет ход коэф-
фициентов вариации: в пределах зоны развития микрорельефа она ко-
леблется от 25 до 40%, ниже имеет тенденцию к снижению [80].
Использование приемов математической статистики при определении
необходимого количества опытов для получения заданной точности оцен-
ки kz указывает на необходимость отбора очень большого числа моноли-
тов для получения рассматриваемой характеристики со средней квадра-
тической ошибкой менее 30%. Чтобы уменьшить среднюю квадратиче-
скую ошибку определения kz, например в 2 раза, количество испытывае-
мых монолитов должно быть увеличено в п2 раз. Так, еслиа7 = 30% (по-
лученную при осреднении коэффициентов фильтрации 10 монолитов)
надо уменьшить до 15%, количество испытываемых монолитов должно
быть увеличено до 100. Такой путь повышения точности определения kz
в данном случае весьма трудоемок и практически мало реален.
Опыт работы по изучению фильтрационных свойств деятельного слоя
верховых болот показывает, что для микроландшафтов с зоной развития
микрорельефа порядка 50—60 см достаточно надежную кривую kz =
= f(z) можно получить и при относительно небольшом числе использо-
ванных монолитов (10—12), если при отборе монолитов помимо микро-
рельефа учитывать еще и характер распределения растительного покрова.
В данном случае на намеченных уровнях отбора монолитов выбираются
наиболее характерные для этих высот участки (по составу растительного
покрова) и отбирается по два монолита торфа на каждом уров-
не от СПБ. Учет характера микрорельефа и растительного покрова при
отборе монолитов позволяет получить наиболее типичные для исследуе-
мого микроландшафта частные кривые kz=f(z), а на их основе и более
надежную обобщенную кривую kz=f(z).
Подтверждением вышесказанного в известной степени может служить
сравнение кривых kz = f(z), полученных по разному количеству моноли-
тов. В грядово-мочажинно-озерковом комплексе было отфильтровано
18 монолитов торфа, взятых на шести разных высотах от СПБ (по три
монолита на каждой высоте). Монолиты отбирались с учетом характера
распределения растительного покрова. Кривые kz=f(z), подсчитанные по
18, 12 и 6 монолитам, различаются в пределах 15%. Оценить точность
определения коэффициентов фильтрации деятельного слоя болотных мик-
роландшафтов можно и путем сравнения наблюденных уровней болотных
92
вод с уровнями, вычисленными по уравнению водного баланса, для рас-
чета стока по которому используется метод фильтрационных характери-
стик и полученные данные о коэффициентах фильтрации залежи. Резуль-
таты такого сравнения будут рассмотрены несколько ниже.
Как уже отмечалось выше, послойные коэффициенты фильтрации
позволяют сравнивать водопроводимость деятельного слоя торфяной за-
лежи различных болотных микроландшафтов, расположенных на одном
и том же болотном массиве, и однотипных микроландшафтов, располо-
женных на разных болотных массивах. Последнее особенно важно при
решении вопросов, связанных с распространением полученных экспери-
ментальных характеристик на неисследованные болотные массивы. Такое
распространение возможно потому, что вариация коэффициентов фильт-
рации, которая зависит в основном от характера растительного покрова
и микрорельефа, в однотипных микроландшафтах практически оди-
накова.
В период экспедиционных работ ГГИ в зоне выпуклых олиготрофных
болот Западной Сибири были проведены экспериментальные исследова-
ния на лотках 180 монолитов торфа с ненарушенной структурой, взятых
из 21 болотного микроландшафта (в том числе: пять — сфагново-кустар-
ничково-сосновых; три — грядово-мочажинных; четыре — грядово-озер-
ковых; два — сфагново-кустарничковых, облесенных сосной; два — сос-
ново-сфагново-кустарничковых; грядово-мочажинно-озерковый; сфагно-
во-кустарничково-пушицевый, облесенный сосной и сухостоем; сфагново-
осоково-пушицево-кустарничковый, облесенный сухостоем и редкой
•сосной; лишайниково-сфагново-кустарничковый; сфагново-осоково-шей-
хцериевый (топи)). Описание микроландшафтов, где велись исследова-
ния фильтрационных свойств, приведено в приложении 1.
В комплексных микроландшафтах коэффициент фильтрации опреде-
лялся отдельно для гряд и для мочажин. Значительный эксперименталь-
ный материал, полученный по целому ряду микроландшафтов, в том числе
и однотипных, но расположенных на разных массивах, позволил про-
верить высказанное в работах [82, 83] положение об устойчивости водно-
физических свойств деятельного слоя торфяной залежи однотипных
болотных микроландшафтов, независимо от местоположения его на
разных болотных массивах.
С этой целью было проведено сравнение графических зависимостей
kz=f(z) однотипных микроландшафтов.
Как уже отмечалось в самом начале данного раздела, эксперимен-
тальные работы велись в разных речных бассейнах этой обширной болот-
ной зоны в основном по одной и той же методике с использованием одно-
го и того же фильтрационного лотка. Некоторое отклонение от используе-
мой методики (в части распределения монолитов при отборе и назначе-
ния их количества) было допущено при работах на болотных массивах
в бассейне р. Конды. Поэтому при обобщении зависимостей kz=f(z) для
отдельных микроландшафтов предпочтение отдавалось кривым, полу-
ченным более детальным методом.
Приведенное сравнение показало, что не всегда зависимости kz = f(z),
полученные в одних и тех же микроландшафтах, близки друг к другу и мо-
гут быть обобщены (рис. 3.21). Бывают случаи, когда различие в вели-
чинах kz при одном и том же значении z по сравниваемым кривым kz=
~f(z) довольно велико. Детальный анализ строения микроландшафтов
привел к выводу, что, несмотря на одинаковые названия болотных мик-
роландшафтов (тип микроландщафта определяется либо при наземном
93
обследовании, либо -по аэрофотоснимкам), они все-таки несколько раз-
личаются по некоторым характеристикам: высоте зоны развития микро-
рельефа, характеру распределения растительности, глубине торфяной
залежи и степени разложения торфа. Последняя определяется в основ-
ном условиями дренирования залежи. Различие в указанных выше
характеристиках и является причиной различных зависимостей kz = f(z)
в однотипных микроландшафтах.
Рис. 3.21. Совмещенные кривые k=f(z) для сос-
ново-сфагново-кустарничкового микроландшафта.
1 — бассейн р. Ваха, 2 — бассейн р. Конды.
При анализе материалов было установлено, что одним из основных
факторов, определяющих форму кривой kz=f(z), является высота зоны
развития микрорельефа: чем больше высота этой зоны, тем кривая kz=
= f(z) более полога, и наоборот.
Характер растительного покрова также оказывает заметное влияние
на коэффициенты фильтрации залежи, особенно в верхних ее слоях. На
основании сравнения зависимостей послойных коэффициентов с учетом
перечисленных выше характеристик однотипных микроландшафтов ока-
залось возможным объединить кривые kz=f(z) по четырем из пяти сфаг-
ново-кустарничково-сосновых микроландшафтов (рис. 3.22). Из четырех
объединенных кривых левая характеризует фильтрационные свойства
сфагново-кустарничково-соснового микроландшафта, расположенного в
94
ZmhCM
Рис. 3.22. Совмещенные
кривые k=f(z) для
сфагново-кустарничково -
соснового микролаид-
шафта.
/ — бассейн р. Ваха, 2 —
бассейн р. Ватинского Ега-
«а, 3 — бассейн р. Агана,
4 — междуречье Пнма н
Тромъегана, 5— бассейн р.
Агана (хорошо дренируемый
микроландшафт).
районе междуречья Пима и Тромъегана. Коэффициенты фильтрации
здесь оказались несколько ниже, чем в других районах, по-видимому, из-
за наличия в моховом покрове микроландшафта лишайника (до 10%).
Кривая kz—f(z) пятого болотного микроландшафта, исследованного в
бассейне р. Агана, значительно отклонилась влево от остальных кривых.
Заниженные коэффициенты фильтрации в этом микроландшафте можно
объяснить лишь условиями расположения микроландшафта, обусловли-
вающими интенсивное его дренирование. Рассматриваемый микроланд-
шафт, занимающий относительно небольшую площадь, расположен между
двумя ручьями и поэтому хорошо дренируется. В приложении 6 рас-
четные фильтрационные характеристики по этому микроландшафту при-
ведены отдельно.
95
В связи с невозможностью выделить и дешифрировать на аэрофото-
снимке те особенности структуры микроландшафта (высота зоны разви-
тия микрорельефа, характер распределения растительности, глубина
торфяной залежи, степень разложения торфа), которые оказывают неко-
торое влияние на вариацию послойных коэффициентов фильтрации в
однотипных микроландшафтах, четыре рассматриваемые кривые kz=
— f(z) (см. рис. 3.22) объединены и представлены в виде обобщенной
кривой. Координаты ее, приведенные в приложении 6, могут быть исполь-
зованы для характеристики фильтрационных свойств деятельного слоя
торфяной залежи в сфагново-кустарничково-сосновом микроландшафте
зоны выпуклых олиготрофных болот Западно-Сибирской равнины.
Грядово-мочажинные комплексы, исследованные в бассейнах Ваха и
Ватинского Егана, по структуре очень близки между собой. Кривые kz=
= f(z) по этим комплексам показаны на рис. 3.23. Расхождение между
ними незначительное, поэтому они объединены в одну кривую, координа-
ты которой приведены в приложении 6. В бассейне р. Конды грядово-мо-
чажинный комплекс в отношении фильтрационных свойств исследовался
менее детально, поэтому коэффициенты фильтрации его деятельного слоя
сравнивались с коэффициентами фильтрации двух вышерассмотренных
комплексов по отдельным монолитам. Все сравниваемые кривые kz=f(z)
расположились достаточно близко друг от друга, что свидетельствует об
устойчивости этой характеристики для данного микроландшафта, незави-
симо от местоположения последнего.
На рис. 3.23 даны также совмещенные кривые kz = f(z) сфагново-ку-
старничковых, облесенных сосной микроландшафтов, расположенных в
бассейнах рек Ваха и Конды. По описанию, эти микроландшафты сходны
между собой. Кривые kz=f(z), как видно из рис. 3.23, близки. Однако
ввиду того что в бассейне р. Ваха водопроводимость залежи исследова-
лась более детально, чем в бассейне р. Конды, в качестве расчетной при-
нята кривая, полученная для бассейна Ваха (приложение 6).
Исследования фильтрационных свойств деятельного слоя в сосново-
сфагново-кустарничковом микроландшафте проводились также в бассей-
нах рек Ваха и Конды. Совмещенные кривые kz = f(z) этих микроланд-
шафтов представлены на рис. 3.21. Согласно описанию, рассматриваемые
микроландшафты различаются лишь по зоне развития микрорельефа: в
первом районе высота зоны развития 65—70 см, во втором — 40 см. Это
различие и обусловливает разные формы кривых, в результате чего
объединить их не представляется возможным, и расчетные значения ко-
эффициентов фильтрации приводятся для обоих микроландшафтов (при-
ложение 6).
Следует отметить, что сосново-сфагново-кустарничковые микроланд-
шафты с зоной развития микрорельефа 60—70 см приурочены обычно к
окрайкам болотных массивов, с зоной развития около 40 см — к большим
внутриболотным озерам.
Водопроводимость торфяной залежи в грядово-озерковом комплексе
изучалась на болотных массивах бассейнов рек Ваха и Агана и между-
речья Пима и Тромъегана, причем в бассейне р. Агана исследования про-
водились отдельно в центральных необлесенных частях рассматриваемого
комплекса и на его облесенных окрайковых участках. Грядово-озерковые
комплексы перечисленных районов по структуре несколько различа-
ются между собой. В бассейне р. Ваха этот комплекс характеризуется
обширными неправильной формы грядами, не ориентированными отно-
сительно друг друга, и расположенными между ними озерками. Вокруг
96
озер небольшие полосы сплавины. Обычно такие комплексы характерны
для центральных частей болотных систем. Грядово-озерковые комплексы
в бассейне р. Агана имеют хорошую ориентацию гряд и озерков, необле-
сенные центральные части комплекса и облесенные окрайковые участки
с более развитым микрорельефом. Такого типа комплексы располагаются
Рис. 3.23. Совмещенные кривые k, — f(z) для гряд грядово-мочажий-
ного комплекса (1,2) и сфагново-кустарничкового, облесенного сосной
микроландшафта (3, 4).
/ — бассейн р. Ваха, 2 — бассейн р. Ватинского Егана, 3 — бассейн р. Ваха, 4 —
бассейн р. Конды.
обычно на склонах болотных массивов. На междуречье Пима и.Тромъ-
егана грядово-озерковый комплекс характеризуется узкими (до 10t—20 м
шириной), четко ориентированными грядами без сплавинного окаймле-
ния и более широкими озерами правильной вытянутой формы.
Вследствие различий в структуре рассмотренных выше болотных ком-
плексов кривые kz=f(z), построенные для этих комплексов, отличаются
друг от друга и не могут быть объединены (рис. 3.24). Однако возмож^
4 Зак. 3185
97
ность дешифрирования на аэрофотоснимках всех указанных разновидно-
стей этих комплексов позволяет пользоваться в расчетной практике че-
тырьмя полученными кривыми kz=f(z) (см. приложение 6).
Таким образом, проведенный анализ зависимости послойных коэффи-
циентов фильтрации для различных микроландшафтов зоны выпуклых
Рис. 3.24. Совмещеийые
кривые kz—f(z) для
гряд грядово-озеркового
комплекса.
/ — бассейн р. Ваха, 2 —
бассейн р. Агана (окрайк©-
вые участки комплекса), 3 —
междуречье Пима и Тромъе-
гана, 4 — бассейн р. Агама
(центральные участки ком-
плекса).
элиготрофных болот Западной Сибири подтвердил положение К. Е. Ива-
нова [83] о сходстве водопроводимости деятельного слоя однотипных мик-
эоландшафтов, расположенных в различных географических районах.
Это обстоятельство позволяет использовать полученные зависимости и
для характеристики фильтрационных свойств совершенно неисследо-
занных болот центральной части Западно-Сибирской равнины.
Послойные коэффициенты фильтрации для наиболее распространен-
ных болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот,
долученные на основании экспериментальных данных, приведены в при-
южении 6.
«8
Для микроландшафтов, на которых производились опыты по опреде-
лению коэффициентов фильтрации методом восстановления уровня воды
в скважине после откачки, подсчитаны послойные коэффициенты фильт-
рации более глубоких слоев торфа. При этом обработка материалов по-
левых наблюдений выполнена по рекомендациям, приведенным в Настав-
лении [136].
В качестве иллюстрации на рис. 3.25. показана нижняя часть кривой
kz = f(z), построенная по экспериментальным данным, полученным при
опытах на крупных монолитах в фильтрационных лотках и непосредст-
венно в торфяной залежи (метод восстановления уровня).
Рис. 3.25. Нижняя часть кривой kz = f (z).
i — kg получены методом фильтрации крупных монолитов, 2—kz получены методом вос-
становления уровня воды в скважине после откачки.
Расчетные значения среднего коэффициента фильтрации k0 для основ-
ных болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот
даны в приложении 6. При расчете k0 толщина деятельного слоя z0 при-
нята численно равной среднемноголетнему минимальному уровню, в ре-
зультате чего коэффициенты фильтрации более глубоких слоев залежи,
полученные по методу восстановления уровня воды в скважине, не вошли
в расчет среднего коэффициента фильтрации.
Приведенные в приложении 6 значения коэффициентов фильтрации
деятельного слоя торфяной залежи могут быть использованы при раз-
личных гидрологических расчетах, и в частности при расчетах стока
с болот [83].
Как известно, для вычисления стока со всего болотного массива или
с какой-либо его части, кроме фильтрационных характеристик, надо рас-
полагать данными по уровням болотных вод, а также типологической
картой болотного массива и гидродинамической сеткой линий стекания
фильтрационных вод, которые составляются по материалам аэрофото-
съемки [83].
Сток с болотного массива, согласно предложенному К. Е. Ивановым
методу [83], рассчитывается по контуру, ограничивающему этот болотный
массив, по зависимости
(3.14)
/=|
где Q — фильтрационный расход, протекающий через весь контур; s —
количество микроландшафтов, пересекаемых контурам; Qj — фильтраци-
4'
99
«энный расход, протекающий через контур в пределах одного микроланд-
шафта, определяемый по формуле
Qj = S<7zH = f^sina I, (3.15)
i i
где qz— единичный фильтрационный расход (на единицу длины контура
стекания) при уровне болотных вод гспв; а — угол между направлением
контура и направлением линии тока в точке их пересечения; I — длина
контура в пределах постоянного угла a; q2jf — нормальная (к контуру)
составляющая единичного расхода; п — количество участков, на которые
разбит контур в пределах одного микроландшафта.
Выражение для единичного расхода имеет следующий вид:
qz = k0 (z0 — z) i, (3.16)
где z0— z— толщина фильтрующего слоя при уровне гспв; zo— толщи-
на деятельного слоя; i — частный уклон поверхности болотных вод; k0 —
средний коэффициент фильтрации в слое z0— z, определяемый по выра-
жению
k0 - ~ ’ (3-17)
^0 4
где kz — послойный коэффициент фильтрации.
При расчете стока с микроландшафтов, имеющих сильно расчленен-
ный микрорельеф и относительно высокое стояние уровня (выше поверх-
ности понижений), уклон поверхности болотных вод принимается
величиной переменной, зависящей от уровня болотных вод. Для грядо-
во-мочажинного комплекса фильтрационные расходы вычисляются по
коэффициентам фильтрации гряд. При этом уклон поверхности болотных
вод на грядах определяется по зависимости
: _ _______‘ср_____
г р , Ч Р ’ (3.18)
"г 1 —--- ~м
/?п
им
где iCp — средний уклон поверхности микроландшафта (значения уклонов
приведены в табл. 2.4); Рт, Ры— доли площади, занимаемые соответст-
венно грядами и мочажинами; /гОр , /гОм — средние коэффициенты фильт-
рации в рассматриваемом слое соответственно на гряде и мочажине.
В том случае, когда уровень грунтовых вод находится выше поверх-
ности мочажин, уклоном водной поверхности в мочажинах можно пре-
небречь, тогда
. _ «ср
г ~ Рг
Подробно теория этого вопроса изложена в работах К. Е. Иванова
[82, 83]. Величины Рг и Рм определяются по кривой обеспеченности высот
микрорельефа, полученной на основании линейной таксации микро-
рельефа.
Аналогично определяется переменный уклон и для микроландшафтов
с неориентированным микрорельефом, например для сфагново-кустар-
ничково-соснового, сфагново-кустарничково-пушицевого и др., в случае
100
когда уровень воды в них поднимается выше понижений микрорельефа.
Расчет при этом ведется по формуле 1
in = (3-19)
где г’п — уклон болотных вод на повышенных элементах микрорельефа;
Рп — доля площади, занимаемой повышенными элементами микрорелье-
фа (определяется по интегральной кривой распределения высот микро-
рельефа).
Косвенная оценка точности определения коэффициентов фильтрации
деятельного слоя сибирских болот проведена путем сравнения наблюден-
ного уровня воды на болоте с уровнем, вычисленным по уравнению вод-
ного баланса
X = С + Е + Azg. (3.20)
где X — осадки, С — сток, Е — испарение, Az — приращение уровня грун-
товых вод, | — коэффициент водоотдачи.
Расчет выполнен для грядово-озеркового комплекса, расположенного
на Самотлорском болотном массиве.
Приращение уровня грунтовых вод (в см) рассчитывалось по фор-
муле
/ 1
X —\cqz — + Е
I со 1
A z —
(3.21)
Ю £
где ——гидроморфологический параметр для данного типа микроланд-
шафта, с — коэффициент размерности, qz— единичный фильтрационный
расход.
Все исходные данные (X, — , qz, Е и §), использованные при расчете
уровня, получены непосредственно по наблюдениям и эксперименталь-
ным исследованиям, выполненным в грядово-озерковом комплексе на Са-
мотлорском болотном массиве. Расхождения вычисленных и наблюден-
ных уровней оказались небольшими: до 6%, когда определялись только
для гряды, и до 16%, когда в расчеты вводилось испарение для всего
комплекса.
Приведенные результаты дают основания считать, что ошибки рас-
чета фильтрационного стока, выполненного на основании эксперимен-
тальных кривых kz — f(z), не больше 15—20%.
Следует иметь в виду, что приведенные фильтрационные характери-
стики можно использовать для расчетов стока с болот лишь при уровнях
болотных вод, не превышающих среднюю расчетную поверхность, так как
при более высоких уровнях сток осуществляется поверхностным путем и
не учитывается расчетными характеристиками, которые даны в прило-
жении 6. Анализ уровенных данных показывает, что поверхностный сток
на верховых болотах Западной Сибири практически не наблюдается,
только в сфагново-шейхцериево-осоковом микроландшафте (топи) уро-
вень 1%-ной обеспеченности достигает средней поверхности болота.
5 Для грядово-озеркового комплекса определение расчетного уклона ведется так же,
как и для микроландшафтов с неориентированным микрорельефом, с той лишь разни-
цей, что в зависимости (3.19) вместо icp вводится уклон гряд ц, который определяется
. Ср
по формуле ir= р~-
101
Однако непосредственные наблюдения показывают, что в отдельные
годы, при дружной весне и глубоком промерзании залежи, часть стока
с болотных массивов проходит по замерзшей поверхности болота. Такой
сток характерен преимущественно для необлесенных микроландшафтов.
Следует отметить, что продолжительность стока по замерзшему слою за-
лежи весьма невелика (не более нескольких дней в году).
В зоне плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот
экспериментальные работы по изучению водопроводимости их деятельно-
Рис. 3.26. Кривые kz=f (г).
1 — для осоково-гипнового микроландшафта, 2 -- для мозаичного гипново-осокового
комплекса.
го слоя ведутся Тюменской гидрометеорологической болотной станцией
на Тарманском массиве. При определении фильтрационных свойств зале-
жи используется метод фильтрации в лотках (в лабораторных условиях)
и метод восстановления уровня воды в скважине после откачки (в поле-
вых условиях).
Испытание монолитов торфа ненарушенной структуры и первичная
обработка экспериментальных данных проводится в полном соответствии
с требованиями Наставления [136]. За период работы станции отобрано
и испытано 12 монолитов торфа: шесть — из осоково-гипнового микро-
ландшафта и шесть — из мозаичного гипново-осокового комплекса. Вы-
числение послойных коэффициентов фильтрации и обобщение экспери-
ментальных данных выполнено по методике, изложенной выше, при рас-
смотрении фильтрационных свойств залежи зоны выпуклых олиготроф-
ных болот.
102
Кривые kz—f(z) для осоково-гипнового микроландшафта и мозаично-
го гипново-осокового комплекса показаны на рис. 3.26. Нижние части
кривых начиная с уровня —9 см от СПБ очень близки друг к другу, верх-
ние— значительно расходятся, поэтому объединить эти кривые не пред-
ставляется возможным.
Кривые послойных коэффициентов фильтрации позволяют получить
надежные расчетные характеристики водопроводимости деятельного слоя
торфяной залежи на низинных болотах при уровнях воды, не превышаю-
щих среднюю поверхность понижений, что соответствует уровню, при
котором 25% площади микроландшафта залито водой. При более высо-
ком уровне сток с болота осуществляется не только фильтрационным пу-
тем, но и поверхностным. В этом случае величину стока с болота следует
определять только как сумму фильтрационной и поверхностной его со-
ставляющих. Расчет поверхностного стока для плоских осоково-гипновых
болот можно производить по методике, которая приведена в работе [10]
и теоретическое обоснование которой дано К. Е. Ивановым в работе [83].
При разработке этой методики было сделано допущение, что при очень
малых уклонах, характерных для плоских евтрофных и мезотрофных осо-
ково-гипновых болот, движение воды между кочками (поверхностное
стекание) подчиняется ламинарному закону и поэтому к расчету его при-
менима зависимость о = Апг (закон Дарси). Коэффициенты поверхност-
ного стекания kn были определены Л. Г. Бавиной [10] в лабораторных
условиях при фильтрации монолитов в лотке для различной степени за-
литости поверхности монолита. Полученная при этом зависимость ks=
=/(ЕЭал) распространялась на микроландшафт. На основании данной
зависимости и интегральных кривых распределения высот микрорельефа
(рис. 3.27) определены коэффициенты поверхностного стекания при раз-
ных уровнях болотных вод в осоково-гипновом и мозаичном гипново-осо-
ковом микроландшафтах (табл. 3.14). Приведенные данные позволяют
Таблица 3.14
Значения коэффициента k„ для некоторых микролаидшафтов
зоны евтрофных н мезотрофных осоково-гипновых болот
Площадь ммкро- ландшафга, зали- вая водой, н Уровень болотивдс вед от СПВг ем *и см/«
оеоково-гиииовы* мнкролаидшвфт мозанчмнй гипю- ро-осоковый мжкролаидшафт
25 —3,0 —2,2 10
30 —2,5 —1,8 : 22
35 —2,0 —1,4 40
40 —1,8 -1,0 . 66
45 —1,4 —0,4 144
50 —1,0 0,0 156
60 0,0 0,9 340
70 1,6 1,9 600
80 4,2 3,2 960
90 11,0 5,5 1520
100 22,0 18,0 2500
103
Z^gg ом
Рис. 3,27. Кривые распределения и обеспеченности высот мик-
рорельефа. Тарманский болотный массив.
/ — для осоково-гипнового микроландшафта, 2— для мозаичного гип-
ново-осокового комплекса.
вычислить величину поверхностного стекания в рассматриваемых микро-
ландшафтах по зависимости
qn = kn iz, (3.22
где kn — коэффициент поверхностного стекания, i — уклон поверхности
болотных вод, z — уровень воды над средней поверхностью понижений.
Анализ данных наблюдений за уровнем на низинных болотах Запад-
ной Сибири показывает, что в весенний и даже летний период вода на
болотах поднимается выше поверхности понижений (табл. 1 и 2 прило-
жения 12, приложение 13), и поэтому возможно поверхностное стекание
воды.
На Тарманском болотном массиве максимальный уровень в осоково-
гипновом микроландшафте за период наблюдений 1960—1972 гг. оказал-
104
ся равным +28 см над СПБ, а в мозаичном гипново-осоковом комплексе
+ 27 см над СПБ. Высокие уровни на этом массиве стоят длительное вре-
мя: в 1961 и 1971 гг. уровень выше СПБ стоял девять месяцев, в 1966 г.—
более восьми месяцев. Такое длительное стояние высоких уровней воды
на болоте свидетельствует о том, что уклоны водной поверхности в этот
период ничтожно малы. Анализ данных уровенных наблюдений по водо-
мерному болотному створу подтверждает это положение. Таким образом,
высокие уровни на низинных болотах не всегда являются свидетельством
большого стока с них. В табл. 1 приложения 7 приведены расчетные зна-
чения послойных коэффициентов фильтрации двух микроландшафтов зо-
ны плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот, исследо-
ванных на Тарманском болотном массиве. Коэффициенты фильтрации
более глубоких слоев залежи определены методом восстановления уров-
ня воды в скважине после откачки.
Полученные зависимости kz = f(z) трудно оценить с позиций возмож-
ности использования их для характеристик водопроводимости других
неизученных массивов из-за ограниченности материалов эксперименталь-
ных исследований по рассматриваемому району, а также из-за различ-
ных условий геоморфологического залегания такого типа болот. Послед-
нее же в значительной степени определяет их водный режим, а, следова-
тельно, в какой-то мере и водно-физические свойства залежи.
Сравнение полученных данных (табл. 1 приложения 7) со значением
послойных коэффициентов фильтрации на болотах ЕТС показывает, что
на этих болотах слои торфяной залежи глубже 40 см имеют почти одина-
ковую водопроводимость. В верхних слоях деятельного горизонта послой-
ные коэффициенты фильтрации залежи в осоково-гипновом микроланд-
шафте Тарманского массива, расположенного на первой надпойменной
террасе р. Туры, в 2—3 раза меньше коэффициентов фильтрации одно-
типного микроландшафта Лунинского массива, залегающего в пойме
р. Бобрика. Причиной таких расхождений, по-видимому, можно считать
различные условия геоморфологического залегания сравниваемых масси-
вов. Таким образом, данные, приведенные в табл. 1 приложения 7, мож-
но распространять на аналогичные микроландшафты рассматриваемой
зоны, расположенные на массивах террасного залегания.
На некоторых микроландшафтах зоны евтрофных и мезотрофных
болот экспедицией ГГИ выполнены работы по определению коэффициен-
тов фильтрации торфяной залежи методом восстановления уровня воды
в скважине. Полученные данные (табл. 2 приложения 7) позволяют ха-
рактеризовать водопроводимость более глубоких слоев торфяной залежи
этих болот. В связи с тем что низинная залежь по ботаническому составу
и степени разложения весьма однородна по глубине, водопроводимость
ее с глубиной меняется относительно мало. Значительно большие изме-
нения в величине коэффициентов фильтрации прослеживаются в зависи-
мости от вида торфа. Так, на глубине 70—90 см коэффициент фильтрации
осокового и осоково-древесного торфа почти в 10 раз меньше коэффици-
ента фильтрации гипново-осокового торфа. Сравнение полученных дан-
ных с величинами водопроводимости низинного торфа, приведенными в
работах [83, 126], показывает, что, несмотря на значительно меньшую
степень разложения, значения водопроводимости в однородном по виду
торфе на болотах ЕТС и Западной Сибири весьма близки. Это позволяет
считать возможным при отсутствии сведений о водопроводимости торфя-
ной залежи (отдельных видов торфа) сибирских болот в качестве пер-
вого приближения использовать данные экспериментальных исследова-
105
ний, полученные на европейских болотах [83]. Анализ и обобщение упо-
мянутых выше материалов позволили составить сводную таблицу сред-
них коэффициентов фильтрации для различных низинных микроланд-
шафтов (табл. 3 приложения 7).
В зоне вогнутых евтрофных (тростниковых) и засоленных (травяных)
болот экспериментальных работ по определению коэффициентов филь-
трации на больших монолитах не проводилось. Имеются лишь отрывоч-
ные сведения о водопроводимости торфяной залежи болот этой зоны,
полученные при определении фильтрации методом восстановления
уровня воды в скважине.
В табл. 4 приложения 7 даны значения коэффициентов фильтрации,
определенные полевым методом экспедицией ГГИ на болотах Барабы
(Талагульский и Узаклинский массивы). Приведенные данные позволя-
ют получить представление о водопроводимости торфяной залежи в раз-
личных болотных микроландшафтах этой зоны.
Послойные коэффициенты фильтрации для тростниково-осокового
микроландшафта в слое 28—38 см от поверхности понижений уменьша-
ются от 0,0012 до 0,0001 см/с; для тростниково-осоково-вейникового (в
слое 20—30 см) —от 0,0020 до 0,0003 см/с, а для тростникового (в слое
34—60 см) — от 0,0145 до 0,0007 см/с. Эти данные могут служить в каче-
стве приближенных при оценке водопроводимости торфяной залежи неис-
следованных болотных массивов рассматриваемой зоны.
3.4. Прочностные свойства торфяной залежи
Физико-механические свойства торфяных грунтов представляют боль-
шой интерес для различных инженерных расчетов, связанных с освоением
заболоченных территорий. Вопросы передвижения транспорта по боло-
там и строительства на них (дорожного, промышленного, гражданского)
не могут быть решены без анания прочностных свойств грунта. Торф
относится к категории слабых грунтов, строительство на которых свя-
зано с определенными трудностями, обусловленными в первую очередь
изменением их физико-механических свойств с изменением влаж-
ности.
3.4.1. Прочностные свойства талой торфяной залежи. Прочностные
свойства торфяной залежи зависят от влажности, степени разложения и
ботанического состава торфа. Поэтому во всех работах, посвященных
исследованию физико-механических свойств таких грунтов, последние
увязываются с этими характеристиками.
Лабораторные исследования физико-механических свойств торфов
позволили выявить характер связи отдельных показателей этих свойств
со степенью разложения, влажностью и видовым составом торфа. Полу-
ченные при этом связи дают возможность, при наличии перечисленных
выше сведений о торфе, определять в первом приближении некоторые
прочностные характеристики торфяных залежей без проведения специ-
альных определений в поле. В последние годы в результате работ Кали-
нинского политехнического института [2, 3, 132] в области изучения физи-
ко-механических свойств слабых грунтов создана серия специальных
полевых приборов и разработана методика полевых определений целого
ряда физических характеристик торфяных грунтов, которая нашла широ-
кое применение на болотах не только ЕТС, но и в Западной Сиби-
ри [132, 147].
106
Используя эту методику и приборы, экспедиция ГГИ провела опреде-
ление некоторых характеристик, и в частности величин предельного на-
пряжения сдвигу (т), на болотах в центральной части Западной Сибири
(междуречье Ваха и Ватинского Егана, в бассейнах Агана и Тромъега-
на). Величина т измерялась с помощью сдвигомера-крыльчатки СК-8
1147] на разных болотных микроландшафтах при естественном залегании
торфяной залежи. При этом ставилась задача выявить зависимость меж-
ду значением предельного напряжения сдвигу и типом болотного микро-
Рис. 3.28. График изменения предельного напря-
жения сдвигу т с глубиной торфяной залежи
по группам болотных микролапдшафтов.
1 - мохово-лесная (сфагново-сосново-кустарничковый и
сфагново-кустарничково-сосновый); 2 — моховая (сфагно-
во-кустарничковый, облесенный сосной и лишайниково-
сфагново- кустарничковый, облесенный сосной); комплекс-
ная: 3 — гряды (сфагново-кустарничковые, облесенные
сосной) грядово-мочажинного и гр ядово-мочажин но-озер-
кового; 4 — гряды (сфагново-кустарничково-сосновые)
грядово-озеркового; 5 -- мочажины (сфагново-шейхне-
рнево-осоковые) грядово-мочажинного.
Нм
ландшафта. Определение т проведено на 24 площадках (на каждой пло-
щадке отрабатывалось по 30 вертикалей) в следующих болотных микро-
ландшафтах: сфагново-сосново-кустарничковом, сфагново-кустарничко-
во-сосновом, сфагново-кустарничково-пушицевом, облесенном сосной;
сфагново-кустарничковом, облесенном сосной; лишайниково-сфагново-ку-
старничковом, облесенном сосной; грядово-мочажинном (на гряде и мо-
чажине); грядово-мочажинно-озерковом (только на гряде), грядово-озер-
ковом. Описание микроландшафтов приведено в разд. 2 и в приложе-
нии 1. Результаты выполненных исследований представлены в табл. 3.15
и на рис. 3.28. Из приведенных данных видно, что в верхнем полумет-
ровом слое торфяной залежи (практически в деятельном ее горизонте)
различие в значениях т в разных микроландшафтах невелико (около
0,05 кг/см2).
Анализ т более глубоких слоев показывает наличие определенной за-
кономерности в распределении величин предельного напряжения сдвигу
по различным болотным микроландшафтам: чем выше обводненность
микроландшафта, тем меньше т. В наиболее обводненных микроландшаф-
тах (сфагново-кустарничковый и лишайниково-сфагново-кустарничко-
вый, облесенные сосной; грядово-мочажинный и грядово-мочажинно-
озерковый) величина предельного напряжения сдвигу, слабо изменяясь
по глубине, не превышает 0,19 кг/см2. В более „сухих” микроландшафтах
(сфагново-сосново-кустарничковый, сфагново-кустарничково-сосновый и
грядово-озерковый) величина т сильно меняется по глубине, достигая
значения 0,25 кг/см2 и выше. Исключение составляет сфагново-кустарнич-
ково-пушицевый, облесенный сосной микроландшафт, в котором при от-
носительно высоком стоянии уровня болотных вод имеют место большие
величины т. Как показывает анализ ботанического состава торфа, причи-
ной повышенной прочности метрового слоя торфяной залежи в этом мик-
107
© Таблица 3.15
Значения предельного напряжения сдвигу т(кг/см2) по болотным микроландшафтам
Микроландшафт Уровень воды за теплый пе- риод года, см Глубина от поверхности болота, м
0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 ы 1,6 1,8 2,0 2,2 2,4 2,6 2,8 3,0
Сфагново-сосново-кустар- ничковый —46 0,10 0,14 0,20 0,23 0,25 0,27 0,27 0,24 0,24 0,24
Сфагиово-кустарничково- сосновый —44 0,12 0,15 0,16 0,17 0,18 0,21 0,23 0,22 0,24 0,24 0,24 0,24 0,32
Сфагново-кустарничко- вый, облесенный сос- ной —36 0,14 0,15 0,16 0,16 0,15 0,16 0,14 0,18 0,16 0,14
Сфагново-кустарничково- пушицевый, облесен- ный сосной и сухо- стоем —22 0,14 0,16 0,27 Д29* 0,28 0,23 0,18_ 0,20 0,16 20,16 0,18 - '•
Лишайниково-сф агново- кустарничковый, обле- сенный сосной —24 0,09 0,14 0,15 0,15 0,17 0,19 । 0,17 0,14 0,12 0,13 0,13 0,18 0,20
Грядово-мочажинный: гряда мочажина —35 0,10 0,12 0,14 0,16 0,16 0,18 0,15 0,14 0,13 0,12 0,14 0,16 0,18
—2 0,06 0,06 ! 0,08 1 1 0,09 0,11 | 0,14 0,16
Гр я дово- моч а ж и нно-озер- ковый (гряда) —36 0,11 0,12 0,15 0,17 0,17 0,19 0,16 0,16 0,16 0,16 0,16 0,18
Грядово-озерковый (гря- да) —40 0,11 0,14 0,17 0,20 0,23 0,27 0,24 0,20 0,16 0,13 0,15 0,16 0,16
роландшафте является наличие в нем остатков волокон пушицы, обла-
дающих повышенной прочностью [78].
В болотных комплексах (грядово-мочажинный, грядово-мочажинно-
озерковый) прочностные свойства гряд и мочажин сильно различаются.
Выше, при рассмотрении прочностных характеристик микроландшафтов,
и в частности грядово-мочажинного и грядово-мочажинно-озеркового,
приводились величины т, определенные на грядах. Значения предельного
напряжения сдвигу т в верхнем полутораметровом слое торфяной залежи
мочажин, как видно из табл. 3.15 и рис. 3.28, почти вдвое меньше т гряд
в этом же слое. И лишь в более глубоких горизонтах залежи значения
предельного напряжения сдвигу торфяной залежи гряд и мочажин вы-
равнивается. Поскольку мочажины в грядово-мочажинных и грядово-
мочажинно-озерковых комплексах могут занимать от 30 до 60% площа-
ди всего комплекса, при оценке прочностных характеристик залежи та-
ких микроландшафтов необходимо принимать во внимание величины т не
только гряд, но и мочажин. Как видно из рассмотренного, каждый болот-
ный микроландшафт имеет вполне определенную зависимость х = ((Н).
Характер этой зависимости в значительной мере обусловлен обводнен-
ностью микроландшафта, поскольку торфа, слагающие торфяную за-
лежь, особенно в верхних горизонтах, различных болотных микроланд-
шафтов, весьма однородны по составу и степени разложения. Анализ
данных по стратиграфии торфов на площадках измерений т показал, что
до глубины 1,5—2,0 м торфяная залежь сложена преимущественно фус-
кум-торфом, который в большинстве случаев подстилается комплексно-
верховым торфом. Детальные наземные исследования стратиграфии
торфяной залежи болотных массивов в разных районах зоны верховых
олиготрофных болот показывают аналогичное выше рассмотренному
строение верхнего слоя залежи (см. п. 3.1.).
Наличие характерных связей x=f(H) для разных болотных микро-
ландшафтов дает возможность широко использовать при изучении проч-
ностных характеристик торфяной залежи болот материалы аэрофото-
съемки. Методы типологического дешифрирования аэрофотоснимков
болот, разработанные советскими болотоведами [ПО], позволяют доста-
точно быстро и надежно определять типы микроландшафтов. Располагая
такими продешифрированными аэрофотоснимками или составленной ти-
пологической картой и кривыми связи x=f(H) для разных микроланд-
шафтов, можно определить значения т практически для любого болотного
массива большей части зоны выпуклых олиготрофных болот, занимаю-
щей территорию всей центральной части Западной Сибири. Такая воз-
можность представляется благодаря тому, что кривые x=f(H) получены
для шести наиболее распространенных микроландшафтов, составляю-
щих в общей сложности около 94% площади болот указанной выше зоны.
Таким образом, рассмотренный путь определения прочностных ха-
рактеристик торфяной залежи позволяет в первом приближении полу-
чать данные о величинах предельного напряжения сдвигу без выезда в
поле, т. е. камеральным путем. Задачей дальнейших исследований в этом
направлении является набор массового экспериментального материала
по величинам т для рассмотренных болотных микроландшафтов в целях
уточнения полученных для них расчетных кривых x=f(H), а также опре-
деление подобных зависимостей для еще не изученных болотных микро-
ландшафтов.
Наряду с определением прочностных свойств сибирских болот при
естественном залегании торфяной залежи были проведены отдельные из-
109
Рис. 3.29. Распределение предельного нап-
ряжения сдвигу по глубине торфяной зале-
жи в естественном состоянии (1) и под
нагрузкой (2) в сфагново-кустарничково-
сосновом микроландшафте.
мерения т залежи, находящейся
под нагрузкой. В качестве экспе-
риментальных площадок выбраны
дороги, проходящие по болоту.
Определение величин предельно-
го напряжения сдвигу выполня-
лось одновременно под полотном
дороги (под насыпью) и на есте-
ственном болоте вблизи дороги
На рис. 3.29 приведена кривая
x = полученная в сфагново-
кустарничково-сосновом микро-
ландшафте. Поскольку кривые
распределения т по глубине для
торфяной залежи, находящейся
под нагрузкой, и для залежи в
естественном залегании несопо-
ставимы ввиду осадки первой под
нагрузкой, на рис. 3.29 на оси ор-
динат приведены не сами глубины, а доли глубины залежи в точке из-
мерений. Такой прием позволяет выявить влияние нагрузки на изменение
прочностных характеристик. Аналогичные кривые построены также для
других экспериментальных площадок, расположенных в грядово-моча-
жинном микроландшафте.
На всех экспериментальных площадках под насыпью произошло уве-
личение т залежи под влиянием ее уплотнения в среднем в 1,5—2,0 раза,
причем наибольшее увеличение наблюдалось в верхних слоях. С глуби-
ной разница в величинах т залежи под нагрузкой и без нагрузки умень-
шается и в придонных горизон-
тах становится близкой к нулю. Нем
Это свидетельствует о том, что О
внешняя нагрузка на залежь
воспринимается в основном ее
верхними слоями, т. е. влияние
нагрузки по мере роста глубины ю
ослабевает. Исключение в этом
отношении составляют топя-
ные участки, где торфяная за-
лежь на всю глубину сильно 20
разжижена. Необходимо отме-
тить, что влияние времени
здесь не рассмотрено, так как
данные т под нагрузкой отно-
сятся к двух-трехгодичным
промежуткам времени после
создания нагрузки. Закончи-
лась ли здесь компрессия, еще
не выявлено.
3.4.2 Прочность промерзше-
го слоя торфяной залежи.
Прочность мерзлого торфа за-
DunuT пт ___________ r~ tv/ кии. о.ои. оремеппии сиииишоясипс па пщпи
агосодержания ^мерЗЛ0Г0 торфа на гряде при температуре 0° С
в период нарастания мерзлого (/), —5° С (2) и —6°С (3).
о 1
Л 2
30
w
о 10 20 30 40 50 60 70йкг!смг
Рис. 3.30. Временное сопротивление на изгиб
по
слоя: чем больше W, тем
выше прочность мерзлого
торфа. Так по данным
С. А. Чечкина [203], при
влажности гряд грядово-
мочажинного комплекса
порядка 30—35% проч-
ность мерзлого слоя со-
ставляет 0,6—0,9 кг/см2,
а при полном влагонасы-
щении (W = 94-?96%)
прочность мерзлого сфаг-
нового очеса достигает
32—36 кг/см2, т. е. возра-
стает в 40—60 раз.
В значительной степе-
ни прочность мерзлого
слоя торфяной залежи за-
висит от состава и плот-
ности растительных остат-
Рис. 3.31. Временное сопротивление на изгиб мерз-
лого торфа на мочажине при температуре 0° С (1),
—5е С (2), —6° С (3) и —14е С (4).
Рис. 3.32. Временное сопротивление на сжатие мерз-
лого торфа на тонн при температуре 0е С (1) и —2° С
(2).
ков, которые выполняют
армирующую роль, повышая прочность мерзлого слоя [171].
На территории Западной Сибири в зоне олиготрофных (сфагновых)
болот на отдельных болотных микроландшафтах экспедицией ГГИ были
проведены исследования прочностных характеристик мерзлого торфа в
естественных условиях (участки с ненарушенным моховым и снежным
покровом с глубиной промерзания 40—50 см) и на специально про-
мораживаемых (под дорожной трассой) площадках. Последние промо-
раживались до глубины
100—150 см. Результаты
этих исследований изло-
жены в работе [64]. В ес-
тественных условиях, как
следует из указанной ра-
боты, прочность мерзлого
торфа в различных бо-
лотных микроландшаф-
гах, в частности значение
временного сопротивле-
ния на изгиб и сжатие,
значительно увеличива-
ется с глубиной. Причем
на гряде (рис. 3.30)
верхние слои торфяной
залежи вследствие низ-
кого стояния уровня бо-
лотных вод( — 35 см), об-
условливающего относи-
тельно малое влагосодер-
жание очесного слоя до
момента замерзания, об-
ладают незначительными
величинами прочности
111
(<7 = 54-10 кг/см2). В более глубоких слоях (25—35 см), непосредственно
расположенных вблизи уровня воды (в зоне капиллярной каймы), проч-
ность мерзлого слоя резко возрастает, достигая 30 кг/см2.
Прочность мерзлого торфа на мочажине (рис. 3.31) по всей глубине
гораздо выше прочности на гряде, что объясняется высоким влагосодер-
жанием этого микрорельефа в период замерзания. Сопротивление на
изгиб, как следует из рис. 3.31, с глубиной постепенно возрастает, что
связано с увеличением количества растительного вещества. На прочност-
ные свойства мерзлого торфа как мочажин, так и гряд существенное
влияние оказывает его температура. С понижением температуры проч-
ность промерзшей залежи возрастает. Так, временное сопротивление на
изгиб при температуре 0°С составляет 15—20 кг/см2, а при температу-
ре — 15° С — 50—60 кг/см2, т. е. в 3—4 раза больше.
Кривые временного сопротивления на сжатие мерзлого торфа (рис.
3.32) имеют иной характер: прочность вначале увеличивается, а затем с
глубины 15—20 см уменьшается. Это обстоятельство объясняется нали-
чием значительного количества пузырьков газа в торфе на глубине 15—
40 см, что и является причиной уменьшения прочности мерзлого торфа.
На основании проведенных опытов А. Г. Дерюгин [64] получил ана-
литическую зависимость прочности мерзлого торфа от содержания рас-
тительного вещества, которая выражается эмпирической формулой
о = 10,5 8,7 ~^сух 100, (3.23)
** общ
где о — временное (предельное) сопротивление на изгиб, кг/см2; JFcyx —
объем сухого растительного вещества в торфе; и/Общ — общий объем об-
разца.
Эту формулу, как показали опыты исследования, можно применять
при вычислении прочности полностью насыщенного льдом мерзлого тор-
фа при 0°С до глубины 40 см. Для более низких слоев торфяной залежи
расчеты по этой формуле вести нельзя, так как она не учитывает сниже-
ния прочности из-за увеличения степени разложения торфа.
Результаты испытаний образцов мерзлого торфа на искусственно
промороженных зимних дорогах показали, что наименьшая прочность
в верхнем 20-сантиметровом слое (порядка 20 кг/см2) увеличивается на
глубине 20—40 см (до 38 кг/см2), а затем снова уменьшается. Увеличе-
ние прочности с глубиной до 40 см, по-видимому, связано с увеличением
содержания растительного вещества, а уменьшение ее после 40 см мож-
но объяснить увеличением степени разложения торфа и содержания
незамерзшей влаги.
Рассмотренные выше результаты экспериментальных исследований
мерзлого торфа сибирских болот указывают на значительную изменчи-
вость прочностных свойств промерзшего слоя торфяной залежи в раз-
личных болотных микроландшафтах и элементах микрорельефа (гряды,
мочажины) и в первом приближении могут служить расчетными харак-
теристиками.
112^
4
Уровенный
режим болот
Различия в уровенном режиме болот Западно-Сибирской равнины
обусловлены изменениями климатических факторов, морфологическими
особенностями болот различных зон и составом болотных микроланд-
шафтов.
Положение уровня воды относительно поверхности болот является,
как известно, одной из главных характеристик обводненности болот, пред-
ставляющей большой интерес при их освоении. Располагая данными о
режиме колебания уровней болотных вод и используя известные в на-
стоящее время связи уровней с водно-физическими характеристиками
деятельного слоя (водоотдача, водопроводимость, влажность и др.),
можно производить расчеты водообмена и водного баланса болот, су-
дить о механических свойствах торфяной залежи, проводить соответству-
ющие мероприятия по регулированию водного режима заболоченных и
переобводненных территорий. Поскольку степень изученности гидрологи-
ческого режима болот по территории неодинакова, характеристика уро-
венного режима болотных вод в различных зонах дается с разной сте-
пенью детальности в зависимости от наличия материалов наблюдений.
4.1. Уровенный режим болот области распространения
многолетней мерзлоты
Эта область включает в себя зоны полигональных, плоскобугристых
и крупнобугристых болот, уровенный режим которых практически не
изучен. Единственными материалами, позволяющими судить о режиме
уровней воды на болотах этого района, являются данные наблюдений
Западно-Сибирской экспедиции ГГИ, выполненные в летний период
1971 г. на полигональных болотах в районе пос. Тазовского.
Следует заметить, что уровень болотных вод в условиях многолетней
мерзлоты является интегральной характеристикой соотношения трех эле-
ментов водного баланса: осадков, испарения и горизонтального стока
(притока). В зонах с талыми подстилающими грунтами четвертым эле-
ментом водного баланса, который может влиять на уровень воды на бо-
лотах, является вертикальный водообмен болотных вод с грунтовыми во-
дами подстилающих торфяную залежь горизонтов.
В условиях многолетней мерзлоты особенностью грунтовых вод на
болотах и в минеральных почво-грунтах является то, что они сущест-
вуют только в теплый период года и представляют собой воды, образо-
113
вавшиеся в результате насыщения слоя сезонного оттаивания грунта та-
лыми и дождевыми водами. Водоупором этих вод служит мерзлый слой.
Поскольку глубина оттаивания верхнего слоя почво-грунтов не является
величиной постоянной, а меняется как от года к году, так и в течение
года, мощность водоносного горизонта также изменяется во времени.
Так, в зимний период, когда полностью промерзает деятельный слой
Рис. 4.1. Современный график колебания уровня болотных вод (г), темпе-
ратуры воздуха (I), глубины оттаивания (НОт) и осадков (h) на полиго-
нальном болоте в районе пос. Тазовского за июль—август 1971 г.
Микроландшафты: 1 — сфагново-осоковый, 2 — сфагново-кустарничково-осоковый, 3 —
сфагново-кустарничковый; 4 — полигонально-валиковое болото, 5 — эрозионная ложби-
на стока.
(в данном случае слой сезонного оттаивания), мощность водоносного го-
ризонта равна нулю, в период же максимального оттаивания грунта
(август-сентябрь) она достигает максимального значения. Изменение
мощности водоносного горизонта ведет к изменению стока через дея-
тельный слой болот, что в конечном счете сказывается на величине и хо-
де уровня воды.
На рис. 4.1 приведен ход уровня воды на болотном массиве, располо-
женном в рассматриваемой зоне в районе пос. Тазовского. Наблюдения
за уровнем грунтовых вод на этом болотном массиве проводились в сле-
дующих микроландшафтах: сфагново-осоковом (топяном) и сфагново-
114
кустарничково - осоковом,
расположенных в эрози-
онной ложбине стока,
сфагново- осоково-кустар-
ничковом, занимающем
межполигональную тре-
щину.
Эрозионные ложбины
стока имеют вытянутую
форму шириной 5—10 м,
длиной 20—30 м и более,
заняты они сфагново-осо-
ковым и сфагново-осоко-
во-кустарничковым мик-
роландшафтами. Травяно-
кустарничковый ярус со-
мкнутостью 40—60%
представлен преимущест-
венно осокой кругловатой
с примесью пушицы узко-
листной (сфагново-осоко-
вый микроландшафт) и
местами с примесью ку-
старничков багульника,
карликовой березки, мо-
рошки (сфагново-кустар-
ничково-осоковый микро-
ландшафт). Моховой по-
кров сомкнутостью 100%
состоит из сфагновых
мхов (Sphagnum angusti-
folium, Sph. obtusum, Sph.
compactum, Sph. balti-
cum). Мощность торфя-
ной залежи до 30 см.
Межполигональные тре-
щины шириной 0,7—
1,0 м заняты сфагново-
осоково - кустарничковым
микроландшафтом. Тра-
вяно-кустарничковый по-
кров сомкнутостью 50%
состоит из осоки топяной,
багульника, морошки,
карликовой березки. Мо-
ховой покров сплошной и
состоит из сфагновых мхов
(Sphagnum balticum) с
незначительной примесью
зеленых мхов (Dicranum,
Aulocomnium) и лишай-
ников. Мощность торфя-
ной залежи 1,0—1,6 м.
Рис. 4.2. Совмещенные графики колебания уровня болотных вод за многоводный 1971 (1, 3) и маловодный 1969 (4, 2) годы.
Болотный пост Нумто.
Микроландшафты: 1, 2 — сфагиово-осоково-шейхцсрневый; 3, 4 — сфагново-кустарничково-лишайниковый.
115
116
Таблица 4.1
Среднемесячные и экстремальные уровни болотных вод (см от средней поверхности болота) в основных микроландшафтах,
характерных для южной части зоны крупнобугристых болот, за период 1967—1971 гг. Болотный пост Нумто
Характеристика уровня | I | II | III | IV | V | VI | VII | VIII | IX | X | XI | XII
Сфагново-кустарничково-лишайниковый (узкие перешейки между озерами или топями)
Средний —70 —84 — — — -41 —51 —59 —55 —55 —55 -61
Средний максимальный —65 —76 -96 — — —31 -41 -51 —48 —51 —52 -57
Средний минимальный —76 —91 — — — —59 —63 —59 —59 —58 —64
Абсолютный максимум —44 —55 —77 — — -14 —24 —33 —32 —26 —25 —25
1967 1967 1967 1971 1971 1971 1971 1971 1971 1971
Абсолютный минимум — 100 — 118 — — — — —73 —75 —72 —76 —78 —80
1969 1969 1969 1969 1969 1969 1969 1969
Кустарничков о-лиша Зниково-сфагновый
Средний — — — — — —19 —29 —44 —38 —48 — —
Средний максимальный — — — — — —7 — 15 —26 -27 —36 — —
Средний минимальный — — — — — —31 —42 —53 —49 —60 — —
Абсолютный максимум — — — — — 8 4 —5 — 10 - 6 — —
1971 1971 1971 1971 1971
Абсолютный минимум — — — — — —80 —52 —74 —63 -80
1968 1967 1967 1967 1969
Сф агново- кустарничково-лишайниковый, облесенный сосной и кс др ОМ
Средний —66 — — — — —10 -23 —31 —22 —30 —41 —52
Средний максимальный —61 — — — 6 0 — 12 —15 — И —20 —32 —46
Средний минимальный — — — — — — 18 —34 —38 —38 —38 —48 -58
Абсолютный максимум —50 —64 — — - 13 10 —7 —4 —3 —2 — 11 —28
1967 1968 1971 1971 1971 1971 1971 1971 1971 1971-
Абсолютный минимум — — — — — —28 — 42 -52 —49 -60 —64 —74
1967 1967 1967 1969 1969 1969 1969
Примечания: 1, Средняя поверхность болота (СПБ) определена методом линейной таксации.
2. В числителе даны экстремальные значения уровней, в знаменателе — годы, в которые онн наблюдались.
Анализ данных наблюдений за уровнем воды, полученных на рассмат-
риваемом болоте с учетом местоположения изучаемых микроландшаф-
тов, показал, что в микроландшафтах, расположенных на повышенных
участках рельефа, амплитуда колебания уровня больше, чем в микро-
ландшафтах, занимающих пониженные участки. Это можно объяснить,
по-видимому, главным образом различием в коэффициентах водоотдачи
деятельного слоя болотных микроландшафтов. Как показывают наблю-
дения (см. рис. 4.1), разница в амплитудах колебания уровня может со-
ставлять около 10 см при амплитуде колебания на пониженных участках
болота порядка 12 см. Ввиду высокого стояния уровня болотных вод, что
обусловлено небольшой глубиной сезонного оттаивания торфяной зале-
жи, колебания уровня на болотах рассматриваемой зоны находятся в тес-
ной зависимости от режима выпадения осадков. Совершенно очевидно
(см. рис. 4.1), что помимо осадков на изменение уровня в течение теплого
периода года оказывает влияние сток и испарение с болот, а также ре-
жим оттаивания деятельного слоя. Приведенная весьма краткая харак-
теристика уровенного режима болот относится к основным, наиболее рас-
пространенным, болотным микроландшафтам зоны полигональных болот.
Ввиду отсутствия непосредственных наблюдений за уровнем болотных
вод в зоне плоскобугристых и крупнобугристых болот, дать аналогичную
краткую характеристику их уровенного режима не представляется воз-
можным. Можно, однако, полагать, что режим уровней воды на обшир-
ных понижениях, расположенных между буграми, сходен с ходом уров-
ней в сфагново-осоковом микроландшафте зоны полигональных болот.
Режим уровней воды на торфяных буграх зон плоскобугристых и
крупнобугристых болот совершенно не изучен.
Общая картина хода уровня воды на плоскобугристых и крупнобуг-
ристых болотах в какой-то степени может быть освещена режимом
уровней на болотных микроландшафтах в районе Сибирских Увалов,
в которых наблюдается близкое залегание вечной мерзлоты.
Наблюдения за промерзанием в сфагново-кустарничково-лишайни-
ковом микроландшафте (болотный пост Нумто) показывают, что во вто-
рой половине декабря—начале января сезонная мерзлота смыкается
с вечной мерзлотой. Поэтому в этих микроландшафтах уровенный режим
болотных вод сходен с уровенным режимом рассмотренных выше поли-
гональных болот, как это видно из представленного на рис. 4.2 хроно-
логического графика колебания уровня. В табл. 4.1 приведены обобщен-
ные за 5 лет данные по уровням в болотных микроландшафтах района
оз. Нумто.
4.2. Уровенный режим в зоне выпуклых олиготрофных
(сфагновых) болот
Характеристика уровенного режима болот северной части зоны при-
водится на основании материалов наблюдений болотного поста Нумто,
расположенного в районе Сибирских Увалов. Болотный массив без наз-
вания в районе оз. Нумто является достаточно типичным для северной
части рассматриваемой зоны.
Основной группой болотных микроландшафтов, на которых к концу
летнего периода, как правило, мерзлота не наблюдается, являются сфаг-
ново-осоково-шейхцериевые (топяные) микроландшафты. В их травяном
ярусе на одних участках преобладает осока, на других — шейхцерия, на
многих участках имеется значительная примесь пушицы; в сильно обвод-
117
Таблица 4.2
Среднемесячные и экстремальные уровни болотных вод (см от средней поверхности болота) в основных микроландшафтах,
характерных для северной части зоны выпуклых олиготрофных болот, за период 1967—1971 гг. Болотный пост Нумто
Характеристика уровня | 1 | II | III | IV | V | VI | VII | VIII | IX | X | XI | XII
Сфагново-осоково-шейхцериевая топь с пушицей
Средний прмз прмз прмз прмз прмз —27 -25 —21 —17 прмз
Средний максимальный —17 —21 -20 —17 — 17 —17
Средний минимальный прмз —35 —29 —24 —23 прмз
Абсолютный максимум — 19 —20 —51 — —8 —7 — 14 —10 — 9 — 6 + 3 + 8
1971 1971 1971 1970 1968 1971 1971 1971 1971 1971 1971
Абсолютный минимум прмз прмз прмз прмз прмз прмз —51 —36 —28 —33 прмз прмз
1970 1969 1969 1969
Сфагново-шейхцериево-осоковая топь
Средний —64 прмз прмз —22 —30 —32 —25 —26 ‘ —32 —44
Средний максимальный -55 -74 — 2 — 9 —22 —24 —21 —22 —27 —37
Средний минимальный —73 прмз прмз —32 —38 —37 —29 —33 —38 —51
Абсолютный максимум —43 —53 —71 — 1 -|- 8 — 4 —17 —13 —11 — 5 — 5 —10
1967 1967 1967 1967 1971 1971 1971 1971 1971 1971 1971 1971
Абсолютный минимум —99 прмз прмз прмз прмз —41 —52 —49 —38 —54 —59 —72
1970 1971 1969 1969 1969 1969 1969 1968
Сфагново-осоково-шейхцериевая топь
Средний прмз прмз прмз прмз —19 —28 —25 —20 —21 прмз
Средний максимальный — 3 -10 -21 —21 — 17 — 17 —22
Средний минимальный прмз —25 —32 —29 —23 —31 прмз прмз
Абсолютный максимум —54 -97 — ч- 2 8 — 4 — 14 — 12 — 7 — 2 — 2 — 6
1967 1971 1967 1971 1969 1968 1971 1971 1971 1971 1971
Абсолютный минимум прмз прмз прмз прмз прмз —35 —37 —40 —29 —46 прмз прмз
1970 1970 1967 1967 1967
Примечания: 1. Средняя поверхность болота (СПБ) определена методом линейной таксации.
2. В числителе даны экстремальные значения уровней, в знаменателе — годы, в которые они наблюдались.
ненных местах травяной ярус деградировал и наблюдается оголенная
торфяная залежь.
Годовой ход уровня характеризуется низкой зимней меженью, подъ-
емом уровня воды до максимальных годовых значений в период весен-
него снеготаяния и высоким стоянием уровня в течение всего летне-осен-
него периода (рис. 4.2).
Интенсивный весенний подъем уровня начинается после перехода
среднесуточной температуры воздуха через 0°С. Средняя дата устойчи-
вого перехода среднесуточной температуры воздуха через 0° С за пери-
од 1967—1972 гг. приходится на 14/V, наиболее ранняя — на 17/IV, на-
иболее поздняя — на 21/V.
Наивысший уровень наблюдается обычно в последней декаде мая,
реже — в первой половине мая. Средняя дата наступления максималь-
ного уровня на болоте 22/V, т. е. максимум наблюдается в среднем через
8 дней после устойчивого перехода температуры воздуха через 0°С. Од-
нако эта величина сильно варьирует в зависимости от метеоусловий каж-
дого года. В течение всего летнего периода уровень на болотах достаточ-
но высок, что, по-видимому, можно объяснить обильными осадками и
близостью многолетней мерзлоты к дневной поверхности. Относительно
интенсивный спад уровня начинается в октябре — ноябре и продолжа-
ется затем в течение всего зимнего периода.
По зимнему режиму уровней болотных вод данные весьма ограни-
чены, поскольку большинство скважин зимой промерзает.
Зимняя межень характеризуется низким стоянием уровня воды на
болоте; в отдельных микроландшафтах уровень опускается до 90—
100 см от поверхности болота. Средние многолетние и экстремальные
значения уровней в нескольких микроландшафтах этой части зоны при-
ведены в табл. 4.2, а хронологический график хода уровней на рис. 4.2.
Как уже отмечалось в разд. 2, наиболее распространенными группа-
ми болотных микроландшафтов зоны выпуклых олиготрофных болот
являются мохово-лесные, занимающие 26% всей площади зоны, грядо-
во-мочажинные — 36% и грядово-озерковые — 16%.
Режим уровней в этих микроландшафтах рассматривается на осно-
вании экспедиционных наблюдений, проведенных на болотных массивах
междуречья Ваха и Ватинского Егана, бассейна р. Агана, междуречья
Мулымьи и Малого Тетера и бассейна р. Супры (см. табл. 1.1).
Внутригодовой ход уровней имеет общую закономерность, свойствен-
ную всем типам болотных массивов и их отдельным микроландшафтам:
повышение уровней весной в период таяния снега, последующее посте-
пенное их снижение после весеннего максимума, летний минимум, прихо-
дящийся на вторую половину августа, осеннее повышение уровней,
наблюдающееся большей частью в начале сентября и конце октября,
зимнее незначительное снижение уровня, продолжающееся до начала
снеготаяния, или стабильное его стояние в течение зимнего периода
(рис. 4.3). Колебания уровня в различных болотных микроландшафтах,
как видно из рис. 4.3, синхронны, различны только их амплитуды.
Благодаря высокому стоянию уровня воды на болотах, последний
быстро реагирует на все изменения в приходе и расходе влаги на поверх-
ность болота.
Весенний подъем уровня начинается во второй половине апреля —
начале мая, практически с момента перехода температуры воздуха через
0°С, т. е. начала снеготаяния. Средняя дата устойчивого перехода сред-
несуточных температур воздуха через 0° С, зависящая в основном от ши-
119
X L.
N R
роты местности, может
быть приближенно опре-
делена по рис. 4.4, а бо-
лее точно по рис. 5.35.
Продолжительность подъ-
ема в разные годы различ-
на и зависит от дружно-
сти весны. Максимальный
весенний уровень, кото-
рый является, как прави-
ло, и максимальным годо-
вым, наблюдается в сред-
нем через 15 дней после
начала подъема. Весеннее
половодье иногда выра-
жено двумя подъемами
(1968, 1970 гг.). Послед-
нее наблюдается в тех
случаях, когда в период
интенсивного снеготаяния
наступает резкое похоло-
дание. Подъем уровня
приостанавливается и да-
же начинается спад. Даль-
нейшее повышение темпе-
ратуры вызывает новый
подъем. Нередки случаи
(1969, 1972 гг.), когда на
спаде весеннего половодья
выпадают обильные осад-
ки, обусловливающие но-
вый подъем, который по
величине часто превосхо-
дит максимум, вызван-
ный снеготаянием. Вели-
чина подъема уровня в
весенний период в различ-
ных микроландшафтах не-
одинакова: наибольшая —
в мохово-лесных и мохо-
во-кустарничковых, обле-
сенных сосной микроланд-
шафтах, где она достига-
ет 80 см, наименьшая —
в топях и на мочажинах
грядово-мочажинных ком-
плексов (10—15 см). По-
следнее объясняется раз-
личием в величинах коэф-
фициентов водоотдачи
деятельного слоя в этих
микроландшафтах, а так-
же относительно- высоким
120
стоянием уровня в зимний период в грядово-мочажинном и грядово-
озерковом комплексах, о чем будет сказано ниже.
Несмотря на относительно большую величину весеннего подъема
уровней в микроландшафтах лесной и мохово-лесной групп, а также на
грядах комплексных микроландшафтов уровни редко выходят на по-
верхность, покрывая водой лишь наиболее низкие межкочечные по-
нижения. В моховых и мохово-травяных микроландшафтах, а также в
Рис. 4.4. Зависимость даты перехода среднесуточной
температуры воздуха через 0° С от широты
местности.
IX
мочажинах комплексных микроландшафтов в весенний период вода часто
стоит выше поверхности болота.
В летний период наблюдается общий спад уровней, обусловленный
стоком и испарением с болот. Плавность хода уровней нарушается от-
дельными подъемами, вызванными выпадающими осадками.
В осенний период в отдельные годы происходит небольшое повышение
уровня, которое обусловлено уменьшением испарения и некоторым уве-
личением осадков. Примерно со второй половины октября, в связи с по-
нижением температуры воздуха и прекращением атмосферного питания,
в сфагново-кустарничково-сосновом и сфагново-кустарничковом, обле-
сенном сосной микроландшафтах начинается плавный спад уровней, ко-
торый продолжается в течение всего зимнего периода, до начала весен-
121
него снеготаяния, в то время как в грядово-мочажинном и грядово-озер-
ковом комплексах обычно падение уровня происходит лишь до момента
промерзания деятельного слоя мочажин или совсем не наблюдается
(см. рис. 4.3). Промерзшие мочажины становятся своего рода плотинами
для фильтрационного стока с этих микроландшафтов. Поэтому в этих
микроландшафтах в средние и холодные зимы уровень с конца декаб-
ря — начала января практически не изменяется до начала весеннего сне-
готаяния. Влияние промерзания на режим стока сказывается через дея-
тельный горизонт торфяной залежи, что нарушает синхронность колеба-
Рмс. 4.5. График связи соответственных уровней
болотных вод за теплый период года.
ния уровня воды в зимний период в различных болотных микроланд-
шафтах.
Как видно из приведенных в приложении 8 данных, годовой мини-
мальный уровень приходится как на летне-осенний, так и на зимний пе-
риоды.
В приложении 9 (табл. 1.2) приведены аналогичные результаты на-
блюдений за уровнями в других районах зоны, которые подтверждают
приведенную выше характеристику.
Синхронность колебания уровней в различных частях болотного мас-
сива, являющаяся следствием высокого стояния их и условий фильтра-
ционного стока через деятельный горизонт болот, обусловливает доста-
точно тесную связь между соответственными уровнями в различных мик-
122
123
Таблица 4.3
Сравнение вычисленных (по метеорологическим данным) и наблюденных уровней болотных вод (см).
Сфагново-кустарничковый, облесенный сосной микроландшафт
Май Июнь Июль Август Сентябрь
уровень уровень уровень уровень уровень
Метеостанция Год Характеристика уровня исленный поденный Ф о ЕС * о S 3 X ф ч «е 3 X X ф ЕС 2 хождение 3 а X ф г; X «X 3 X X ф § ч ф X X ф ЕС * о меленный люденный | ф х ф ЕС £ о X X ф ч X люденный ф ф ЕС £ о
ко ко л 3 я я 3 ко я я 3 я
и = С. и аз - (X са X л я о.
Шаим 1965 Средний -29 —29 0 —38 —36 2 -43 —49 —6 —46 —51 —5 —45 —46 —1
Максимальный —24 —31 -32 — 1 -34 —42 —8 —36 -47 —11 -39 —38 1
Минимальный -36 —36 0 —46 —43 3 -51 -58 —7 -53 -58 -5 —50 -56 —6
1966 Средний —26 —28 —2 —32 —29 3 —37 -33 4 —43 —40 3 —45 —38 7
Максимальный —21 -16 5 -26 —23 3 —28 -30 —2 —33 -36 —3 -38 —36 2
Минимальный —32 —38 -6 —40 —38 2 -45 —39 6 —52 —46 6 —51 —42 9
Нижневартовск 1967 Средний —26 —32 —6 -31 —36 —5 —37 -40 —3 -48 —42 6
Максимальный — 19 —23 —4 —26 —26 0 —31 —32 -1 —42 —36 6
Минимальный —32 —39 —7 —38 —43 —5 —46 —45 1 —54 —48 6
1968 Средний -25 —26 — 1 —30 —28 2 —37 —35 2 —42 —46 —4 —38 —34 4
Максимальный — 19 -20 — 1 —23 —24 — 1 -31 —30 1 —36 -40 —4 —33 —27 6
Минимальный —31 —33 —2 —36 —32 4 —44 —40 4 —51 -50 1 —43 —39 4
1969 Средний —32 —34 —36 —2 —34 -33 1 —36 —37 -1 —36 —34 2
Максимальный —27 —28 -33 —5 —28 — 17 И —28 —33 —5 —31 —30 1
Минимальный —38 —40 —39 1 —41 -39 2 —43 —40 3 —41 —37 4
1970 Средний -36 —25 11 —41 —26 15 —43 -34 9 —41 —38 3 —46 —37 9
Максимальный -31 — 19 12 —35 —20 15 —37 —28 9 —33 -30 3 —41 —32 9
Минимальный —42 —33 9 —48 —32 16 -51 —41 10 —48 —45 3 —52 —42 10
1971 Средний -32 —24 -8 —38 —39 1 —42 —48 6 —37 —45 8 —34 —40 6
Максимальный —26 — 12 14 —32 —35 3 —36 —37 1 —29 —38 9 —29 —36 7
Минимальный —39 —37 2 -44 —46 2 —49 —59 10 —44 —63 19 -39 —43 4
1972 Средний —30 —30 0 —36 —22 14 -38 —32 6 —42 —34 8 —40 —34 6
Максимальный —24 —24 0 -30 — 16 14 -32 —25 7 —34 —29 5 —35 —30 5
Минимальный —37 —31 6 —42 —28 14 —45 -38 7 —49 —43 6 —45 —43 2
роландшафтах (рис. 4.5). Коэффициент корреляции такого типа связей
колеблется в пределах 0,80—0,94.
Поскольку в зимний период синхронность в колебаниях уровней в
различных болотных микроландшафтах нарушается процессами промер-
зания, связи соответственных уровней в этот период часто оказываются
весьма слабыми. Поэтому для расчетов могут быть использованы лишь
связи, построенные на основании данных наблюдений за теплый период
года (май — октябрь). На основании этих графиков составлена таблица
соответственных уровней для всех основных типов болотных микроланд-
шафтов рассматриваемой территории (приложение 10), которая по дан-
ным наблюдений или расчета уровня в каком-либо одном микроланд-
шафте позволяет получить значения уровней в других микроландшафтах
конкретного болотного массива, что важно при практических расчетах.
Кратковременные наблюдения за уровнями на болотах рассматривае-
мой зоны не позволяют непосредственно по ним получить расчетные зна-
чения уровней болотных вод, необходимые для практики. Поэтому для
определения расчетных величин использован другой путь. На основе
кратковременных экспедиционных наблюдений была проверена приме-
нимость для условий сибирских болот методики расчета уровней по ме-
теорологическим данным, разработанной по материалам наблюдений на
болотах ЕТС [142, 143]. В табл. 4.3 приведены результаты сравнения вы-
численных и наблюденных величин. Из таблицы следует, что расхожде-
ния между вычисленными и наблюденными уровнями невелики и лежат
в основном в пределах 1—5 см. Обеспеченность отклонений вычислен-
ных уровней от наблюденных дана в табл. 4.4, из которой следует, что
обеспеченность непревышения ошибки, равной 5 см, составляющей 17%
амплитуды изменения среднемесячных уровней за теплый период, около
60%. В отдельных случаях расхождения достигают 10 см и даже несколь-
ко больше, что объясняется некоторым несовершенством расчетной мето-
дики, заключающимся в неучете характера весеннего снеготаяния, вре-
мени перехода температуры воздуха через 0°С, а также зимних отте-
пелей.
Таблица 4.4
Отклонения вычисленных уровней от наблюденных (см) различной обеспеченности
Характеристика уровня Обеспеченность, %
1 5 10 20 30 40 50 60 70 80 90 95 99
Среднемесячный 17 12 10 7 6 5 4 3 2,5 2 1 0,8 0,2
Максимальный 19 13 10 8 6 5 4 3 2 2 1 0,5 0,1
Минимальный 20 14 12 9 7 6 5 4 3 2 2 1 0,3
Исходными данными для расчета уровней по этой методике являются,
как известно, атмосферные осадки и суммарная солнечная радиация [142].
Расчет среднемесячных уровней воды за теплый период года (май —
сентябрь) ведется для сфагново-кустарничкового облесенного сосной
микроландшафта. В других болотных микроландшафтах уровни опреде-
ляются с помощью таблиц соответственных уровней (приложение 10).
Для определения экстремальных значений уровней за отдельные лет-
ние месяцы построены графики связи среднемесячных уровней с макси-
мальными и минимальными (рис. 4.6, 4.7). При построении этих графи-
124
ков использовались данные наблюдений на болотах ЕТС и Западной Си-
бири. На тесноту приведенных связей, а следовательно, и на точность
определения по ним экстремальных уровней влияют осадки: их количе-
ство и характер распределения в течение месяца. При относительно рав-
номерном распределении осадков точки хорошо ложатся на прямую ли-
нию связи, при выпадении же большого количества осадков в виде от-
дельных интенсивных ливней точки на графике обычно отклоняются от
Рис. 4.6. Графики связи среднемесячных и максимальных уровней болот-
ных вод в сфагново-кустарничковом облесенном сосной микроландшаф-
те за теплый период года.
/ — май, 2 — июнь, июль, 3 — август, 4 — сентябрь.
линии связи. Величины и обеспеченность отклонений вычисленных экст-
ремальных уровней от наблюденных приведены в табл. 4.3, 4.4.
По рассмотренной выше схеме рассчитаны среднемесячные, макси-
мальные и минимальные уровни болотных вод по данным 44 метеороло-
гических станций, расположенных в зоне выпуклых олиготрофных болот
(приложение 11). Продолжительность используемых при этом рядов на-
блюдений колеблется от 6 до 63 лет. В связи с этим приведенные в при-
ложении 11 уровни хотя и близки между собой, но являются не вполне
сравнимыми.
. Исследования пространственной изменчивости уровней болотных вод
в однотипных микроландшафтах, выполненные К. Е. Ивановым [83], а в
125
последнее время Е. Л. Балясовой [14], показали, что в генетически одно-
родных микроландшафтах, расположенных на разных болотных масси-
вах, равнообеспеченные среднегодовые и экстремальные уровни практи-
чески одинаковы. Этот важный вывод позволяет при определении рас-
четных значений уровней на слабоизученных или совершенно неисследо-
ванных массивах использовать расчетные уровни, полученные на основе
длительных наблюдений.
Рис. 4.7. Графики связи среднемесячных и минимальных уровней болот-
ных вод в сфагново-кустарничковом облесенном сосной микро.тандшаф-:
те за теплый период года.
7 май, 2 — июнь, 3 — июль, 4 — август, 5 —• сентябрь.
Принимая во внимание вышесказанное, по вычисленным уровням для
станции Сургут, имеющей наиболее длительный ряд наблюдений (63 го-
да), были построены кривые обеспеченности средних, максимальных и
минимальных уровней за теплый период года (рис. 4.8). По этим кривым
с помощью таблицы соответственных уровней (приложение 10) опреде-
лены уровни различной обеспеченности в других, наиболее распростра-
ненных в рассматриваемой болотной зоне микролапдшафтах (табл. 4. 5).
Кроме того, па рис. 4.9 приведены кривые обеспеченности Среднеме-
сячных уровней в сфагново-кустарничковом, облесенном сосной микро-
ландшафте, рассчитанные по данным метеостанции Сургут за каждый
месяц теплого периода года. Пользуясь описанным выше приемом и
126
Рис. 4.8. Кривые обеспе-
ченности максимальных
(1), средних (2) и ми-
нимальных (3) уровней
болотных вод за теплый
период года, рассчитан-
ных по данным метео-
станции Сургут. Микро-
ландшафт сфагново-ку-
старничковый, облесен-
ный сосной.
Рис. 4.9. Кривые обеспеченности среднемесячных уровней болот-
ных вод за каждый месяц теплого периода года, рассчитанных
по данным метеостанции Сургут.
I — май, 1 — июнь, 3 —июль, 4 — август, 5 — сентябрь.
Таблица 4.5
Расчетные уровни болотных вод (см от расчетной поверхности болота) различной
обеспеченности (за теплый период года)
Мжкроландшафт Характеристика уровня Обеспеченность, %
I 1 5 1 10 1 25 1 50 | 75 | 90 | 95 S9
Сфагиово-кустар- Средний —29 —34 —36 —38 —42 —46 -50 ->53 —60
яичковый, обле- сенный сосной Максимальный —18. —21 —22 —25 —28 —32 -36 т38 —44
Минимальный —80 —69 —65 —59 -53 -50 —47 —44 —39
Сфагиово-кустар- Средний . —39 —44 —47 —49 -53 —57 -61 -64 —71
ННЧКОВО-СОСНО- вый Максимальный —28 —31 -32 —35 —38 —42 —47 —49 —55
Минимальный —92 —81 —77 —70 —64 —61 —58 —55 —50
Сфагиово-лишайни- Средний —34 —39 —42 —44 —48 —53 —57 -60 -67
ково-кустарнич- ковый, облесен- Максимальный —23 —26 —27 —30 —33 —37 —42 —44 —51
ный сосной Минимальный —88 —77 —73 —66 -60 —57 —54 -51 —45
Лишайниково-сфаг- Средний —32 —37 —40 —42 -45 —49 —53 -55 -62
ново-кустарнич- ковый, облесен- ный сосной Максимальный —22 —25 —26 -29 —31 —35 —40 —42 —47
Минимальный —81 —71 —67 -61 —55 -53 -50 —47 —42
Сфагново-кустар- Средний —18 —20 —22 —23 —25 —27 —29 —30 —34
ничково-пушице- вый, облесенный Максимальный —12 —14 —14 —16 —17 —19 —22 —23 —26
СОСНОЙ Минимальный —44 -39 —37 —33 —30 —29 —27 —26 —23
Сфа г ново-осоково- Средний —10 —12 —14 —15 —17 -20 —21 -23 —
шейхцериевый (топь) Максимальный — 4 — 6 — 6 — 8 -10 — 12 — 14 — 15 —18
Минимальный . — —26 —23 —£1 —20 -18 —16
Г рядово-мочажин-
иый комплекс:
Гряды:
сфагново- кустар- Средний • —25 —29 —30 —31 —35 —37 —41 —42* —48
ничковые, обле- сенные сосной Максимальный —17 —19 —20 —22 —24 —27 —30 —31 —36
Минимальный — —1— -52 —47 —42 —41 —38 —36 —32
Мочажины:
сфагново»шейхце- Средний —2 — 4 — 5 — 6 — 8 -^9 —11 -13 —16
риевые Максимальный -и _и з 2 + 1 — 1 -!з — •5 — 6 — 8
। Минимальный — -421 —19 -16 — 13 -11 —10 — 8 - 6
сфа г ново-осоково- Средний —3 — 7 -10 — 12 —15 -19 —22 -25' —32
шейхцерйевые Максимальный +7 + 5 + 4 + 1 — 2 — -5 —10 —12 —17
Минимальный — — — —31 —25 —22 —20 —17 —12
Гряды:
сфагново-t кустар- Средний : —34 —39 —42 —44 —48 -52 —56 —59 -56
ничково-йушице- вые, облесенные Максимальный -24 —26 —28 —30 —33 —37 —42 -44 —50
СОСНОЙ . Минимальный — — — -65 —59 -56 —53 —50 —45
Мочажины:
сфагново-пуши- Средний —17 -22 —25 —27 —31 —35 —39 —42 —48
цево-шейхцерие- Максимальный __ 7 — 9 —10 —13 —16 —20 —251 —27 -33
вые —47 —42 —39 —36 -33 —28
Минимальный
128
Микроландшафт Характеристика уровня Обеспеченность %
1 1 5 10 1 25 | 50 | 75 | 90 | 95 | 99
Гряды: Средний —25 —29 —30 —31 —35 —37 —41 —42 —41
сфагново- кустар- Максимальный —17 — 19 —20 -22 —24 —27 —30 —31 —Зг
ничково-лишай- —38
никовые, обле- сенные сосной Минимальный — — —52 —47 —42 —41 —36 —31
Мочажины: Средний 6 + 3 + 2 + 1 - 2 — 4 — 7 — 8 —1:
сфагпово-осоко- во-очеретниковые Максимальный + 13 +10 -1-10 -|- 8 -|- 6 + 4 -1- 2 + 1
Минимальный — — — —12 — 8 — 7 — 5 — 3 0
Г рядово-мочажин-
но-озерковый
комплекс:
Гряды:
сфагново-кустар- Средний —29 —33 —36 —37 -40 —43 —46 —49 —5-
ничковые, редко облесенные сос- Максимальный —20 —23 —23 —26 —28 —32 —36 —37 —4‘
ной Минимальный — —62 —59 —53 —49 —46 —44 —42 —з;
сфагново-кустар- Средний -40 —44 —46 —48 -51 —54 —58 -60 —6г
ничковые, обле- сенные сосной Максимальный —31 —34 —34 -37 —39 — 42 —46 —48 —5;
(четко ориенти- рованы) Минимальный — —74 —70 -65 —60 -58 -55 —53 —4‘
Г рядово-озерко-
вый комплекс:
Гряды:
сфагново-кустар- Средний -24 —27 —28 —30 —33 —36 —39 —41 —4
ничковые, обле- сенные сосной Максимальный —15 — 17 —18 —20 -23 —25 —28 —30 —3‘
(неориентирован- ные) Минимальный —62 -53 —50 —46 —41 —39 —37 —34 —3
сфагново-кустар- Средний -33 —38 —41 —44 —47 —51 —55 —57 —6-
ничковые, обле- сенные сосной и Максимальный -23 —26 —27 -70 —30 —33 —36 —41 —44 —45-
березой (нечетко ориентированы) Минимальный — —74 —64 —57 —55 —52 —49 —4*-
сфагново-кустар- Средний -22 —25 —27 —28 —31 —33 —35 —31 —41
ничковые (ориен- тированные) Максимальный — 15 -16 —17 —19 —21 —23 —27 —28 —31
Минимальный — —49 —46 —41 —38 —35 —34 —32 —21
рис. 4.9, можно определить среднемесячные и экстремальные уровни зс
любой месяц теплого периода практически для всех наиболее распро-
страненных микроландшафтов.
Данные этих определений, приведенные в табл. 4.5, с достаточной
для практики точностью могут быть использованы при характеристик;
уровенного режима неисследованных массивов зоны выпуклых оли
готрофных болот. Для этого необходимо располагать типологическог
картой или аэрофотоснимком исследуемого конкретного массива, кото
рые дают четкое представление о типах болотных микроландшафтов i
характере их размещения на массиве.
К Зак. 3185
121
4.3. Уровенный режим в зоне плоских евтрофных и мезо-
трофных (осоково-гипновых и лесных) болот
На территории этой зоны находится единственная в Западной Сиби-
ри болотная станция Тюменская (Омское УГМС), которая ведет наблю-
дения на Тарманском болотном массиве, расположенном на первой
надпойменной террасе р. Туры, и болотный пост Коноваловка (Западно-
Сибирское УГМС), ведущий наблюдения на массиве водораздельного
залегания.
Тарманское болото является типичным для рассматриваемой зоны
массивом террасного залегания. Болотные микроландшафты, на которых
изучается уровенный режим, охватывают основные их типы в рассматри-
ваемой зоне (см. разд. 2).
Весенний подъем уровня начинается в конце марта — начале апреля,
когда температура воздуха в дневные часы становится положительной, а
болото находится еще в промерзшем состоянии.
Подъем уровня в различных микроландшафтах происходит неодно-
временно, что объясняется главным образом относительным расположе-
нием их на массиве. Так, йапример, в осоковом кочкарнике, расположен-
ном на окрайке массива, примыкающем к заливному лугу, с которого в
период весеннего снеготаяния поступает вода на болото, подъем уровня
по срокам несколько опережает начало подъема в других микроланд-
шафтах. При этом и водоотдача из снега в осоковом кочкарнике начина-
ется несколько раньше, чем на облесенных участках болота. Но в целом
сдвиг в сроках наступления характерных уровней невелик: всего 2—3
дня. Характеристика весеннего подъема уровня в различных микроланд-
шафтах приведена в табл. 4.6.
Таблица 4.6
Сведения о весеннем подъеме уровня болотных вод в различных микроландшафтах.
Тарманский болотный массив (1960—1972 гг.)
Характеристика подьема Осоковый кочкарник Осоково-гип- иово-кустар- никовый Грядово-мо- чажинный Гипново-ссо* ковый
Дата начала подъема 29/III 1/IV 31/III 1/IV
Дата высшего весеннего уровня 8/V 10/V 11/V 7/V
Продолжительность подъема (дни) 40 40 41 36
Величина весеннего подъема (см) 64 48 38 33
Средняя дата наступления максимального весеннего уровня за пери-
од наблюдений приходится на конец первой декады мая. Средняя много-
летняя дата перехода среднесуточной температуры воздуха через 0°С
17/IV. Таким образом, максимальный уровень на болоте наблюдается
примерно через месяц после перехода температуры воздуха через 0°С.
Годовая амплитуда колебания уровня в различных микроландшаф-
тах неодинакова и изменяется в широких пределах: в осоковом кочкар-
нике— от 51 до 106 см, в осоково-гипново-кустарниковом микроланд-
шафте— от 42 до 92 см, в формирующемся грядово-мочажинном ком-
плексе— от 39 до 79 см и в мозаичном гипново-осоковом микроландшаф-
те — от 36 до 66 см.
130
Обводненность болота характеризуется продолжительностью стояния
уровня воды у поверхности болота или выше ее (табл. 4.7).
Как следует из табл. 4.7, степень обводненности массива от года к го-
ду меняется в широких пределах. Так, наибольшая продолжительность
стояния уровня у поверхности болота и выше ее имела место в 1966 г.,
наименьшая — в 1969 г.
Таблица 4.7
Продолжительность стояния уровня воды (дни) на Тарманском болотном массиве
на высоте средней поверхности болота и выше ее
Микроландшаф т
1960 г. 1961 г. 1962 г.
1963 г. 1964 г. 1965 г. 1966 г. 1967 г. 1968 г.
1969 г. 1970 г.
Осоковый кочкар-
ник
О соково-гип ново-
кустарниковый
Грядово-мочажин-
ный комплекс
(мочажина)
Мозаичный гипно-
во-осоковый
46 247
30 132
29 57
33 84
78 60 33
62 44 0
50 18 0
58 14 0
81
70
228 8
224 8
64 163 0
24 212 0
70 2 82
43 0 66
21 0 58
34 0 57
и
85
62
42
47
Интенсивность спада уровней и его продолжительность зависят от
хода температуры воздуха и режима осадков. Атмосферные осадки вы-
зывают подъем уровня болотных вод, причем чем ниже уровень от по-
верхности болота, тем больше его реакция на выпадающие осадки. Это
объясняется уменьшением коэффициента водоотдачи по глубине торфя-
ной залежи.
Летний минимум в ходе уровней наблюдается чаще всего в июле, ре-
же в августе и совсем редко в сентябре. В годы с обильными летними
осадками, когда болото сильно обводнено, летний минимум слабо выра-
жен. В период летне-осенней межени ход уровня характеризуется чере-
дованием подъемов и спадов различной высоты (от 15—20 см до 50 см).
В некоторые годы летний максимум превышает весенний (1966, 1967,
1969 гг.)
В течение зимнего периода уровень на болотах понижается, причем в
разные годы характер снижения уровня неодинаков. В одни годы уровень
достигает минимального значения к концу ноября и остается почти на
одной и той же отметке до начала снеготаяния, в другие— минимальные
уровни наблюдаются в феврале—марте. Понижение уровня воды на бо-
лоте за зимний период составляет 10—60 см. Наибольшее снижение уров-
ня наблюдается в осоковом кочкарнике (до 60 см), наименьшее — в гря-
дово-мочажинном и мозаичном гипново-осоковом микроландшафтах
(до 40 см).
В приложении 12 (табл. 1) приведены среднемесячные и характерные
уровни воды в различных микроландшафтах Тарманского болотного
массива, а на рис. 4.10 — график колебания уровня воды на нем за мало-
водный и многоводный годы.
Анализ приведенного материала показывает, что обводненность болот
в разные по увлажнению годы изменяется в широких пределах: в сухие
5’
131
годы уровни на болоте на 40—60 см ниже, чем во влажные. Такая боль-
шая разница в уровнях в значительной степени отражается на характере
водообмена болота с окружающей средой и на физико-механических
свойствах торфяной залежи.
По данным наблюдений на Тарманском болотном массиве за 11-лет-
ний ряд установлены связи соответственных уровней в различных бо-
лотных микроландшафтах и составлена таблица (приложение 14, графы
6—12).
Значительный процент болот рассматриваемой зоны представляют со-
бой болотные массивы водораздельного залегания. Режим этих болот-
ных массивов рассматривается на примере наблюдений, проведенных на
Баксинском болотном массиве (болотный пост Коноваловка).
Рис. 4.10. Совмещенный график колебания уровня воды в мозаичном
гипново-осоковом микролапдщафте за многоводный 1966 г. (1) и ма-
ловодный 1960 г. (2).
Период действия болотного поста Коноваловка 17/IV-61 г.—23/V-71 г.
Все наиболее распространенные микроландшафты водораздельных
массивов данной болотной зоны охвачены наблюдениями (приложе-
ние 1).
Весенний подъем уровня на этих болотах начинается в конце марта —
начале апреля с наступлением положительных температур.
Средняя дата наступления максимального весеннего уровня прихо-
дится на третью декаду апреля. Весенний максимальный уровень за ред-
ким исключением является максимальным годовым. Величина весеннего
подъема достигает 40 см.
Годовая амплитуда колебания уровня в различных микроландшаф-
тах неодинакова и изменяется в широких пределах: в осоковом кочкар-
нике— до 115 см (почти ежегодно скважины в этом микроландшафте
перемерзают), в гипново-осоковом — от 45 до 87 см, в осоково-березо-
вом — от 50 до 90 см.
Интенсивность спада уровней и его продолжительность зависят от хо-
да температуры воздуха и режима осадков. В период летне-осенней ме-
жени ход уровня характеризуется чередованием подъемов и спадов раз-
личной высоты (от 10 до 30 см). Иногда летний максимум на 1—2 см пре-
вышает весенний.
Летний минимум в ходе уровней наблюдается чаще всего в августе,
реже в июле и совсем редко в сентябре.
В зимний период уровень на болотах понижается. В одни годы он до-
стигает минимального значения к концу ноября и держится почти на од-
ной и той же отметке до начала снеготаяния, в другие годы минимальные
132
уровни наблюдаются в феврале—марте. Годовой минимум уровней чаще
приходится на летне-осеннюю межень.
В приложении 12 (табл. 2) приведены среднемесячные и экстремаль-
ные уровни воды в различных микроландшафтах Баксинского болотного
массива, а на рис. 4.11 —график колебания уровня воды на нем за мно-
говодный и маловодный годы.
Различия в среднегодовых уровнях на этом массиве в разные по ув-
лажнению годы несколько меньше (до 35 см), чем на болотах террасно-
го залегания (Тарманский массив). По-видимому, одной из причин отно-
сительно небольших изменений уровня от года к году на болотах
водораздельного залегания является наличие интенсивного сброса болот-
ных вод при высоком стоянии уровня.
Рис. 4.11. Совмещенный график колебания уровня воды в гипново-осо-
ковом микроландшафте за многоводный 1961 г. (1) и маловодный
1968 г. (2).
По данным наблюдений на Баксинском болотном массиве за период
1961—1970 гг. установлены связи соответственных уровней в различных
болотных микроландшафтах и составлена таблица (приложение 14, гра-
фы 1—5), которая позволяет при наличии данных наблюдений в каком-
либо одном микроландшафте определить уровни в других.
Можно полагать, что в аналогичных микроландшафтах неисследован-
ных болотных массивов, расположенных в подобных геоморфологических
условиях, уровенный режим похож па вышеописанный. В связи с этим
приведенные сведения об уровнях Тарманского и Баксинского массивов
могут быть использованы для приближенной оценки режима уровней на
неизученных массивах рассматриваемой болотной зоны.
4.4. Уровенный режим в зоне вогнутых евтрофных (трост-
никовых) и засоленных (травяных) болот
Уровенный режим неосушенных болот этой зоны рассмотрен на при-
мере болота Узаклипского, осушенных — на примере болота Карапузско-
го. Краткие сведения о проводимых на них наблюдениях приведены в
табл. 1.1.
Измерения уровня на неосушенном массиве велись в следующих бо?
лотных микроландшафтах: осоковом кочкарнике, осоковом и березово-
133
осоковом. Краткая характеристика этих микроландшафтов дана в при-
ложении 1.
Весенний подъем уровня на Узаклинском болоте (рис. 4.12), вызван-
ный снеготаянием, начинается в первой половине апреля и характеризу-
ется большой интенсивностью (до 60 см/сутки). Высота подъема в бере-
зово-осоковом микроландшафте составляет 0,5—0,7 м, в осоковом коч-
карнике — до 1,5 м.
Максимальный весенний уровень, являющийся и максимальным го-
довым, наблюдается через 5—9 дней после начала подъема.
Продолжительность стояния максимального уровня составляет 1—3
дня, высоких уровней — 2,5—3,0 месяца.
Рис. 4.12. Совмещенный график колебания уровня воды в различных болотных микро-
ландшафтах за 1971 г.
/ — березово-осоковый, 2 — осоковый.
Понижение весеннего уровня на болоте продолжается практически
до середины августа. В течение первых 2,5—3,0 месяцев снижение уров-
ня происходит очень плавно, со средней интенсивностью 0,25см/сутки, в
течение последнего месяца (с середины июля до середины августа) бо-
лее интенсивно (2 см/сутки). В период плавного снижения уровней на
болоте (вторая половина апреля — июнь) наблюдаются отдельные не-
большие (до 15 см) подъемы, вызванные осадками. Летняя межень ха-
рактеризуется неустойчивым уровенным режимом. Повышения уровня
воды на болоте при выпадении осадков характеризуются большой интен-
сивностью (до 20—25 см/сутки), но по высоте значительно уступают ве-
сеннему подъему.
В осенний период (октябрь—ноябрь) в связи с уменьшением испаре-
ния уровень на болоте несколько повышается; зимой наблюдается плав-
ный спад, нарушаемый небольшими подъемами во время оттепелей.
Минимум в годовом ходе уровня, как следует из данных наблюдений,
приходится либо на весенний предпаводочный период, либо на период
летней межени. Годовая амплитуда колебания уровня в осоковом кочкар-
нике достигает 170 см, в осоковом микроландшафте— 122 см.
Сведения о среднемесячных и экстремальных уровнях за период на-
блюдений на Узаклинском массиве приведены в приложении 13.
Колебания уровня в различных болотных микроландшафтах синхрон-
ны, однако амплитуды колебаний различны. Наличие синхронности в хо-
де уровней позволило по данным наблюдений установить связи между
134
соответственными уровнями в некоторых микроландшафтах, которые мо-
гут быть использованы при восстановлении пропусков в наблюдениях, а
также при определении уровней на слабоизученных болотах, когда име-
ются данные измерений лишь в одном каком-либо микроландшафте.
Наблюдения за уровнем на осушенном Карапузском массиве ведутся
по четырем водомерным скважинам, расположенным на участке, засеян-
ном многолетними травами.
Весенний подъем уровня на этом болоте начинается в конце марта —
первой половине апреля. Максимальный весенний уровень наблюдается
в апреле, редко — в последних числах марта или в первых числах мая.
Весенний максимальный уровень является обычно и максимальным го-
довым (табл. 3 приложения 12).
Рис. 4.13. Совмещенный график колебания уровня воды на Карапузском болотном
массиве за многоводный 1964 г. (1), средний 1965 г. (2) и маловодный 1968 г. (3).
На осушенных массивах в отличие от неосушенных болот наблюда-
ется значительное различие в годовом ходе уровня во влажные и сухие
годы (рис. 4.13), что обусловлено большой аккумулирующей емкостью
зоны аэрации осушенной торфяной залежи. В годы с малым количеством
осадков последние почти полностью аккумулируются в верхнем 2-метро-
вом осушенном слое, практически не достигая уровня болотных вод. По-
этому в такие годы колебания уровня на болоте даже в весенний период
очень малы (до 30—40 см). В остальное время года наблюдается плав-
ный (~0,5 см/сутки) весенне-летний спад уровня и более плавный
(~0,10—0,15 см/сутки) летне-осенний подъем; при этом в ходе уровня,
который находится на глубине 180—200 см от поверхности, не прослежи-
ваются даже отдельные незначительные всплески в период выпадения
дождей.
В средние и особенно во влажные годы ход уровня на болоте совер-
шенно иной. Вследствие малых коэффициентов водоотдачи осушенной за-
лежи подъемы уровня очень резкие и большие по величине. Так, в весен-
ний период при интенсивности роста уровня 20—22 см/сутки высота
подъема составила 220 см. Максимум наблюдается 1—2 дня, после чего
начинается относительно быстрый (от 0,5 — до 4,0 см/сутки) спад уров-
ня, продолжающийся до июля—августа. Плавность хода уровня на спа-
де нарушается отдельными подъемами, вызванными осадками. В летнюю
межень уровни не опускаются ниже 140 см от поверхности болота. В пе-
риод летне-осеннего подъема, который длится до середины октября, в
135
ходе уровня прослеживается влияние отдельных наиболее дождливых
периодов. С середины октября — начала ноября наблюдается осенне-
зимнее снижение уровня на болоте, которое продолжается до начала ве-
сеннего снеготаяния. Влияние оттепелей на ход уровня в период зимне-
го спада прослеживается очень слабо. Годовой минимум уровня в сред-
ние и влажные годы приходится на весенний, предпаводочный период
(март-апрель), в сухие годы — на летний (июнь—июль). Годовая ампли-
туда колебания уровней на Карапузском массиве изменяется в широких
пределах (от 43 до 229 см). Приведенные данные позволяют получить
представление о режиме уровней осушенных болот рассматриваемой зо-
ны на фоне режима уровней естественных болот. Совершенно очевидно,
что переносить полученные выше характеристики уровня по Карапузско-
му болоту на другие мелиорируемые массивы можно лишь при учете
типа болота, характера его геоморфологического залегания, типа осу-
шительной системы и характера использования.
5
Тепловой
режим болот
Благодаря постоянному теплообмену болот с атмосферой и подстила-
ющими минеральными грунтами температура торфяной залежи непре-
рывно меняется в пространстве и во времени. Величина этих изменений,
зависящая главным образом от радиационного баланса поверхности бо-
лота и водно-тепловых свойств торфяной залежи, не остается постоян-
ной, а меняется как в течение года, так и в течение отдельных суток. Ко-
лебания температуры торфяной залежи во времени обусловлены измене-
нием прихода солнечной радиации и теплового баланса поверхности
болота; изменения же температуры торфяной залежи по площади болота
и по глубине определяются в основном водно-тепловыми свойствами
грунта.
Исследованию тепловых свойств торфяной залежи посвящен ряд ра-
бот [107, 149—151, 171, 203], в которых на основании экспериментальных
исследований рассматриваются тепловые константы торфяного грунта
и сфагнового очеса (объемная теплоемкость ср, коэффициент теплопро-
водности X, коэффициент температуропроводности Kt) и факторы, влия-
ющие на их изменение.
Остановимся кратко на рассмотрении этих величин.
5.1. Тепловые свойства торфяной залежи
Объемная теплоемкость торфяной залежи и особенно ее
верхнего (деятельного) слоя, в котором содержание растительного веще-
ства особенно мало (в среднем 1,5—2,5% по объему), зависит в основном
от ее влажности. Поскольку объемная влажность деятельного слоя болот
меняется в широких пределах, то и диапазон изменений объемной тепло-
емкости весьма велик. Так, по данным В. В. Романова [171], при измене-
нии влажности в верхнем 5-еантиметровом слое сфагнового очеса от 4,5 до
97,5% объемная теплоемкость изменяется от 0,116 до 0,991 кал/(см3-°С).
При отсутствии капиллярной влаги объемная теплоемкость деятельного
слоя возрастает с глубиной в связи с повышением содержания внутрикле-
точной влаги. Таким образом, при высоком стоянии уровня болотных вод
(вблизи поверхности)величина ср рассматриваемого слоя уменьшается
с глубиной, а при низком его стоянии, наоборот, увеличивается. Значения
объемной теплоемкости деятельного слоя в некоторых болотных микро-
ландшафтах при разных уровнях болотных вод приведены в приложе-
нии 15.
137
Исследование тепловых свойств деятельного слоя низинных болот в
последние годы проводилось К. К. Павловой {149, 151]. По результатам
ее исследований (149] построен график связи объемной теплоемкости с
влажностью торфа (рис. 5.1) для осоково-вейниково-гипнового микро-
ландшафта. На этот график нанесены точки, полученные на низинном
осушенном болоте с тем же видом торфа, как и на неосушенном. Все точ-
ки на графике легли на одну прямую связи, которая при 117=0 отсекает
Рис. 5.1. Зависимость объемной теплоемкости ср
от объемной влажности №.
1 — естественное болото, 2 — осушенное болото.
на оси ординат величину,
равную 0,10 кал/(см3-°С). По
данным, приведенным в ра-
боте [203], объемная теп-
лоемкость торфа низин-
ных болот при 117 = 0 со-
ставляет 0,20 кал/(см3-°С).
Это свидетельствует о том,
что показанная на рис. 5.1
зависимость может быть
использована для прибли-
женной оценки величины ср
торфяной залежи низинных
болот практически для всего
диапазона изменения ее
влажности на болотах.
Для сравнения величин
ср деятельного слоя торфя-
ной залежи с величинами ср
минеральных почво-грунтов
в табл. 5.1 приведены ре-
зультаты исследований си-
бирских болот, а также дан-
ные по болотам ЕТС,
заимствованные из работ
В. В. Романова [171] и К. К. Павловой [149]. Данные этой таблицы мо-
гут быть использованы для определения объемной теплоемкости в зоне
аэрации деятельного слоя при наличии данных об уровне болотных
вод. Объемная влажность при этом вычисляется по формуле (3.5).
Теплопроводность деятельного слоя болот в значительной
мере определяет интенсивность прогревания и охлаждения грунта. Чис-
ленной характеристикой ее является коэффициент теплопроводности, ко-
торый широко используется при теплобалансовых расчетах. Коэффици-
ент теплопроводности деятельного слоя как верховых, так и низинных
болот меняется в широких пределах: от 40-10—5 (сфагновый очес при
117 = 4,5%) до 335-Ю-5 кал/(см • с-°С) (низинный осоково-гипновый торф
при 117=94%). Как показали исследования [149, 171], теплопроводность
торфяного грунта и сфагнового очеса зависит главным образом от тем-
пературы и влажности грунта. Эмпирическая зависимость теплопровод-
ности от указанных выше факторов для сфагнового очеса, полученная
В. В. Романовым [171], имеет вид
W-V6,10 +m(U7—10) + 1,583 • 10-5(/ — 6) + 0,0417 х
X 10-5W — 6), (5.1>
где V—коэффициент теплопроводности при 117=10% и / = 6°С, равный
12-10-5 кал/(см • с-°С); т — параметр, изменяющийся в пределах от-
138
Сравнение тепловых констант болот ЕТС, Западной Сибири и минеральной почвы
Таблица 5.1
Деятельный слой моховых и мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес) Деятельный слой травянб-моховых ннзннных мнкроландшафтов Минеральная почва
р ’’'об G гепень запол- нения пор, % X 10» при 20’С /°C ср kt-10s р «"об Степень запол- нения пор, % к 10» при 20'С ср kt- 10» Р «"сух ^об Степень запол- нения пор, % к 10» ср kt- 10»
Болота ЕТС по В. В. Романову) Болота ЕТС. Микроландшафт осоково- вейниково-гипновый. Торф осоково- гипновый, степень разложения 20—25% (по К. К. Павловой) Мелкодисперсная почва (по М. С. Керстену)
0,04 4.5 — — — — — 0,11 4,5 — — — — 0,9 5 4,5 6,8 54 0,225 2,40
10,0 10,3 40 20 0,116 3,45 10,0 10,7 21 0,144 1,46 10 9.0 13,6 88 0,270 3,26
18,0 18,5 52 20 0,196 2,61 18,0 19,3 25 0,224 1.12 20 18,0 27,2 123 0,360 3,42
27,0 27,5 65 20 0,286 2,27 27,0 29,0 30 0,314 0,96 30 27,0 41,0 145 0,450 3,22
36,0 37,0 78 20 0,376 2,07 36,0 38,7 36 0,404 0,89 40 36,0 54,6 155 0,540 2,87
45.0 46,3 91 20 0,466 1,95 45,0 48,3 43 0,494 0,87 50 45,0 68,2 166 0,630 2,64
54,0 55,5 104 20 0.566 1,87 54,0 58,0 50 0,584 0,86 60 54,0 82,0 175 0,720 2,43
66,0 67,8 121 20 0,676 1,79 66,0 70,9 63 0,704 0,89 73,3 66,0 100,0 185 0,840 2,20
80,0 82,3 141 20 0,816 1,73 80,0 85,9 84 0,844 1,00
90,0 92,3 156 20 0,916 1,70 90,0 96,7 106 0,944 1.12 1.6 5 8,0 20,2 144 0,400 3,60
97,5 100,0 166 20 0,991 1,68 93,5 100,0 114 0,979 1,16 10 16,0 40,4 235 0,480 4,90
20 32,0 80,8 327 0,640 5,11
24,8 39,7 100,0 355 0,717 4,96
Продолжение табл. 5.1
Деятельный слой моховых н мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес) Деятельный слой травяно-моховых низинных мнкроландшафтов Минеральная почва
р ^об Сте- пень запол- нения пор, % X • 10’ ГС ср kt . 10а Р ^об Сте- пень запол- нения пор, % X 10» при 2О’С ср kt -ю3 Р ^сух «’'об Сте- пень запол- нения пор, % X 10' ср kt -ю*
Болота Западной Сибири (по материалам экспедиции ГГИ) Осушенное болото. Торф осоково- гипновый, степень разложения 35 % Крупнодисперсная почва (по М. С. Керстену)
0,023 26 26,4 79 23 0,269 2,94 0,21 4,5 — — — — 0,9 5 4,5 6,8 111 0,225 4,93
26 26,4 52 19 0,269 1,93 10,0 11,5 — — — 10 9,0 13,6 138 0,270 5,12
0,029 32 32,6 31 3 0,332 0,93 18,0 20,7 21 0,264 0,80 20 18,0 27,2 164 0,360 4,55
27,0 31,1 29 0,354 0,82 30 27,0 41,0 179 0,450 3,99
0,024 25 25,4 42 16 0,260 1,62 36,0 41,4 36 0,444 0,82 40 36,0 54,6 190 0,540 3,52
30 30,5 22 5 0,310 0,71 45,0 51,8 46 0,534 0,86 50 45,0 68,2 199 0,630 3,16
32 32,5 74 19 0,330 2,24 54,0 62,1 54 0,624 0,86 60 54,0 82,0 206 0,720 2,86
32 32,5 38 13 0,330 1,15 66,0 75,9 67 0,744 0,90 73,3 66,0 100,0 213 0,840 2,54
32 32,5 30 5 0,330 0,91 80,0 92,0 86 0,884 0,97
33 33,5 133 23 0,340 3,92 86,9 100,0 98 0,953 1,03 1,6 5 8,0 20,2 299 0,400 7,48
37 37,6 55 15 0,380 1,45 10 16,0 40,4 370 0,480 7,72
40 40,6 54 10 0,410 1,32 30 32,0 80,8 443 0,640 6,93
0.025 42 42,7 22 3 0,430 0,51 48 39,7 100,0 464 0,717 6,47
0,72-10~5до 1,00-10~5; W—объемная влажность, %; t — температура
залежи.
Связь коэффициентов теплопроводности, вычисленных по зависимо-
стям (5.1) и (5.12) с использованием материалов экспедиционных наблю-
дений за температурой и теплопотоком на болотах Западной Сибири,
приведена на рис. 5.2. Разброс точек на графике достаточно велик, что
объясняется некоторым несовпадением мест установки термометров и
тепломеров, данные по которым использовались при расчетах X по зави-
симости (5.12).
Рис. 5.2. Связь коэффициентов
теплопроводности, вычисленных
по зависимостям (5.1) X; и
(5.12) Х2.
1 — понижение на гряде, 2 — повы-
шение на гряде.
Рис. 5.3. Зависимость теплопро-
водности сфагнового очеса X
от его температуры t и влаж-
ности W.
/) 47=9,7%; 2) 47=37,8%;
3) 47 = 53,3%; 4) 47=73.8%;
5 ) 47 = 86,2%.
Зависимость (5.1) позволяет приближенно определить не только вели-
чину коэффициента теплопроводности сфагнового очеса при наличии дан-
ных о его температуре и влажности, но и теплопроводность торфа всего
деятельного слоя.
Для приближенного определения теплопроводности верховых торфов
можно воспользоваться графиком, приведенным на рис. 5.3.
Коэффициент теплопроводности торфов низинных болот (как неосу-
шенных, так и осушенных) можно вычислить по зависимости К- К- Пав-
ловой [149]:
X • 105 - -МгаЙьаД- + 0,145 • 100 0134^(/_ 6), (5.2)
и,ииу UO
где W — объемная влажность, %; I — температура залежи.
Эта формула справедлива для торфов со степенью разложения 20—
45% при условии, что №>20%, />6°С.
В случае отсутствия данных о температуре торфяной залежи коэффи-
циент теплопроводности может быть приближенно определен по форму-
лам того же автора:
141
при W от 0 до 25%
X • 105 = 10,8е°-0418
при W от 25 до 100%
X • 105 = 18,1 е°'0196.
(5-3)
(5.4)
Температуропроводность торфяной залежи и ее деятель-
ного слоя обычно требуется при оценке температурного режима болот.
Коэффициент температуропроводности kt зависит в основном от влажно-
Рис. 5.4. Зависимость ко-
эффициента температуро-
проводности kt от
объемной влажности W.
1 — сфагновый очес (по
В. В. Романову), 2 — осу-
шенное верховое болото (по
К- К. Павловой), 3 — есте-
ственное низинное болото
(по В. Ф. Шебеко), 4 — ми-
неральная почва (по М. С.
Керстену).
сти грунта. Однако характер этой зависимости для верховых и низинных
микроландшафтов различный (рис. 5.4). Так, коэффициент температуро-
проводности низинных торфов с повышением влажности увеличивается,
в то время как в очесном слое верховых (олиготрофных) болот с ростом
влажности он уменьшается. Более сложная зависимость kt от W наблю-
дается на верховых осушенных болотах, где при низких значениях влаж-
ности (до 35—40%) коэффициент температуропроводности уменьшается
с ростом W, а при высоких ее значениях (более 6О°/о) увеличивается по
мере повышения влагосодержания залежи. Таким образом, коэффициент
температуропроводности торфяной залежи осушенных верховых болот
имеет минимум при влажности 50—60%.
Для минеральных почв зависимость kt = f(W) имеет своеобразный
характер, отличающийся от вышерассмотренного для торфяных грунтов:
по мере роста влажности коэффициент температуропроводности вначале
возрастает, а затем постепенно уменьшается. Коэффициенты температу-
ропроводности минеральных почв всегда выше, чем торфяных грунтов,
что и обусловливает более быстрое их прогревание по сравнению с болот-
ными почвами. Относительно большие различия в величинах коэффици-
142
ентов температуропроводности торфяных и минеральных почво-грунтов
являются причиной того, что при одинаковых климатических условиях
глубина проникновения суточной температурной волны на болотах в не-
сколько раз меньше, чем на суходолах, градиенты же температур в вер-
хнем 5-сантиметровом слое в несколько раз больше. Данные о темпера-
туропроводности различных по составу почво-грунтов позволяют при
наличии наблюдений за температурным режимом на одних почвах (на-
пример, минеральных) подойти к оценке температурных условий других
почв (например, болотных), используя зависимости, приведенные в ра-
боте [203].
Анализ связей тепловых констант торфяной залежи (ср, X, kt) с опре-
деляющими их факторами (объемная влажность, температура) показы-
вает, что эти зависимости, полученные на разных болотных массивах,
объединяются по типам болотных микроландшафтов, видам торфов и
степени их разложения. Благодаря этому географическое положение бо-
лотных массивов существенно не отражается на характере этих зависи-
мостей. Последнее обстоятельство является важным, поскольку оно от-
крывает возможность использования тепловых констант и зависимостей
типа ср-/(№), X=fi(№, t), kt=f2(W), полученных на болотах ЕТС, для
расчетов теплового режима неисследованных в этом отношении болот
Западной Сибири.
Тепловые характеристики торфяной залежи в талом и мерзлом ее со-
стоянии сильно различаются, что обусловлено в первую очередь разными
величинами тепловых констант воды и льда. При температуре, близкой
к 0°С, теплоемкость воды составляет около 1 кал/(г-°С), льда — вдвое
меньше (0,5 кал/(г-°C). Теплопроводность воды при 0°С порядка
(120—130) -10-5 кал/(см-с-°С), теплопроводность же льда в этом случае
почти вчетверо больше [(500 • 10~5 кал/(см • с • ° С)].
Исследованиям фазового состава мерзлых торфов и определению их
тепловых свойств посвящен ряд работ [107, 149—151, 171, 203], в которых
показано, что промерзший слой торфяной залежи, в которой твердая фа-
за состоит из льда и органического вещества, представляет трехфазную
систему (лед плюс органическое вещество, вода, воздух). Все термиче-
ские константы его также зависят от
температуры и влажности залежи. На
рис. 5.5 приведена зависимость объем-
ной теплоемкости мерзлого торфа раз-
личной влажности от температуры.
Объемная теплоемкость замерзшей
торфяной залежи болот по величение
значительно меньше, чем талой, и для
деятельного слоя изменяется от 0,130
до 0,450 кал/(см3-°С) в зависимости
от степени заполнения пор льдом. Из
рис. 5.5 видно, что при высокой влаж-
ности теплоемкость торфяной залежи
изменяется очень резко при снижении
температуры от 0 до — 2°С. Последнее
объясняется тем, что при влажности
торфа свыше 65% часть воды в нем на-
ходится в свободном состоянии и за-
мерзает при отрицательной температу-
ре, близкой к 0°С.
Рис. 5.5. Зависимость объемной теп-
лоемкости мерзлого торфа различной
влажности от температуры. Осушен-
ное верховое болото Тоома.
/) 47=80%, 2) 60%, 3) 30%, 4} 25%,
5) 15%.
143
При низкой влажности торфяной залежи, когда почти вся вода в ней
находится в связанном состоянии, теплоемкость торфа с понижением тем-
пературы изменяется очень мало и плавно.
По исследованиям В. В. Романова [171], в сфагновом очесе верховых
болот практически вся вода находится в твердом состоянии уже при тем-
пературе — 7°С. Изменение теплоемкости этого слоя при понижении тем-
пературы происходит скачком в диапазоне температур от 0 до — 1°С.
Для определения теплоемкости замерзшего сфагнового очеса В. В. Ро-
мановым предложены формулы:
ср = 0,4^ 0,48^, (5.5)
ср = 0,475 dn, (5.6)
Рис. 5.6. Зависимость теплопроводио-
сти мерзлого торфа от его влажности.
1, 2 — осушенное низинное болото в пой-
ме р. Трубеж при температуре торфа со-
ответственно от 0 до —3° С н от —3,5 до
—20° С; 3—низинное болото в пойме
р. Броваркп.
где cfi — объемный вес сухого вещест-
ва, г/см3; W — объемная влажность де-
ятельного слоя, %; dn — плотность про-
мерзшего образца во влажном состоя-
нии, г/см3.
Эти формулы справедливы для тем-
ператур залежи ниже —2, —3°С. Зави-
симость (5.6) может быть использова-
на для приближенной оценки величин
теплоемкости промерзшей залежи всего
деятельного слоя.
Теплопроводность промерзшей тор-
фяной залежи из-за переноса тепла за
счет миграции влаги от талой зоны к
мерзлой зависит в основном от ее вла-
жности и практически не зависит от
температуры [149—151]. На рис. 5.6 по-
казана зависимость теплопроводности
мерзлого слоя торфяной залежи от
влажности, заимствованная из указан-
ной работы [151]. Аналитическое выра-
жение ее имеет следующий вид:
при W от 0 до 65%
Хм • 105 =- 16,4е0’0650% (5.7)
при W более 65%
% • 105 - 20,82ео,0392117, (5.8)
где Хм — теплопроводность мерзлого торфа, кал/(см • с • ° С) W —
объемная влажность, %; е— основание натуральных логарифмов.
Приведенные зависимости могут быть использованы для определения
величины Хм как для осушенных, так и неосушенных низинных болот.
Теплопроводность мерзлого сфагнового очеса верховых болот, по дан-
ным В. В. Романова [171], колеблется в пределах 14-10-5 — 222-10-5
кал/(см-с-°С) при изменении влажности от 16 до 90%. В первом прибли-
жении она может быть определена по эмпирическим зависимостям, при-
веденным в работе [149]:
Хм = 2,61 • 10-в1Г’39, (5.9)
Хм = 15,7 10-4d1’39, (5.10)
144
где W — объемная влажность образца, %; d — объемный вес образца,
г/см3.
Формулы (5.9) и (5.10) могут быть использованы также и для при-
ближенной оценки теплопроводности нижних горизонтов деятельного
слоя верховых болот.
Температуропроводность торфяной залежи болот особенно в период
ее промерзания и оттаивания зависит от процессов выделения или погло-
щения тепла, связанных с фазовыми превращениями воды. Поэтому
скорость распространения тепла в залежи определяется величиной эф-
фективного коэффициента температуропроводности [107], который уста-
навливается экспериментально. Истинный же коэффициент температу-
ропроводности, учитывающий фазовые превращения воды, может быть
определен по зависимости, полученной А. Г. Колесниковым и Г. А. Мар-
тыновым [107]:
^„ст" (5Л1)
где q— скрытая теплота льдообразования, кал/г; ср—объемная теп-
лоемкость почвы, кал/(см3-°С); W — общая влажность почвы, г-воды/
di
г-почвы; -----изменение льдистости почвы при изменении ее темпера-
туры.
5.2. Режим теплообмена в деятельном слое болот
До недавнего времени в связи с отсутствием достаточно надежных
приборов для определения потока тепла в грунт последний определялся
обычно расчетным путем, в частности, по зависимости типа
(5.12)
где Q — тепловой поток, кал; F — площадь поперечного сечения теплово-
го потока, см2; % — коэффициент теплопроводности, кал/(см-с-°С);
т — время, с; ----градиент температуры t по глубине г.
Для вычисления теплопотока по формуле (5.12) необходимы очень
детальные (по времени и глубине) и качественные наблюдения за темпе-
ратурой торфяной залежи, а также данные о величине коэффициента
теплопроводности. В связи с тем что градиенты температуры в деятель-
ном слое торфяной залежи сильно меняются как во времени, так и по
глубине, расчет потока тепла в торфяную залежь по вышеприведенной
зависимости является весьма трудоемким.
Широкое внедрение в практику исследований теплового режима поч-
во-грунтов тепломера АФИ [136] позволило получить достаточно обшир-
ный экспериментальный материал по величинам теплопотока в деятель-
ном слое различных болот ЕТС и Западной Сибири.
Наблюдения за режимом теплообмена в деятельном слое торфяной
залежи Западно-Сибирских болот проводятся ГГИ с 1964 г. В 1964 г. теп-
лобалансовые исследования велись на болотном массиве в районе
оз. Нумто на участке с многолетнемерзлыми грунтами. В 1965—1966 гг.
эти наблюдения проводились на Мортымьинском болотном массиве в
грядово-мочажинном комплексе, а в 1967—1970 гг.— на Самотлорском
145
болотном массиве в грядово-озерковом и сфагново-кустарничково-сосно-
вом микроландшафтах. В 1972 г. в бассейне р. Правой Хетты были про-
ведены наблюдения за теплопотоком в деятельном слое (в слое сезонно-
го оттаивания) минеральных почво-грунтов.
Сведения о пунктах наблюдений за теплопотоком, глубинах установ-
ки тепломеров, а также о периоде наблюдений приводятся в табл. 5.2.
Результаты экспериментальных исследований, выполненных на указан-
ных выше массивах, представлены в табл. 1—5 приложения 16.
Рис. 5.7. Ход потока тепла Q и радиационного баланса R в тече-
ние суток на болотном массиве в районе оз. Нумто. Сфагново-ку-
старничково-лишайниковый микроландшафт, 1964 г.
I-9/VIII, 2—20/VIII, 3—6/IX.
Используя эти данные, рассмотрим режим теплообмена в деятельном
слое торфяной залежи по болотным зонам (с севера на юг).
На рис. 5.7 приведен график изменения величины теплопотока в тече-
ние суток на болоте с многолетней мерзлотой. Как видно из этого рисун-
ка, направление теплопотока в суточном ходе меняется: в дневные часы
(светлая часть суток) поток направлен в торфяную залежь, в ночное вре-
мя — из торфяной залежи. В периоды смены направлений теплопотока,
что обычно наблюдается в утреннее и вечернее время, он равен нулю.
В светлую часть суток ход теплопотока в основном определяется ходом
радиационного баланса. Однако наблюдается некоторое запаздывание в
наступлении экстремальных значений теплопотока. Максимальная вели-
чина теплопотока в это время обычно наблюдается в 13—15 ч. Причем
абсолютная величина его в период интенсивного прогревания торфяной
залежи в 3—4 раза больше максимальной величины теплопотока в ноч-
ное время.
Поток тепла в торфяную залежь в условиях вечномерзлых грунтов от-
носительно велик и в отдельные сутки достигает 16% величины радиаци-
онного баланса. Это в значительной степени объясняется большими гра-
146
Пункты наблюдений за теплопотоком в торфяные и минеральные почво-грунты
Таблица 5.2
Наименование болотного массива Местоположение болотного массива Болотный микроландшафт Элемент микрорельефа, иа котором установлены тепломеры Глубина установки тепломера, см Период наблюдений Сроки наблюдений Примечание
Без названия оз. Нумто Сфагново-ку- старничково- лишайниковый Торфяные г Межкочечное пони- жение р у н т ы 2,5 VIII—IX 1964 г. Наблюдения серий- ные (12 сроков в сутки) Зона круп- нобугрис- тых болот
Мортымьин- ский Бассейн р. Му- лымьи, д. Мор- тымья Грядово-моча- жинный Повышение (моховая подушка на гряде) 2,5 VI—IX 1965 г. В 6 сроков с прове- дением серийных наблюдений (12 сроков в сутки) Зона выпук- лых (сфаг- новых) олиго- трофных болот
VI-IX 1966 г. В 8 сроков
Самотлор- ский Междуречье Ваха и Ватинского Егана (оз. Ле- нинградское) Грядово-озер- ковый Сфагново-ку- старничково- сосновый Межкочечное пони- жение на гряде 2,5 20 VI 1967 г.— IX 1968 г. VII 1969 г,— IX 1970 г. В 3 и 4 срока с одновременной ре- гистрацией тепло- потока на электро- литических интег- раторах Х-603. Эпи- зодически серий- ные наблюдения (24 срока в сутки)
Повышение (моховая подушка на гряде) 2,5 20
Повышение (моховая подушка) 2,5 X 1969 г,— V 1970 г. В 4 срока с одновре- менной регистра- цией теплопотока на электролитиче- ских интеграторах Х-603
Продолжение табл 5.2
Наименование болотного массива Местоположение болотного массива Болотный микроландшафт Элемент микрорельефа, на котором установлены тепломеры Глубина установки тепломера, см Период наблюдений Сроки наблюдений Примечание
Минеральные почво-грунты
Без назва- Левобережье Суходольны й- Ровная площадка На поверх- VIII 1972 г.
ния р. Правой Хет- участок, по- ности по-
ты, пос. Панго- крытый ку- чво-грун-
да старничково- та под мо-
мохово-ли- ховой и
шайниковой лишайни-
растительно- ковой рас-
стью тительно-
стью вы-
сотой 5—
—7 см
В 4 срока с одновре- Зона плоско-
менной регистра- бугристых
цией теплопотока болот
на электролитиче-
ских интеграторах
Х-603
диентами температуры и высокой влажностью верхнего слоя залежи.
Среднее его значение 10,5 кал/(см2-сутки), полученное по отдельным
эпизодическим измерениям, составляет 7% величины /?.
В табл. 2 приложения 16 приведены данные по теплопотоку в верхнем
слое суходольных участков, покрытых лишайниковой и моховой расти-
тельностью. Толщина растительного слоя (живые и отмершие части рас-
тений), под которым были установлены тепломеры, составляет 5—7 см.
Сравнение данных, приведенных в табл. 2 приложения 16, показывает,
что теплопоток на участках суходола, покрытых лишайником, почти
вдвое больше, чем на участках с моховой растительностью. Последнее
можно объяснить, по-видимому, более высокой влажностью верхнего
растительного слоя на участках с лишайником. Ввиду отсутствия данных
о радиационном балансе поверхности в период измерения теплопотока
(табл. 2 приложения 16) сравнить величины Q, полученные на болоте и
суходоле в рассматриваемой зоне, не представляется возможным.
Наиболее полные сведения о режиме теплообмена сибирских болот
получены по центральной части Западно-Сибирской равнины, которую
занимает зона выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот. Наблюдения
за теплопотоком в этой зоне проводились на Мортымьинском болотном
массиве, расположенном в бассейне р. Конды, и на Самотлорском масси-
ве, залегающем на водоразделе рек Ваха и Ватинского Егана. Измерения
теплопотока выполнялись с помощью тепломеров АФИ, установленных
на разных элементах микрорельефа и на различных глубинах (см.
табл. 5.2).
Полученные данные позволяют достаточно детально рассмотреть ре-
жим теплообмена в торфяной залежи указанных выше болот в течение
суток, теплого сезона и года в целом.
Суточный ход теплообмена в торфяной залежи четко делится на две
части: на теплообмен в светлое время суток, когда поток тепла направлен
в торфяную залежь, и па теплообмен в ночное время, когда направление
потока тепла меняется на обратное. В период прогревания торфяной
Таблица 5.3
Экстремальные значения теплотока в торфяную залежь
(кал/(см3 ч.)) на Мортымьинском болотном массиве.
Грядово-мочажинный комплекс (гряда)
Год, месяц, декада Приток тепла, Qx Отток тепла, Q2 Q’Cp
наиболь- ший наимень- ший средний наиболь- ший наимень- ший средний
Q’CP
1965 VII 1 3,14 0,88 2,06 — 1,02 —0,06 —0,54 3,8
2 2,99 0,32 1,81 —1,20 —0,30 —0,74 2,4
3 1,67 0,30 0,86 —0,98 —0,21 —0,54 1,6
VIII 1 3,59 0,62 1,65 —1,21 —0,22 —0,85 1,9
2 2,91 0,44 1,23 —1,31 —0,12 —0,63 2,0
3 1,27 0,34 0,70 —1,03 —0,48 —0,70 1,0
IX 1 1,42 0,29 0,91 —3,39 —0,07 —0,97 0,94
2 1,87 0,39 0,91 —0,74 —0,05 —0,42 2,2
149
Продолжение табл. 5.3
Год, месяц, декада Приток тепла, Q, Отток тепла, Qg Q‘CP Qjcp
наиболь- ший наимень- ший средний наиболь- ший наимень- ший средний
1966VI 3 1,98 0,71 1,69 —1,16 -0,08 —0,77 2,2
VII 1 2,09 0,46 1,49 —1,21 —0,39 —0,76 2,0
2 2,53 0,97 2,05 —1,32 -0,61 —0,95 2,2
3 1,62 0,59 1,17 —0,94 —0,25 —0,55 2,1
VIII 1 1,87 0,54 1,49 —1,09 —0,40 —0,72 2,1
2 1,52 0,82 1,06 —0,72 —0,24 —0,49 2,2
3 1,16 0,14 0,76 —0,86 —0,29 —0,63 1,2
IX 1 1,31 0,62 0,94 —0,84 —0,24 —0,44 2,1
залежи (май — сентябрь) приток тепла в нее в светлую часть суток всег-
да больше оттока тепла за ночь (рис. 5.8), в период же ее охлаждения
(октябрь, ноябрь) —наоборот (рис. 5.9). В зимний период (декабрь —
апрель) наблюдается только отток тепла из залежи.
Соотношения максимальных величин притока и оттока тепла Qi и Q2
за сутки приведены в табл. 5.3. Данные этой таблицы показывают, что в
период интенсивного прогревания торфяной залежи (июнь, июль) сред-
ние за декаду величины максимального притока в 2—3 раза превышают
величины максимального оттока тепла. Разница же в максимумах при-
тока и оттока за отдельные сутки значительно больше. Однако по абсо-
лютной величине приток тепла в залежь даже в самые теплые дни летне-
Таблица 5.4
Экстремальные значения теплопотока в торфяную залежь (кал/(см2 ч))
на Самотлорском болотном массиве. Грядово-мочажинный комплекс (гряда)
Дата Микро- рельеф Глуби- на ус- тановки тепло- мера,см Приток тепла Отток тепла Суточная амплитуда теплопо- тока, кал/(см*-ч)
наи- боль- ший наи- мень- ший сред- ний наи- боль- ший наи- мень- ший средний
1968 Понижение 2,5 1,48 0,06 0,96 —0,86 —0,16 —0,49 2,34
5/VIII < 20 0,57 0,02 0,31 0,55
Повышение 20 0,74 0,04 0,32 0,70
6/VIII Понижение 2,5 1,90 0,14 1,11 —0,64 —0,05 —0,39 2,54
< 20 0,57 0,10 0,34 0,47
Повышение 20 0,79 0,14 0,42 0,65
28/ Понижение 2,5 0,85 0,11 0,54 —0,90 —0,18 —0,63 1,75
VIII
€ 20 0,06 0,0 0,03 —0,26 —0,01 —0,16 0,32
Повышение 20 0,10 0,0 0,06 —0,34 —0,04 0,44
150
Продолжение табл. 5.4
Дата Микро- рельеф Глуби- на ус- танов- ки теп- ломера , см Приток тепла Отток тепла Суточная амплитуда теплопото- ка, кал/(см*-ч)
наи- боль- ший наи- мень- ший сред- ний наиболь- ший наимень- ший средний
1969 Понижение 2,5 3,12 0,03 1,22 3,09
5/VII
< 20 1,50 0,58 1,02 0,92
Повышение 2,5 2,13 0,04 0,96 —0,40 —0,20 —0,30 2,53
< 20 1,51 0,54 0,93 0,97
24/VIII Понижение 2,5 2,36 0,01 1,23 —1,03 —0,07 —0,55 ' 3,39
< 20 0,58 0,0 0,21 —0,18 —0,04 —0,13 0,76
Повышение 2,5 2,10 0,16 1,14 —1,18 —0,06 —0,57 3,28
< 20 0,44 0,01 0,22 —0,11 —0,07 —0,09 0,55
1970 29/VIII Понижение 2,5 3,34 0,13 1,11 —0,67 0,0 —0,11 4,01
< 20 1,43 0,25 0,82 1,18
Повышение 2,5 1,95 0,06 0,78 —0,47 —0,16 —0,34 2,42
< 20 0,98 0,0 0,51 0,98
го периода очень мал (не более 3,6 кал/(см2 • ч)) и составляет всего лишь
10% величины радиационного баланса.
Максимальная амплитуда суточных колебаний Q в верхнем 3-санти-
метровом слое залежи на рассмотренных болотах Западной Сибири, по
данным экспедиционных наблюдений, довольно велика и составляет до
4,01 кал/(см2-ч) (табл. 5.4). С глубиной амплитуда уменьшается, в 20см
от поверхности болота она не превышает 1,18 кал/(см2-ч). Как видно из
табл. 5.4, на повышенных элементах микрорельефа (кочках) амплитуда
теплопотока в 1,5 раза меньше, чем на пониженных элементах (запади-
нах).
Наибольший интерес при оценке тепловых ресурсов болот представ-
ляет суммарный теплопоток Q за сутки, декаду, месяц. На рис. 5.10 по-
казан ход теплопотока в течение теплого периода года, на этом же гра-
фике приведены данные по радиационному балансу.
Ход теплопотока, как видно из рисунка, повторяет ход радиационного
баланса. Используя это обстоятельство была построена связь между ве-
личинами теплопотока и радиационного баланса для различных элемен-
тов микрорельефа поверхности болот (рис. 5.11—5.13). Разброс точек
на графике довольно велик, что объясняется влиянием на величину теп-
лопотока ряда других факторов, например обводненности торфяной за-
лежи. Полученные связи могут быть использованы как расчетные для
определения декадных и месячных значений теплопотока по данным о
радиационном балансе. Точность расчета Q по этим графикам для пони-
женных элементов микрорельефа составляет 52 кал/(см2-декада), для по-
вышенных—31 кал/(см2-декада), в среднем для болота — 90 кал/(см2-ме-
сяц). По графику (рис. 5.13) вычислены среднемесячные значения тепло-
потока для ряда пунктов центральной части Западно-Сибирской равни-
ны и составлены карты месячных значений Q за теплый период года
151
Я мл/(смгч)
Рис. 5.8. Ход потока теп-
ла Q и радиационного
баланса R в течение су-
ток на Мортымьинском
болотном массиве. Гря-
дово-мочажинный комп-
лекс, гряда, 1965 г.
/—30/VI. Р—16/VII. J-19/VIII,
4- 18/IX.
Рис. 5.9. Ход потока тепла Q в те-
чение суток па Самотлорском бо-
лотном массиве. Сфагново-кустар-
ничково-сосновый микроландшафт.
J--------L_______I__________
8 12 16 20ч
1—9/Х-69 г., 2-10/1-70 г.
R кал/(смг-сутки)
400 Г
Рис. 5.10. Ход потока тепла Q и радиационного баланса R в течение теплого периода
года на Самотлорском болотном массиве. Грядово-озерковый комплекс, гряда, 1969 г.
1 — понижение на гряде, 2 — повышение на гряде.
Рис. 5.11. Зависимость теплотока
Q от радиационного баланса R.
Самотлорский болотный массив.
Грядово-озерковый комплекс, по-
нижение на гряде.
Рис. 5.12. Зависимость теплопото-
ка Q от радиационного баланса R.
1 — Самотлорский болотный массив,
грядово-озерковый комплекс, повыше-
ние на гряде; 2—Мортымьинский бо-
лотный массив, грядово-мочажинный
комплекс, повышение на гряде.
Рис. 5.13. Зависимость теплопото-
ка Q от радиационного баланса R.
Микролапдшафты мохово-лесной и
моховой групп, облесенные гряды
комплексных микролапдшафтов.
Рис. 5.14. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп н для гряд комплексных микроланд-
шафтов. Июнь.
154
Рис. 5.15. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микролаид-
шафтов. Июль.
Рис. 5.16. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микроландшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микролапд-
шафтов. Август.
Рис. 5.17. Карта месячных значений теплопотока в торфяную залежь для болотных
микролаидшафтов мохово-лесной и моховой групп и для гряд комплексных микроланд-
шафтов. Сентябрь.
(рис. 5.14—5.17) для болотных микроландшафтов мохово-лесной и мо-
ховой групп, а также для гряд болотных комплексов.
Ход потока тепла в торфяную залежь в течение года на Самотлорском
болотном массиве показан на рис. 5.18. Как видно из этого рисунка, в го-
довом ходе прослеживается один максимум, приходящийся на начало ле-
та (июнь), и один минимум, который наблюдается в начале зимы (де-
кабрь). В период максимума наибольшие суточные величины теплопото-
ка достигают 46,3 кал/(см2-сутки) (приток), в период минимума —
44,2 кал/(см2*сутки) (отток). В начале весны (май) и середине осени
Рис. 5.18. Ход потока
тепла в торфяную за-
лежь Q, температуры
воздуха t и высоты снеж-
ного покрова h в тече-
ние года на Самотлор-
ском болотном массиве.
Грядово-озерковый комп-
лекс, гряда.
1 — понижение на гряде,
2 — повышение на гряде.
(сентябрь) наблюдаются дни, в которые суточные величины теплопотока
равны нулю. В эти дни происходит смена направления потока в годовом
ходе от отрицательного к положительному (весной), и наоборот (осенью).
Период с положительным теплопотоком (притоком) длится 140 дней,
с отрицательным теплопотоком (оттоком) — 225 дней. Величины притока
тепла в торфяную залежь болот и оттока из нее за 1969—70 гг. оказались
очень близкими: расхождение составило 24 кал/год в сторону положи-
тельного теплопотока. По температурным условиям рассматриваемый
год; был близок к среднему: средняя температура воздуха за холодный
период была на 0,7° С выше нормы, за теплый период — на 2,3° С ниже
нормы. Однако, если рассматривать величины теплопотока отдельно на
повышенных и пониженных элементах микрорельефа, то можно заметить,
что приток тепла за год на понижениях примерно на 700 кал больше, чем
отток, на повышениях—наоборот (табл. 5.5). Отсюда следует, что роль
микрорельефа в прогревании и охлаждении торфяных залежей болот
весьма велика.
158
Таблица 5.5
Годовые значения теплопотока в торфяную залежь Самотлорского
болотного массива (северная часть зоны выпуклых олиготрофных болот)
Характер тепло- потока Период наблю- дений Продолжи- тельность пе- риода, сутки Теплопоток Q кал /(см8- период)
на пониже- нии и а повыше- нии средний
Отток Осень-зима 1969—70 гг. 225 1200 1547 1374
Приток Весна-лето 1970 г. 140 1936 860 1398
Расхождение — — +736 —687 +24
5.3. Температурный режим торфяной залежи Западно-
Сибирских болот
Температурный режим торфяной залежи Западно-Сибирских болот
изучен крайне слабо. Стационарные наблюдения ведутся лишь на Тю-
менской болотной гидрометеорологической станции, расположенной в зо-
не плоских евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот. Экспеди-
ционные наблюдения, обычно кратковременные, эпизодически выполня-
ются в разных районах Западно-Сибирской равнины (см. табл. 1.1).
Температурный режим неосушенных болот ЕТС в той или иной мере
рассматривается в работах [12, 72, 170, 203], а болот Западной Сибири —
в работах [198, 203].
В настоящей работе дается характеристика температурного режима
болот, находящихся в разных частях Западно-Сибирской равнины (се-
верной,центральной и южной), преимущественно по материалам наблю-
дений Западно-Сибирской экспедиции ГГИ.
5.3.1. Температурный режим болот северной части равнины.
Температурный режим торфяных залежей болот этой территории, рас-
положенной в зоне многолетней мерзлоты, имеет свои особенности, про-
являющиеся прежде всего в малой глубине распространения суточных
колебаний температуры и в наличии в течение всего года отрицательных
температур на глубине свыше 60 см.
Наблюдения за температурой торфяной залежи в этой зоне велись
Западно-Сибирской экспедицией ГГИ в двух пунктах: на полигональном
болоте в районе пос. Тазовского и на массиве, расположенном на границе
зоны крупнобугристых и выпуклых олиготрофных болот вблизи оз. Нум-
то. Описание болот зоны многолетней мерзлоты было дано в разд. 2. На-
блюдения на полигональном болоте были начаты 10/VII 1971 г. при тол-
щине оттаявшего слоя залежи около 20 см и закончены 31/VII. Комплект
электротермометров был установлен на глубинах 2, 5, 10, 15, 20, 40, 80,
120 и 160 см от поверхности. Поверхность исследуемого полигона харак-
теризуется мелкокочковатым микрорельефом. Кочки, покрытые мха-
ми и лишайниками, высотой 5—15 см и диаметром 15—20 см, занима-
ют до 40% площади полигона. Кустарничковый покров (багульник, мо-
рошка, подбел) разреженный, сомкнутостью 20%, и только на кочках
159
сомкнутость его достигает 60—70% Сплошной лишайниково-моховой
покров характеризуется лишь незначительной примесью на кочках зеле-
ных и сфагновых мхов.
Наблюдения на втором, указанном выше, болотном массиве велись в
1964 г. (начаты 9/VIII при толщине оттаявшего слоя залежи около 40 см
и закончены 20/IX). Электротермометры были установлены в сфагново-
кустарничково-лишайниковом микроландшафте. Микрорельеф участка
Рис. 5.19. Ход радиационного баланса, температуры воздуха и темпе-
ратуры торфяной залежи в течение суток. Полигональное болото в
районе пос. Тазовского. 1971 г.
/ — радиационный баланс; 2 — температура воздуха; 3 — температура торфяной
залежи на поверхности болота; 4, 5, 6, 7 — соответственно на глубинах 5, 10, 15
и 20 см.
наблюдений мелкокочковатый, средняя высота кочек порядка 10 см. Рас-
тительность представлена мхами, среди которых преобладает сфагнум,
на кочках лишайник; из кустарничков на кочках — багульник, Кассандра,
карликовая березка, подбел; в понижениях — редкий подбел; из трав —
пушица.
Суточный ход температуры на поверхности болота и на различных
глубинах показан на рис. 5.19. На этом же рисунке приведен ход темпе-
ратуры воздуха и радиационного баланса. На поверхности болота макси-
мум температуры наблюдается между 12 и 14 ч, минимум — между 0 и
2 ч. С глубиной происходит запаздывание сроков экстремальных значе-
ний температуры (по времени), что подтверждается данными, приведен-
ными в табл. 5.6. На глубине 15 см максимум температуры наблюдается
в среднем на 7 ч позже, чем на поверхности. Это свидетельствует о низ-
ких коэффициентах температуропроводности деятельного слоя болот.
160
Зак. 3185 161
® Таблица 5.6
Время наступления (числитель) и значения (знаменатель) экстремальных температур торфяной залежи
иа различных глубинах в течение отдельных суток. Полигональное болото 1971 г.
Максимальная температура, сС [ Минимальная температура, °C | Амплитуда, °C
глубина, см
Дата поверх- ность 2 5 10 15 20 поверх иость 2 5 10 15 20 поверх- ность 2 5 10 15 20
13/VIII 12 15 16 17 18 1 3 4 5 28,5 13,4 5,1 3,4 1,1 0,2
32,5 16,2 7,9 2,7 2,7 0,0 4,0 1,6 2,8 2,5 1,6 0,2
19/VII 12 14 17 18 19 2 2 3 3 6 34,8 21,2 8,3 4,0 2,0 0,5
35,0 23,0 11,8 7,0 4,8 1,2 0,2 1,8 3,5 3,0 2,8 0,7
2/VIII 12 13 16 17 18 3 4 4 6 21,1 11,4 4,3 5,3 2,3 0,9
29,5 17,4 10,4 11,0 7,0 4,2 '8,4 6,0 6,1 5,7 4,7 3,3
3/VIII 12 12 13 13 19 2 3 4 4 6 19,3 10,1 3,3 4,6 1,5 0,3
28,7 17,2 10,8 11,4 7,3 4,5 9,4 7,1 7,5 6,8 5,8 4,2
9/VIII 13 13 17 18 21 2 4 4 4 6 29,5 17,1 8,9 4,5 1,2 0,9
35,3 22,3 16,2 10,5 7,5 5,2 5,8 5,2 7,3 6,0 6,3 4,3
10/VIII 13 13 18 15 16 2 3 4 5 5 26,4 15,2 4,2 3,4 1,4 03
31,4 21,0 12,2 11,4 8,0 5,3 5,0 5,8 8,0 6,6 6,9 5,OJ
28/VIII 13 13 14 17 22 2 3 3 5 6 7,5 4,7 1,5 0,9 0,4 1,0
9,3, 6,2 5,8 4,2 5,1 4,5 1,8 1,5 4,3 3,3 4,7 3,5
Среднее за- паздыва- ние на- ступления экстре- мальных темпера- тур с уве- личением глубины, ч 0 1,0 3,5 4,0 7,0 0 1,0 2,0 2,5 6,0
Таблица 5.7
Значения коэффициентов температуропроводности верхнего слоя
торфяной залежи полигонального болота. 1971 г.
Дата Глубина горизонтов от поверхности, см
0-2 2—5 5—10 10—15 15-20
13/VII 0,00025 0,00036 0,0061 0,0020 0,0455
19/VII 0,00059 0,00038 0,0018 0,0018 0,0018
2/VIII 0,00040 0,00033 — 0,0014 0,0013
3/VIII 0,0036 0,0027 — 0,00059 0,0073
9/VIII 0,00050 0,00058 0,0026 0,00050 0,0121
10/VIII 0,00047 0,00020 0,00182 0,00114 0,0091
28/VIII 0,00063 0,00022 0,0073 — —
Суточная амплитуда колебаний температуры на разных глубинах ме-
няется в широких пределах: от 34,8°С на поверхности болота до 0,2°С на
глубине 20 см. Таким образом, глубина распространения суточных изме-
нений температуры на рассматриваемых полигональных болотах не пре-
вышает 20—25 см. В табл. 5.7 приведены значения коэффициентов тем-
пературопроводности деятельного слоя полигональных болот, вычислен-
ные на основании данных табл. 5.6 по зависимости
Аг = Аое-2!^ М ,
где Az— амплитуда температуры на глубине z\ Ао — амплитуда темпе-
ратуры на поверхности болота; kt — коэффициент температуропроводно-
сти, см2/с; т — время, с.
Коэффициенты температуропроводности деятельного слоя в сфагново-
кустарничково-лишайниковых микроландшафтах полигональных болот
на порядок меньше, чем коэффициенты температуропроводности верх-
него слоя залежи в грядово-озерковом комплексе выпуклых олиготроф-
ных болот (табл. 5.7, 5. 12). Последнее объясняется повышенной влаж-
ностью торфяной залежи полигональных болот. Аналогичный темпера-
турный режим торфяных залежей болот наблюдается также на границе
зон крупнобугристых и олиготрофных сфагновых болот (район Сибир-
ских Увалов) в микроландшафтах, имеющих остаточную многолетнюю
мерзлоту. Суточный ход температуры торфяной залежи на болоте этого
района при глубине ее оттаивания около 50 см показан на рис. 5.20. Зна-
чения температуры на разных глубинах и характер ее изменения здесь
очень близки к суточным колебаниям температуры на полигональных
болотах (рис. 5.19). На сходство температурного режима болот рассмат-
риваемых районов указывают также данные, приведенные в табл. 5.8.
Наличие мерзлого горизонта в нижних слоях деятельного слоя торфя-
ной залежи сказывается на плавности кривой хода среднесуточной тем-
пературы по глубине. Вблизи мерзлого горизонта (рис. 5.21) наблюда-
ется довольно резкий перелом кривой, что объясняется большими поте-
рями тепла в этом слое на оттаивание мерзлоты.
Сравнение суточных амплитуд температуры торфяных и минеральных
грунтов этой зоны (табл. 5.9) показывает, что на всех глубинах амплитуда
162
Рис. 5.20. Ход радиационного баланса, температуры воздуха и темпе-
ратуры торфяной залежи в течение суток. Сфагново-кустарничково-ли-
шайниковый микроландшафт в районе оз. Нумто. 1964.
1— радиационный баланс; 2 — температура воздуха; 3— температура торфяной за-
лежи на поверхности болота; 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10 — соответственно на глубинах 2,5, 5,
10, 15, 20, 30 и 40 см.
Рис. 5.21. Распределение среднесуточной температуры торфяной залежи по глубине.
Полигональное болото в районе пос. Тазовского (а): 1, 2, 3, 4 — соответственно 16/VII, 26/VII,
11/VIII и 30/VIII 1971 г. Сфагиово-кустариичково-лишайииковый микроландшафт (б) и сухо-
дольный участок в районе оз. Нумто (в): 1, 2, 3, 4 — соответственно 9/VIII, 20/VIII, 5/IX, 20/IX
1964 г. Суходольный участок, покрытый лишайником, в районе пос. Пангода (г): 1, 2, 3, 4 — со-
ответственно 1, 4, 15 и 31/VIII 1972 г.
Таблица 5.8
Среднедекадная температура торфяных и минеральных почво-грунтов
Глубина, см
Месяц, декада поверх- ность 2 5 10 15 20 30 40 60 80 120 160
Район пос. Тазовского (устье р. Таза). Полигональное болото. 1971 г.
VII 2 16,3 10,6 7,1 5,6 3,0 0,4 — —0,8 —1.8 —2,3 —3,2 —4,2
3 10,0 7,6 6,4 4,8 4,2 2,7 — —0,4 —1,6 —2,0 —2,8 —3,8
VIII1 17,5 11,8 8,8 8,1 6,1 4,4 — —0,2 —1,3 —1,8 —2,5 —3,4
2 13,4 9,7 8,4 6,8 6,8 5,1 — -0,1 —1,2 —1,6 —2,3 —3,2
3 7,8 5,5 6,1 4,8 5,7 4,3 — 0,2 —1,1 —1,4 —2,2 —2,9
Район пос. Нумто (Сибирские Увалы). 1964 г.
Болото (сфагиово-кустарничково-лишайниковый микроландшафт)
VIII 2 8,3 — 6,5 5,3 5,6 4,2 4,4 1,7 — — — —
3 9,7 — 7,5 6,0 6,3 4,7 4,5 2,2 — — — —
IX 1 7,4 — 7,5 7,1 5,6 4,9 4,8 2,7 — — — —
2 8,3 — 7,0 6,2 5,3 4,7 4,6 2,7 — — — —
Суходол
VIII 2 10 — — — — 9,8 — 9,7 — 9,5 — 8,8
3 И — — — — 9,9 — 9,4 — 8,5 — 8,4
IX 1 8 — — — — 8,4 — 8,4 — 7,8 — 8,4
2 9 — — — — 8,4 — 8,4 — 7,2 — 8,1
Район пос. Пангоды (бассейн р. Правой Хетты) 1972 г.
Суходол*
VIII 1 18,0 — 10,5 10,1 9,6 9,1 — 6,6 — 4,3 2,5 1,6
2 14,9 — 10,1 9,8 9,4 8,9 — 7,5 — 5,6 3,8 2,6
3 11,1 — 8,3 8,1 7,8 7,7 — 6,6 — 5,5 4,3 3,5
* Измерение температуры на глубинах до 20 см производилось коленчатыми тер-
мометрами, а на глубине 40 см и более — термисторами.
Таблица 5.9
Амплитуда суточных колебаний температуры на болоте* и суходоле
в районе оз. Нумто за период с 9/VIII по 20/IX 1964 г.
Глубина, см Болото Суходол ^С "V
средняя А6 макси- мальная мини- мальная средняя А с макси- мальная мини- мальная
Поверхность 11,3 34,2 3,2 9,0 24,2 0,4 0,8
20 0,3 0,7 0,0 1,3 3,4 0,3 4,3
40 0,2 0,8 0,0 0,9 2,4 0,2 4,5
* Сфагново-кустарничково-лишайинковый микролаидшафт.
164
колебания температур торфяной залежи меньше, чем в минеральных
(А \
-яМ равно 4,3, на
Лб /
глубине 40 см — 4,5. На поверхности болота амплитуда колебания суточ-
ных температур несколько больше, чем на суходоле, что объясняется
весьма низкой температуропроводностью самого верхнего (1—2 см) слоя
торфяной залежи. Малая температуропроводность деятельного слоя рас-
сматриваемых болот (табл. 5.14) обусловливает медленное прогревание
торфяной залежи, и особенно ее нижних горизонтов, в летний период. Это
подтверждается данными, приведенными в табл. 5.10 и на рис. 5.22. На-
блюдения в районе оз. Нумто также свидетельствуют (см. рис. 5.19) о
слабом прогревании торфяной залежи на участках с многолетней мерз-
лотой.
Таблица 5.10
Температуры торфяной залежи на разных глубинах в начале и конце периода
наблюдений (11/VII—31/VIII). Полигональное болото в районе пос. Тазовского
Глубина, см 40 60 80 120 160
Дата 11/VII 31/ VIII 11/VII 31/ VIII 11/VII 31/ VIII 11/VII 31/ VIII 11/VII 31/ VIII
Температура,°C —0,8 0,6 2,0 —1,0 —2,3 —1,3 —3,2 —2,1 —4,3 —2,8
Разность темпе- тур, °C 1,4 1,0 1,0 1,1 1,5
Как показал анализ температур воздуха по метеостанции Тазовский
за многолетний период наблюдений, 1971-й год по температурным усло-
виям зимы (S( — t) = — 4832° С) был несколько холоднее среднего года
(S(— t) = — 4400°С), а по температурным условиям лета (S( + /) =
— + 1070° С)—близок к нему (S(+t) =+ 1029° С). Поэтому приведенная
выше характеристика температурного режима полигональных болот,
а также данные по температуре их торфяной залежи, содержащиеся в
табл. 5.8, могут быть отнесены к средним условиям и использованы в ка-
честве первого приближения при оценке теплового режима этих болот.
В связи с отсутствием непосредственных наблюдений за температур-
ным режимом болот рассматриваемой территории была сделана попытка
подойти к оценке теплового режима болот по данным наблюдений сете-
вых метеостанций. На рис. 5.23 представлена связь среднесуточных тем-
ператур поверхности болота и суходола( метеоплощадка). Разброс точек
на графике довольно велик, что, по-видимому, объясняется недостаточ-
ной точностью самих измерений, особенно на болотах. Вследствие этого
точность определения температуры поверхности болота по такой связи от-
носительно низка (средняя квадратическая ошибка около 1,2—1,5°С).
Приведенный график вполне определенно показывает, что температура
поверхности болот в среднем на 1°С ниже температуры поверхности су-
ходольных участков. Это обстоятельство следует принимать во внимание
при характеристике температурного режима болот в летние месяцы
(июль—сентябрь) по имеющимся данным наблюдений за температурой
поверхности почво-грунтов на суходолах. Поскольку такие наблюдения
165
Ч^кал/(смг-сутки)
на метеостанциях, расположенных в зоне многолетней мерзлоты, очень
редки, широко использовать приведенный выше график (рис. 5.23) для
определения температуры болот не представляется возможным.
По данным экспедиционных наблюдений были построены связи меж-
ду температурой поверхности болота и температурой воздуха. Анализ
связей среднесуточных и среднедекадных температур показал, что луч-
шей и пригодной для расчета является связь между среднедекадными
значениями температуры (рис. 5.24). При построении этого графика
использованы данные наблюдений в районе пос. Тазовского (пять декад
наблюдений) и в районе оз. Нумто (четыре декады наблюдений). По гра-
Рис. 5. 24. Связь между среднедекад-
ными температурами поверхности
торфяной залежи и температурами
воздуха.
1 — полигональное болото в районе пос.
Тазовского, 1971 г.; 2— сфагНово-кустар-
ничково-лишайииковый микроландшафт в
районе оз Нумто, 1964 г.; 3— среднемесяч-
ные значения.
Рис. 5.23. Связь йежду температурами
поверхности минеральных и торфяных
почво-грунтов (сфагново-кустарнич-
ково-лишайниковый микроландшафт)
в районе оз. Нумто. 1964 г.
1 — среднесуточные, 2 — среднепеитадные.
фику можно проследить характер связи между температурами воздуха
и поверхности болота: при температуре воздуха выше 12° С поверхность
болота на 1—2° С теплее воздуха, при температуре воздуха ниже 12° С —
на столько же градусов холоднее. Такой характер связи объясняется как
низкой теплопроводностью поверхностного слоя торфяной залежи, так
и малыми теплозапасами деятельного слоя болот.
Зависимость между температурами на глубине 5 см и на поверхности
болот (рис. 5.25) имеет следующий вид:
/5= 0,28/пов +4,4, (5.14)
где /пов и ts — среднедекадная температура соответственно на поверхно-
сти болота и на глубине 5 см.
На рис. 5.25 приведены графики связи среднедекадных температур
на различных глубинах деятельного слоя торфяной залежи: на поверхно-
сти и 5 см, на 5 и 10 см, на 10 и 15 см, на 15 и 20 см, на 20 и 40 см. Анализ
графиков показывает, что прямые связи температур на глубинах 5 и 10,
10 и 15, 15 и 20 см имеют одно и то же аналитическое выражение:
167
О 2 4 6 8 10 t5°Z 0 2 4 6 t15°C
Рис. 5.25. Связь между среднедекадными температурами торфяной залежи на различных глубинах.
/ — полигональное болото в районе пос. Тазовского, 1971 г. 2 — сфагново-кустарничково-лишайниковый мнкроландшафт в районе оз. Нумто,
1964 г.
tz+i= 1,11^ —2,1, (5.15)
где z — любая глубина от поверхности.
Указанная зависимость может быть использована лишь для расчета
температуры торфяной залежи на глубинах 10, 15 и 20 см.
Связь между температурами на глубине 20 и 40 см оказалась очень
слабой (рис. 5.25), что объясняется влиянием мерзлого слоя, находив-
шегося в период наблюдений на глубине около 40 см. Выражения (5.14) и
(5.15) и рис. 5.24 позволяют по данным наблюдений за температурой воз-
духа на метеостанциях определить температуру поверхности болота и на
разных глубинах деятельного слоя.
Рис. 5.26. Зависимость глубины оттаивания мерз-
лых грунтов от суммы положительных температур.
Полигональное болото в районе пос. Тазовского,
1971 г.
Эти зависимости могут быть использованы для приближенной оценки
температурного режима болот в зоне многолетней мерзлоты в период ее
прогревания. При этом следует иметь в виду, что они справедливы лишь
для оттаявшего слоя. Поэтому при определении температуры болот на
разных глубинах необходимо знать глубину оттаивания залежи на мо-
мент расчета. Последняя может быть получена по графику связи
H = f£( + t)] (рис. 5.26) заимствованному из работы [135].
5.3.2. Температурный режим болот центральной части равнины. Эта
территория, как и северная часть равнины, характеризуется отрицатель-
ной среднегодовой температурой воздуха и в то же время отсутствием
многолетней мерзлоты, что и обусловливает некоторые особенности тем-
пературного режима болот этого региона по сравнению с тепловым ре-
жимом как более северных, так и более южных болот Западно-Сибирской
равнины.
Наблюдения за температурой торфяной залежи в обширной зоне оли-
готрофных сфагновых болот (с широким распространением грядово-мо-
чажинных и грядово-озерковых комплексов), занимающей всю централь-
ную часть равнины, проводились на двух массивах: Мортымьинском
(бассейн р. Конды) и Самотлорском (междуречье Ваха и Ватинского
Егана). На первом из них наблюдения велись на грядах в грядово-моча-
жинном комплексе в летние периоды 1965 и 1966 гг., на втором — в гря-
дово-озерковом комплексе с 1967 по 1973 г. Описание болотных ком-
плексов дано в приложении 1. Для измерения температуры на разных
169
Рис. 5.27. Суточный ход температуры торфяной залежи в грядово-озерковом комплексе
(гряда). Сургутское Полесье, 1968 г.
I — радиационный баланс, 2 — температура поверхности торфяной залежн; 3, 4, 5, 6, 7, 8 — соответственно на
глубинах 5, 10, 15, 20, 30 и 60 см.
Таблица 5.11
Время наступлении (числитель) и значения (знаменатель) экстремальных суточных температур на различных глубинах
деительного слоя в течение суток. Грядово-озерковый комплекс, грида сфагново-кустарничковая, облесенная сосной. 1968 г.
Максимальная температура, °C Минимальная температура, °C Амплитуда, °C
Дата глубина, см
поверх- ность 5 10 15 20 поверх- . ность 5 10 15 20 поверх- ность 5 10 15 20
5/VIII 13 15 16 18 21 3 6 8 9 10 23,0 11,9 5,5 4,0 1,8
28,0 22,9 17,3 15,9 12 5,0 11,0 11,8 11,9 10,2
6/VIII 13 16 19 20 21 3 6 8 10 11 20,3 6,8 3,5 2,9 1,8
27,S 19,3 16,1 15,4 12,4 7,6 12,5 12,6 12,5 10,6
18/VIII 12 15 18 19 21 5 8 9 10 11 16,6 7,7 3,7 2,7 1,0
16,6 12,1 10,0 9,8 8,4 0,0 4,4 6,3 7,1 7,4
Среднее з ап аз дыв а н ие наступления экстремаль- ных температур с уве- личением глубины, ч 0 3 5 6 8 0 3 5 6 7
глубинах залежи использовались термисторы; температура поверхности
болота измерялась с помощью термопауков системы АФИ (ПТПП-2К)
[136].
Полученные данные говорят о большом сходстве температурного ре-
жима этих двух болотных массивов. Это объясняется незначительным раз-
личием в климатических условиях районов их расположения и одина-
ковыми или очень близкими водно-физическими свойствами торфяной
залежи в пределах деятельного слоя. Суточный ход температуры и ради-
ационного баланса болота показан на рис. 5.27. Как видно из графика,
изменения температуры залежи в течение суток в значительной степени
зависят от радиационного баланса. На поверхности болота ход темпера-
туры строго повторяет ход радиационного баланса, и время наступления
максимумов температуры и радиационного баланса практически совпа-
дает. С глубиной колебания температуры постепенно затухают и на глу-
бине 30 см не прослеживаются. Значения суточных амплитуд температу-
ры на разных глубинах приведены в табл. 5.11. Эти данные использованы
Таблица 5.12
Значения коэффициентов температуропроводности деятельного слоя
торфяной залежн. Грядово-озерковый комплекс. Гряды сфагново-кустарннчковые,
облесенные сосной. 1968 г.
Дата Глубина горизонтов от поверхности, см
0—5 5-10 10-15 15-20
5/VIII 0,0021 0,0017 0,0091 0,0013
6/VIII 0,0008 0,0020 0,0279 0,0036
15/VIII 0,0045 0,0017 0,0125 0,0013
28/VIII 0,0017 0,0018 0,0079 0,0010
при вычислении коэффициентов температуропроводности деятельного
слоя по зависимости (5.13). При сравнении полученных данных с коэф-
фициентами температуропроводности деятельного слоя на болотах
ЕТС в соответствующих болотных микроландшафтах обнаруживается
их большое сходство [171].
Как следует из данных, приведенных в табл. 5.11, по мере роста глу-
бины не только уменьшается амплитуда суточных колебаний температу-
ры, но и происходит запаздывание наступления экстремальных значений
температуры. Так, запаздывание наступления максимальной суточной
температуры на глубине 10 см составляет в среднем 5 ч, на глубине
15 см — 6 ч, на глубине 20 см — 8 ч. В отдельных случаях время запазды-
вания может несколько отличаться от приведенных выше значений, что
объясняется различными величинами радиационного баланса, влажности
верхнего слоя и наличием остаточного мерзлого слоя. В отличие от болот
зоны многолетней мерзлоты на рассматриваемых болотных массивах про-
гревание деятельного слоя залежи происходит несколько быстрее (при
тех же или близких значениях радиационного баланса в летние месяцы)
вследствие более высоких коэффициентов температуропроводности
(табл. 5.12).
Максимумы и минимумы в годовом ходе температуры показаны на
рис. 5.28. На поверхности болота и на глубинах до 40 см максимум тем-
172
пературы обычно приходится на июль, а минимум — на ноябрь — де-
кабрь. На глубинах более 80 см температура в течение всего года остает-
ся положительной. Таким образом, процесс замерзания болот может про-
исходить только в верхнем 80-сантиметровом слое. На минеральных
почво-грунтах нулевая изотерма опускается значительно ниже 80 см, до-
стигая глубины 160 см (рис. 5.29). С глубиной происходит запаздывание
Рис. 5.28. Годовой ход температуры торфяной залежи в грядово-озерковом комп-
лексе (гряда). Сургутское Полесье, 1968 г.
1 — радиационный баланс, 2 — температура поверхности торфяной залежи; 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9,
10 п 11 — соответственно на глубинах 5, 10, 15, 20, 50, 100, 160, 240 н 370 см.
наступления экстремальных температур. Так, на глубине 40 см сдвиг во
времени наступления максимума составляет 9 суток, а на глубине
240 см — 100 суток (табл. 5.13). Сведения о годовых амплитудах колеба-
ния температуры торфяной залежи приведены в табл. 5.13. Амплитуда
температуры на поверхности болота достигает 34,7°С. Однако с глубиной
она быстро уменьшается и на 50 см от поверхности болота составляет
всего лишь 6,0°С, а на 370 см — около 1,0°С. В этой же таблице приведе-
ны аналогичные данные по температуре минеральных почво-грунтов.
Сравнение температур на болотах и суходолах показывает, что на всех
173
Таблица 5.13
Время наступления и значения максимальной среднесуточной температуры
на различных глубинах торфяных и минеральных почво-грунтов.
Сургутское Полесье. 1968 г.
Глуби- на) см Болото Суходол А Аб
дата темпе- рату- ра, '•С запаздывание наступления максимума с увеличением глубины, сутки годовая ампли- туда, Аб дата темпе- рату- ра, °C запаздывание наступления максимума с увеличением глубины, сутки годовая ампли- туда, ^с
Пове- рхно- сть 16/VII 24,7 0 34,7
5 16/VII 22,2 0 30,9
10 17/VII 18,9 1 27,0
15 17/VII 18,0 1 22,8
20 17/VII 14,7 1 16,0
25 8/VIII 10,7 23 11,4
30 8/VIII 9,8 23 —
35 23/ VIII 9,8 38 10,4
40 23/ VIII 9,1 38 9,1
50 27/ VIII 6,6 42 6,3
60 27/ VIII 6,2 42 6,0
80
100 II дек. IX 5,2 ~ 60 4,6
120
160 Шдек. IX 4,2 ~ 70 2,8
240 Шдек. X 3,1 ~ 100 0,9
320
370 I дек. IV 3,4 — 0,6
15,16/VII 16/VII 30 25,5 0 1 —
16/VII 24,0 1 —
16/VII 22,7 1 —
16/VII 25,2 1 31,7
— — — —
— — — —
— — — —
17/VII 20,8 2 25,0 2,8
3,5
17/VII 18,0 2 21,2
23/VII 15,6 7 17,6
— — — —
24/VII 12,8 8 13,7
25/VI 11 11,4 41 11,4 4,1
25/VIII 9,4 41 8,6 9,6
27/VI 11 8,2 43 7,4 12,3
Примечания 1. На болоте наблюдения проводились на гряде (сфагново-ку-
старничковая, облесенная сосной) грядово-озеркового
комплекса.
2. На суходоле начиная с глубины 20 см температура изме-
рялась вытяжными термометрами.
без исключения глубинах амплитуда колебания температуры в торфяной
залежи меньше, чем в минеральных почво-грунтах, что также свидетель-
ствует о более низкой температуропроводности торфяных грунтов.
Как уже отмечалось ранее, сведения о температурном режиме болот
центральной части Западной Сибири весьма ограничены ввиду отсутст-
вия стационарных наблюдений на болотах. Поэтому для получения более
174
полного представления о температурном режиме торфяных залежей бо-
лот этого района была использована изложенная схема расчета темпера-
туры на разных глубинах по температуре воздуха.
На рис. 5.30 представлен график связи среднедекадных температур
поверхности болота и воздуха на высоте 2,0 м. Коэффициент корреляции
связи равен 0,95±0,011, средняя квадратическая ошибка определения
температуры поверхности болота составляет 1,8°С.
~8 1 '2 '3^1 '2 '2*ЗМ'2 'si/ '2'3\1*2 '3I/ '2'3*1 '2'3 И '2*3*1 *2'3\1 '2'3^1 '2*з!
/ И 111 IV V VI VII VIII IX X XI ХЦ
Рис. 5.29. Годовой ход температуры минеральных грунтов. Сургутское По-
лесье, 1968 г.
1 — температура поверхности; 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11 — соответственно иа глубинах
5, 10, 20, 40, 60, 80, 120, 160, 240 и 320 см.
Эмпирические зависимости температур на разных глубинах торфяной
залежи олиготрофных болот, построенные по типу связей, представлен-
ных на рис. 5.25, показали, что вполне удовлетворительные зависимости
имеют место лишь до глубины 40 см. На графиках рис. 5.31 точки обра-
зуют две линии связи: одна — относится к периоду интенсивного прогре-
вания залежи (от начала прогревания до наступления максимальных
температур воздуха), вторая — к периоду постепенного охлаждения за-
лежи, что обычно наблюдается в августе—сентябре.
Поскольку при построении связей на рис. 5.30 и 5.31 использовались
данные наблюдений на болотных массивах, расположенных в разных
районах зоны олиготрофных болот, они могут применяться для всех бо-
175
Пределы изменения среднесуточных
центральной части Западно-Сибирской равнины
Глубина, см I II III IV V VI
40 0,8— (—0,2) 0,4—(—1,5) 0,2— (—1,4) (—0,3) —0,2 (—0,1)—0,6 (—0,5)—11,3
60 1,0—0,3 0,7—0,0 (—0,2) —0,4 (—0,2) —0,3 (—0,2) —0,3 (—0,2)—1,6
80 1,3—0,6 1,0—0,3 0,2—0,7 0,1—0,3 0,1—0,3 0,0—0,9
120 2,2—1,2 1,9—1,0 1,4—0,8 0,6—1,2 0,6—1,2 0,4—1,2
160 2,4—1,8 2,4—1,4 2,2—1,3 1,1—1,9 1,0—1,8 0,9—1,4
370 2,6—3,4 3,3—2,9 3,3—2,4 3,4—2,3 2,1—3,1 1,9-3,0
Пределы изменения среднесуточных температур Болото
Глубина, см I II ш IV V VI
40 2,0—1,1 1,6—0,8 1,3—0,7 0,6—3,6 0,6—8,6 5,9—13,3
60 3,1—1,8 2,3—1,5 2,0—1,2 2,3—1,1 1,1—6,9 4,6—11,1
80 4,6—2,7 3,5—2,2 3,4—1,9 1,7—2,9 1,6-6,2 3,7—9,5
120 5,6—3,7 4,4—3,2 3,7—2,8 3,2—2,5 2,4—4,4 3,1—6,7
160 6,6—4,9 5,6—4,3 4,8—3,9 4,3—3,8 3,3—4,2 3,4—5,6
240 7,0—5,8 6,5—5,4 5,9—5,1 5,4—4,7 5,1—4,4 4,4—5,0
320 7,4—6,2 7,3—6,1 • 7,2—5,8 7,0—5,6 6,8—5,3 6,6—5,2
лотных массивов этой зоны, за
исключением участков болот
с остаточной мерзлотой. Воз-
можность распространения по-
лученных эмпирических связей
подтверждается также и дан-
ными температурных наблюде-
ний на болотах ЕТС (болото
Ламмин-Суо), представленны-
ми на рис. 5.31.
Для характеристики темпе-
ратурного режима более глу-
боких слоев торфяной залежи
на основе анализа и обобще-
ния всего имеющегося ма-
Рнс. 5.30. Связь среднедекадной тем-
пературы поверхности торфяной зале-
жи с температурой воздуха. Сургут-
ское Полесье.
1 — 1967, 1968 гг., 2 — 1969, 1970 гг.
176
Таблица 5.14
температур торфяной залежи болот
(зона выпуклых олиготрофных болот)
VII VIII IX X XI XII
(-0,2) —15,0 14,3—2,3 9,6—1,8 6,7—1,3 8,7—0,4 2,2—0,0
(-0,2) —8,5 9,1— (-0,2) 8,2—0,0 5,7—1,8 4,4—0,8 2,3—0,7
(-0,1) —5,9 7,9-(-0,1) 7,0—0,1 5,3—2,0 3,6—1,0 1,5—0,9
0,4—3,9 6,1—0,4 6,3—0,6 5,5—1,8 4,9—1,6 3,6—1,5
0,9—2,7 0,8—4,7 1,0—5,0 1,8—4,7 2,1—4,7 3,9—2,1
1,9—2,9 1,9—3,0 1,9—2,8 2,0—3,2 2,3—3,2 3,2—2,5
9 Таблица 5.15
торфяной залежи олиготрофных болот ЕТС. Ламмин-Суо
VII VIII IX X XI XII
10,4—15,3 14,9—11,0 14,1—8,1 10,4—4,6 7,8—2,3 3,8—1,6
9,1—13,4 13,4—10,5 12,8—9,1 10,8—5,9 8,1—3,4 5,3—2,4
7,6—12,0 9,8—12,5 12,1—9,2 11,2—6,9 9,0—4,5 6,9—3,3
5,8-9,1 7,8—10,2 10,2—8,8 9,8—7,5 8,7—5,8 7,4—4,5
4,7—7,4 6,3—8,4 7,4—8,6 8,6—7,4 8,3—6,5 7,7—5,6
4,4—5,6 5,0—6,4 5,7—7,0 6,4—7,3 6,5—7,4 7,3—6,2
5,1—6,6 5,2—6,8 5,4—7,1 5,6—7,4 5,9—7,6 6,1—7,8
териала наблюдений на болотах рассматриваемой территории составлена
таблица пределов изменения среднесуточных температур за каждый ме-
сяц (табл. 5.14). Эти данные позволяют с достаточной для практики точ-
ностью характеризовать пределы изменения температуры торфяной за-
лежи в течение года на болотных массивах центральной части Западно-
Сибирской равнины, за исключением болотных массивов или их отдель-
ных участков с остаточной мерзлотой.
Сравнение пределов изменения температур, приведенных в табл. 5.14,
с аналогичными данными по болотам ЕТС (табл. 5.15), расположенных
на тех же широтах, показывает, что торфяная залежь олиготрофных бо-
лот Западной Сибири имеет более низкую температуру, чем европейские
болота того же типа. Последнее является следствием более суровых кли-
матических условий Западной Сибири, где зона выпуклых олиготрофных
болот полностью расположена на территории со среднегодовой темпера-
турой воздуха ниже 0°С.
5.3.3. Температурный режим болот южной части равнины. Темпера-
турный режим болот южной части равнины, расположенной на террито-
рии с положительной среднегодовой температурой воздуха, характеризу-
ется относительно глубоким (до 70 см) проникновением нулевой изотер-
мы, интенсивным нарастанием температур в весенний период и более ран-
ним, чем в центральной части, наступлением максимальных температур.
Изучение температурного режима низинной торфяной залежи болот, как
177
I___I____l—l______I 1 I I I I I I
0 2 4 6 в 10 12 14 16 18 20 b10°Z
Рис. 5.31. Связь между среднедекадными температурами на разных глубинах деятельного слоя болот. Сургутское Полесье.
1 — май; 2 —июнь; 3 — июль; 4 — август; 5—сентябрь; 6 и 7 — соответственно на подъеме и спаде температуры воздуха на болоте Ламмнн-Суо (ЕТС).
уже отмечалось выше, ведется Тюменской болотной гидрометеорологи-
ческой станцией на Тарманском массиве с 1961 г. Комплект ко-
ленчатых и вытяжных термометров установлен в осоково-гипновом мик-
роландшафте, краткое описание которого приведено в приложении 1.
На этом же массиве в 1958—1959 гг. экспедицией ГГИ проводились
наблюдения за температурой торфяной залежи с помощью термистров, а
над температурой поверхности болота — с помощью термопауков [136].
Рис. 5.32. Суточный ход температуры торфяной залежи в осоково-гипновом микро-
ландшафте. Тарманский болотный массив. 1958 г.
/—температура поверхности торфяной залежи; 2, 3, 4, 5, 6, 7 и 8 — соответственно иа глубинах 5,
10, 15, 20, 40, 80 и 120 см.
На рис. 5.32 показан суточный ход температуры на разных глубинах
торфяной залежи в летний период очень сухого 1958 г., когда уровни на
болоте были очень низкими и в осоково-гипновом микроландшафте нахо-
дились в 100 см от поверхности болота. Несмотря на сухое и жаркое ле-
то глубина распространения суточных колебаний температуры была не-
велика и составляла, как и на болотных массивах центральной части рав-
нины, около 30 см.
С глубиной прослеживается резкое уменьшение амплитуды колебаний
температуры, особенно в верхнем 5-сантиметровом слое, где разница
между амплитудами достигает 30°С (табл. 5.16). Градиенты температу-
ры в этом слое в отдельные дни превышают 4°С. Величины суточных ам-
179
00
Т а б л и ц а 5.16
Время наступления (числитель) н значения (знаменатель) экстремальных температур на различных глубинах в течение
отдельных суток. Тарманский болотный массив, осоково-гипновый микроландшафт. 1958 г.
Максимальная температура» СС Минимальная температура °C Амплитуда
Дата глубина, см
поверх- ность 5 10 15 20 поверх- ность 5 10 15 20 поверх- ность 5 10 15 20
12/VII 9 14 17 17 19 0 2 9 9 9 21,2 2,7 1,5 0,6 0,2
33,9 17,8 15,8 15,0 13,1 12,7 15,1 14,3 14,4 12,9
13/VII 13 13 17 23 23 4 6 6 10 16 31,5 3,8 1,7 1,7 1,5
38,5 17,5 15,5 15,7 13,6 7,0 13,7 13,8 14,0 12,1
14/VII 10 14 16 18 20 1 6 7 7 11 24,1 3,7 2,0 1,0 0,2
36,8 17,9 15,8 15,1 12,8 12,7 14,2 13,8 14,1 12,6
26/VII 12 13 16 17 18 2 2 6 6 11 17,4 5,7 1,7 0,5 0,3
32,8 21,5 17,1 15,2 14,0 15,4“ 15,8 15,4 14,7 13,7
9—10/VIII 12 17 19 21 4 3 7 9 10 14 30,6 3,1 1,2 0,9 0,6
35,5 16,6 14,8 14,3 13,6 4,9 13,5 13,6 13,4 13,0
10—11/VIII 12 15 20 21 23 2 6 8 11 12 32,8 2,9 1,3 0,8 0,4
38,3 16,9 15,1 14,5 13,1 5,5 14,0 13,8 13,7 13,2
Среднее запаздывание наступления максималь- ных температур с уве- личением глубины, ч 0 3 7 8 10 0 3 5 6,5 10
Примечание. Уровни болотных вод в период наблюдений находились на глубине около 1,0 м от поверхности болота.
плитуд температуры на различных глубинах (табл. 5.16) оказались зна-
чительно меньше соответствующих амплитуд на олиготрофных болотах
(табл. 5.11). Последнее свидетельствует о более низкой температуропро-
водности торфяных залежей евтрофных болотных микроландшафтов
(табл. 5.17).
Таблица 5.17
Значения коэффициентов температуропроводности деятельного слоя
торфяной залежи.
Тарманский болотный массив. Осоково-гипновый
микро ландшафт. 1958 г.
Дата Глубина горизонтов от поверхности» см
0-5 5—10 10-15
12/VII 0,00021 0,00236 0,0074
14/VII 0,00026 0,00236 0,0019
9—10/VIII 0,00017 0,00094 0,0455
10—11/VIII 0,00015 0,00132 0,0171
Максимум в годовом ходе температуры на рассматриваемых болотах
(на глубинах до 40 см), как и на массивах зоны выпуклых олиготрофных
болот, приходится на июль (рис. 5.33). Наступление минимума темпера-
туры наблюдается в феврале — марте, т. е. на три-четыре месяца позже,
чем на болотах Среднего Приобья. Годовые амплитуды колебания тем-
пературы на разных глубинах торфяной залежи изменяются от 15,9°С на
глубине 20 см до 4,2°С на глубине 160 см (табл. 5.18). По величине они
близки к значениям амплитуд на соответствующих глубинах олиготроф-
ных болот (см. табл. 5.13) и значительно меньше, чем на минеральных
почво-грунтах.
Таблица 5.18
Дата наступления и значения максимальной среднесуточной температуры
на различных глубинах торфяных и минеральных почво-грунтов.
Бассейн р. Туры. 1958 г.
Глубина, см Болото (осоково-гипновый микро- ландшафт) Суходол лс лб
дата темпе- ратура, °C запаздыва- ние на- ступления максимума с увеличе- нием глу- бины, сутки годо- вая ам- плиту- да, лб дата темпе- ратура, °C запаздыва- ние на- ступления максимума с увеличе- нием глу- бины, сутки годовая амплитуда, ^с
20 23/VII 13,9 21 15,9 22/VII 19,5 19 22,1 1,4
40 23/VII 12,2 21 12,7 22/VII 17,4 19 19,4 1,5
60 23/VII 15,7 20 16,6
80 9/VIII 8,9 38 8,2 24/VII 14,4 21 14,7 1,8
120 20/VIII 12,8 36 12,4
160 8/IX 6,4 68 4,2 28/VIII 11,6 44 10,6 2,5
240 1/IX 9,6 48 7,7
181
Пределы изменения среднесуточных температур торфяной залежи болотных
Глубина, см I II Ш IV V VI
40 —1,8—1,0 —2,3—0,5 —1,6—0,3 —0,6—0,2 —0,2—8,8 —0,2—13,8
80 0,7—2,9 0,3—2,3 0,1—1,9 0,1—1,6 0,1—4,2 0,2— 9,0
160 2,9—4,6 2,5—3,8 2,3—3,4 2,0—3,1 2,0—2,8 1,8— 4,8
Для характеристики изменения температурного режима верхнего слоя
торфяной залежи рассматриваемых болот при разных метеорологических
условиях на рис. 5.34 приведен график колебания температуры (средне-
декадные значения) на глубинах 20 и 40 см в сухой 1962 г. ( 2Хг0д=
= 277 мм) и влажный 1971 г. (2ХГОД = 504 мм). По температурным услови-
ям теплого периода эти годы характеризуются следующими величинами:
в 1962 г. сумма положительных средне-суточных температур составляла
2406°С, в 1971 г. — 2238°С при норме 2344°С. Несмотря на некоторые раз-
личия в метеорологических условиях рассматриваемых лет существен-
ных расхождений в температурном режиме верхнего слоя торфяной за-
лежи в эти годы не наблюдалось, что указывает на относительную ста-
бильность температурного режима торфяных грунтов. Принимая во вни-
Рис. 5.33. Годовой ход среднедекадных температур торфяной залежи в осоково-гипно-
вом микроландшафте. Тарманскнй болотный массив. 1968 г.
1 — температура поверхности торфяной залежи; 2, 3, 4, 5, 6, 7 н 8 — соответственно на глубинах 5,
10, 15, 20, 40, 80 и 120 см.
182
Т аб л и ц а 5.19
массивов зоны евтрофных и мезотрофных осоково-гипновых болот
VII VIII IX X XI XII
1,0-15,2 7,4—14,6 5,0—13,2 1,8—8,8 0,7—3,9 —0,6—1,8
0,2—11,9 4,1—11,9 6,3—10,7 3,4-9,1 2,2—5,7 1,4—3,9
1,8- 6,7 2,2— 7,7 4,3— 7,8 4,6—7,7 3,9-6,8 3,4—5,6
t°C
18 г
Рис. 5.34. Колебания среднедекадных значений температуры торфяной залежи на глу-
бинах 20 (1 и 3) и 40 (2 и 4) см соответственно в сухой 1962 г. и влажный 1971 г.
183
мание данные, приведенные в табл. 5.16, можно полагать, что это спра-
ведливо и для залежи глубже 5 см.
Для характеристики температурного режима более глубоких слоев
торфяной залежи болот южной части Западно-Сибирской равнины в
табл. 5.19 приведены пределы изменений среднесуточных температур, по-
лученные в результате обобщения материалов наблюдений на Тарман-
ском массиве за 10 лет. Эти данные в качестве первого приближения мо-
гут быть использованы при характеристике теплового режима торфяных
грунтов в осоково-гипновых, гипново-осоковых и грядово-мочажинных
микроландшафтах неисследованных массивов зоны евтрофных и мезо-
трофных осоково-гипновых болот.
5.4. Промерзание торфяной залежи
Процесс промерзания грунта определяется рядом факторов: ходом
температур воздуха, изменением высоты и плотности снежного покрова,
тепловыми и водно-физическими свойствами грунта. В зависимости от
результирующего влияния этих факторов глубина промерзания болот в
районах с различными физико-географическими и климатическими усло-
виями существенно различается. Более того, в связи с большой изменчи-
востью в пределах территорий болотных систем водно-физических свойств
деятельного слоя торфяной залежи промерзание различных участков бо-
лот, при одних и тех же климатических условиях, происходит по-разно-
му. На Западно-Сибирской равнине, характеризующейся большим разно-
образием физико-географических и климатических условий, можно про-
следить лишь некоторую тенденцию уменьшения глубины промерзания
болот с севера на юг, обусловленную повышением среднегодовой темпе-
ратуры при одновременном весьма большом разнообразии условий и ха-
рактера промерзания в различных типах болотных систем и болотных
микроландшафтов.
Помимо перечисленных выше факторов на интенсивность процесса
промерзания определенное влияние оказывают большие теплозапасы тор-
фяной залежи и соответственно подток тепла к границе промерзания из
более глубоких слоев грунта. В зоне многолетней мерзлоты, где теплоза-
пасы залежи весьма малы и обусловлены лишь сезонной аккумуляцией
тепла в летний период года, где подток тепла отсутствует, промерзание
болот идет весьма быстро с наступлением отрицательных температур.
В центральной и южной частях Западно-Сибирской равнины подток теп-
ла к нижней границе промерзания из более глубоких слоев в значитель-
ной мере замедляет процесс промерзания торфяной залежи и уменьшает
максимальную глубину сезонного промерзания.
Наблюдения за промерзанием болот Западно-Сибирской равнины в
настоящее время проводятся в северной ее части, в районе Сибирских
Увалов (болотный пост Нумто); в центральной части — в Сургутском
Полесье (экспедиция ГГИ) и в южной части равнины — в бассейне
р. Туры (Тюменская болотная гидрометеорологическая станция). Сведе-
ния о периоде наблюдений приведены в табл. 1.1.
Промерзание болот начинается одновременно с наступлением отри-
цательных температур воздуха. Начальная фаза его достаточно детально
рассмотрена в ряде работ (65, 171, 203) по материалам наблюдений на
болотах ЕТС и частично Западной Сибири. Поскольку болота Западной
Сибири по своему строению очень мало отличаются от европейских болот
184
Рис. 5.35. Карта средних дат перехода среднесуточной температуры воздуха через 0°С.
1 — осенью, 2 — весной.
в соответствующих физико-географических условиях, приведенные в этих
работах, описания процесса промерзания полностью можно отнести к си-
бирским болотам. Следует, однако, отметить, что существующая в систе-
ме Гидрометслужбы СССР методика наблюдений за промерзанием болот
не позволяет достаточно надежно зафиксировать начальный момент про-
мерзания торфяной залежи. Поэтому при практических расчетах за дату
н см
80
60
20
начала промерзания приходится принимать
дату устойчивого перехода температуры воз-
духа через 0°С, определяемую по рекоменда-
циям, приведенным в разд. 8. При более
приближенных расчетах'за дату начала про-
мерзания болот может быть принята дата пе-
рехода температуры воздуха через 0°С, публи-
куемая в справочниках по климату. Однако
следует иметь в виду, что в отдельных болот-
ных микроландшафтах, например в проточных
топях и топях выклинивания, начало промер-
зания может наступать значительно позже
в связи с повышенной проточностью болот-
ных вод на этих участках. В зоне многолетней
мерзлоты болота начинают промерзать в кон-
———|це сентября — первых числах октября (рис.
60 5.35).
Осенью и в начале зимы, когда высота
снежного покрова, как правило, еще очень
мала, промерзание болот в этой зоне проис-
ходит с достаточно большой интенсивностью
(1,0—1,5 см/сутки), и при небольшой толщи-
не оттаявшего за летний период грунта (40—
60 см), уже к концу ноября — началу декабря наблюдается смыкание
промерзающего верхнего слоя со слоем многолетней мерзлоты. Время
О 2Q щ
Рнс. 5.36. Связь глубины
промерзания торфяной зале-
жи с суммой отрицательных
среднесуточных температур
воздуха. Болотный массив в
зоне многолетней мерзлоты.
этого слияния неодинаково как по территории, так и по времени — от года
к году, что обусловлено различными глубинами сезонного оттаивания и
разными метеорологическими условиями конкретных лет. Приближенное
определение дат смыкания верхнего мерзлого слоя торфяной залежи
с многолетнемерзлыми грунтами, выполненное с помощью графиков свя-
зи глубины промерзания с суммой отрицательных температур воздуха
(рис. 5.36), показало, что в районе пос. Тазовского наиболее ранний
срок приходится на третью декаду ноября, а наиболее поздний — на
первую декаду января. На болотах района Сибирских Увалов слияние
слоя сезонного промерзания с многолетней мерзлотой происходит зна-
чительно позже: наиболее позднее — в третьей декаде января (табл. 5.20).
На юге северной части равнины встречаются участки болот, где мно-
голетняя мерзлота залегает на значительной глубине и поэтому практи-
чески не влияет на процесс их промерзания. Увеличение толщины промер-
зшего слоя торфяной залежи на таких участках происходит в течение
всей зимы.
В центральной и южной частях Западно-Сибирской равнины, несмот-
ря на значительные различия в типах болотных микроландшафтов и ре-
жиме водного питания, имеется много общего в процессе промерзания,
поскольку здесь повсеместно отсутствует многолетняя мерзлота. Значи-
тельная протяженность этой территории с севера на юг обусловливает
большое различие в датах начала промерзания болот, что хорошо иллю-
186
Т а б л и ц а .5.20
Глубины промерзания (см) деятельного (талого) слоя болот
в зоне многолетней мерзлоты
Зима
20/1 31/1 10/1I
Сфагново-кустарничково-лишайниковый микроландшафт
1968-69 г.
1969-70
1970-71
1971-72
Сфагново-осоково-шейхцериевый микроландшафт
1968-69
1969-70
1970-71
1971-72
2
10
14
21
16
16
22
19
35
19
29
20
21
32
32
27
38
34
48
32
42
50
37
46
54
42
46
63
49
58
73
58
73
85
стрируется изолиниями средних дат начала промерзания торфяной зале-
жи (рис. 5.36). На карте видно, что наиболее раннее промерзание болот
наблюдается в северо-восточной части территории, наиболее позднее —
в юго-западной. Различная обводненность деятельного слоя благодаря
неровной, обычно кочковатой поверхности болота (высота кочек и мохо-
вых подушек в отдельных микроландшафтах достигает 50—60 см) явля-
ется причиной большой изменчивости глубин промерзания в различных
элементах микрорельефа, особенно в начальный период промерзания [18].
Получить достаточно надежную осредненную по микроландшафту глу-
бину промерзания для указанного периода обычно трудно, так как для
этого необходимо иметь большое количество точек измерений. Согласно
приведенным в работе [18] данным, коэффициент вариации глубин про-
мерзания в сфагново-кустарничково-пушицевом микроландшафте, при
средней глубине 8,2 см, равен 0,36, а среднее квадратическое отклонение
составляет 2,9 см. При малой глубине промерзания, наблюдающейся в
начале нарастания мерзлого слоя, коэффициенты вариации, очевидно,
увеличатся. Более того, при столь значительной изменчивости глубин
промерзания по элементам микрорельефа средняя величина ее будет ма-
ло отражать действительное состояние промерзания торфяной залежи на
болоте, так как на одних микроучастках промерзший слой может быть
значительным, а на других — практически может отсутствовать. Поме-
ре увеличения глубины промерзания торфяной залежи различия в тол-
щине промерзшего слоя как по площади отдельных микроландшафтов,
так и по болотному массиву в целом постепенно сглаживаются, хотя и
сохраняются участки (внутриболотные топи) с глубиной промерзания
значительно меньшей, чем в других прилегающих к ним микроландшаф-
тах. Последнее связано с отепляющим влиянием сосредоточенных фильт-
рационных потоков болотных вод, выклинивающихся на поверхность из
глубоких слоев залежи. По мере увеличения высоты снежного покрова
187
интенсивность нарастания мерзлого слоя постепенно снижается, что хо-
рошо видно из рис. 5.37, на котором показана связь толщины промерзше-
го слоя с суммой отрицательных температур воздуха. На этих графиках
четко выделяются две линии связи, соответствующие периодам интенсив-
ного и замедленного промерзания болот. Для центральной части равни-
ны переход от первого периода ко второму приходится в среднем на вто-
рую половину ноября (при Е ( —0=300°С), а для южной ее части — на
первую половину декабря (при 2 ( — /)=250°С). В работе [203] эти пе-
риоды для некоторых районов выделяются по высоте снежного покрова:
первый из них назван осенним бесснежным, соответствует высоте снеж-
ного покрова до 10 см, второй — зимний,— соответствует высоте снега бо-
Рис. 5.37