Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Многолетняя мерзлота на земле 10
ГЛАВА 2. Термокарст и аласный рельеф 26
ГЛАВА 3. Влияние аласов на почвообразование 57
3.1. Ландшафтно-геохимические особенности почвообразования в аласах 57
3.2. Аласный процесс 62
3.3. Гидроморфная стадия развития почв аласов 74
3.3.1. Краткая характеристика гидрохимии и биологии аласных озер 76
3.3.2. Влияние аласного процесса на гранулометрический состав почвообразующих пород 92
3.3.3. Влияние аласного процесса на химический состав почвообразующих пород 95
3.3.4. Влияние аласного процесса на минералогический состав почвообразующих пород 109
3.3.5. Влияние аласного процесса на криогенное строение почвообразующих пород 116
3.4. Особенности почвообразования во второй полуфазе гидроморфной стадии развития почв 118
3.5. Влияние аласного процесса на содержание и состав органического вещества почвообразующих пород 127
3.6. Условия почвообразования в период ксероморфной стадии развития аласных почв 134
3.6.1. Энергетические основы почвообразования 134
3.6.2. Температурный режим и теплообеспеченность почв 137
3.6.2.1. Температурный режим почв 139
3.6.2.2. Теплообеспеченность почв 145
3.6.2.3. О классификации термического режима почв 149
3.6.2.4. Динамика и баланс теплосодержания 151
3.6.3. Режим влажности и влагообеспеченность почв 159
ГЛАВА 4. Почвы таежно-аласных ландшафтов зоны средней тайги 170
4.1. Зональные почвы зоны средней тайги 178
4.1.1. Мерзлотные палевые почвы 178
4.1.2. Мерзлотные палевые осолоделые почвы 198
4.1.3. Мерзлотные таежные оподзоленные почвы 200
4.2. Почвы аласов 207
4.2.1. Краткая история изучения почв аласов 207
4.2.2. Почвы типичных аласных форм рельефа 211
4.2.2.1. Аласные болотные и заболоченные почвы 213
4.2.2.2. Аласные луговые почвы 241
4.2.2.3. Аласные остепненные почвы 263
4.2.2.4. Почвы аласного стационара 283
4.2.3. Солонцовые комплексы крупных аласов 314
ГЛАВА 5. Сравнительная характеристика почвообразования в долинах рек и на аласах центральной Якутии 352
5.1. Особенности почвообразования в долинах рек 352
5.2. Почвы долины реки Амга на среднем течении 360
5.2.1. Почвы правобережья 365
5.2.2. Почвы поймы 369
5.2.3. Почвы надпойменных террас 374
5.2.4. Пространственное варьирование свойств почв долины реки 383
5.3. Особенности почвообразования в долинах рек и на аласах 391
ГЛАВА 6. Почвы аласов зоны северной тайги 400
6.1. Почвы зональных ландшафтов 410
6.2. Пойменные почвы долины р. Колыма 414
6.3. Почвы термокарстовых понижений (аласов) 424
ГЛАВА 7. Почвы аласов тундровой зоны 443
7.1. Почвы зональных ландшафтов 446
7.2. Почвы пойменных ландшафтов 456
7.3. Почвы аласов 463
7.4. Почвы маршей 478
ГЛАВА 8. Экологические проблемы использования аласов в сельском хозяйстве 496
Заключение 506
Литература 521
- Влияние аласного процесса на гранулометрический состав почвообразующих пород
- Мерзлотные таежные оподзоленные почвы
- Пространственное варьирование свойств почв долины реки
- Почвы пойменных ландшафтов
Введение к работе
Актуальность исследований. Эволюция биосферы Земли и современные климатические условия обусловили широкое распространение на планете зоны многолетней мерзлоты. Многолетнемерзлые породы занимают на Земле площадь более 35 млн. км2. На Северном полушарии площадь мерзлой зоны оценивается в 22,35, в том числе в России - более 10 млн. км или около 60% территории страны. Значительный объем многолетнемерзлых пород занимает подземные льды, в т.ч. повторно-жильные, которые составляют до 50-60% объема пород ледового комплекса в умеренной зоне и до 80-90% в Субарктических равнинах. Динамика глубины протаивания грунтов в ходе эволюции привело к таянию подземных льдов по всей криолитозоне Земли. Термокарстовая деградация ледового комплекса равнинных территорий обусловила повсеместное развитие термокарстовых форм рельефа - аласов. На равнинах умеренной зоны Северного полушария термокарстовым процессом охвачено до 20-30%, на Приморских равнинах Северного ледовитого океана до 70% и более территории с ледовым комплексом. Аласные формы рельефа разновозрастны и очень разнообразны. Кроме современных аласных форм рельефа в зоне влияния четвертичных покровных ледников встречаются реликтовые термокарстовые формы рельефа в виде степных блюдец или подов в степной зоне.
До недавнего времени почвы, почвенный покров и специфика почвообразования в аласах оставались слабо изученными. Отрывочные сведения о почвах аласов имеются в работах А.А. Красюка (1927), Е.И. Цыпленкина и др.. (1941, 1946), В.Г. Зольникова (1954), Л.Г. Еловской (1958). Между тем, большое своеобразие условий почвообразования в термокарстовых котловинах способствуют формирование уникальных почв с полигенетическим профилем с содержанием погребенных горизонтов озерного и болотного происхождения. Цикличность водности
аласов, постоянная динамика рельефа и периодическая переработка почвообразующих пород аласов мигрирующими озерами обусловливают формирование почв, не имеющих аналогов в других ландшафтных условиях Земли. Сингенетическая неоднородность почвообразующих пород, высокое исходное содержание органического вещества и легкорастворимых веществ в них во многом определяют состав и свойства почв аласов. Влияние перманентно действующего аласного процесса способствует формирование не только особых почв, но и придает почвенному покрову аласов исключительную пространственную пестроту.
Исходя из вышеизложенного исследование генезиса почвенного покрова и выявление специфики почвообразования в аласах, проведение сравнительной характеристики аласного почвообразование в разных природно-климатических зонах и с почвообразованием по берегам рек и морей актуально как в научном отношении, так и в практическом использовании земельных ресурсов этих уникальных ландшафтов.
Цель и задачи исследования. Цель настоящей работы - выявить основные закономерности почвообразования, генетическую природу и специфику почвенного покрова термокарстовых котловин - аласов криолитозоны. В соответствии с поставленной целью решались следующие задачи:
изучить морфологию, состав и свойства почв и почвенный покров аласов в разных природно-климатических зонах мерзлотной области;
выявить влияние термокарстового аласообразования на почвообразование и определить специфику почвообразования в аласах;
провести сравнительный анализ аласного почвообразования с учетом генезиса, биоклиматических и геокриологических условий формирования почв в условиях пойм рек и морских побережий.
Объект и предмет исследований. Объектами исследований являлись почвы и почвенный покров разновозрастных и разнообразных аласных
форм рельефа в зонах средней, северной тайги и тундры территории с многолетней мерзлотой в пределах Республики Саха (Якутия). Для проведения сравнительной характеристики специфики почвообразования в аласах с формированием почв в поймах рек и по побережью морей проводилось изучение почв и почвенного покрова долины рек Амга и Колыма, а также морского края южного побережья моря Лаптевых.
Методика исследований. Основным методом изучения почв и почвенного покрова был метод почвенно-экспедиционных маршрутов в период 1977-2004 гг., позволивший собрать большой фактический материал для решения генетических и географических аспектов поставленных задач. Для выявления особенностей энерго- и влагообеспеченности аласного почвообразования, кроме маршрутных почвенных исследований проведено изучение почвенных режимов и микроклимата аласных экосистем в течение 1987-2004 гг. на аласном стационаре ИБПК СО РАН «Тюнгюлю».
При выполнении работы в качестве основного применен сравнительно-географический метод; при анализе вещественного состава и свойств изученных почв использован сравнительно-аналитический метод и при выявлении природы динамических явлений для познания почвенных процессов применен стационарный метод наблюдений. Лабораторно-аналитические исследования почв выполнены с использованием общепринятых в почвоведении методов в аналитической лаборатории кафедры ботанической и почвенной географии Ленинградского государственного университета и лаборатории почвоведения Института биологических проблем криолитозоны СО РАН. При анализе полевых и лабораторно-аналитических результатов исследований изученных почв использована теория И.П. Герасимова (1973; 1975; Зонн, 1994) об элементарных почвенных процессах как основа для генетической диагностики почв и определения специфики почвообразования на разных
элементах ландшафтов криолитозоны. При систематизации первичных данных использовались методы математической статистики.
Научная новизна. В результате многолетних эколого-географических и стационарных исследований почв мерзлотной области впервые разработана научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа -аласах. В термокарстовых котловинах зоны многолетней мерзлоты выявлено наличие своеобразного, перманентно действующего аласного процесса, определяющего стадийное развитие почвообразующих пород и специфику аласного почвообразования. Впервые вскрыты генетические особенности почв аласов, на обширном фактическом материале даны характеристик их морфологических, вещественных и органических профилей. Установлены географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах. Интерпретация палеогеографических исследований в комплексе с результатами химико-аналитического изучения вскрыли основные закономерности эволюции почв аласов. Впервые проведена сравнительная характеристика почв и почвообразования в аласных котловинах, речных поймах и приморских маршей. Всесторонняя характеристика строения, состава и свойств почв позволили выявить место аласных почв в современной иерархии почвенного разнообразия и разработать основу принципов их классификации.
Теоретическая и практическая значимость. В результате накопленного обширного банка данных по слабоизученной проблеме получена имеющая общетеоретическое значение научная информация о типах почв и их генезисе, о почвенном покрове термокарстовых форм рельефа - аласов; разработана научная концепция почвообразования в аласных котловинах мерзлотной области; полученный научный материал по всесторонней географо-генетической оценке почв замкнутых аласных
геосистем является основой для уточнения их классификации, диагностики почвообразования, а также разработки научных основ рационального использования биологических ресурсов аласно-таежных ландшафтов в хозяйственной деятельности человека.
Результаты проведенных исследований нашли применение в следующих научных и хозяйственных сферах:
При разработке региональной классификации и диагностики мерзлотных почв (Еловская, 1987);
При создании атласов «Сельское хозяйство Якутской АССР»(М., 1989) и «Республика Саха (Якутия)»(Учебное пособие. М., 2000); составлении карты «Приоритетные территории Российского Дальнего Востока для сохранения биоразнообразия» (Владивосток, 1999).
При проектировании и эксплуатации крупного водовода с ежегодным объемом переброски 20 млн. м3 воды для водоснабжения засушливых территорий Лено-Амгинского междуречья из реки Лена.
При экологическом обосновании проекта строительства магистрального газопровода через реку Лена и густонаселенных территорий Центральной Якутии с протяженностью более 500 км.
При экологическом обосновании проведения искусственной интенсификации осадков для снижения отрицательного влияния засухи на сельскохозяйственные угодья таежно-аласных территорий Центральной Якутии в 1995, 1996, 2002 и 2004 гг.
При чтении курса лекций по почвоведению для студентов биолого-географического факультета Якутского государственного университета и агрономического факультета Якутской государственной сельскохозяйственной академии.
Защищаемые положения. 1. Научная концепция почвообразования в широко распространенных в криолитозоне термокарстовых формах рельефа - аласах;
Влияние перманентно действующего аласного процесса на строение, состав и свойства почв аласов;
Генетические особенности и географические закономерности распространения почв аласов в разных природно-климатических зонах;
4. Сравнительная характеристика почв и почвообразования в ал асах,
речных поймах и приморских маршей, а также место аласных почв в
современной иерархии почвенного разнообразия.
Апробация работ. Материалы диссертации докладывались и обсуждались на заседании Почвенной комиссии Географического общества СССР совместно с Ленинградским филиалом ВОП (1980), на VII съезде Географического общества СССР в г. Фрунзе (1980), на X Всесоюзном симпозиуме «Биологические проблемы Севера» в г. Магадан (1983), на XI Всесоюзном симпозиуме «Биологические проблемы Севера» в г. Якутск (1986), Всесоюзной конференции «Проблемы развития сельского хозяйства в условиях вечной мерзлоты» в г. Якутск (1991), на I Международной конференции «Знание - на службу нуждам Севера» в г. Якутск (1996), на Международной конференции «Интеркарто-5. ГИС-для устойчивого развития территорий» в г. Якутск (1999), на Международной конференции «Озера холодных регионов» в г. Якутск (2000), на Международной конференции «Теоретические и прикладные вопросы травосеяния в криолитозоне» в г. Якутск (2001), на I, II и III Международных конференциях «Роль мерзлотных экосистем в глобальном изменении климата» в г. Якутск, (1995, 2001, 2004), на научно-практической конференции «Роль сельскохозяйственной науки в стабилизации и развитии агропромышленного производства Крайнего Севера» в г. Якутск (2001), на Международном экологическом форуме «Сохраним планету Земля» в г. С-Петербург (2004), на Всероссийской научной конференции «Мерзлотные почвы: разнообразие, экология и охрана» в г. Якутск (2004), на IV съезде Докучаевского общества
почвоведов в г. Новосибирск (2004), на международных конференциях в зарубежных странах «Global change Arctik Terrestrial Ecosystems» (Norway, Oppdal, 1993); «Second Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1993» (Japan, Tsukuba, 1994); «Carbon Storage and Carbon Dioxide Budget in Forest Ecosystems» (Japan, Sapporo, 1994); «Third Symposium on the Joint Siberian permafrost studies between Japan and Russia іn 1 994» (Sapporo, Japan, 1995); «2nd С ircumpolar A gricultural Conference» ( Tromso, Norway, 1995); «Fifth Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1996» (Tsukuba, Japan, 1997); «Second International Workshop on Energy and Water Cycle in Siberia and GAME» ( Moscow, Russia, 1997); «Second International Workshop on Energy and Water Cycle in GAME-Siberia, 1997» (Nagoya, Japan, 1998); «Seventh Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1998» (1999, Sapporo, Japan); «Eighth Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1999» (2000, Tsukuba, Japan); «Fifth International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME» (2001, Nagoya, Japan); «10-th Symposium on the Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 2001» (2002, Tsukuba, Japan); «Symposium on Boreal Forest Disturbance and Effects to Global Warming» (2003, Sapporo, Japan); «6th International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME» (2004, Kyoto, Japan).
Публикации. По теме опубликовано 130 научных работ, в том числе 2 монографиях, общим объемом 45 печатных листов.
Содержание работы. Диссертация представляет собой рукопись с объемом 396 страницы машинописи, содержащую 81 таблицу, 73 рисунка и библиографию 523 наименований. Она включает в себя восемь глав и заключение.
Влияние аласного процесса на гранулометрический состав почвообразующих пород
Термокарст относится к наиболее распространенным рельефообра-зующим криогенным процессам в области вечной мерзлоты. Исследованию количественных и качественных параметров термокарстового процесса посвящено множество работ мерзлотоведов как в нашей стране, так и за рубежом (Ефимов, 1946; Попов, 1953, 1967; Кудрявцев, 1958; Соловьев, 1959, 1962, 1973; Качурин, 1961; Швецов, 1964; Шило, Томирдиаро, 1970; Арэ, 1973; Арэ и др. 1974; Шур, 1977, 1988; Фельдман, 1977, 1984; Томирдиаро, 1978; Суходровский, 1979; Hopkins, 1949; Black, 1954, 1963, 1969; Hussey, Michelson, 1966; Sellmann et.al., 1975 и др.). Имеется множество определений термокарста как геологического процесса в зоне многолетней мерзлоты. СП. Качурин (1961) определяет сущность термокарста как процесс вытаивания подземного льда и одновременного образования просадочных форм на земной поверхности. В.Л. Суходровский (1979) определяет термокарст как образование просадочных и провальных форм рельефа в результате локального вытаивания подземных льдов. Н.Н.Романовский (1977) термокарстом называет процесс, обусловленный вытаиванием подземных льдов и сопровождающийся просадками земли, что, в свою очередь, вызывает появление отрицательных форм рельефа. По мнению Е.М. Катасонова, М.С Иванова "термокарст" - это многостадийный историко-геологический процесс и соответствующее ему явление, выражающееся в образовании в многолетнемерзлых льдистых толщах замкнутых и полузамкнутых котловин со специфическими аласными о т-ложениями (Строение..., 1979). Термокарст как сложный процесс слагается из более мелких элементарных процессов - термоабразии, термоэрозии, термоденудации, термопросадок и т.д. (Качурин, 1961; Попов, 1967; Соловьев, 1973; Арэ, 1973; Суходровский, 1979, Арэ и др., 2004).
Как видно из приведенных примеров, принципиального различия в определениях термокарстового процесса нет. Основным условием развития термокарста является наличие подземных льдов. Причиной возникновения термокарста является изменение условий теплообмена многолетне-мерзлых грунтов с атмосферой, приводящее к увеличению глубины сезонного протаивания (Попов, 1953; Кудрявцев, 1958, Романовский, 1977). Как отмечает Г.М. Фельдман (1984) для развития термокарста необходимо проявление двух условий: 1) глубина сезонного оттаивания должна быть больше глубины залегания льдонасыщенного мерзлого грунта; 2) в процессе оттаивания льдонасыщенного мерзлого грунта происходит осадка дневной поверхности за счет воды, отфильтровывающейся вверх.
Общими причинами начала развития термокарста являются: потепление, усиление континентальности и увеличение влажности климата, облесение и связанное с этим увеличение мощности снежного покрова; к частным причинам относятся: нарушение или уничтожение растительного и напочвенного покрова (лесные пожары, вытаптывание животными, техногенное нарушение при освоении), затопление водой пониженных участков, увеличение мощности снежного покрова, вызванное колебаниями климата и другие. Внешними признаками начала развития термокарста являются оседание поверхности почвы и появление мелководных водоемов. При многолетнем протаивании льдистых грунтов постепенно увеличивается глубина водоема и под озером формируется чаша протаивания. В результате термоабразионной переработки берегов увеличиваются размеры озера, накапливается слой донных отложений. Термокарст процесс длительный, за время существования котловинной формы рельефа озеро постоянно меняется, может неоднократно исчезать и вновь появляться. Но с каждым циклом обводнения термокарстовая котловина будет расширяться по площади, и уходит в глубь, пока не иссякнут запасы подземных льдов.
По мнению мерзлотоведов, форма и строение развивающихся термокарстовых образований определяется морфологией ледяных включений разного генезиса, свойствам грунтов, вмещающих лед, а также характером рельефа земной поверхности (Фельдман, 1984). При оттаивании мерзлых грунтов, содержащих сегрегационные льды, как правило, образуются заболоченные понижения и заполненные водой западины глубиной доїм. По данным Н.И Мухина (1974) относительная осадка мерзлых грунтов в Яно-Индигирской низменности при вытаивании только льда цемента и сегрегационного льда может достигать 35-60% от первоначального объема ледового комплекса. Феноменальные результаты получаются при вытаивании повторно-жильных льдов, где свойственно образование первичных озер, для которых характерно полигонально-решетчатое расположение форм, повторяющих очертания самих подземных льдов (рис. 2.1.). Дальнейшее развитие термокарста приводит к образованию аласов.
"Алас" - якутское слово, в переводе означающее "...луговое пространство, окруженное лесистой горой..." (Пекарский, 1958, с. 67). Среди биологов и почвоведов до недавнего времени не было единого понимания этого термина. Так, В. П. Дробов (1927), Р. И. Аболин (1929) и А. А. Григорьев (1932) под аласами понимали понижения, возникшие в результате таяния погребенных льдов, А.А. Красюк (1927), Т.А. Работнов (1935) считали аласы озерными впадинами, В.А. Шелудякова, М. Н. Караваев и A.M. Петров (1954) называли аласами любые безлесные пространства, расположенные среди тайги, не зависимо от их происхождения, В.Г. Зольников (1954,а) подразумевал под аласами сухие депрессии различного происхождения среди тайги.
Мерзлотные таежные оподзоленные почвы
Ледовый комплекс является продуктом сурового и влажного климата плейстоцена (Шостакович,1916; Сумгин,1937; Григорьев, 1930), сохраняется благодаря жесткости климата в экстраконтинентальных условиях. Частичная деградация ледового комплекса и связанный с ним современный аласный рельеф являются следствием колебаний отдельных показателей климата в верхнем плейстоцене и голоцене. Массовое образование аласов началось около 10-15 тыс. лет назад и соответствует эпохе глобального потепления климата после вюрмско-висконсинского оледенения. В течение прошедшего с тех пор времени климат претерпевал значительные ритмические колебания.
В области широкого распространения ледового комплекса Центральной Якутии по результатам радиоуглеродных датировок наиболее древних слоев донных отложений современных озер, А.А. Андреев (2000) считает, что изученные ими термокарстовые озера начали образоваться в аллереде или 10,5-11,5 тыс. лет тому назад. В растительном покрове региона в то время преобладали степные группировки, климатические условия были холоднее современного: Тиюля ниже на 1,5-2,5, ТянварЯ - на 2-5, Т года - на 3-4,5С, осадков выпадало на 50-100 мм меньше чем в настоящее время. Показатели современного климата Центральной Якутии по многолетним средним данным составляют: Тиюля - 14-18, Тянваря - минус 38, Т года - 10-12 С, осадков - 250-300 мм.
В позднеледниковое время (поздний дриас, радиоуглеродные даты 10500-9800 л.н.) еще более увеличились площади, занимаемые степными группировками, леса в значительной степени деградированы. Климатические условия также были холоднее современного: Тиюля ниже на 3, Тянваря -на 6, Т Года - на 5С, осадков выпадало на 150 мм меньше чем в настоящее время. На рубеже между с позднедриасовым временем и голоценом (около 9800 лет назад) резко увеличивается роль лесной растительности. В максимум первого предбореального потепления Тиюля ниже современных на 0,5-1С, ТЯнварЯ - на 1-1,5, Т года - на 1С, осадков выпадало на 25 мм меньше чем в настоящее время. В предбореальное время (9800 - 9300 л.н.) отмечается похолодание климата и возрастания роли лесной и кустарниковой растительности. Климатические условия были значительно холоднее современного: Тиюля ниже на 2, ТЯнваря - на 4, Т года - на 3С, осадков выпадало на 75 мм меньше, чем в настоящее время. В период бореального потепления (9300-8500 л.н.) роль лесной растительности сохраняется, температуры были ниже современных на 0,5-1 С, осадков выпадало на 25 мм меньше, чем в настоящее время. В протяжении атлантического периода (8500-5000 л.н.) климатические условия имели несколько колебаний: 3 волны потепления и столько же похолодания. При максимуме потепления (5500 л.н.) температуры были выше современных примерно на 1,5С, осадков выпадало на 25-50 мм больше, чем в настоящее время. В разделяющие эти потепления похолодания ТИЮЛя ниже современных на 0,5С, Тянваря - на 1, Т года - на 0,5-1 С, осадков выпадало на 25-50 мм меньше, чем в настоящее время.В суббореальный период (5000-2500 л.н.) климат также имел значительные колебания: два похолодания и два потепления. В периоды похолодания были: Тиюля ниже современных на 1,5С, Тянваря - на 2-3, Т года - на 2С, осадков выпадало на 50 мм меньше, чем в настоящее время. Промежуток времени между 4000 и 3600 л.н. а также 3000 и 2500 л.н. были теплее современного: температуры были выше современных примерно на 0,5-1С, осадков выпадало на 50-75 мм больше, чем в настоящее время.
В субатлантический период (2500 л.н. до настоящего времени) выделяют четыре волны потепления. Наиболее значительным было потепление около 1000 л.н. (малый климатический оптимум): температуры были выше современных на 0,5-1 С, осадков выпадало на 25 мм больше, чем в настоящее время. В разделяющие эти потепления похолодания температуры были ниже современных примерно на ГС, а количество осадков близки к современным. Проведенные палеоклиматические реконструкции по палинологическим данным позволили А.А. Андрееву проследить изменения климата от аллереда до настоящего времени. До климатического оптимума голоцена (6000-4500 л.н.) прослеживается ритмично направленное потепление. После оптимума голоцена происходили неоднократные изменения климата. В периоды потепления наблюдается увеличение осадков, а в похолодания - их уменьшение. В целом, вторая половина голоцена была более влажной.
Очень близкие результаты реконструкции формирования термокарстовых форм рельефа на шельфе и на приморских низменностях северо-востока Евразии получены Т.Н. Каплиной и А.В. Ложкиным (1978), Н.Н. Романовским и др.(1999). По мнению этих авторов, развитие озерного термокарста и образование аласов началось в эпохи потепления на рубеже плейстоцена и голоцена. Авторы датируют его межстадиалами бе-линга (12,8-12,3 тыс. лет назад) и аллереда (11,8-11,0 тыс. лет назад), поскольку в бореальный оптимум голоцена на приморских низменностях аласы, как форма рельефа уже существовали. В раннем голоцене термокарст на приморских низменностях Восточной Якутии затухает (Каплина, Ложкин, 1978). Однако сформированные ранее термокарстовые озера и аласы продолжают служить местами аккумуляции осадков, образующихся из протаивающих и разрушающихся отложений ледового комплекса. Термокарстовые озера и аласы, днища которых находились ниже уровня моря, в это время затапливаются морем, превращаясь в лагуны (Романовский и др. Л 999).
Пространственное варьирование свойств почв долины реки
Поскольку четвертичное оледенение на Северном полушарии носило глобальный характер, криогенно-эоловая формация имеет весьма широкое распространение. С поздневюрмским этапом оледенения связывают формирование субаэрального осадконакопления не только в пределах великой перигляциальной области Сибири (Равский, 1972), но на территории распространения лессовой перигляциальной зоны Европы, включая степи Украины (Величко, 1973). В степных районах Причерноморской низмен ности на лессовых отложениях большое распространение получили западинные формы рельефа «степные блюдца» или поды. Их генезис до сих пор изучен не достаточно. Некоторые исследователи украинские поды считали «западинами выдувания», возникшими в период господства климата приледниковой пустыни вблизи материкового ледника (Тутковский, 1900). Другие указывали на озерный генезис подов, считая эти котловины днищами высохших под влиянием засушливого климата в послеледниковое время озер. И.Г. Пидопличко (1932) указывал как на наиболее вероятную причину их возникновения в ледниковый период при наличии «вечной мерзлоты», которая исчезла после отступления ледника. Н.И. Полупан (1968) изучив стратиграфическое строение лессовой толщи, как в подах, так и на плато указывает на то, что отложение лесса происходило в готовые понижения в условиях сухого климата, о чем свидетельствует «висячий» характер современных и погребенных глеевых горизонтов в мелких подах и по периферии крупных подов. То есть согласно Н.И. Полупану котловины, в которых в последующем сформировались поды, древнее четвертичного оледенения. Как видно, единого мнения в научной литературе о происхождении подов не существует.
Использование криотекстурного метода стратиграфического расчленения позднеплейстоценовых и голоценовых отложений различных фаций Северо-востока Евразии СВ. Томирдиаро (1982), Т.Н. Каплиной (1987) позволило разработать реконструкцию перестройки ландшафтов, происходивших в ледниковые и межледниковые этапы. Полученная ими картина реконструкции совпадает с результатами Э.И. Равского (1972), разработанными в пределах великой перигляциальной области Сибири, и А.А. Величко (1972), изучившего еще более крупную перигляциальную гиперзону Северной Евразии, куда входит лессовые равнины степной зоны Украины. Все палеоботанические и палеозоологические материалы на всех перигляциальных областях показывают, что на них в холодные фазы позднего плейстоцена формировались сухие степные ландшафты, в термо-хроны они сменялись гумидными ландшафтами заболоченных лесов, а на севере - озерно-болотными тундровыми ландшафтами (Томирдиаро, Черненький, 1987). Как видно из результатов палеогеографических работ, условия формирования, а значит, и генезис аласных котловин бореальных и субполярных зон идентичны с происхождением подов степной зоны. На этой основе степные блюдца - поды, широко распространенные в пределах Причерноморской низменности можно отнести к реликтовым термокарстовым формам рельефа.
Поды представляют собой замкнутые понижения преимущественно округлой или овальной формы с плоским дном и пологими склонами. Размеры подов колеблются от нескольких десятков метров до 16 км в диаметре и от 0,5 до 20 м глубиною (Полупан, 1968). Общая площадь подов Причерноморской низменности составляет более 200 тыс. га. Территория массового распространения подов на Украине занимает южнее широты Новый Буг - Никополь - Васильевка - Большой Токмак. На востоке она простирается до реки Молочная, западной границей является река Ингул (рис. 2.14.). Плато и верхнеплиоценовая терраса представляют собой горизонтальную равнину, слабо наклоненную с севера на юг. Поверхность равнины нарушается балками и оврагами по побережьям рек Ингул, Ингулец, Днепр и Молочная, а на междуречных пространствах - подами (Полупан, 1968). На этой территории развиты наиболее крупные и глубокие поды и выделяется как северная подзона ареала распространения подов. Южная подзона ареала распространения подов охватывает поверхности второй и третьей террас реки Днепра и характеризуется наличием многочисленных неглубоких небольших размеров подов, которые придают поверхности террас волнистый характер.
Распространение котловинных форм рельефа вне криолитозоны не ограничивается пределами Причерноморской низменности. Замкнутые понижения посреди равнинных территорий являются характерной формой мезорельефа и в полупустынях Северного Прикаспия (Оловянникова, 1991). Здесь они носят названия «большие падины». В общей сложности падинами в полупустынях Северного Прикаспия занято около 10 % общей площади. Они представляют собой замкнутые депрессии, углубленные по отношению к окружающей их комплексной межпадинной равнине на 0,5-1,5 метра. В падинах произрастает травянистая разнотравно-злаковая растительность и развиты темноцветные черноземовидные почвы, лучшие в регионе по своим свойствам.
Результаты исследований эволюции естественных термокарстовых форм на севере Американского континента обобщили Д.М. Хопкинс, Дж. Браун, В.Н. Рэмптон (Hopkins, 1 949; Brown, 1 973; Rampton, 1 973). Ими отмечено, что в районе устья р. Маккензи и побережья моря Бофорта термокарстовые процессы все еще активны, но замедлились в последние 5000 лет в связи с ухудшением климата. Термокарстовые образования эти авторы называют озерами протаивания или депрессиями протаивания (thaw lakes and thaw sinkes). На схематических профилях Хопкинс разъясняет возникновение и развитие типичной термокарстовой котловины (рис. 2.15.). Началом развития служит более глубокое, чем обычно, протаивание почвы, которое приводит к появлению мелководного озера - аккумулятора тепла. Расширению озер благоприятствуют сильные летние ветры, с наветренной стороны берегов происходит вытаивание жильных льдов и обрушение берега. Изменение климата вызывает высыхание неглубоких термокарстовых озер, их днища постепенно заполняются торфом. Под дном термокарстовых котловин вновь образуются мерзлые породы, но уже без содержания жильного льда.
Почвы пойменных ландшафтов
Особенности строения, состава и свойств почв аласов обусловлено разнообразием аласного рельефа: котловинным или котловинно-долинным. Аласные котловины, будучи отрицательными формами рельефа, являются местными центрами аккумуляции и обладают определенным объемом геохимической и экологической емкости. Чтобы правильно понять динамические процессы почвообразования и емкости аласных ландшафтов, мы предлагаем использовать два термина: деятельный слой ала-са и емкость аласной котловины.
Деятельный слой аласа - это поверхностная часть аласной котловины, подвергающийся периодическому протаиванию и промерзанию (Де-сяткин, 1984а, 2004а, 20046, Desyatkin and others, 200їв, 2001г, 200Ід). Данный слой включает толщу сезоннопротаивающих почв, аласное озеро и подозерный талик (рис. З.1.1.). Объем деятельного слоя аласа параметр постоянно меняющийся во времени и в пространстве, и составляет динамичную характеристику ландшафта - его емкость. Объем и емкость деятельного слоя мерзлотных ландшафтов свои наибольшие значения приобретают во второй половине лета, когда мощность сезонного протаивания почв криолитозоны достигает максимальные величины. По многолетним наблюдениям максимальная мощность сезонного протаивания зональных для средней тайги мерзлотных палевых почв равняется -1,8 м, таких же почв на раскорчевках тайги - до 3,0, аласных остепненных почв - до 3,3, луговых - 2,3 и аласных заболоченных до 1 м. Протаивание почв Центральной Якутии начинается в конце апреля и в первой декаде мая, соответственно, в это время мощность талого слоя может достигать 0,1-0,2 м и, следовательно, емкость деятельного слоя аласной котловины составляет в мя значительно меньшую величину, чем во второй половине лета. При продвижении на север мощность сезонного протаивания почв сокращается, что определяет снижение величины емкости деятельного слоя северных ландшафтов. В зимнее время в результате промерзания почвенного слоя до верхней границы многолетней мерзлоты деятельный слой аласа слагается лишь объемом аласного озера и подозерного талика.
Сумма объема самой котловины и деятельного слоя аласа составляет емкость аласной котловины (Десяткин, 1984а, 2004а, 20046, Desyatkin and others, 2001в, 2001г, 2001д). Емкость аласных котловин, главным образом, определяется параметрами размеров аласов, но строго лимитирована. Каким бы великим не представлялся алас для его обитателей, в глобальном подходе это всего на всего точка на карте. С геологической и физико-географической точки зрения даже самые крупные аласы - это небольшие неровности мезорельефа. По этой причине незначительные колебания экзогенных факторов (количество атмосферных осадков, температурные условия и т.д.) находят почти мгновенное отражение в водности замкнутых геохимических аласных систем, которая тут же находит отражение на пространственной структуре почвенного и растительного покрова, определяя тем самым доминирование тех или иных элементарных процессов почвообразования.
В ландшафтной сфере планеты все отрицательные формы рельефа выступают в качестве местных базисов эрозии. Пониженные участки аласных котловин также выступают местным базисом эрозии для локальных участков равнин криолитозоны. С геохимической точки зрения на современном этапе развития котловинные аласы представляют собой замкнутые системы круговорота веществ и энергии. В каждом котловинном аласе действует самостоятельный внутриаласный геохимический и биологический круговорот веществ и энергии (рис. 3.1.2.)В котловинных аласах продукты аласообразования, выветривания и почвообразования остаются и накапливаются в сезоннопротаивающем слое почв. Удалению их из этих аласов препятствуют не только уступы склонов, но и подстилающие многолетнемерзлые породы. Миграция этих продуктов в аласах такого типа возможна только внутри самой котловины, представляющей собой замкнутую систему. Аласные озера на протяжении всего времени своего существования являются аккумуляторами мобильных продуктов аласного почвообразования и термокарстового аласообразования, а также легкорастворимых веществ, поступающих в аласы из окружающего межаласья (Десяткин, 1983а, 19836, 1984а, 19846, 1990, 1992, 19936, Desyatkin 1991, 1993).
Аккумуляция в водах озер всевозможных органических и минеральных веществ обусловливает максимальное развитие в них планктона и накопление сапропеля (Десяткин, 1983г). Водная среда, обогащенная элементами питания, в свою очередь способствует бурному развитию на береговых частях озер гигрофитов, которые после отмирания накапливаются в виде торфа. После полного высыхания озер и пучения их бывшего днища озерные органогенные отложения занимают уже более повышенное положение, чем некоторые участки днища аласов. На этих отложениях после их выхода на дневную поверхность начинают развиваться аласные почвы. Продукты разрушения озерных отложений под влиянием выветривания и почвообразования аккумулируются в образовавшихся понижениях днища, где в годы с положительным водным балансом возникают озера. Так завершается один цикл внутриаласного геологического и биологического круговорота веществ, который примерно в таком порядке будет повторяться до тех пор, пока не нарушится граница замкнутой системы. При этом с каждым циклом круговорота насыщенность продуктами почвенного гипергенеза замкнутой системы усиливается. В условиях Центральной Якутии характерным показателем степени насыщенности упомянутыми продуктами является засоленность аласных почв, причем степень засоления прямо пропорциональна степени их насыщенности продуктами аласо-образования и почвенного гипергенеза.