Рекам Ямала свойственен западносибирский тип водного режима: пологое весенне-летнее половодье и низкая осенне-зимняя межень. Гидрограф половодья имеет обычно один максимум. Чем крупнее река, тем плавне очертания гидрографа стока. При выходе воды на пойму наблюдается заполнение аккумулирующих емкостей. Период высоких уровней рек Ямала незначителен по продолжительности - 2-3 суток, до 5 суток в годы с высокими снегозапасами. Во время летней межени уровень воды в нижнем течении рек определяется скорее уровнем моря, чем величиной расхода воды.
Ледовые явления на реках Ямала начинаются с устойчивым переходом через нуль температуры воздуха примерно в середине октября. Замерзание воды происходит быстро и почти одновременно по всей длине реки. Когда реки Ямала очищаются ото льда (конец июня) прибрежные воды Карского моря еще находятся подо льдом, поэтому воды разливается по поверхности ледяного покрова моря и промывает в нем каналы.
Полуостров Ямал отличается также и обилием озер, 80% которых внутриболотные. Распределение озер по территории неравномерное - относительно крупные озера расположены в центре полуострова. На территории Бованенковского ГКМ в бассейне реки Сеяха расположено 69 внутриболотных и 8 водно-эрозионных озер.
В структурно-гидрогеологическом плане территория относится к Прикарскому
бассейну стока подземных вод. По соотношению с многолетнемерзлыми породами выделяются следующие типы подземных вод:
- надмерзлотные;
- межмерзлотные (внутримерзлотные);
- подмерзлотные.
К надмерзлотным водам относятся воды сезонноталого слом, претерпевающие ежегодные изменения фазового состояния, а также воды несквозных таликов (подрусловых, подозерных и радиационно-тепловых). Надмерзлотные воды сезонноталого слоя залегают на глубине 0,2-1,5 м от дневной поверхности, непосредственно над кровлей мерзлой толщи. Мощность водонасыщенного слоя не превышает 0,1-0,2 м.
Основной источник питания надмерзлотных вод - летние атмосферные осадки и
влага за счет таяния подземных льдов. Воды находятся в безнапорном, часто застойном состоянии. Разгрузка надмерзлотных вод происходит во всех понижениях рельефа, в нижних частях склонов и приводит к значительному обводнению и заболачиванию
понижений рельефа. При зимнем промерзании эти воды приобретают напор,
происходит криогенное распучивание грунтов и формируются сезонные бугры (Мокеев и др., 2005).
Воды этого слоя слабо минерализованные, слабокислые (рН 5 - 6.5). По составу воды
гидрокарбонатные кальциевые и гидрокарбонатно-натриево-кальциевые; реже - хлоридно-гидрокарбонатно-натриево-кальциевые и гидрокарбонатно-натриево-магниевые.
Водовмещающими породами надмерзлотных вод подрусловых таликов в основном являются голоценовые аллювиальные и аллювиально-морские отложения. Мощность водоносного горизонта определяется размерами таликов. Воды обладают слабым, но постоянным гидродинамическим напором.
По химическому составу воды подрусловых таликов гидрокарбонатно-хлоридно-
натриевые с разнообразной концентрацией ионов кальция и магния. Воды слабо
минерализованные. Реакция вод нейтральная (рН 6,4 - 6,6). Химический состав и минерализация вод подозерных таликов практически идентичны аналогичным характеристикам вод подрусловых таликов.
Межмерзлотные воды на территории встречаются крайне редко из-за монолитной в разрезе толщи многолетнемерзлых пород. Межмерзлотные воды относятся к высокоминерализованным водам с отрицательной температурой. Из-за локального распространения, малого дебита и высокой минерализации эти воды не могут служить источником даже для технических нужд.
Сведения о подмерзлотных водах крайне ограничены. Данные воды залегают на значительной глубине, контролируемой положением подошвы многолетнемерзлых пород. Ниже толщи многолегнемерзлых пород находится слой охлажденных засоленных пород, насыщенный прослоями и линзами высокоминерализованных вод хлоридно-натриевого состава. Мощность этого слоя поданным бурения и геофизики достигает 100 - 150 м (Мокеев и др., 2005).
1.4 Почвы и растительность
Территория Ямальского полуострова расположена в зоне арктических и субарктических тундр, лишь южная часть относится к лесотундрам. Высокая объемная льдистость многолетнемерзлых пород, низкие среднегодовые температуры воздуха и низкая продуктивность растительных сообществ определяют слабую дренированность почвы и её заболачивание. На формирование почвенного покрова влияют породы, относящиеся к осадочным четвертичным образованиям.
В основном широкое распространение получили тундровые глеевые и тундровые слабо глеевые иллювиально-малогумусовые мерзлотные почвы. При бедном типовом составе почвенный покров выделяется своей сложной структурой и пестротой. Одной из важных особенностей его структуры является незначительная величина элементарных почвенных ареалов.
По генезису и свойствам почвенный покров можно разделить на две крупные группы: почвы водоразделов или зональные; почвы речных долин или интразональные. Сочетание почв данных групп, в зависимости от соотношения водоразделов и долин, а также их формы, определяет структуру почвенного покрова отдельных районов.
На породах тяжелого гранулометрического состава доминирующими среди почв
являются тундровые мерзлотно-глеевые почвы с различной мощностью торфяного горизонта, гораздо реже встречаются тундровые мерзлотно-глеевые дерновые почвы. Мерзлотные глеевые почвы распространены на выпуклых и плоских вершинах
гряд, а также на склонах. Данные почвы встречаются в комбинации с тундровыми болотно-глеевыми торфяными и болотными торфяными почвами (Мокеев и др., 2005).
Комплексность почвенного покрова и его структура определяются хорошо развитыми формами микрорельефа:
- нанополигональным,
- пятнистым,
- пятнисто-бугорковатым с микрозападинами.
Почвы пятен, или остаточно глеевые почвы развиты под пятнами-медальонами,
в том числе и зарастающими. Обычно они не имеют органогенного горизонта,
либо он представлен небольшим прослоем лишайников толщиной 0,5 - 1 см. На пологих и покатых склонах, под ивняками травяно-моховыми, распространены мерзлотно-глеевые почвы с варьирующей мощностью торфяного горизонта. Они образуют мозаики с болотными почвами микрозападин.
В тундровых дерново-глеевых почвах вместо торфа, мощность которого не превышает 3-5 см, на поверхности отмечается дерновый горизонт. Обычно такие
почвы развиваются на более сухих, хорошо дренируемых участках. В глеево-дерновых почвах, которые обычно формируются на месте глеево-торфянистых и торфяных после их естественного или антропогенного разрушения, запас питательных веществ сосредоточен в слое тонкой дернины. Практически всегда развитие дернового процесса сопровождается снижением активности глееобразования (Мокеев и др., 2005).
Ведущими почвообразовательными процессами, определяющими свойства тундровых мерзлотно-глеевых почв, являются криогенез, глееобразование и умеренное накопление торфа. Слабый темп минерализации и гумификации и быстрое выщелачивание (из- за обилия влаги, кислой реакции среды и легкой растворимости зольных элементов) приводят к тому, что малоразложившиеся растительные остатки оказываются сильно выщелоченными, обедненными основаниями. Большая часть оснований необратимо выносится из почвенной толщи, и лишь незначительная часть остается, создавая относительное накопление в органогенных горизонтах. А.И.Перельман [1975] выделил особый тундровый тип биологического круговорота веществ, свойствами которого являются низкий темп минерализации растительных остатков, и важное участие таких элементов, как алюминий, железо, марганец. Низкая интенсивность биологического круговорота, и связанная с этим низкая самоорганизация определяют малую устойчивость ландшафтов к антропогенному воздействию.
Усиление гидроморфности, свойственное ландшафтным комплексам плоских слаборасчлененных водоразделов, покрытых травяно-моховыми, ивняково-ерниковыми травяно-зеленомошными,кустарничково-травяно-сфагново-зеленомошными фитоценозами, проявляется в формировании болотно-тундровых почв (торфяно-глееземов). Болотно-тундровые криогенно-глеевые почвы формируются в пределах плоских или слабонаклонных поверхностей водораздельных увалов, небольших понижениях рельефа. В минеральных горизонтах интенсивно развивается глеевый процесс. Мощность торфа составляет 10-15 см в микропонижениях, 15-25 см на буграх. Как и в тундровых глеевых, в болотно-тундровых почвах химические показатели верхней органогенной части профиля заметно отличаются от показателей нижележащей минеральной толщи. Органогенные горизонты характеризуются более кислой реакцией, высокой гидролитической кислотностью, меньшей степенью насыщенности основаниями.
Почвы переходного типа от тундровых к болотным - болотно-тундровые мерзлотно-глеевые почвы. Формируются в тех же ландшафтах, что и мерзлотно-глеевые почвы, но в условиях избыточного увлажнения. Образуются в термокарстовых микрозападинах, полигональных трещинах, которые образуются после вытаивания грунтовых льдов. В обводненных микрозападинах (диаметром обычно от 1 до 10 м) тундровые сообщества отмирают и заменяются болотными - пушицево-осоково-гипновыми. На поверхности унаследованного тундрового торфа накапливается болотный - осоково-гипновый торф (Мокеев и др., 2005).
В минеральных горизонтах исходной почвы интенсивно развивается глеевый процесс. Но в отличие от болотных почв сохраняется чередование горизонтов, свойственных тундрово-глеевым почвам.
Практически для всех почв тундр Западной Сибири характерна кислая и слабокислая реакция почвенных растворов в поверхностных органогенных горизонтах. Наиболее кислой реакцией среды характеризуются почвы гидроморфного ряда развития - болотно-тундровые и болотные низинные, что вызвано подкислением при разложении остатков растений. Почвы отрицательных элементов микрорельефа (микропонижений, ложбин), более кислые, чем почвы положительных (бугорков, валиков). В нижней части профиля величина рН увеличивается, реакция среды становится близкой к нейтральной. В почвах, сформировавшихся на морских отложениях различного возраста, спорадически наблюдается сдвиг рН в щелочную сторону. Несвойственна кислая реакция почвы и аллювиальным почвам, на биохимические процессы в которых оказывают влияние состав пойменной растительности с доминированием разнотравья, злаков и малым обилием кустарничков и мхов, пойменный режим с привнесением мелкозема. Необходимо отметить, что механический состав пород слабо влияет на величину рН. Как у песчаных, так и у суглинистых пород кислотность нижележащих минеральных горизонтов примерно одинакова у и близка к нейтральной. Закономерное возрастание рН вниз по профилю почв тундровой зоны неоднократно отмечалось в предшествующих исследованиях [Васильевская и др., 1986]. Вместе с тем необходимо отметить, что пространственное распределение кислотности почв зависит от типа растительности и характера увлажнения. В арктических тундрах со слаборазвитым, зачастую несомкнутым растительным покровом, и хорошим дренажем, что свойственно песчаным субстратам, почвы менее кислые, чем на участках с хорошо развитой растительностью и значительным переувлажнением (Мокеев и др., 2005).
Почвы, развитые на песчаных отложениях и слоистых песках, супесях, подстилаемых суглинками и глинами, относятся к трем типам:
- подбуры мерзлотно-глееватые оторфованные,
- подзолы альфегумусовые глееватые и глеевые,
- тундровые мерзлотно-глеевые альфегумусовые торфянистые и торфяные.
Наиболее часто эти почвы и их комбинации распространены на придолинных
гривах, сложенных песками и супесями, но могут встречаться и на грядах водоразделов, если на поверхность выходят слоистые супесчано-суглинистые пачки морских отложений.
В наиболее дренированных ландшафтах, например на выпуклых вершинах, в составе микрокомбинаций почвы преобладают подбуры и подзолы. В менее дренированных ландшафтах подбуры обычно отсутствуют, а почвенные комплексы представлены мозаиками подзолов, тундровых мерзлотных альфегумусовых глеевых почв с болотно-тундровыми и болотными торфяными маломощными почвами.
Тундровые мерзлотные альфегумусовые глеевые почвы отличаются низкими запасами гумуса и азота, а также подвижных элементов питания растений, очень низкой емкостью поглощения, что при элювиальном режиме почвообразования является причиной вымывания подвижных продуктов почвообразования из профиля почв.
Данные почвы ранимы при антропогенных нагрузках. Разрушение тонкого торфяного слоя на гривах ведет к резкой активизации процессов ветровой дефляции слабосвязанных песков. Развевающиеся пески засыпают окружающие ландшафты на десятки метров вокруг.
Обширные массивы торфяных почв приурочены к депрессиям рельефа - низинам, котловинам, полосам стока. Дренированные ландшафты депрессий рельефа
заняты плоскобугристыми торфяниками, в более увлажненных ландшафтах торфяники сменяются бугристо-мочажинными, а затем полигонально-валиковыми болотами и в центре депрессии - мочажинными болотами (Мокеев и др., 2005).
Болотные торфяные мерзлотно-глеевые почвы делятся по мощности торфяной
залежи и генезису на четыре более мелких таксономических ранга;
- маломощные (мощность торфа до 30 см);
- среднемощные (мощность торфа 30 - 50 см);
- мощные (мощность торфа более 50 см);
- деградирующие - развитые на разрушающихся бугристых торфяниках.
Болотные почвы отличаются крайне низкой устойчивостью к механическому вохдействию. Даже после однократного прохода гусеничного вездехода мочажинные болота в колеях превращаются в топь и обводняются.
Почвенный покров территории, формирующийся в многочисленных озерных