CC BY
50
Тебиева Д.И. ©
Кандидат географических наук, доцент кафедры физической географии, Северо-Осетинский государственный университет
СТРУКТУРНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ВЫСОКОГОРНЫХ ЛАНДШАФТОВ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ
ЦЕНТРАЛЬНОГО КАВКАЗА
Аннотация
Статья посвящена характеристике структурных изменений ландшафтов высокогорий восточной части Центрального Кавказа, связанных с выявленными каменными глетчерами и приледниковыми озерами, представляющими собой потенциальные источники зарождения опасных природных процессов.
Ключевые слова: высокогорные ландшафты, каменные глетчеры, приледниковые озера, пространственно-временная структура.
Keywords: alpine landscapes, stone glaciers, pre-glacier lakes, space and time structure.
Новейшие исследования высокогорий восточной части Центрального Кавказа, выявившие широкое распространение в субнивальном поясе каменных глетчеров и приледниковых озер, позволяют по-новому трактовать последствия сокращения оледенения, дополнить характеристику пространственно-временной структуры высокогорных ландшафтов Центрального Кавказа новыми элементами, расширить представления о возможных источниках зарождения опасных природных процессов.
С прикладной точки зрения, пересмотр пространственно-временной структуры ландшафтов Северной Осетии, дает основание для проведения инвентаризации природных ресурсов и оценки ресурсного потенциала ландшафтов территории.
В восточной части Центрального Кавказа в Терской подпровинции верхний горный ярус образуют Центральнокавказские высокогорные ландшафты, занимающие значительные площади в Северной Осетии. Они представлены на Скалистом, Водораздельном (южное крыло мегантиклинория), Боковом и Главном хребтах, начиная с высоты 2000 - 2500 м. Высотой хребтов определяется высотно-поясной ряд ландшафта, включающий субальпийский, альпийский, субнивальный и нивальный пояса. Внутри яруса характеристика пояса меняется не столько по вертикали, сколько в плане, отражая экспозиционные различия склонов [14].
Наибольшей полноты высокогорный ярус достигает на осевых хребтах Главном и Суганском (восточная оконечность Бокового хребта), заканчиваясь мощным поясом ледников, менее мощное оледенение покрывает Водораздельный хребет. На Скалистом хребте поясность заканчивается альпийскими пустошами, но на некоторых вершинах наблюдаются следы нивальной обработки и перигляциальные формы (массивы Уаза-хох и Кион-хох).
В горах Осетии особенно хорошо развит субальпийский пояс. Он занимает высоты 1800 -2600 м, где господствуют широкие пологие склоны. При среднегодовой температуре 0,5-4° и осадках более 1000 мм в год, в поясе преобладают местообитания с влажным и прохладным климатом. Под субальпийской высокотравной растительностью на Скалистом, Главном и Боковом хребтах формируются горнолуговые субальпийские почвы на продуктах выветривания глинистых сланцев и элювии известняков на Скалистом хребте.
Типы растительности представлены: субальпийскими лугами, субальпийским высокотравьем (только на Скалистом хребте) и зарослями рододендрона.
Альпийский пояс, лежащий на высоте 2400-3000 м на Главном, Боковом и Скалистом хребтах имеет значительно меньшие площади. Большие пространства заняты незакрепленными осыпями и скалами.
Климатические условия более суровые, чем в субальпийском поясе. Среднегодовая температура 1,6-3,4°. Температура выше 5° держится 2,5-3 месяца, соответственно, снежный покров держится 3/4 года. Температура выше 15° почти не поднимается. Осадков в целом много, но меньше, чем в субальпийском поясе. Разреженность воздуха и сильные ветры обусловливают большую величину испарения. Недостаток влаги объясняется быстрым стоком и низкими температурами, все эти особенности создают условия физиологической сухости и растительность приобретает психрофильный характер.
© Тебиева Д.И., 2013 г.
Горнолуговые торфянистые и оторфованные почвы альпийского пояса развиваются под низкотравной растительностью. Мощность горизонтов А и В колеблется от 10 до 40 см, в зависимости от крутизны и экспозиции склонов. На элювии известняков формируются тяжелые почвы, а на элювии сланцев и гранитов - легкие.
Основной тип растительности - альпийские луга, которые разделяются в зависимости от характера дерна: собственно плотнодернинные луга со злаковыми и осоковыми компонентами и альпийские ковры, где задернение производится разнотравьем, а злаки и осоки играют второстепенную роль.
Верхние границы альпийского пояса соприкасаются с субнивальным, простирающимся с высоты 2800 до 3200 м. Здесь преобладают скалы, осыпи, ледниковые морены. Рельеф несет многочисленные следы ледниковой обработки, в коре выветривания появляются следы жизнедеятельности организмов. Под мохово-лишайниковым покровом формируются зачаточные почвы. Круглый год господствуют отрицательные температуры или близкие к ним [14].
Нижняя граница нивального пояса на южных склонах располагается на высоте 3600 м, на северных - 3200 м; субальпийский пояс на северных склонах занимает высоты в пределах 1800-2500 м, а на южных - 2200-2700 м. Описанные контрасты обусловлены экспозиционными различиями: уменьшением осадков на южных подветренных склонах и увеличением на подветренных северных [6].
Нивальный пояс образует несколько крупных центров оледенения на Главном и Боковом хребтах. Площадь оледенения сокращается по направлению к востоку, а число ледников в долинах зависит от площади оледенения верховий (табл.1).
Таблица 1
Распределение ледников по отдельным долинам (по В.Д. Панову, 1971)
Долина реки Число ледников Площадь (км 2) Средняя длина (км)
Урух 105 83,73 0,79
Ардон 131 74,01 0,57
Терек 74 65,85 0,89
Сунжа 68 27,39 0,40
Высота верхней и нижней границы ледников колеблется в больших пределах и в целом повышается с запада на восток. Языки отдельных ледников (Цейский, Караугомский) врезаются в лесной пояс (табл.2).
Таблица 2
Высота верхней и нижней границ ледников (по В.Д. Панову, 1971)
Река Высота нижней границы Высота верхней границы
средняя тах тш средняя тах тт
Урух 3190 4110 1830 3660 4630 2470
Ардон 3350 4390 2200 3780 4780 3000
Терек 3310 3900 2330 3870 5048 3280
Сунжа 3350 3920 3800 3750 4480 3160
Классификация ландшафтов восточной части Центрального Кавказа создана на основе сопоставления каждой единицы районирования [14-15], которые затем группировались по сходству тех или иных признаков. Высшей единицей классификации является тип ландшафта, отражающий его зональную и секторную принадлежность через определенную структуру высотной поясности. Класс ландшафтов относит их к равнинным или горным. Подклассу - соответствует тот или иной высотный ярус. Вид ландшафта определяется преобладающим в ландшафтах типом рельефа и субстрата [4].
Классификация Центральнокавказских высокогорных ландшафтов на исследуемой территории представлена следующими видами.
1. Высокие известняковые куэсты с субальпийскими и аль пийскими лугами на горнолуговых
почвах. Данный вид представлен на Скалистом хребте, в тектоническом отношении представляющем собой асимметричный горст, структура которого изменяется с запада на восток и зависит от глубины залегания палеозойского фундамента. Моноклинальное залегание пластов на западе сменяется складчатым к востоку от р. Ардон, кроме тектонических различий ландшафты несколько отличаются по высоте: западный Кара-Кая-Кионский - имеет высоту 3500-3400 м, а восточный Кариу-Хох-Матламский - 2600-3200 м. В почвенно-растительном покрове различий нет.
2. Высокие хребты, сложенные мезозойскими флишевыми толщами
с альпийскими лугами, пустошами, ледниками. Зилга-Халацинский ландшафт расположен на крайнем юге республики, параллельно главному поднятию, в зоне южного крыла Мегантиклинория Большого Кавказа. Главный и Водораздельный хребты соединяются поперечными перемычкам, на которых находятся труднодоступные перевалы: на западе Мамисонский (2828 м), на востоке Трусовский (3132 м). Восточная перемычка является водоразделом между Тереком и истоками Ардона.
Водораздельный хребет значительно уступает по высоте Главному и Боковому, его вершины ниже 4000 м, а на востоке не превышают 3500 м. Современное оледенение (в основном каровые ледники) и горноледниковый рельеф распространены вокруг главных вершин хребта: Козы-Хох (3566 м), Халаца (3941 м) и др. Небольшая площадь оледенения объясняется тем, что ландшафт едва достигает снеговой границы. Большие площади заняты альпийскими лугами.
3. Высокие глыбовые хребты, сложенные кристаллическими породами с нивальной и эрозионной обработкой, с горными лесами, лугами, скалами и ледниками. Суганский ландшафт расположен на восточной оконечности Бокового хребта севернее и параллельно Главному хребту, на территории Северной Осетии он представлен двумя массивами, разделенными ущельем р. Урух. Особенности современного рельефа Суганского хребта обусловлены длительным сводовым и локальными воздыманиями, на фоне которых проявилась деятельность ледниковой денудации, морозного выветривания и речной эрозии.
Гляциальные формы наиболее полно представлены в гребневой части западного массива. Многочисленные каровые и висячие ледники, расположенные на склоне северной экспозиции, дают начало рекам.
В восточном массиве современное оледенение отсутствует, только на гребнях хребтов сохранились цирки и кары, иногда заполненные снежниками.
В отличие от других высокогорных ландшафтов высотно-поясной спектр Суганского хребта начинается переходной полосой от лесного пояса к субальпийскому (1800 - 2000 м).
4. Высокие кристаллические хребты с ледниковой и нивальной обработкой, с ледниками, скалами, пустошами, осыпями и альпийскими лугами. Высокогорные ландшафты Главного хребта на территории РСО-Алания представлены Лабода-Адай-Хохским и Тепли-Казбекским ландшафтами, имеющими сложное орографическое строение. В них на больших высотах обнажается древнее кристаллическое ядро фундамента. Высотная поясность в ландшафтах представлена тремя верхними поясами альпийским, субнивальным и гляциальным.
Столь краткая характеристика не может дать представления обо всем многообразии местообитаний, созданных чрезвычайно высокой расчлененностью горного рельефа, о многочисленных и весьма опасных экзогенных процессах. Все это можно найти в научной и научно-популярной литературе по Кавказу, но нигде в литературе, касающейся комплексных характеристик Кавказа и его частей до настоящего времени не встречались сведения о довольно широко распространенных в высокогорьях каменных глетчерах и приледниковых озерах. Данная статья -попытка восполнить этот пробел и призвать природоведов Северной Осетии больше внимания уделять комплексным исследованиям территории.
В 80-е годы ХХ века В.А. Растворова. проводила геоморфологическое изучение Горной Осетии (восточной части Центрального Кавказа) в целях определения роли экзогенного фактора в формировании рельефа [7] и обратила внимание на то, что «в условиях субнивального климата большая часть стока (или почти весь сток) обеспечивается талыми снеговыми водами, поэтому он рассредоточен и имеет плоскостной характер. Широко распространена заболоченность пониженных участков. Линейный сток имеет резко подчиненное значение, поэтому преобладает плоскостное движение насыщенного водой слоя коры выветривания. В зависимости от крутизны склонов и степени увлажнения характер процессов меняется (Каплина, 1965). Местами увлажненный чехол элювия медленно сползает (крип), в процессе этого движения формируется специфический рельеф микрорельеф склонов в виде бугров туфуров, мелких валов и ложбин. В более увлажненных грунтах развиваются процессы солифлюкции, чему способствует сезонное протаивание верхнего слоя
мерзлых грунтов и разреженный растительный покров. Разнообразие возникающих при этом форм микрорельефа зависит от характера мезоформ, на которых они развиваются (крутые или пологие склоны, поверхности морен и т.п.)» [7, 81]. Далее автор указывает на то, что субнивальная подзона наступает на нивальную, вследствие поднятия снеговой границы, и резкие формы рельефа в результате переработки перигляциальными процессами приобретают «мягкие расплывчатые очертания» [7, 83], примером тому является южный склон массива Уиллпата, на котором перигляциальные процессы развиваются на коренных склонах и на поверхности морен позднеголоценовых стадий и которые уже потеряли четкие границы и резкие очертания, в отличие от морен XVII-XIX веков.
В долине р. Мамисондон «правый склон его деформирован крупным оползнем - оплывиной, спустившейся с г. Техта» [7, 86].
В массиве Кион-хох под южным обрывом на наклонной поверхности расположены мелкие современные солифлюкционные потоки из осыпей...Они выделяются светлой незадернованной поверхностью, наиболее длинные из них достигают верховьев долин - левых притоков р. Ардона... Мореноподобные отложения более мощных солифлюкционных потоков из щебнистого суглинка с включением обломков известняков заполняют днища долин и спускаются почти к самому руслу р. Ардона. Свежесть форм потоков, сохраняющих на поверхности микрорельеф валов и оплывин, позволяет отнести их формирование к позднему голоцену» [7, 88-89].
В работе Растворовой В.А., несомненно, речь идет о каменных глетчерах, но в 80-годы этот термин не употреблялся, да и специфика этих мерзлотных форм не была выявлена, представление о каменных глетчерах только разрабатывалось. Поэтому Растворова В.А. называет их крипами, буграми-туфурами, солифлюкционными формами.
Крип (англ. creep - ползти), десерпция, медленные непрерывные массовые движения рыхлого грунта вниз по склонам, в форме самостоятельного смещения отдельных частиц под действием силы тяжести. Крипу способствуют резкие колебания температуры, чередование процессов промерзания и оттаивания, что приводит к периодическому изменению объема грунтов и степени их увлажнения [2].
Туфуры - мелкобугристый тундровый микрорельеф, представлен невысокими (0,25-0,5 м) буграми продолговатой формы, а солифлюкция - стекание грунта, перенасыщенного водой, по мёрзлой поверхности сцементированного льдом основания склонов.
Все эти формы совершают движения в немерзлом состоянии. В отличие от них, каменные глетчеры представляют собой многолетнемерзлые грубообломочные массы. Они имеют вид лопастей, языков или террасовидных шлейфов, сцементированные конжеляционным льдом с включением ледяных линз или ядер. Каменные глетчеры совершают монолитное пластическое течение благодаря содержащемуся в них льду, деформации которого приводят к образованию на поверхности микроформ: напорных валов, продольных оплывающих борозд.
Кроме каменных глетчеров, для других криогенных форм характерны периоды промерзания и оттаивания, и вряд ли они могут сохраняться в высокогорьях длительное время, в условиях интенсивного протекания склоновых процессов.
Специфика каменных глетчеров состоит в том, что они, благодаря обломочному материалу, длительное время накапливают лед, объем которого значительно превышает величину порового пространства обломков в немерзлом состоянии [17].
Исследования величины таяния льда показали, что она сильно зависит от степени засоренности поверхности моренным материалом. Наличие на них загрязняющего материала, лежащего разрозненно, приводит к увеличению таяния на 3 - 15%, в то время как сплошной моренный материал уменьшает таяние, причем тем значительнее, чем больше его толщина. Например, при толщине покрова моренного материала в 20 см, таяние уменьшается на 30 - 40% [6]. Таким образом, сама структура каменных глетчеров поддерживает их в устойчивом равновесии примерно с конца плиоцена.
В России изучение каменных глетчеров началось в конце 20 века в разных горных странах. Первое упоминание о каменных глетчерах Большого Кавказа приходится на 1971 год [5], Докукин М.Д. [3], выявил на территории Кабардино-Балкарии около 150 каменных глетчеров. Тавасиев Р.А. указал на наличие более 148 каменных глетчеров на территории Северной Осетии, детально изучил некоторые из них в Казбеко-Джимарайском массиве, в верховьях р. Ардон и других центрах оледенения [8-12].
В высокогорьях восточной части Центрального Кавказа каменные глетчеры формируются в субнивальном поясе под скальными стенками хребтов чуть ниже снеговой линии, то есть вслед за отступающими ледниками. Они осваивают накопленные за сотни лет обломки горных пород,
цементируя их путем конжеляции (повторное замерзание талых вод или атмосферных осадков), и, благодаря пластичности льда, сползают вниз по склону, образуя характерный микрорельеф. Каменные глетчеры являются неотъемлемой частью высокогорий и должны быть включены в исследования природы региона в качестве самостоятельного элемента.
Другой, не менее важный элемент гляциосферы Восточной части Центрального Кавказа -приледниковые озера, также не нашел достойного места в исследованиях природоведов, в то время как некоторые из озер являются прорывоопасными и могут спровоцировать сход мощных селевых потоков.
К настоящему времени в горной части Северной Осетии Тавасиевым Р.А. выявлено около 137 озер различного генезиса, размерами от 10 до 900 м, и находящихся на разных стадиях развития. Большинство озер относится к гляциально-нивальному типу - 94 озера, гравитационно-запрудных -29.
Часть приледниковых озер образуется в гляциально-экзарационных впадинах коренных пород, прочность которых исключает возможность их прорыва и зарождения селевых потоков. Селевую опасность представляют озера, образовавшиеся в моренных отложениях [10, 13].
Глобальное сокращение горного оледенения приводило к расширению перигляциальной зоны, то есть субнивального пояса, и усложнению его морфологической структуры. Освобождавшиеся пространства осваивались каменными глетчерами, классификация и генезис которых достаточно полно разработаны [1]. Различают активные, неактивные и отмершие (древние) каменные глетчеры.
Морфоклиматический оптимум каменных глетчеров приурочен к гипсометрическому интервалу между снеговой границей и границей леса [16]. Каменные глетчеры ассоциированы с горной многолетней мерзлотой. Само по себе выделение столь разных по функционированию типов каменных глетчеров говорит о длительном периоде их формирования: начиная с позднего неоплейстоцена до настоящего времени [11].
Наблюдаемые в высокогорьях изменения природы представляют собой сложную динамику, которая включает самые разнородные явления и процессы, в связи с этим различают хорологическую, структурную, временную, и направленную динамику.
Хорологическая динамика проявляется в пространственном изменении границ ландшафтных комплексов, в частности, в отступании кромки ледников и поднятии верхней границы субнивального пояса.
Структурная динамика - это изменение морфологического строения ландшафтного комплекса и взаимосвязей между слагающими его структурными частями. В нашем случае происходит усложнение структуры ландшафта за счет появления новых морфологических элементов: приледниковых озер и каменных глетчеров. Причем, если озера можно рассматривать как недолговечную структуру (прорыв, наступание ледника), тесно связанную с ледником и его отложениями, то каменные глетчеры в течение длительного времени создают сложные разновозрастные комплексы, способные выходить за границы материнского высотного пояса в нижележащие пояса.
В понятие временной динамики включаются все циклические, ритмические и периодические изменения. Это могут быть моментальные (катастрофические) изменения, например, прорыв приледникового озера, сход лавины, селя и т.п.;
суточные и сезонные ритмы, обеспечивающие функционирование ландшафта, в процессе которого происходит обмен веществом и энергией, как между элементами комплекса, так и со средой. В горах поток вещества и энергии, как правило, направлен вниз по склону;
периодическая динамика - это изменения, связанные с повторением состояний ландшафта, например - смена ледниковых эпох межледниковыми, разновидностью периодической динамики являются флуктуации (пульсации) - незначительные, колебания, например, климата: смена влажных и засушливых периодов, изменение этих же состояний в течение года или ряда лет.
Все эти изменения характеризуют периодичность длительной во времени направленной динамики ландшафтов. Направленная динамика - это развитие, предполагающее устойчивые, односторонне направленные изменения ландшафта с неоднократной сменой его состояний и трансформацией структур [4].
Как известно, развитие по своей направленности может быть прогрессивным и регрессивным. Прогрессивный характер развития предполагает движение от низшего к высшему, от простого к более сложному, регрессивный - наоборот. На данном этапе в высокогорьях Восточной части Центрального
Кавказа, несмотря на регресс оледенения, происходит прогрессивное развитие нижележащих
высотных поясов.
Литература
1. Галанин А.А., Глушкова О.Ю. Каменные глетчеры северо-востока Азии // МГИ, 2005. - Т. 98. - C. 30-43.
2. Географический энциклопедический словарь. Изд-во «Советская энциклопедия», 1988. - С.153.
3. Докукин М.Д. Типы моренного рельефа и селевая опасность (на примере северного склона Центрального Кавказа). Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидат географических наук, Географический ф-т МГУ, Москва, 1993. - 22 с.
4. Исаченко А.Г. Основы ландшафтоведения и физико-географическое районирование. М.: Высшая школа, 1965. - 327 с.
5. Краснослободцев И.С. О каменных глетчерах Большого Кавказа.//Вестник МГУ, География, № 1, 1971. -С. 95-97.
6. Панов В. Д. Ледники бассейна р. Терек. Л.:, Гидрометеоиздат,1971. - 296 с.
7. Растворова В.А. Формирование рельефа гор (на примере Горной Осетии). М.: «Наука», 1973. - 143 с.
8. Тавасиев Р.А. Ледники и каменные глетчеры Козского ущелья // Вестник Владикавказского научного центра. Т. 8, № 4. Владикавказ, 2008. - С. 63-68.
9. Тавасиев Р.А. Ледники и каменные глетчеры восточного склона горного массива Саухох Главного Водораздельного хребта // Вестник Владикавказского научного центра. Т. 9, № 3. Владикавказ, 2009. - С. 34-40.
10. Тавасиев Р.А. Ледники, каменные глетчеры и озера горы Халаца // Вестник Владикавказского научного центра. Т. 10, № 1. Владикавказ, 2010. - С. 34-42.
11. Тавасиев Р.А. Каменные глетчеры Даргавса и Кармадона // Вестник Северо-Осетинского отдела ВГО, № 13. Владикавказ, 2010. - С. 7-13.
12. Тавасиев Р.А. Каменные глетчеры восточного склона горы Кайджаны как очаги зарождения селевых потоков (Казбеко-Джимарайский массив) // Горные регионы: XXI век: Сборник научных трудов; Сев.-Осет. гос. ун-т им. К.Л. Хетагурова. Изд-во СОГУ. Владикавказ, 2011. - С. 331-340.
13. Тавасиев Р.А., Тебиева Д.И. Горные озера Северной Осетии и их влияние на устойчивое развитие//Материалы Международной научной конференции «Устойчивое развитие горных территорий в условиях глобальных изменений» [электронный ресурс]. Владикавказ: Издательство «Терек» СКГМИ (ГТУ), 2010. - 14 с.
14. Тебиева Д.И. Структура высотной поясности Восточной части Центрального Кавказа//Вестник ЛГУ, 1978.- вып. 4. - №24. - С.53-56.
15. Тебиева Д.И. Физико-географическое районирование Северной Осетии// Природа и природные ресурсы Центральной и Восточной части Северного Кавказа. Орджоникидзе, 1981. - С. 76-92.
16. Barsch D. Rockglaciers. Berlin, Springer Verlag, 1996. - 331 p.
17. Haeberli, V,1985 - https://sites.google.com/site/rockglacier/
