8.3. Озера центральной части Западно-Сибирской равнины

По своему происхождению озера рассматриваемой части Западной Сибири подразделяются на первичные и вторичные. Первые из них обра­зовались до начала заболачивания территории, вторые — в процессе развития болот [173].

Расположение озер относительно речной сети в этой части равнины весьма разнообразно. В Сургутском Полесье (бассейны рек Лямина, Пи- ма, Тромъегана, Агана, северных притоков Ваха) озера распространены по всем сплошь заболоченным водораздельным пространствам (см. рис. 7.3). Здесь прослеживается вполне определенная закономерность в распределении озер: центральные части речных водоразделов заняты наиболее крупными озерами, часто округлой формы; по мере продвиже­ния от водораздела к речным руслам размер озер уменьшается, плановые очертания их приобретают вытянутую форму, начинает прослеживаться определенная упорядоченность в положении длинных осей озер относи­тельно общего направления речных долин; вблизи рек вытянутость озер увеличивается, их длинные оси принимают хорошо выраженную перпен­дикулярную ориентировку относительно направления движения филь­трационных вод с болот.

Близкую к рассмотренной структуре внутриболотной озерной сети имеет левобережная часть бассейна р. Конды.

На междуречье Оби и Иртыша (бассейны рек Салыма, Югана) рас­положение озер относительно речной сети несколько отличается от вы­шеописанной. Здесь внутриболотные озера малых размеров сосредоточе­ны в основном вблизи водоразделов. Среди них, а также на водоразделах расположены единичные крупные озера (см. рис. 7.5), имеющие в боль­шинстве случаев довольно правильную округлую форму. Близкую к рас­смотренной структуру озерной сети имеют бассейны рек Васюгана, Ты­ма, Кети.

Достаточно ясное представление о количественном распределении озер в центральной части Западно-Сибирской равнины можно получить из табл. 8.2. Наибольшее количество озер сосредоточено в правобереж­ной части Оби (бассейны рек Лямина, Пима, Тромъегана, Агана, Ваха), где число озер исчисляется десятками тысяч при плотности их (число озер на 1 км² болот) от 1,17 до 2,46. Значительно меньше внутриболотных озер в бассейнах рек Тыма, Большого Югана, Большого Салыма, Демьянки, Васюгана и особенно в бассейнах рек Ендырь, Сеуль и Туртас. Здесь плотность озер изменяется от 0,19 до 0,64.

.261

Морфология внутриболотных озер центральной части равнины, осо­бенно района Среднего Приобья, изучена значительно лучше благодаря экспедиционным работам, выполненным ГГИ в бассейнах рек Конды, Большого Салыма, Пима, Тромъегана, Агана, Ваха, а также обследова­ниям Гидрорыбпрома, проведенным в пределах Ханты-Мансийского на­ционального округа.

Западно-Сибирская экспедиция ГГИ за период работы в пределах зоны выпуклых олиготрофных (сфагновых) болот обследовала 253 вну­триболотных озера. Основная масса обследованных озер приходится на междурачье Ваха и Ватинского Егана, бассейн р. Агана и междуречье Пима и Тромъегана. Несколько озер обследовано в бассейне р. Конды, на междуречье Большого Салыма и Большого Югана. Распределение обследованных озер по интервалам площадей представлено в табл. 8.2.

Таблица 8.2

Распределение озер, обследованных экспедицией ГГИ, в центральной части Западно-Сибирской равнины по интервалам площадей

Интервалы площадей озер, км2	Количество озер	В процентах от об­щего количества
<0,01	79	31,2
0,02-0,10	99	39,1
0,11—1,00	44	17,4
1,01—5,00	21	8,3
>5,00	10	4,0
Всего	253	100

Им 4

Озера рассматриваемой территории имеют самую разнообразную фор­му и размеры. Площадь их акватории колеблется от нескольких десятков

квадратных метров (озерки грядово-озерковых комп­лексных микроландшафтов) до нескольких десятков и даже до сотни квадратных километров (например, оз. Пильтан-Лор с площадью заркала 98,8 км² в бассейне р. Тромъегана).

Малые озера (площадью до 0,1 км²) в большинстве своем являются составной частью грядово-озеркового или грядово-мочажинно- озеркового комплексных микроландшафтов. В других болотных микроландшафтах они встречаются реже в ви­де отдельных водоемов. Бе­рега малых озер, как прави­ло, торфяные, низкие, воз­вышаются на 0,2—0,5 м над

V (Ч
				N \
				\

20

40

60

80

100X

Рис. 8.4. Кривые обеспеченности средней мощно­сти торфяной залежи на дне озер и озерков (с площадью до 1 км²), расположенных в верховьях Агана (1) и в междуречье Ваха н Ватинского Егана (2).

.262

НцМ

4,0 г

урезом воды, иногда представляют собой очень топкие сплавины. Дно таких водоемов обычно торфяное, преимущественно ровное со слабым понижением к центральной части. Мощность торфа на дне озер, распо­ложенных на водоразделе Ваха и Ватинского Егана, в бассейнах рек Конды и Агана, изменяется в широ­ких пределах: от нескольких санти­метров до 5—6 м. Кривая обеспе­ченности средних толщин торфяной залежи на дне озер, полученная по данным обследований 212 внутри­болотных водоемов в верховьях бас­сейна р. Агана и в междуречье Ваха и Ватинского Егана, показана на рис. 8.4. Как следует из графика, по­ловина обследованных в бассейне р. Агана озер имеет мощность дон­ных торфяных отложений свыше 1,3 м, на междуречье Ваха и Ватин­ского Егана — 2,3 м. Как показали обследования озер на водоразделе Пима и Тромъегана, мощность дон­ных торфяных отложений здесь зна­чительно меньше и изменяется в пре­делах 0,2—2,1 м. Для выяснения природы образования торфов на дне внутриболотных водоемов на от­дельных участках грядово-озеркового микроландшафта были заложены стратиграфические профили с зондировкой глубин торфяной залежи и отбором проб торфа как на болоте, так и на озерах (с их дна). Срав­нение стратиграфии торфов на дне озер и на прилегающих к ним участ­ках болот (см. рис. 8.5 на вклейке) показывает, что они идентичны. Это

свидетельствует об одинако-

3,5

3,0

2,5

2,0

1,5

1,0

0,5

1
1 1 1
1 1 1
\ \ \
\ \ >
	V ч чЛ
				ч\

20

40

ВО

80

100%

Рис. 8.6. Кривые обеспеченности средних глубин озер, расположенных в вер­ховьях Агана (1) ив междуречье Ваха и Ватинского Егана (2).

Нш

«с, 2,5

2,0

1,5

1,0 У-

\\ 1\ \\ \ \ 1 \
V V	ч
	-

20

40

60

80

100%

вой природе образования этих торфов. Из последне­го следует, что рассматри­ваемые озера по происхож­дению являются вторичны­ми, т. е. образовавшимися в процессе развития болот.

Средняя глубина малых озер колеблется в пределах 0,5—3,5 м. Причем у полови­ны всех обследованных озер средняя глубина не превы- г^шает 1 м, (рис. 8.6). Макси-

Рис. 8.7. Кривые обеспеченности отношения

н,

Ср

для озер верховьев Агана (1) и междуречья Ва­ха и Ватинского Егана (2).

мальные глубины таких внутриболотных водоемов варьируют обычно в преде­лах 1,0—4,0 м и в единичных случаях до 6,0—6,9 м. Как

.263

следует из графика на рис. 8.7, отно­шение максимальной глубины к сред­ней для преобладающего числа таких озер изменяется в небольших пределах (от 1,25 до 1,5), что указывает на отно­сительную плоскость дна малых озер. В редких случаях это отношение боль­ше двух. Профили типичных малых внутриболотных озер показаны на рис. 8.5 (см. вклейку).

Озера площадью более 0,1 км² по своему происхождению, по-видимому, могут быть как первичными, так и вто­ричными.

Основными признаками первичных озер следует считать врез озерной кот­ловины в минеральный грунт и мине­ральное дно в современных условиях. Только при наличии обоих этих при- знаков можно предполагать, что обра- зование таких внутриболотных озер § | было обусловлено первичным релье- о г Ф°м и они существовали уже в началь- о ^ ных фазах торфонакопления. Одного = | признака — минерального дна — в со- ^ь временных условиях, по-видимому, еще ~ § недостаточно для отнесения этого озе- « ра к первичным. Анализ промерных 1 профилей относительно крупных озер ^с | и прилегающих к ним болотных микро- 1 ландшафтов (рис. 8.8) дает основание у ® полагать, что некоторые озера с совре- а н менным минеральным дном являются >> вторичными по отношению к болотам, т. е. образовались только после появ­ления болот в процессе торфонакопле­ния. Образование таких озер связано, по-видимому, с общим процессом раз­вития болотных систем (рис. 8.9). Исходя из того, что в начальной фазе заболачивания территории торфона- копление шло лишь в пониженных ча­стях рельефа, вначале появились изо­лированные болотные массивы. При дальнейшем процессе торфонакопле­ния центральные части этих массивов, вследствие более быстрого в них при­роста торфяной залежи, оказались приподнятыми над окрайками и при­легающими к ним минеральными неза­болоченными участками [83]. Сток с образовавшихся выпуклых болотных массивов стал направленным на ниже-

.264

расположенные незаболоченные участки, которые, оказавшись окру­женными приподнятыми над ними торфяными отложениями, стали ме­стами скопления воды и образования водоемов. В итоге, в современном рельефе заболоченных территорий многие озера оказались лежащими над выпуклыми элементами первичного рельефа поверхности мине­ральных грунтов. При этом прежние и современные размеры таких озер и их количество определялись на каждой стадии торфонакопле­ния и изменений климата соотношением составляющих водного баланса каждого водоема и его окружающего внутриболотного водосбора.

Болотный мосс_ие

60^1«ад»»

Рис. 8.9. Схема образования вторичных внутриболотных озеэ в болотных

системах.

Множество крупных и малых внутриболотных озер вместе с микро­озерками грядово-озерковых, грядово-мочажинно-озерковых и грядово- мочажинных комплексных микроландшафтов образуют обширные болот- но-озерные системы, столь характерные для районов центральной части Западно-Сибирской равнины, особенно для района Сургутского Полесья и левобережья бассейна р. Конды. В несколько менее выраженных фор­мах они широко распространены и на всем Обь-Иртышском междуречье, в зоне олиготрофных выпуклых (сфагновых) болот. Размеры отдельных внутриболотных озер достигают десятков и даже сотен квадратных ки­лометров. Наиболее крупными внутриболотными озерами в центральной части равнины являются: оз. Торм-Эмтор (Р=139 км²), оз. Вандм-Тор (Р= 127 км²), оз. Пильтап-Лор (^ = 98,8 км²), оз. Сырковое (^=90,4 км²). Берега озер, как правило, торфяные, обрывистые, высотой 1,5—2,0 м или низкие (сплавинные) высотой 0,2—0,5 м. На крупных и средних озерах в результате воздействия ветровых волн на торфяные берега на­блюдается их подмыв и разрушение, при этом акватории таких озер по­степенно увеличиваются [86]. Увеличение площади внутриболотных озер наблюдается также при слиянии их с другими близрасположенными озе­рами. При этом изрезанность береговой линии озер сильно возрастает (рис. 8.10). Вблизи разрушаемых берегов дно озер покрыто слоем раз­мытого торфа (дейтрита) с ос­татками упавших деревьев (стволы, корневища). Особен­но хорошо это видно после спуска озер. Одновременно с процессом разрушения берегов и увеличением акватории озер происходит их зарастание и за­болачивание. Этот процесс рас­смотрен достаточно подробно в работе [86]. На некоторых озерах процесс зарастания за­хватывает значительную часть акватории. В большинстве во-

Рис. 8.10. Схема увеличения акватории водое-^{ДОеМОВ В0ДНая} растительность ма при слиянии его с другими близрасполо-^пР^еД^{ставлена} тростником, хво- женными озерами. щом, осокой, которые образу­

.265

ют часто обширные заросли вдоль берегов. Помимо этих растений встречается также кубышка и земноводная гречиха.

К берегам средних и крупных озер обычно примыкают сфагново- кустарничково-сосновые или сфагново-сосново-кустарничковые микро­ландшафты, реже — сосново-сфагново-кустарничковые (разд. 2.) На не­которых озерах относительно небольшие участки берега заняты грядо- во-мочажинными комплексами, реже — суходолами, представляющими собой минеральные острова. Дно крупных озер, как правило, ровное со слабовыраженным понижением к центральной части, сложено преиму­щественно минеральными грунтами (пески, супеси, суглинки). Песчаное дно на внутриболотных водоемах характерно для озер бассейнов рек Назыма, Лямина, Пима, Тромъегана, песчано-илистое — для озер бас­сейна р. Конды, суглинистое с торфяными отложениями — для озер бас­сейнов рек Ваха, Ватинского Егана, Салыма, Югана, Демьянки.

Средняя глубина крупных внутриболотных озер изменяется в узких пределах (1,5—2,0 м), максимальная — обычно не превышает 2,5 м. Лишь в отдельных озерах максимальные глубины превосходят указан­ную величину и достигают 5 м. Как исключение, вблизи крупных рек встречаются более глубокие внутриболотные озера. Так, на оз. Восточ­ном, расположенном вблизи г. Урая в 7 км от р. Конды, зафиксирована максимальная глубина 12,8 м. Из 253 обследованных экспедицией озер лишь на 29 озерах обнаружена максимальная глубина, превышающая 2,5 м. Никакой связи между средней глубиной озер и их площадью не прослеживается. Типичные профили средних и крупных озер представле­ны на рис. 8.8. и 8.11.

В отличие от малых озер средние и крупные внутриболотные озера, как правило, связаны между собой ручьями и протоками. Большое коли­чество озер с соединяющими их мелкими ручьями и протоками образуют на заболоченных водораздельных пространствах сложную по строению озерно-речную сеть.

Русла рек и ручьев озерно-речных систем обычно хорошо выражены и на аэрофотоснимках легко дешифрируются по находящимся около них полоскам леса. Ширина ручьев преимущественно 1,0—3,0 м, глубина — 0,6— 1,0 м. Берега их торфяные, обрывистые. Однако среди них нередко встречаются и водотоки с частично или полностью погребенными в торфе руслами. Погребенные (скрытые под сплавиной) русла характерны для участков, примыкающих непосредственно к озерам: при входе или вы­ходе ручьев из озер. <

Как показали обследования водотоков, соединяющих внутриболотные озера, часть из них действует лишь в период стояния высоких уровней воды на озерах, т. е. в весеннее половодье или во время летне-осенних дождевых паводков; в засушливые летние периоды эти водотоки пере­сыхают.

По характеру связи с речной сетью озера, как известно, разделяются на проточные, сточные и бессточные. По данным обследований, боль­шинство озер являются бессточными, т. е. не имеющими стока через открытую речную сеть. Преимущественно это малые по размерам озера, площадью до 100 га. Бессточные озера большой площади очень редки. Из общего количества озер на долю бессточных приходится около 90%, на долю проточных и сточных — всего 10—12%. Проточные и сточные озера являются, как правило, средними и крупными водоемами, поэто­му, несмотря на относительно малое их количество, они занимают до 50, а иногда и более процентов площади всех внутриболотных озер.

.266

Нм

О 500 1000 1500 1750 м

Рис. 8.11. Профиль среднего озера. Усл. обозначения видов торфа см. рис. 3.1.

Следует иметь в виду, что в условиях избыточного увлажнения все озера имеют сток. При отсутствии открытых водотоков сток из внутри­болотных водоемов осуществляется только фильтрационным путем через торфяную залежь (см. п. 8.3.5) и в основном через ее деятельный гори­зонт (см. п. 3.2). На обширных болотно-озерных системах (Сургутское Полесье, левобережье бассейна р. Конды), где средние и крупные озера приурочены в основном к плоским водоразделам, водосборная площадь сточных озер либо крайне мала (составляет не более 5—10% площади самого озера), либо полностью отсутствует, что вообще характерно для внутриболотных озер зоны избыточного увлажнения.

Исследования уровенного и ледового режимов внутриболотных озер в рассматриваемой части Западно-Сибирской равнины проводились эк­спедициями ГГИ в бассейне р. Агана (оз. Сымту-Лор и ряд малых озер), на междуречье Ваха и Ватинского Егана (озера Ленинградское, Самот- Лор, Кымыл-Эмтор и ряд малых озер), в бассейне р. Конды (оз. Щучье в районе г. Урая, оз. Геофизиков в бассейне р. Большого Тетера), на междуречье Пима и Тромъегана (озеро без названия и озера Вать-Лор и Безымянное).

На озерах Ленинградском и Сымту-Лор помимо наблюдений за уров­нями и ледовым режимом измерялись температура воды и испарение. На этих двух озерах, а также на оз. Проточном проводились определения притока и стока воды через ручьи и речки. Последнее позволило подой­ти к расчету водного баланса некоторых из исследуемых внутриболотных озер.

Перечень гидрологических работ, проводимых на озерах, с указанием периода наблюдений приведен в табл. 8.1.

Ниже рассматриваются элементы гидрологического режима внутри­болотных озер.

8.3.1. Уровенный режим. Уровеный режим малых озер, обычно не имеющих руслового стока( притока), определяется в основном уровен- ным режимом болот. В годовом ходе уровня малых озер наблюдаются два максимума и два минимума.

Первый максимум приходится на период весеннего половодья, вто­рой — на период летне-осенних дождевых паводков. Минимумы в годо­вом ходе уровня наблюдаются зимой, обычно перед началом весеннего снеготаяния, и летом, перед началом летне-осенних дождей. На малых озерах, расположенных в бассейнах рек Назыма, Лямина, Пима, Тромъ­егана, Агана, Ваха, начало весеннего подъема приходится на первую по­ловину мая, на озерах бассейнов рек Конды, Демьянки, Салыма, Юга­на — на вторую половину апреля. Пик выражен слабо вследствие замед­ленного спада уровней и влияния на его ход дождей.

Весенний максимум наступает через 15—20 дней после начала подъ­ема. Спад уровня на озерах обычно растянут до июля — августа.

Летний минимум, приходящийся на август — сентябрь, для северных районов рассматриваемой территории является более низким, чем зим­ний. Это объясняется тем, что в результате промерзания гряд в грядово- озерковых комплексах фильтрационный сток с них зимой, в конце декаб- бря — начале января, прекращается, в связи с чем уровень на малых озерах в этот период до начала весеннего подъема практически не ме­няется.

Осенний максимум обычно меньше весеннего, и величина его зависит в основном от количества осадков теплого периода года. После осеннего подъема уровня в связи с похолоданием и прекращением атмосферного

.268

питания озер начинается спад уровней, который обычно прекращается в декабре-январе. В теплые зимы снижение уровня на малых озерах про­должается в течение всей зимы до начала весеннего снеготаяния. Ампли­туда колебания уровней малых озер невелика и составляет 20—25 см.

В отличие от малых озер, на средних и крупных внутриболотных водо­емах, имеющих, как правило, русловой сток, в годовом ходе уровня хо­рошо прослеживаются лишь весенний максимум и зимний минимум (рис. 8.12). Осенний максимум и летний минимум выражены очень сла­бо, и поэтому в годы с достаточно большим количеством летних осадков они совершенно не выявляются. Максимум уровня, обусловленный ве­сенним снеготаянием, приходится на конец мая — начало июня. Анализ имеющихся материалов наблюдений за уровнем воды на средних внутри­болотных озерах показал, что для северной части равнины (оз. Нумто) весенний подъем уровня начинается в среднем на следующие сутки пос­ле перехода температуры воздуха через 0° С, в центральной части (озера Сургутского Полесья) разница в датах перехода температуры воздуха через 0° С и начала подъема уровня составляет 4 дня, а для южной (оз. Среднее Тарманское) — 5 дней. На основе данных о датах перехода тем­пературы воздуха через 0° С с учетом вышеприведенных сведений по­строена карта сроков начала весеннего подъема уровня воды на средних внутриболотных озерах Западно-Сибирской равнины (рис. 8.13).

Из-за ограниченности исходных материалов (при построении были использованы сведения по уровенному режиму всего шести озер) приве­денную карту следует рассматривать как схематическую, пригодную лишь для приближенных определений дат начала весеннего подъема на внутриболотных водоемах.

Пик подъема слабо выражен, особенно на крупных озерах, что объ­ясняется замедленностью стока воды из этих озер через русловую сеть, а также осадками, выпадающими весной и поддерживающими высокий уровень. Интенсивность и величина подъема уровня в весенний период зависят от площади водосбора озера. На крупных озерах интенсивность подъема уровня составляет в среднем около 1,3 см/сутки, на средних — 0,64 см/сутки. Продолжительность весеннего подъема уровня колеблется в широких пределах (20—90 дней) и в среднем составляет 1,5—2,0 меся­ца. Величина весеннего подъема уровня на крупных внутриболотных озерах около 20 см, на средних — до 90 см. Плавный спад весеннего уровня воды на озерах, продолжающийся в течение всего летнего перио­да с чуть заметным повышением в сентябре, постепенно переходит в осенне-зимнее снижение уровня. В зимний период в связи с постепенным промерзанием речек и ручьев, вытекающих из озер, а также деятельного слоя болот, окружающих озеро, интенсивность спада уровня в водоемах значительно меньше, чем в летний период. На некоторых средних и ма­лых озерах снижение уровня зимой практически совсем прекращается (оз. Кымыл-Эмтор), что указывает на отсутствие заметной фильтрации во­ды из озера через дно и более глубокие слои залежи торфяных берегов. На это же указывают и большие перепады уровня на близрасположен- ных внутриболотных водоемах (рис. 8.5). Вышесказанное дает основа­ние пренебрегать величиной фильтрации воды через дно озера при расче­тах водного баланса внутриболотных водоемов.

Анализ данных наблюдений показывает, что существует зависимость величины амплитуды колебания уровня от размера озера: чем^крупнее озеро, тем меньше амплитуда. Так, на крупных озерах (с площадью бо­лее 10 км²) максимальная амплитуда колебания около 30—35 см, на

.269

Нем

Рис. 8.12. График колебания уровня воды на средних и крупных озерах.

1 — оз. Самот-Лор, /'=61,8 км²; 2 — оз. Кымыл-Эмтор, ^=24,8 км²; 3— оз. Проточное, Р=2,\ км²; 4 — оз. Ленинградское, Р-2,3 км²; 5 —оз. Сым­

ту-Лор, Р=4,7 км².

Рис. 8.13. Карта сроков начала весеннего подъема уровня на озерах.

.271

10.Х 20.Х 31.Х Начало ледостава

10.Х1

средних — до 90 см. Это можно объяснить, по-видимому, тем, что с уве­личением площади озера доля руслового стока в водообмене его сокра­щается (как правило, внутриболотные водотоки характеризуются мальн ми расходами).

8.3.2. Ледовый режим. Ледовый режим внутриболотных озер, имею­щих ограниченный диапазон изменений глубин (1,5—2,0 м), определя­ется в основном температурой воздуха, высотой снежного покрова на

льду и размерами водоемов. Раз­меры водоема косвенно влияют на интенсивность процессов за­мерзания и оттаивания, опреде­ляя степень воздействия ветра на перемешивание водных масс и на распределение высоты и плотно­сти снежного покрова на льду. Продолжительность же периода с ледовыми явлениями определя­ется непосредственно длительно­стью периода с отрицательными температурами воздуха. Количе­ство дней с отрицательными тем­пературами для центральной час­ти колеблется в довольно широ­ких пределах: от 231 дня на севе­ре до 174 дней на юге. В связи с этим продолжительность устой­чивого ледостава на внутриболот­ных озерах центральной части равнины изменяется от 204 до 235 дней.

Замерзание озер на севере начинается в конце сентября — начале ок­тября, на юге — в конце октября. На малых озерах, а при безветренной погоде и на крупных водоемах образовавшиеся забереги быстро расши­ряются и в течение 2—3 дней все озеро покрывается льдом. При ветреной погоде процесс ледообразования на крупных водоемах несколько затяги­вается по сравнению с малыми озерами и замерзание их происходит на 2—5 дней позже. Сроки установления ледостава на внутриболотных озе­рах, определенные по графику связи на рис. 8.14, построенному по дан­ным экспедиционных исследований на основании подсчета сумм отрица­тельных температур воздуха, необходимых для замерзания озер, пред­ставлены на рис. 8.2. На рис. 8.15 приведена карта-схема наиболее ранних и поздних сроков замерзания озер на этой территории.

По данным экспедиционных исследований, толщина льда на внутри­болотных озерах в районе Нижневартовска к концу зимы достигает 124 см. Причем это значение зафиксировано на крупном озере (Самот- Лор) в наиболее холодную зиму 1969 г. (сумма отрицательных темпера­тур 4181° С). На малых озерах максимальная толщина значительно мень­ше и не превышает 90 см. Крупные мелководные озера с глубинами 80— 85 см даже в средние по суровости зимы промерзают до дна. В теплые зимы (2 ( — 0 =2700° С) толщина льда на крупных и средних озерах не превышает 95 см, а на малых — 80 см. Большая толщина льда на круп­ных водоемах объясняется в основном влиянием ветра на снежный по­кров (частичное сдувание и уплотнение снега). На малых озерах влияние ветра ограничено вследствие облесения окружающих болот и снежный

Рис. 8.14. График связи дат установления ледостава с датами перехода температуры воздуха через 0° С.

.272

Рис. 8.15. Карта наиболее ранних (/) и поздних (2) сроков замерзания озер.

покров, как правило, имеет большую высоту и меньшую плотность. В ре­зультате, теплозащитные свойства снега на малых озерах оказываются значительно выше.

Максимальная толщина льда на озерах, расположенных у северной границы рассматриваемой территории (по данным наблюдений на оз. Нумто), достигает 170 см. Это значение зафиксировано в 1969 г. при сумме отрицательных температур на зимний период 1968-69 г., равной 4736° С. Поскольку эта сумма температур, как показал анализ метеоро­логических данных за весь период наблюдений, является наибольшей для этого района, можно считать, что толщина льда, равная 170 см, близ­ка к максимальной.

Ввиду недостатка данных наблюдений за толщиной льда на озерах для характеристики ледовой обстановки на внутриболотных водоемах центральной части Западно-Сибирской равнины был использован рас­четный метод определения толщины льда по метеорологическим данным.

В практике расчета толщина льда на водоемах по метеорологическим данным наиболее распространенной является формула В. В. Пиотрови- ча [156] (упрощенная формула Девика), которая имеет следующий вид:

- -ХГ А. + + (8.1)

где к л. — теплопроводность льда, принимаемая равной 0,0052 кал/(см-с- С); к_с — теплопроводность снега, принимаемая равной 0,00052 кал/см • •с°С); р_л — плотность льда, принимаемая равной 0,916 г/см³; Н_с — вы­сота снега на льду, см; Н_л —начальная толщина льда, см; 2( — I)— сумма отрицательных среднесуточных температур воздуха.

Эта формула, учитывающая влияние на ледообразование температу­ры воздуха и высоты снежного покрова, является физически обоснован­ной. Поэтому в случае использования при расчете данных о высоте снеж­ного покрова на самом водоеме она дает достаточно близкие к наблюден­ным величины, что видно из результатов вычислений, приведенных в приложении 27. Но так как сведения о снежном покрове на водоемах отсутствуют, при расчете толщины льда на них используются данные о высоте снежного покрова, полученные на метеорологических станциях (на открытой или защищенной площадках). Как показала проверка, расчет толщины льда по формуле Пиотровича с использованием этих материалов (.наблюдений за снежным покровом на открытой площадке) приводит к занижению толщины льда (приложение 27) из-за завышен­ной высоты снежного покрова. Вследствие быстрого замерзания внутри­болотных озер (через 2—3 дня после перехода среднесуточной темпера­туры через 0° С) различия в высотах снежного покрова на озерах и ме­теоплощадках в период образования ледостава не прослеживаются. По­этому поправка в высоту снежного покрова при расчете толщины льда по формуле (8.1) с использованием данных метеорологических станций не вводилась.

Попытка получить график перехода от характеристик снежного по­крова на метеостанции к характеристикам снежного покрова на водое­мах не увенчалась успехом. Связь высот снежного покрова на озерах и на открытой площадке метеостанции оказалась очень слабой. Это в зна­чительной степени можно объяснить различием в условиях формирова­ния снежного покрова: в связи с уплотнением снега на озерах под влия­нием ветра и его частичным превращением в лед высота снега на льду оказывается меньше, чем на метеорологических площадках. Усовершен­

.274

ствованная в последние годы В. П. Пиотровичем методика расчета тол­щин льда на озерах [156], учитывающая целый ряд факторов, влияющих на ледообразование (температуру воздуха, скорость ветра, облачность, влажность воздуха, солнечную радиацию и приток тепла от воды), по­зволяет повысить точность определения этой характеристики и исполь­зовать данную методику в практических целях. Однако ввиду отсутствия некоторых исходных данных (влажность воздуха, солнечная радиация, приток тепла из воды) и трудоемкости расчетов использовать ее для оп-

И см

120

100

80

ВО 40

20

										• • •
				+	+ +	+ + +
		+	+ V	V V	О
Л	/	V V	X *						о 1 • 2 + 3 V 4 о 5 х в
У	+
/

О 800 1600 2400 3200 4000Ш)°С

Рис. 8.16. Связь толщины льда средних озер с суммой отрицательных температур воздуха для центральной части Западно-Сибирской равнины.

1 — зима 1967-68 г.; 2 — 1968-69 г.; 3 — 1969-70 г.; 4 — 1970-71 г.; 5 — 1971-72 г.; 6 — 1972-

73 г.

ределения максимальных значений толщины льда на озерах не представ­ляется целесообразным.

На основе данных наблюдений за ледовым режимом на внутриболот­ных озерах центральной части Западно-Сибирской равнины (см. табл. 8.1) были построены связи толщин льда с суммой отрицательных темпе­ратур воздуха (рис. 8.16) и получены зависимости (8.2) — (8.4). В дан­ном случае влияние снежного покрова на ледообразование учитывается косвенно, поэтому эти зависимости являются менее обоснованными, чем формула (8.1).

Поскольку высота снежного покрова сильно меняется не только внут­ри холодного периода, но и от года к году, расчеты толщины льда за конкретные годы по формулам (8.2) — (8.4) могут привести к сущест­венным ошибкам. При расчетах же средних за период толщин льда за­висимости (8.2) — (8.4) должны давать достаточно хорошие результаты.

Для больших озер (^>10 км²)

Н, = 0,090 2 (-0 + 9 при 2 (-0 < 400° С; | К = 0,018 2 (—0 + 40 при 2 (—/) > 400°С. I

Для средних озер (0,1 С-^С 10 км²)

Н_л = 0,10 2 (-/) + 3 при 2 (-0 < 400° С; |

Н_л = 0,015 2 (—*) + 37 при 2 (—() > 400° С. } ⁽ ' '

18*

275

Для малых озер (/^г<0,1 км²)

А_д = 0,072 2 (-0 + 9 при 2 (-*) < 400⁰ С: |

Н_л = 0,014 2 (—0 + 33 при 2 (—/) > 400° С. ) ⁽ ' '

Влияние снежного покрова здесь учитывается косвенно благодаря наличию двух расчетных формул: одной — для начального осенне-зим­него периода ледообразования (2 ( —0 <400° С), характеризующегося малой высотой снега на льду и интенсивным ледообразованием, и дру­гой— для зимне-весеннего (2 ( —0 >400° С), отличающегося большей

Рис. 8.17. Связь толщины льда средних озер с величиной корня квад­ратного из суммы отрицательных температур воздуха для централь­ной части Западно-Сибирской равнины.

1 — зима 1968-69 г.; 2 — 1969-70 г.; 3 — 1970-71 г; 4 — 1971-72 г.

высотой снежного покрова и замедленным нарастанием толщины льда. Аналогичные зависимости получены И. П. Бутягиным для рек [25].

Графики связи на рис. 8.16 позволяют проследить за режимом нарас­тания льда на внутриболотных озерах.

Более строгая зависимость толщины льда от суммы отрицательных температур воздуха получается в случае, когда величина 2( — () заме­няется величиной \/~ 2(—I) (рис. 8.17). Однако при этом графические связиН_л = /([/ 2(—{) уже не позволяют проследить за режимом на­растания льда. Зависимости толщины льда от у 2 (—I) для озер разных размеров имеют вид: для больших озер

Н_л 1,4 1/2 (—0 + 10,4, (8.5)

.276

для средних озер

Н_л = 1,5 |/ 2(—0 +3, (8.6)

для малых озер

Н_л - 1,3 1 2(—0 + 4. (8.7)

По зависимости (8.3) на основании данных о температуре воздуха 26 метеорологических станций были рассчитаны толщины льда к концу зимнего периода за многолетний ряд и построена схематическая карта этих величин (рис. 8.18) для средних озер всей центральной части рав­нины. По этой же расчетной схеме вычислены, а затем построены карты средних толщин льда на озерах на 1/ХП, 1/1, 1/П и 1/Ш (рис. 8.19, 8.20). Приведенные карты позволяют проследить изменение толщины льда па средних по размерам внутриболотных озерах как в пространстве (пс территории), так и во времени, что особенно важно при хозяйственном освоении края.

Таблица 8.3

Толщина льда разной обеспеченности на 1/ХП, 1/1, 1/Н и 1/Ш на средних озерах, рассчитанная по данным метеорологических наблюдений отдельных станций

Пункт	Дата	Обеспеченность, %
		1	2	5	10	20	25	50	75	90	95	99
Березово	1/ХП	55	53	49	49	47	46	45	42	35	32	27
	1/1	66	66	63	60	58	57	54	52	50	49	47
	1/П	79	77	74	72	69	68	65	62	60	58	55
	1/Ш	95	90	83	80	77	76	73	71	68	66	62
Сургут	1/ХП	51	50	49	48	46	46	44	39	29	26	17
	1/1	65	62	60	57	55	55	54	52	49	48	47
	1/П	78	75	72	70	67	67	64	62	59	57	56
	1/Ш	87	84	80	78	77	76	73	70	67	65	64
Тобольск	1/ХП	48	47	46	45	42	41	33	25	18	15	12
	1/1	57	56	55	54	51	51	49	48	46'	45	43
	1/П	67	66	65	63	61	60	59	56	53	52	51
	1/Ш	72	72	71	70	68	68	65	62	60	58	57

По данным расчета толщины льда за отдельные годы для средних озер по трем пунктам центральной части Западно-Сибирской равнины определены толщины льда разной обеспеченности (табл. 8.3), которые позволяют судить о величинах возможных изменений этой гидрологиче­ской характеристики.

Для перехода от толщин льда средних озер (рис. 8.16, 8.17) к толщи­нам льда на больших (#о) и малых (Я_мал) внутриболотных озерах на основе данных экспедиционных наблюдений получены следующие зави­симости:

Я_б-1,08Я_ср, (8.8)

Я_мал = 0,93 Я_ср. (8.9)

.277

Рис. 8.18. Карта толщин льда на средних озерах на конец зимнего периода.

Рис. 8.19. Карта толщин льда на средних озерах. 1 — на 1/ХП, 2 — на 1/1.

48 54 60 бб 72 78

Рис. 8.20. Карта толщин льда на средних озерах. / - на 1/П, 2 - на 1УШ.

280

При наблюдениях за ледовым режимом внутриболотных озер обнару­жено, что в период весеннего снеготаяния в отдельные годы происходит резкое увеличение толщины льда за счет интенсивного образования снежного льда. Прирост толщины льда в этот период достигает 10—15 см.

Вскрытие озер, которому предшествует появление воды на льду и образование сквозных, постоянно расширяющихся закраин, происходит в конце апреля — начале мая на юге центральной части равнины и в се­редине — конце мая на севере ее. Как показывает анализ данных наблю­дений за ледовой обстановкой на внутриболотных водоемах и метеороло­гическими условиями в весенний период, вскрытие средних озер начина­ется через 15—25 дней после устойчивого перехода среднесуточной тем­пературы воздуха через 0° С, при сумме положительных температур 01 40 до 100° С.

Очищение крупных внутриболотных озер ото льда происходит через 20—30 дней после их вскрытия. Причем период полного очищения ото льда крупных водоемов на 3—5 дней больше, чем средних, и на 5—6 дней больше, чем малых. Продолжительность периода от начала вскрытия до полного освобождения озер ото льда меняется по годам от 21 до 31 дня, что обусловлено, с одной стороны, разной толщиной льда, а с другой — разными метеорологическими (в основном температурными) условиями в период таяния льда. Продолжительность таяния льда на озерах зависит от количества поступающего тепла, которое может быть косвенно оцене­но суммой положителных температур воздуха. По суммам положитель­ных среднесуточных температур воздуха на дату полного очищения озер рассчитаны средние сроки освобождения ото льда средних озер и постро­ены карты (см. рис. 8.2).

Особый интерес представляет вопрос о ледовой обстановке на боль­ших и средних озерах в весеннее время, поскольку он тесно связан с проблемой освоения нефтяных месторождений, расположенных под внут- риболотными озерами. В частности, весьма важны сведения о подвиж­ках льда в период вскрытия озер, так как неучет этого в проектах может привести к разрушению нефтепромысловых сооружений, расположенных на акватории озер.

Изучение ледовой обстановки на крупных и средних озерах в весен­ний период 1968-69 г. позволило выявить характер разрушения ледяного покрова на внутриболотных озерах.

Анализ материалов наблюдений показывает, что на крупных озерах (Самот-Лор, Кымыл-Эмтор) имеют место подвижки льда. Так, по резуль­татам аэрофотосъемки, выполненной в 1969 г., на указанных озерах за­фиксированы перемещения ледяных полей площадью до 32 км² на рас­стояние до нескольких сот метров. Скорость и направление их перемеще­ния полностью определяется скоростью и направлением ветра, что под­тверждается данными метеорологических наблюдений в этот период [89].

Проведенные исследования ледового режима и расчеты возможных ледовых нагрузок на нефтяные сооружения [89] показывают, что переме­щающиеся ледяные поля могут представлять угрозу системам нефтяных скважин и нефтепроводов, возводимых на акватории больших озер.

8.3.3. Температурный режим. Вода во внутриболотных озерах благо­даря темной ее окраске (наличию значительного количества взвешенных частиц торфа) и темному торфяному дну водоемов имеет низкое альбедо и поглощает большое количество радиации. Это наряду с малыми глуби­нами озер обусловливает быстрый и значительный прогрев водных масс внутриболотных водоемов. На малых озерах, где отсутствует волнение, а

.281

следовательно, и интенсивное перемешивание водных масс, наблюдается термическое расслоение водной массы на верхний 30—40-сантиметровый сильно прогретый слой и нижний слой, имеющий температуру на 5—7° С ниже.

На средних и крупных озерах, имеющих, как уже отмечалось, относи­тельно малые глубины (до 2,0—2,5 м), водные массы хорошо перемеши­ваются и прогреваются на всю глубину озера. Резко выраженной терми­ческой стратификации на этих озерах практически не наблюдается, так как количество дней со штилевой погодой на рассматриваемой террито­рии в среднем не превышает 10—12. В течение большей части теплого периода водные массы озер находятся в состоянии, близком к гомотер- мии. Эпизодические наблюдения за изменением температуры воды по глубине, выполненные на оз. Сымту-Лор летом 1971 г., обнаружили от­сутствие слоя скачка и незначительное изменение температуры по глу­бине. Наибольшая разница температур на поверхности и у дна озера не превышает 0,2° С. Это обстоятельство позволяет при наличии наблюдений за температурой поверхности озер с достаточной степенью достоверности характеризовать тепловые ресурсы всего озера.

Регулярные, хотя и непродолжительные, наблюдения за температурой поверхности воды на оз. Ленинградском, Сымту-Лор и на озере у пос. Геофизиков (табл. 8.4) позволяют рассмотреть изменение температурно­го режима в течение теплового периода года на внутриболотных водое­мах центральной части Западно-Сибирской равнины.

На рис. 8.21 показан ход температуры воды и воздуха за отдельные годы по вышеперечисленным озерам, а на рис. 8.22 — изменение темпе-

Таблица 8.4

Среднедекадные температуры поверхности воды внутриболотных озер

оз. Ленинградское					оз. Сымту-Лор					оз. у пос. Геофизиков
год	месяц	декада			год	месяц	декада			год	месяц	декада
		1	2	3			1	2	3			1	2	3
1967	VII	—	26,1	27,0	1971	VI	5,7	14,3	—	1965	VI		—	16,3	22,9
	VIII	15,0	17,0	12,9		VII	17,1	21,3	18,0		VII		23,4	22,0	17,9
1968	V	—	—	11,0		VIII	17,4	17,6	13,1		VIII		19,0	15,8	—
	VI	8,4	12,6	13,3		IX	11,0	10,6	4,4		IX		12,7	11,3	6,6
	VII	18,8	22,4	19,6		X	1,3	—	—	1966	V		—	16,6	—
	VIII	18,5	17,2	13,6							VI		20,2	—	15,1
	IX	7,2	7,1	5,4	1972	VI	4,0	15,5	17,6		VII		18,6	24,7	18,9
1969	VII	24,2	23,2	21,8		VII	13,8	16,2	19,2		VIII		20,6	17,9	15,3
	VIII	14,9	12,8	14,5		VIII	14,5	14,1	10,5
	IX	13,9	7,1	5,0		IX	7,1	5,5	2,9
1970	VI	—	—	11,2
	VII	14,1	19,0	20,0
	VIII	16,0	13,4	12,0
	IX	10,5	12,8	—

.282

ратуры на оз. Ленинградском за различные по сумме положительных температур воздуха годы.

Как видно из рис. 8.21, ход температуры воды на внутриболотных озе­рах более сглажен и достаточно хорошо повторяет ход температуры воздуха со сдвигом фаз в сторону запаздывания на 2—3 дня.

Сопоставление температур воды и воздуха за теплый период по всем рассматриваемым озерам (рис. 8.21) показывает, что температура воды

Рис. 8.21. График хода температуры поверхности воды (а) и воз­духа (б) за теплый период. I — оз. Нумто, 2 — оз. Ленинградское, 3 — оз. Сымту-Лор, 4 — оз. Геофизиков.

во внутриболотных озерах в июне — сентябре на 1—2° С, а в отдельные периоды и более превышает температуру воздуха. Тем самым озера практически в течение всего теплого периода года являются аккумуля­торами тепла и играют отепляющую роль в формировании климата при­земного слоя атмосферы. Лишь в течение одной-двух недель после очи­щения водоемов ото льда температура воды на озерах ниже температуры воздуха. Совершенно очевидно, что в столь короткий период прогрева озер весной при относительно невысоких температурах воздуха не может быть создан тот запас тепла в озерах, который имеет место в течение всего теплого периода. Поэтому причиной более высокой температуры воды в озерах по сравнению с температурой воздуха является большая

.283

величина поглощаемой водой прямой и суммарной коротковолновой ра­диации вследствие большой прозрачности вод внутриболотных озер, тем­ной их окраски из-за присутствия гуминовых кислот и не менее высокой поглощательной способности торфяного дна, имеющего практически чер­ный цвет. Благодаря этому внутриболотные водоемы сильно прогрева­ются, особенно в ясные, безоблачные дни.

Максимальная температура наблюдается обычно в июле, реже в июне и достигает 24—29° С. Изучение температурного режима оз. Ленинград-

Рис. 8.22. График хода температуры поверхности воды (а) и воз­духа (б) на оз. Ленинградском за различные по сумме положитель­ных температур годы. 1 — теплый, 2 — средний, 3 — холодный год.

ского в разные по температурным условиям годы (см. рис. 8.22) приво­дит к выводу, что изменение средней температуры за теплый период от года к году невелико и не превышает 1°С. Изменение же среднемесяч­ных величин от года к году несколько больше, особенно в июле (табл. 8.5). Следует ожидать, что последнее относится также и к июню. Однако отсутствие достаточно полных данных наблюдений за этот месяц не по­зволяет подтвердить вышесказанное.

Хорошее перемешивание водных масс на всю глубину в средних и крупных озерах обусловливает достаточно тесную связь температуры поверхности воды с температурой воздуха для июля, что видно из рис. 8.23. Полученные связи дают возможность по данным наблюдений за температурой воздуха в первом приближении определить температу-

.284

Таблица 8.19

Среднемесячные температуры поверхности воды оз. Ленинградского

Год	VI	VII	VIII	IX	Средняя за теплый период
1967	—	—	15,0	—	—
1968	11,4	20,2	16,4	6,4	13,8
1969	—	23,0	14,1	8,7	14,1*
1970	—	17,7	13,8	-	14,5**
Средняя за период наблюдений	—	20,3	14,8	—	—

* Определена с учетом наблюдений, проведенных в июне (неполный месяц). ** Определена с учетом наблюдений, проведенных в июне и сентябре (неполный месяц).

ру воды в неисследованных озерах. Аналогичные связи получены для других летних месяцев (рис. 8.24).

По этой же расчетной схеме с использованием графиков связи сред­немесячных температур (рис. 8.25) были вычислены среднемесячные за многолетний период температуры воды во внутриболотных озерах по ряду пунктов центральной части равнины, и построены карты этих вели­чин (рис. 8.26).

Параллельные наблюдения за температурой воды на озере с площа­дью более 2 км² и озерке с площадью 2,7 га приводят к выводу, что тем-

.^юлы'С 30

26

22

18

14

¹⁰6 Ю /4 18 12 26 г_В03д"С

Рис. 8.23. Связь суточной температуры поверхности воды с тем­пературой воздуха. Озеро Ленинградское. Июль. 1 — 1967 г., 2 — 1968 г., 3 - 1969 г., 4 - 1970 г.

285

32 28 24 20 1В 12 8 4

О

'2 2 8 10 14 18 22 26 г_вид°Г

Рис. 8.24. Связь суточной температуры поверхности воды оз. Ленинградского с температурой воздуха.

1 — июнь, 2 — июль, 3 — август, 4 — сентябрь.

^пов С 28

24

20

16

12

в

⁴2 6 10 14 18 22

Рне. 6.25. Связь среднемесячных температур поверхно­сти воды оз. Ленинградского с температурой воздуха. I — июнь, 2 — июль, 3 — август, 4 — сентябрь.

							✓
						✓ ✓ ✓	✓
					/У
				// У	/
		/	/V
		/.У А/
уу	/V /У ✓					4 I
/

Рис. 8.26. Карта среднемесячных температур (° С) поверхности воды.

1 — август, 2 — сентябрь, 3 — июль.

Таблица 8.6

Осредненные данные по химическому составу вод внутриболотных озер центральной части Западно-Сибирской равнины

	Жесткость, мг-экв/л					Содержание ионов, мг/л											ь <15.
Озеро	общая	карбо­натная	посто­янная	рН	Сумма ионов, мг/л	нсо-	5°Г	С1—	Саг(-		№+ + К+	N11+ 4	Фосфа­ты, мгР/л	Железо общее, мгре/л	5Ю2 мг/л	Н25Ю3 мг/л	Перманганг ная окисля мость, мгО,
Самот-Лор	0,15	0,10	0,05	4,6	15,2	6,1	2,7	2,4	2,2	0,5	0,53	0,53	0,23	0,3	4,2	5,5	5,8
Кымыл-Эмтор	0,15	0,12	0,03	5,1	16,0	7,6	2,0	2,2	2,0	0,6	0,55	0,86	0,38	0,2	1,8	2,3	3,2
Сымту-Лор	0,32	—	—	6,4	54,4	33,8	—	5,1	3,4	1,8	5,0	0,64	0,88	4,7	5,8	—	17,6
Ленинградское	0,15	0,15	0,00	5,1	19,8	9,3	2,3	3,0	2,3	0,4	0,90	1,1	0,24	0,5	2,6	3,3	6,6
Проточное	0,10	0,09	0,01	4,6	15,6	7,0	2,2	2,2	1,5	0,4	0,90	1,0	0,18	0,3	4,1	5,3	12,6
Озерко б/н	0,15	0,10	0,05		17,6	10,2	0,67	2,4	2,0	0,6	0,47	0,07	0,28	0,3	50,9	83,4	14,5
Озерко б/н	0,12	0,12	0,00		17,0	8,1	2,0	2,4	1,7	0,3	1,08	1,2	0,25	0,2	26,5	34,5	22,8
Озерко б/н	0,14	0,13	0,01	4,2	18,1	9,2	1,0	3,1	2,0	0,4	1,45	0,82	0,30	0,2	14,7	19,1	17,2
Озерко б/н	0,20	0,20	0,00		21,3	12,2	2,0	1,8	3,0	0,6	—	1,3	0,24	0,4	60,0	78,0	41,6
Озеро без назва­ния у пос. Геофи­зиков	0,45			5,5	48,1	21,4		10,4	1,0	6,0	0,70	3,0	0,30	5,6			75,0
Няр-Тов-Тур	0,34	—	—	5,0	60,6	36,6	—	7,1	2,0	1,2	10,0	3,0	0,55	0,7	—	—	128

Примечания: 1. По озеру без названия у пос. Геофизиков приведены данные одной пробы.

2. Прочерк означает, что определение не производилось.

3. Повышенная минерализация оз. Сымту-Лор объясняется высокой минерализацией его притока — р. Сымту, а оз. Няр-Тов-Тур — подпиткой водами р. Мулымьи в период высоких половодий.

пература воды в верхнем 30-сантиметровом слое в течение теплого пе­риода на этих водоемах практически одинакова. Прослеживается лишь незначительная (около 1°С) разница в максимальных температурах. Сравнение графиков связи температуры воды с температурой воздуха, построенных по данным наблюдений на средних и малых озерах, показы­вает, что в период интенсивного прогревания озер (обычно в июле) верх­ний слой воды малых озер нагревается сильнее, чем средних: при одной и той же температуре воздуха температура воды в малых водоемах на 1,0—1,5° С выше, чем в средних.

Принимая во внимание вышеизложенное, на основании приведенных сведений о температуре средних по размеру озер (рис. 8.26) можно опре­делить температуру малых внутриболотных озер в различных районах рассматриваемой территории.