Комплексный анализ современных ландшафтов и их эволюции на территории Катангского плато

и болотные.

В поймах рек на рассматриваемой территории встречаются почвы дерновые и

болотные.

Аллювиальные дерновые почвы (аллювиальные кислые, аллювиальные дерновые

насыщенные) формируются в прирусловой части поймы и на повышениях, где

имеет место периодическое затопление паводковыми водами. Значительную часть

летнего времени эти почвы развиваются в автоморфных условиях. Они легкого

механического состава, бедны основаниями и органическим веществом.

Профиль дерновых почв слагается из небольшой мощности дернины,

сменяемой гумусовым горизонтом от 3 до 20 см и далее переходного горизонта,

подстилаемого слоистым аллювием легкого механического состава (см. табл.

6).

Табл. 6: Агрохимические показатели дерновых почв речных пойм.

|Глубин|валовые, % |мг-экв на 100 г почвы |рН в |

|а | | |суспензии |

|Горизо| | | |

|нта, | | | |

|См | | | |

| |гумус |N |P2O5 |обменные |сумма |гидрол|H2O |KCl |

| | | | | |основа|и- | | |

| | | | | |- |тическ| | |

| | | | | |ний по|ая | | |

| | | | | | |кислот| | |

| | | | | |Каппен|- | | |

| | | | | |у |ность | | |

| | | | |Ca |Mg | | | | |

|аллювиальные дерновые насыщенные слоистые |

|0-15 |1,30 |0,14 |0,40 |19,6 |6,1 |30,6 |0,5 |7,2 |6,9 |

|20-30 |1,80 |0,13 |0,40 |16,7 |4,6 |24,3 |0,5 |7,1 |6,9 |

|40-50 |3,00 | | |22,0 |5,3 |29,8 |0,5 |7,6 |6,6 |

|70-80 |0,97 | | |11,4 |5,3 |18,0 |1,2 |7,7 |6,4 |

|аллювиальные дерновые насыщенные |

|0-10 |4,23 |0,25 |0,40 |22,0 |8,6 | | |6,3 |5,9 |

|20-30 |2,60 |0,15 |0,40 |16,0 |6,1 | | |6,6 |5,7 |

|40-50 |1,60 | | |12,1 |3,0 | | |6,9 |5,6 |

|90-100|0,45 | | |6,8 |3,0 | | |7,1 |5,9 |

|аллювиальные дерновые насыщенные темноцветные |

|0-20 |7,72 |0,40 |0,32 |40,0 |6,8 |41,2 |3,5 |6,3 |6,0 |

|30-40 |3,78 |0,20 |0,32 |25,8 |9,1 |36,0 |2,1 |6,6 |5,8 |

|50-60 |1,51 | | |15,2 |6,1 |24,0 |1,4 |7,0 |6,0 |

|80-90 |0,52 | | |9,1 |3,0 |15,2 |1,1 |7,1 |6,0 |

|120-130|1,65 | | |20,5 |6,8 |28,5 |1,4 |7,2 |6,0 |

Профиль аллювиальных болотных почв начинается с торфяного или сильно

заиленного оглеенного горизонта, переходящего в глеевый, а затем в

материнскую породу тяжелого механического состава.

В составе солей доминируют сульфаты (у засоленных почв). Но степень

засоления, как правило, невелика.

Промерзание почвы.

Почвы промерзают на глубину 70 – 300 см. Глубина промерзания находится

в обратной зависимости от мощности снежного покрова. В данном случае

промерзание не очень глубокое, потому что величина снежного покрова (50 –60

см) достаточно хорошо защищает землю.

Температура промерзающего слоя почв изменяется от –4 до –9єС.

Оттаивание почти исключительно поверхностное. Положительные температуры на

глубине 30 см отмечены в июне. Положительные температуры (10є)

устанавливаются в поверхностном слое 1 июля и отмечаются приблизительно до

1 октября, распространяясь на глубину 100 см. Ниже этого теплого слоя

находится остаточный холодный горизонт. А под ним (на глубине 300 – 400 см

и более) – слой с постоянной средней годовой температурой, равной 3 – 5єС.

Почвообразующие породы.

Почвообразующими породами являются красноцветные продукты древнего

почвообразования и выветривания. Эти отложения имеют глинистый механический

состав, карбонатны, обогащены оксидами железа, отличаются своеобразным

механическим составом. Наиболее распространенными почвообразующими породами

являются плотные коренные породы (сланцы, песчаники и др.), сильно

метаморфизованные и часто карбонатные; меньшие площади занимают породы

изверженно-кислые. Рыхлые четвертичные отложения распространены на очень

ограниченных площадях: они приурочены преимущественно к террасам рек.

Полезные ископаемые.

На территории Катангского плато огромны площади залегания каменного и

бурого угля. Встречаются Чадобецкое месторождение алюминиевых руд и

Совинское месторождение природного газа.

Как известно, основа себестоимости алюминия – это затраты на

электроэнергию, и чем ниже себестоимость каждого киловаттчаса энергии, тем

дешевле этот металл. А здесь стоимость 1 квт-ч очень низка по сравнению с

другими регионами. Кстати сказать, запасы нефелиновых руд (из которых

получают алюминий) огромны.

В отложениях среднего ордовика выявлены фосфоросодержащие породы

значительного запаса, но невысокого качества (с содержанием оксида фосфора

в руде в среднем 7% и ниже, при слабой степени растворимости).

Растительный покров.

Климат области распространения таежных ландшафтов отличается

сравнительно теплым летом, продолжительной холодной зимой, умеренным

количеством атмосферных осадков (в среднем от 350 до 500 мм в год).

Видовой состав древесных пород на территории Катангского плато

сравнительно однообразен. Среди них преобладают хвойные деревья: сибирская

и даурская лиственницы, ель, пихта, сибирская и обыкновенная сосна. Вместе

с тем, чаще всего на гарях и вырубках, поселяются также береза и осина,

нередко образующие вторичные леса.

Даурская лиственница образует редкостойные леса, без примеси других

пород, с подлеском из ольхи кустарниковой, березки тощей, различных видов

спиреи. Травянисто-кустарничковый покров не богат видами, основные растения

– багульник, брусники и толокнянка альпийская.

Существование ели и особенно пихты связано с особыми условиями

увлажнения – увеличением осадков с высотой, а также с повышенной

влажностью. Кедр растет в отдельных местах и входит в состав долинных и

водораздельных лесов. Береза (бородавчатая и пушистая) встречается в

качестве примеси почти во всех насаждениях, но редко образует

самостоятельные. Еще меньше распространена осина.

Флора тайги имеет сравнительно древний возраст: остатки хвойных

деревьев, близких к видам, образующим современную тайгу, встречаются еще в

неогеновых отложениях.

Относительно тенденции развития таежных растений и того, где началось

формирование таежных фитоценозов, можно сказать следующее: в северной части

Катангского плато наблюдалось отступание видов темнохвойных пород и

распространение светлохвойных. Этот процесс наиболее выражен у северной

границы леса. В первую очередь отступает ель в связи с деградацией

многолетней мерзлоты. Процесс начался во второй половине голоцена (5-6 тыс.

лет назад), продолжается и в настоящее время.

В южной же части описываемой территории наблюдается увеличение

лесообразующей роли темнохвойных пород. Процессы возникли в позднем

голоцене (2-3 тыс. лет назад).

Лесные массивы тайги обладают довольно высокой производительностью и

значительными запасами фитомассы – от 100 до 300-400 тонн на 1 га., т.е. в

20-25 раз больше, чем ландшафты тундровых районов севера Сибири. Свыше 65%

этой массы приходится на долю древесины. Для таежных ландшафтов характерна

невысокая интенсивность биологического круговорота: индекс скорости

разложения опада (т.е. отношение массы подстилки к массе ежегодного опада)

составляет в темнохвойной тайге 10-17.

Лиственничная и сосновая светлохвойная тайга развивается в условиях

сильно расчлененного рельефа. Древостой становится гуще, высота стволов

лиственницы достигает 25-30 метров. Не мало здесь и сосновых боров.

Много грибов и дикорастущих ягод: брусники, малины, черники, черной

смородины, клюквы, костяники, земляники. Плодоносящие кедровники дают

неплохой урожай кедровых орешков. Заготавливается также ряд лекарственных и

технических растений (маралий корень, пеон, володушка, дягиль, кровохлебка

и т.д.).

Особое внимание следует обратить на будущее лесов. Эти леса –

аккумуляторы и хранители влаги; они выполняют важные водоохранные,

почвозащитные функции и требуют наиболее бережного к себе отношения и

охраны.

Животный мир.

Современная фауна сложилась в основном в послеледниковое время. О ее

молодости свидетельствует слабое развитие эндемизма.

Основу животного населения составляют широко распространенные

бореальные виды: суслики, кабарга, пищухи, полевки, соболь, медведь, лось,

горностай, колонок, лесной хорек, лисица, бурундук, летяга, заяц-беляк,

белка. Богат и мир пернатых: орлан-белохвост (занесенный в Красную книгу),

глухарь, рябчик, тетерев, дятел, кедровка, кукша и др.

В реках обычны и составляют основу промысла различные лососевые:

таймень, ленок, хариус.

Характерно малое количество комаров. Мошки, наоборот, большее число,

т.к. для их выплода необходимы реки и ручьи с быстрым течением.

Встречается гадюка обыкновенная. Дело, видимо, в том, что в щелях и

нишах среди скал гадюки находят благоприятные условия для зимовки.

Характеристика условий по временным срезам.

Палеоген.

После триасового вулканического цикла, в течение всего мезозоя и

кайнозоя, территория Тунгусской синеклизы испытывает воздействие

разрушительных денудационных сил. Лишь южная ее часть в ранней – средней

юре была зоной активной аккумуляции сносимого с окрестных гор материала.

За длительный период денудационного развития, сопровождавшегося сменой

режимов тектонических движений и характера экзогенных процессов, в пределах

Тунгусской синеклизы было создано несколько поверхностей выравнивания.

На останцах плато местами сохранились долинообразные понижения, иногда

с галькой осадочных пород, что является, очевидно, свидетельством их

эрозионно-денудационного происхождения. Плато имеют свой холмисто-волнистый

весьма сглаженный рельеф. У слагающих плато лавовых покровов разрушены и

снесены шлаковые корки, у пластовых интрузий – закаленные афонитовые части.

Это все позволяет рассматривать останцы, как остатки древней поверхности

выравнивания.

Об эрозионно-денудационнм происхождении водораздельной поверхности

свидетельствуют сохранившиеся в ее пределах обрывки древних долин.

В центральной части плоскогорья сохранились коррелятные водораздельные

поверхностные отложения. Мел-палеогеновые и палеогеновые отложения известны

и на отдельных участках междуречья Подкаменной Тунгуски и Ангары.

К середине позднего мела, очевидно, относится поднятие и расчленение

территории (снос вулканогенного материала), которое в середине палеогена,

по-видимому, в эоцене, завершилось значительным выравниванием и

корообразованием.

На протяжении всего этапа Тунгусская синеклиза интенсивно

денудировалась, причем неоднократно возникали условия, благоприятные для

образования кор выветривания.

В целом для мел-палеогеновых отложений характерно присутствие гальки,

пород, устойчивых к длительному переносу. Эти отложения формировались за

счет местного размыва, в первую очередь юрских пород.

В меловое время часть рек текла на восток и юго-восток.

В бассейне Подкаменной Тунгуски была выявлена кора выветривания

мезозойского возраста. Она представлена глинистой массой серого цвета с

обломками и галькой кварцита, кремней, песчаника.

Образование нижних гравийно-галечных горизонтов свидетельствует об

общем поднятии территорий. Отличия верхних горизонтов указывают на

постепенное затухание поднятия территорий.

Такая обстановка свидетельствует о спокойных тектонических условиях.

Олигоцен-плиоцен.

На раннем этапе рельеф Тунгусской синеклизы во многом сохранил те

черты, которые были выработаны в мелу и палеогене. Самым значительным

событием было превращение Средне-Сибирской равнины в плоскогорья. Общий

план гидросети не претерпел изменений (см. рис. 4).

Неогеновая поверхность обрамляет не только долину Подкаменной Тунгуски,

но и ее притоков.

Вместе с тем неогеновая поверхность оказывается врезанной в общий

уровень междуречных пространств. Величина в данном случае редко превышает

50 метров. Можно сказать, что обособление этой поверхности обязано

оживлению тектонических движений и неравномерному поднятию территории.

Происхождение поверхности – эрозионное, хотя не исключена возможность,

что отдельные ее участки формировались по типу педиментов. На ней

сохранились синхронные ей рыхлые образования, представленные песками и

галечниками.

Достоверно плиоценовых отложений в пределах Тунгусской синеклизы не

обнаружено.

В неогене расположение основных элементов рельефа осталось неизменным.

Эоплейстоцен.

Рубеж неогена и четвертичного периода ознаменовался на территории

резким усилением тектонических движений.

С начало эоплейстоцена совпадает энергичный подъем всей поверхности.

Результат этого поднятия – резкое усиление деятельности гидросети.

Поднятие территории повлекло за собой энергичное врезание рек. Более

эродировавшие реки западного стока перехватили сток речных бассейнов

восточных рек.

Этому способствовали тектонические подвижки. Глубже расчлененными

оказались сильно приподнятые части западной окраины синеклизы.

Дальнейшие события эоплейстоцена происходили уже на фоне значительного

ослабления тектонических движений. В конце эоплейстоцена территория вновь

испытала поднятие. Оно обусловило энергичное врезание рек. К этому же

времении относятся и образование врезанных меандр в долине Подкаменной

Тунгуски.

Южная часть синеклизы воздымалась менее интенсивно, чем остальные

(см. рис. 5).

Плейстоцен.

В течение раннего плейстоцена описываемая территория дважды

подвергалась воздействию покровных оледенений – самаровского и тазовского.

В условиях холодного климата исчезла древесная растительность и широкое

развитие приобрели процессы солифлюкции, растрескивания грунтов. Все это

приводило к сглаживанию рельефа.

1) Самаровское (максимальное) оледенение:

Наступило после окончания тектонической фазы конца эоплейстоцена

(см. рис. 6).

Формирование покрова максимального ледника совершалось на очень

значительной территории – сначала на локальных участках, а затем произошли

их слияние и в дальнейшем образование единого ледникового щита.

Внутри контура максимального оледенения выходы морен достаточно часты.

Сам обломочный материал морены характеризуется тем, что в его составе

отмечается значительное содержание ожелезненных галечников. Зачастую и сама

морена имеет буро-охристый цвет за счет насыщения ожелезненным материалом

эоплейстоцена.

Одним из важнейших событий времени максимального оледенения было

образование озерно-ледниковых бассейнов.

В условиях сурового климата значительно ослабилось питание рек

грунтовыми и дождевыми водами.

2) Мессовско-миртинское межледниковье:

Происходит исчезновение ледникового покрова, наступают теплые условия.

Если исходить из палеоботанических данных, то время мессовского

межледниковья характеризуется климатом, сходным с современным, а

растительность – распространением преимущественно таежных сообществ. На юге

Тунгусской синеклизы характеризовалась лесами сосново-кедрово-березового

состава.

3) Тазовское оледенение:

В рельефе конечноморенные образования выражены достаточно отчетливо,

хотя и сильно развиты.

Оледенение было малоактивным и маломощным, а существование озерно-

ледниковых условий было кратковременным. Ледниковые накопления представлены

суглинками и супесями с валунами, галькой, щебнем и гравием. Оледенение

привело к развитию ландшафтов перигляционной «холодной степи» и почти

полному исчезновению растительности.

4) Казанцевское межледниковье:

Накопления речных террас представлены песками и мелкогалечниковыми

осадками; крупные валуны встречаются спорадически. Казанцевские террасы

имеют значительную ширину и занимают обширную площадь в долинах рек.

Весь комплекс эрозионной деятельности свидетельствует об условиях

относительного тектонического покоя, а также о повышении базиса эрозии.

В конце межледниковья в условиях поднятия территории произошло врезание

рек (см. рис. 7).

5) Зырянское оледенение:

Во многих местах встречаются такие формы зырянской ледниковой

аккумуляции, как озы, камы, друмлины.

Морены представляют собой валунные суглинки. В них встречаются крупные

глыбы и валуны размером до двух метров. Обломочный материал морен почти не

окатан.

6) Каргинское межледниковье:

После окончания зырянского оледенения наступил период чередования

потеплений и похолоданий, длившийся около 20 тыс. лет. В это время

происходит аккумуляция осадков, а в конце его – сильный размыв.

В завершающую фазу произошло врезание, в результате чего межледниковые

осадки оказались в основании более низкой террасы.

7) Сартанское оледенение:

Было небольшим по площади и сравнительно непродолжительным, но оказало

серьезное влияние на территорию.

Во время этого оледенения формировались накопления надпойменных терасс.

Обычно сартанские образования состоят из тонкого материала – песков,

супесей суглинков, реже гравийников.

Голоцен.

С окончанием оледенений и началом голоцена наступает современный этап в

развитии рельефа Тунгусской синеклизы.

В течение голоцена в долинах рек формируются комплеклы пойменных

террас, среди которых обычно выделяются уровни низкой и высокой пойм, а

иногда и средний уровень. Повсеместно наблюдается повышение высоты уровней

пойм сверху вниз по рекам. Так, в верхнем течении Подкаменной Тунгуски

(Катанга) уровень высокой поймы достигает высоты 5-6 м над меженью.

Пойменные террасы чаще всего сложены илами, супесями, суглинками.

Прогрессивное потепление климата, наступившее после окончания

оледенений привело к протаиванию приповерхностной части мерзлых грунтов.

Неравномерное протаивание мерзлоты, а также вытаивание линз льда из грунтов

приводило к образованию термокарстовых озер и западин.

Существенную моделировку претерпели склоны речных долин. Значительное

увеличение влажности климата привело к влагонасыщаемости толщ, слагающих

склоны, к усилению деятельности русловых потоков, углублению русла.

Наряду с тектонической трещиноватостью в рельефе наблюдаются отчетливые

следы очень молодых тектонических нарушений.

Итак, современный этап развития рельефа геологически кратковременен и

еще не привел к существенной переработке рельефа.

Приложение.

Литература.

1) Атлас Красноярского края и республики Хакасия. Новосибирск, 1994.

2) Атлас СССР. М., 1995.

3) Бугаков П.С., Горбачева С.М., Чупрова В.В. Почвы Красноярского края.

Красноярск, 1981.

4) Воскресенский С.С Геоморфология Сибири. М.: МГУ, 1962.

5) Гвоздецкий Н.А., Михайлов Н.И. Физическая география: Азиатская

часть. М., 1978.

6) Геогеографический атлас. М.: ГУГиК СССР, 1981.

7) Давыдова, Раковская. Физическая география СССР. Т.2. Азиатская

часть. М., 1990.

8) Карта Красноярского края.

9) Корытный Л.М. Реки Красноярского края. Красноярск 1991.

10) Мещеряков Ю.А. Рельеф Сибири. М.: Мысль, 1982.

11) Михайлов Н.И. Природа Сибири. М.: Мысль, 1986.

12) Плоскогорья и низменности Восточной Сибири. М.: Наука, 1971.

Страницы: 1, 2, 3