224_p2490-01_D1_987

В целом состав мелкозема, образовавшегося из разных исходных пород, довольно близок, что говорит о проявлении конвергенции, сближении свойств пород в результате выветривания в сходных биоклиматических условиях [Кузьмин, 1988].

1.3. КЛИМАТ

Климат Южного Предбайкалья отличается резкой континентальностью, предопределяется положением региона в центре Азиатского материка, орографической изоляцией и большим влиянием Сибирского антициклона [Атлас Иркутской области, 1962]. Общая черта региона – невысокие для этих широт показатели годового радиационного баланса. Они изменяются от 20–25 ккал/(см2·год) в таежных долинах и котловинах до 36–40 ккал/(см2·год) на сухостепной территории, что на 6–10 ккал/(см2·год) ниже, чем на тех же широтах на Русской равнине из-за более продолжительного залегания снежного покрова и большого эффективного излучения [Жуков, 1965].

Другая провинциальная особенность – своеобразие внутригодового изменения гидротермических показателей, заключающееся в резком различии (3–10-кратном по показателям атмосферного увлажнения) между сухим и влажным сезонами теплого периода, что обусловливает соответственно заторможенность или активизацию биологического круговорота. При совпадении периодов наибольшей прогреваемости и максимального увлажнения скорость почвообразования резко возрастает, а в противном случае – снижается. По мере увеличения увлажнения и снижения тепловых ресурсов провинциальная специфика утрачивается [Кузьмин, 1988].

Сопоставление гидротермических показателей рассматриваемой территории с климатическими ареалами основных почвенных типов мира, обобщенных В. Р. Волобуевым [1963], показывает, что в подобных климатических условиях располагаются лишь ареалы тундровых и подзолистых почв (рис. 1).

Причем последние находятся в холодной части ареала с отрицательной среднегодовой температурой. Ареалы других зональных почв (каштановых и черноземов) наблюдаются в условиях с положительными среднегодовыми температурами. Ведущим фактором дифференциации почвенного покрова здесь выступает степень увлажнения, определяющая полноту использования тепловой энергии. Следовательно, общей чертой специфичной для региона, можно считать низкий энергетический уровень почвообразования, небольшие различия в теплообеспеченности между генетически далекими почвами, их территориальное соседство [Кузьмин, 1988].

10

Рис. 1. Климатические ареалы региона среди климатических ареалов некоторых типов мира, по В. Р. Волобуеву [1963] и В. А. Кузь-

мину [1988].

Ареалы почв: 1 – Предбайкалья и Северного Забайкалья; 2 – каштановых; 3 – чернозема; 4 – подзолистых; 5 – тундровых; 6- бурых лесных. С дополнениями А. А. Козловой: 1аЮжное Предбайкалье

Согласно агроклиматическому районированию [Картушин, 1969] территория исследования относится к разным округам Иркут- ско-Черемховской лесостепной и степной провинции (табл. 1).

Таблица 1

Климатические показатели района исследований

Иркутско-Кудинский долинно-склоновый степной и лесостепной округ характеризуется абсолютными высотами от 420–550 м в долинах до 600–650 м на склонах. Разность сумм годовых отрицательных и положительных температур составляет от –370 оС (в окрестностях Иркутска) до –1080 оС (в Усть-Орде). В округе имеется два района без многолетней мерзлоты: в долине Ангары и с редкими островами и линзами многолетней мерзлоты в днищах падей, распадков, на заболоченных участках долин малых рек – по его периферии. Продолжительность безморозного периода равняется 73–98 дням.

11

Муринский долинно-склоновый лесостепной округ [Картушин, 1969] небольшой по площади, охватывает участок плоской Предбайкальской впадины в пределах долины Мурина и его притоков (Каменка, Харат и др.). Высота местности 520–800 м. Разность сумм годовых отрицательных и положительных температур в округе составляет –953 оС. Средняя продолжительность безморозного периода составляет 96 дней, но он подвержен большим колебаниям, в отдельные годы он может продолжаться от 74 до 128 дней, при этом короткий безморозный период не гарантирован от возможных похолоданий.

Как видно из графика (рис. 2) для всех метеостанций характерен одинаковый тип годового хода температуры воздуха, с близкими значениями среднемесячной температуры.

Рис. 2. Среднемесячная температура воздуха (оС)

Продолжительность периодов с отрицательными температурами воздуха значительно превышает периоды с положительными температурами, что сказывается на термическом режиме почв. Наблюдается практически одинаково сильное зимнее охлаждение приземного слоя воздуха. Относительно низкое значение среднегодовой температуры воздуха до –3,0 оС в Усть-Орде объясняется котловинным характером рельефа, здесь в зимнее время застаивается холодный воздух [Природно-мелиоративные…, 1990]. Относительно высокая среднегодовая температура в Иркутске (по данным Иркутской обсерватории –1,1 оС) связана с отепляющим эффектом города [Климат Иркутска, 1981].

По ряду метеостанций, охватывающих многие районы Иркутской области и имеющих периоды наблюдений от 40 до 120 лет, климатологами Института географии СО РАН проанализированы временные ряды месячных и годовых величин температуры воздуха

12

и почвы на различных глубинах, атмосферных осадков [Буфал, Густокашина, Трофимова, 2004] (рис. 3.). Выяснилось, что термический режим воздуха характеризуется значительной изменчивостью во времени, которая наиболее заметна в зимние месяцы и в среднем за год. Практически во всех районах Иркутской области существенное повышение средней годовой температуры воздуха отмечено с 60-х гг. ХХ в.

Рис 3. Многолетние изменения средней годовой температуры воздуха (1), 5-летние скользящие (2) и линии тренда (3)

Значения средней месячной температуры воздуха за 1960–2000 гг. на всех рассматриваемых метеостанциях весной и в летние месяцы в большинстве случаев остались неизменными по сравнению с величинами за 1928–1960 гг., а зимой увеличились на 0,3–0,9 оС.

Таким образом, вырисовывается заметная картина потепления климата как на глобальном, так и региональном уровнях.

Распределение осадков по данным всех метеостанций в течение года неравномерно (рис. 4).

На теплый период года (апрель – октябрь) приходится 85 % от годовой суммы. На холодный период года (ноябрь – март) – только 15 %, что ограничивает возможность накопления влаги за счет талых снеговых вод. Неравномерное внутригодовое распределение атмосферных осадков усугубляется контрастностью их выпадения из года в год [Картушин, 1969].

Наименьшая величина осадков в провинции по среднегодовым, многолетним данным наблюдается в Усть-Орде и Баяндае. В Иркутске осадков выпадает на 100–150 мм больше, поэтому город и его окрестности, по климатическому районированию, находятся в области достаточного увлажнения [Климат Иркутска, 1981].

13

К примеру, при анализе более длинного ряда наблюдений (Иркутск), наблюдается положительный тренд в течение всех трех месяцев. Однако во всех рассматриваемых случаях эти величины на несколько порядков ниже значений межгодовых вариаций. При рассмотрении динамики тренда видно, что в настоящее время происходит усиление аридизации климата и в целом ксерофитизации природной среды Южного Предбайкалья.

Наиболее правильно и полно степень и характер увлажнения отражают величины годовых и месячных коэффициентов увлажнения (Ку), рассчитанных по Иванову (рис. 6).

Впровинции годовой Ку изменяется от 1,1 в Усть-Орде и Баяндае до 1,4 в Смоленщине. Динамика увлажнения вегетационного периода неблагоприятна. Согласно Картушину [1969] в мае сухо и засушливо: в Усть-Орде коэффициент увлажнения составляет 0,24; в Баяндае – 0,28 и в Смоленщине 0,37. В июне засушливо и полузасушливо в районе Усть-Орды и Баяндае. На остальной территории провинции умеренно влажно и избыточно влажно. В сентябре показатель увлажнения вновь снижается до «полузасушливого» и «умеренно влажного».

Вцелом неравномерные условия атмосферного увлажнения и специфика термического режима приводят к резкому недостатку влаги в мае–июне – самом ответственном периоде вегетации растений. В июле и августе, наоборот, преобладает дождливая погода.

Из сказанного выше следует, что основными дифференцирующими факторами выступают количество и распределение зимних осадков по территории, различия в увлажненности, а также от-

четливые различия в сумме отрицательных температур. Так, в южной части Предбайкальской впадины она составляет около –3500 оС,

ав пределах Иркутско-Черемховской равнины –2500 оС [Кузьмин, 1995].

15

Таким образом, степные ландшафты Южного Предбайкалья оказались холоднее и суше подтаежных. Однако наблюдаемые в настоящее время местоположения ландшафтов нельзя объяснить только современными климатическими условиями. Как видно из приведенных данных по климату, различия между подтаежными и степными ландшафтами несущественны. Эти различия обусловлены, прежде всего, палеогеографическими условиями и являются результатом взаимодействия климатических, биотических и тектонических факторов, а также их пространственно-временного изменения в течение весьма продолжительного этапа истории [Белов, Лямкин, Со-

колова, 2002; Khotinsky, 1993].

1.4.ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

1.4.1.Отражение палеогеографических условий в растительности

Существенным фактором эволюции соответствующих типов природной среды стали сильные пространственно-временные колебания палеогеографических условий, достигшие наибольшего размаха в позднем плейстоцене и голоцене [Белов, Безрукова, 1999;

Bork, 1984; Climate…, 2001].

В силу сдвигов зональных границ, связанных с расширением и сокращением ледниковых покровов, древесные растения (в том числе и представители тайги и широколиственных лесов) в качестве доминантов или содоминантов временами охватывали нынешние пространства степей, а степные играли существенную роль на месте лесов. Естественным продолжением этих смен является послеледниковый период (голоцен) продолжительностью порядка 10 тыс. лет, в течение которого на территории перигляциальных тундролесостепных ландшафтов по мере потепления климата складывалась нынешняя зонально-региональная структура.

Плейстоценовый период характеризовался сложными преобразованиями в растительности и биоте в целом [Основные этапы…, 1968]. Особенно ярко это проявилось в сартанское время, когда усиление континентальности климата способствовало сильному развитию вечной мерзлоты. В это время формировались мощные полиго- нально-жильные ледяные и грунтовые морфоскульптуры [Величко, 1973; Воробьева, 1980; Dylik, 1956], или сартанские полигональные поля [Равский, 1972]. В бассейне Ангары возросла роль березы и лиственницы, увеличилось участие полыней и лебедовых.

16

Вначале голоцена произошло потепление, была восстановлена широтная зональность, нарушенная сартанским оледенением. Лесная растительность в Сибири продвинулась к северу на 150–300 км [Основные этапы…, 1968]. Бугристо-западинный рельеф претерпевал в развитии термокарстовую стадию, во время которой вытаивали льды, формировались грунтовые жилы [Воробьева, 1980]. Происходило наступление леса на степь.

Воптимальную фазу голоцена в Южном Предбайкалье кедровые леса сменились березовыми и сосновыми с примесью широколиственных пород. Согласно схеме М. И. Нейштадта [1967], на плато были распространены темнохвойные леса, а на равнине – степи и полупустыни. Палеоботанические данные А. В. Белова и В. А. Беловой [1984] также свидетельствуют о максимуме потепления в атлантический период. Шло активное протаивание мерзлоты, активизировались процессы почвообразования [Воробьева, 1988].

Винтервале времени от 5 до 2,5 тыс. л. н. в растительном покрове Южного Предбайкалья происходят значительные изменения. Доминантами в структуре древесной растительности стали кедр, сосна, лиственница. Резких изменений в структуре растительного покрова на протяжении заключительного этапа среднего голоцена (5– 2,5 тыс. л. н.) не происходило. Вся сумма полученных данных позволяет сделать вывод о наступлении условий природной среды,

близких к современным [Muckenhausen, 1982; A synthesis…, 1994].

Всубатлантический период позднего голоцена в южной части Восточной Сибири наступила новая стадия в развитии растительности, характеризовавшаяся распространением сосны, которая быстро выдвинулась на первое место в лесах региона. Увеличение светлохвойных элементов дендрофлоры стало следствием еще большего, чем на предыдущем этапе, усиления континентальности климата, ухудшения режима тепло- и влагообеспеченности, а также активизации деятельности человека [Белов, Безрукова, 1999].

Взгляды исследователей на происхождение степей противоречивы. Некоторые авторы придерживаются мнения, что степи на территории Сибири появились сравнительно недавно – в ксеротермический максимум голоцена – за счет миграции видов из степей Средней и Центральной Азии. М. Г. Попов [1957] высказывается о преемственном развитии бореальной степной флоры, возникшей в неогене на базе древнесредиземноморской нагорно-степной, при этом он придает большое значение процессам гибридизации. Г. А. Пешкова [1972] считает, что степи являются продуктом длительного автохтонного развития ксерофильных сообществ, существовавших в Средней Сибири со времен палеогена до наших дней.

17

Современные палеогеографические исследования подтверждают существование степей в Южном Предбайкалье в течение всего четвертичного периода, когда они переживали мезофитные, криоксерофитные и ксерофитные периоды. На протяжении позднего кайнозоя степная растительность, обогащаясь видами альпийского, мезофильно-лесного и тундрового флористических комплексов, в зависимости от характера климатических изменений неоднократно расширяла свою территорию. Особенно большие территориальные подвижки отмечались в различные периоды плейстоцена, когда формировались гиперзональные тундрово-степные (или лесотундро- во-лесостепные) комплексы Сибири, реликты которых в настоящее время отмечаются в Центральной Якутии и на северо-востоке Сибири [Юрцев, 1981]. В современной флоре степей региона хорошо прослеживается влияние как травянисто-злаковых степей Западной Сибири, так и сухих степей Монголии [Белов, Лямкин, Соколова, 2002].

Очевидно, что современная зонально-провинциальная структура растительности Южного Предбайкалья – образование достаточно молодое, определяющееся голоценовым, а точнее среднеголоценовым возрастом [Белов, Белова, 1984], но в целом биота имеет более глубокие генетические корни, восходящие к концу третичного периода и к плейстоцену. Изменения климатических условий и растительности, как индикатора этих изменений в южной части Предбайкалья, происходили на протяжении всего голоцена. Наиболее важные палеогеографические рубежи выделяются на уровне 9–9,5 тыс., 7 тыс., 5 и 2,5 тыс. л. н. [Белов, Безрукова, 1999].

1.4.2.Отражение палеогеографических условий

впочвах

Эти изменения нашли свое отражение и в почвах, что можно прочитать в их профиле. Так, исследования Г. А. Воробьевой [1988, 1990, 2001] показали, что сущность изменений климата и природной обстановки голоцена хорошо просматривается в разрезах, имеющих слоистое строение с многочисленными гумусовыми горизонтами, т. е. на почвах с полициклическим профилем. Такие почвы встречаются в основном у подножья склонов, на поймах, в западинах. Они имеют повышенную мощность голоценовых отложений (до 2–3 м) и хорошо расчленяются стратиграфически, позволяя детально проследить изменения особенностей почвообразования в те или иные интервалы голоцена и выявить различные другие климатические сигналы.

Исследование таких разрезов на геоархеологических объектах, обеспеченных археологическими и радиоуглеродными датировками,

18

позволило Г. А. Воробьевой [1988, 1990, 2001] создать схему стратиграфии для голоцена региона. Только после этих исследований появилась возможность взглянуть на обычные полноразвитые почвы (черноземы, дерново-подзолистые, серые лесные и др.) со стратиграфических позиций. Корреляция полициклических и полноразвитых почвенных профилей показала, что граница голоцена и плейстоцена в «современных» полноразвитых почвах региона обычно отмечается на глубине 60+20 см, т. е. проходит внутри почвенного профиля. Важно осознать, что в этой верхней части профиля почв зашифрована вся история развития природно-климатической обстановки на протяжении последних 10 тыс. лет.

Для почв, длительное время развивавшихся под лесными или степными биоценозами, стратификация профилей проводится по разным морфогенетическим показателям. В упрощенном варианте стратификация почвенных профилей (подтвержденная радиоуглеродными датировками) выглядит следующим образом.

Впочвах под древесной растительностью возраст горизонта Аd обычно составляет менее 2 тыс. лет. Горизонты А, АВ, АЕ, Е формировались после климатического оптимума голоцена – в условиях неустойчивой климатической обстановки позднеголоценового времени (позднее 4–4,5 тыс. л. н.). В лесных почвах обычно бывает хорошо выражен буроцветный иллювиальный горизонт В1, накопление минерального субстрата которого и проработка его почвообразовательными процессами происходила в наиболее благоприятное для развития лесной растительности время – атлантический период голоцена 4,5(5)–8 тыс. л. н. Нижележащий светло-бурый горизонт В2 формировался в более холодное раннеголоценовое время 8–10,3 тыс. л. н., когда леса только начали завоевывать до того открытые пространства и редколесья.

Вполноразвитых почвах под травянистой растительностью бывают представлены довольно мощный (часто более 40 см) гумусовый горизонт А (средний-поздний голоцен), переходный горизонт АВ и подгумусовый светло-бурый бескарбонатный горизонт В (ранний голоцен). В целинных почвах горизонт А может быть стратифицирован более детально. Так, в его средней части обычно выделяется прослой максимально темной окраски, который формировался в климатический оптимум голоцена – в позднеатлантическое время 4,5(5)–6 тыс. л. н. Таким образом, представляется возможным ориентировочно датировать не только среднюю, но и верхнюю, и нижнюю части гумусового горизонта. Карбонатные горизонты Вса и ВСса относятся уже к плейстоценовой части разреза.

19