Динамика растительности приморских экосистем Северо-Западного Прикаспия и ее индикационное значение

Неровности рельефа оказывают влияние на метеорологические элементы, перераспределяя потоки тепла, влаги, ветра, солнечной радиации. В результате чем контрастнее рельеф, тем

Динамика растительности приморских экосистем Северо-Западного Прикаспия и ее индикационное значение

Дипломная работа

Экология

Другие дипломы по предмету

Экология

Сдать работу со 100% гаранией
действие метеорологических факторов. В итоге, на месте локального новейшего поднятия образуется геоморфологическая аномалия - характерный набор особым образом расположенных денудационных и аккумулятивных форм рельефа, индицирующих это поднятие. Процессы денудации имеют существенную обратную связь с растущим поднятием: прямое выражение новейшего поднятия в рельефе возможно только при условии, что темп поднятия превосходит скорость денудационного выравнивания.

 

Рис.1. Тектоническая схема северо-западной части Прикаспийской низменности (фрагмент тектонической карты Кавказа, 1974): 1 - межзональные глубинные разломы, отделяющие вал Карпинского от Прикаспийской синеклизм на севере и от Восточно-Манычского прогиба на юге; 2 - внутризональные, глубинные разломы; 3 - крупные разломы; 4 - брахиоантиклинали; 5 - стратоизогипсы по поверхности фундамента (через 0,5 км); 6 - стратоизогипсы по кровле мела через 0,2 км; 7-через 0,1 км.

 

Рис.2. Схема воздействия восходящего тектонического движения на формирование природного комплекса.

 

Неровности рельефа оказывают влияние на метеорологические элементы, перераспределяя потоки тепла, влаги, ветра, солнечной радиации. В результате чем контрастнее рельеф, тем резче дифференцированы процессы экзогенного рельефообразования, денудации и аккумуляции; с другой стороны, в зависимости от экспозиции и крутизны склонов меняются экологические условия, контролирующие формирование почвенно-растительного покрова. В историческом аспекте образование локального новейшего поднятия оказывает контролирующее воздействие на перераспределение генетических типов четвертичных отложений, их вещественный состав. В свою очередь, гранулометрия и засоленность пород, условия их залегания и мощность обусловливают водно-солевой режим почв. Общее увеличение абсолютной высоты, как правило, сопровождается понижением уровня грунтовых вод. Все это определяет характер эдафических условий и растительного покрова. Таким образом, прямо или опосредованно, свойства ПТК контролируются восходящим тектоническим движением, благодаря чему можно говорить о выраженности новейшего поднятия в ландшафте. Если же поднятие выражено в ландшафте, то существуют его ландшафтные индикаторы. Роль ландшафтных индикаторов новейших поднятий особенно важна при дешифрировании дистанционных изображений закрытых районов, к которым относится Прикаспийская низменность. Общая характеристика рельефа северо-западного Прикаспия содержится в работах М.В. Карандеевой, В.А. Николаева, Г.И. Рычагова, А.Ф. Якушевой, А.А. Чистякова, Л.Б. Аристарховой, О.К. Леонтьева, А.Г. Доскач и других. Взаимодополняющую картину геоморфологического строения Прикаспийской низменности рисуют карты Л.Б. Аристарховой (рис.3) и А.Г. Доскач (рис.5). Район исследования лежит в пределах верхнехвалынской, новокаспийской и современной морских террас. Регрессия верхнехвальшекого бассейна произошла около 10 тыс. лет назад. По мере отступания верхнехвалынского моря вблизи его границ формировались огромные веерные дельты Волги и ее рукавов. Волга и ее протоки следовали за отступающим морем, и морские отложения частично перекрывались песчаными аллювиальными. Далеко к югу тянулось за морем дельтовое ветвление сарпинского рукава Волги. Системы дельтовых проток дренировали молодую аккумулятивную поверхность и, отмирая, оставляли лиманы. Между протоками, в концевых частях их ветвления сформировались гряды и бугры, получившие название "бэровских" (Доскач, 1979).Верхнехвалынская регрессия около 6 тыс. лет назад сменилась новокаспийской трансгрессией. В результате в полосе приморской равнины верхнехвалынские отложения перекрылись молодыми морскими слоями, представленными засоленными песчаными и суглинистыми новокаспийскими голоценовыми осадками. Вопрос о высоте новокаспийской трансгрессии является дискуссионным. Еще недавно общепринятой считалась точка зрения, что на рубеже XVIII-XIX вв. уровень Каспия был наиболее высоким и достигал - 22 м абс. высоты.

 

Рис.3 Геоморфологическая карта северо-западной части Прикаспийской низменности, по Л.Б. Аристарховой (1967). Типы рельефа: 1 - плоская первичная равнина морского происхождения (новокаспийская морская равнина); 2 - плоско-волнистая равнина морского происхождения, расчлененная эрозионными ложбинами с суффозионными понижениями; 3 - плоско-бугристая равнина морского происхождения, переработанная эоловыми процессами; 4 - пологоволнистая первичная равнина аллювиально-дельтового происхождения; 5 - речные долины с пойменными террасами; 6 - волнистая равнина аллювиально-дельтового происхождения с бэровскими буграми; 7 - бугристая равнина аллювиального происхождения, переработанная эоловыми процессами. Формы рельефа и их комплексы: 8 - бэровские бугры и гряды; 9 - массивы эоловых песков. Границы четвертичных трансгрессий Каспийского моря: 10 - границы верхнехвалынской трансгрессии: а - граница максимального распространения верхнехвалынской трансгрессии Q3hv1 (0 м); б - граница основной стадии отступании верхнехвалынской трансгрессии Q3HV2 (-16 м); 11 - граница максимального распространения новокаспийской трансгрессии Q4nk (-22 м).

 

Именно по этой отметке проведена граница максимального распространения новокаспийской трансгрессии на карте Л.Б. Аристарховой (см. рис.4).

 

Рис.4. Геоморфологическая карта, северо-западной части прикаспийской низменности, по А.Г. Доскач (1979). Типы рельефа. Молодые аккумулятивные низменные равнины: 1 - раннехвалынские морские; 2 - среднехвалынские: а - морские, б - эолово-морские; 3 - позднехвалынские: а - морские, б - эолово-морские; 4 - новокаспийские морские; 5 - современные морские; 6 - ранне- и позднехвалынские дельтово-морские; 7. - новокаспийские и современные дельтово-морские; 8 - среднехвалынские, позднехвалынские и современные лиманные и озерно-лиманные; 9 - современные дельтовые; 10 - современные пойменные; 11 - поздне- и послехвалынские (до современных) комплексы речных террас; 12 - хвалынские: а - делювиально-пролювиальные наклонные равнины, б - аллювиально-морские террасированные равнины древних эрозионно-тектонических ложбин. Формы рельефа и их комплексы: 13 - падины; 14 - западинный микрорельеф, суффозионно-просадочный; 15 - бугры соляно-купольного происхождения; 16 - бэровские бугры и гряды; 17 - конусы выноса временных водотоком; 18 - дельты бессточных рек; 19 - дельты древние и современные; 20 - пески перевеянные, полузакрепленные и незакрепленные; 21 - склоны абразионно-тектонические.

 

Критический анализ сведений, послуживших основанием для определения высокого положения уровня новокаспийской трансгрессии, позволил Г.И. Рычагову (1993 а, б; 1994) прийти к выводу, что уровень Каспия в это время не поднимался выше - 25 м абс. высоты. Как будет показано в гл.5, этот вывод вполне соответствует ландшафтной структуре побережья: участки, расположенные гипсометрически выше - 25 м, представляют довольно однородный литологоморфологический комплекс с почвенно-растительным покровом близким к зональному, Ниже расположенные территории характеризуются иным обликом рельефа и составом слагающих осадков, а почвенно-растительный покров находится на начальных стадиях формирования.

Таким образом, поверхность Прикаспийской низменности четко разделяется на ряд зон-поясов: нижне-, средне-, верхнехвалынский, новокаспийский и современный. Эти пояса соответствуют фазам изменения границ хвалынского и более поздних морей в пределах Прикаспия. Последовательность осушения морского дна определяла время вступления поверхности в цикл аридного преобразования и его длительность. Отсюда и разный возраст ландшафтов.

 

1.2 Изменения уровня Каспийского моря за историческое время

 

За время инструментальных наблюдений по бакинскому футштоку с 1837 до 1929 гг. уровень Каспия колебался между отметками - 26,5 и - 25,5 м. Однако с 1930 г. началась быстрая регрессия моря. Кратковременные остановки произошли в 1940-1959 гг. и в 1955-1965 гг. Потом с небольшими колебаниями уровень падал до 1977 г., когда его отметка достигла - 29 м. С 1978 г. началась стремительная новейшая трансгрессия Каспийского моря (рис.5).

 

Рис.5. График колебаний уровня Каспийского моря по среднегодовым данным Махачкалинского водомерного поста.

 

В настоящее время уровень Каспия превысил отметку - 27 м. Всего затоплено около 25 тыс. км2 площади бывшего осушенного дна, особенно в наиболее низменной северной части моря (рис.0). Многие населенные пункты, приморские зоны ряда городов, морских портов, дороги, объекты нефтегазодобывающей промышленности и сельского хозяйства остались под водой или находятся под угрозой затопления; животноводы лишились многих сенокосных угодий. Подъем уровня моря и процессы сгонно-нагонных затоплений вызвали сильное загрязнение морской воды, особенно наиболее продуктивного и мелководного северного Каспия.

 

а б

Рис.6. Регрессивно-трансгрессивные стадии береговой линии Каспийского моря по данным дешифрования КС 1978 (а) и 1989 (б) гг.: границы приморской равнины, осушившейся после 1968г. (а) и затопленные в ходе новейшей трансгрессии (б). Показано положение береговой линии в 1968 и 1978гг.

 

На территории Северо-Западного Прикаспия между дельтами Волги и Терека располагаются низменные аккумулятивные берега с весьма пологами (порядка 0,0001) уклонами в подводной и надводной частях береговой зоны (Сафьянов и др., 1994). Именно здесь наиболее ярко проявляются как регрессивные, так и трансгрессивные трансформации экосистем. Подъем уровня Каспия приводит к пассивному затоплению суши, которое усугубляется волновыми и ветровыми нагонами. Как показывают расчеты и натурные наблюдения (Гребнев, Жиндарев, 1993), нагоны здесь достигают 2-2,5 м по высоте слоя воды, что приводит к временному затоплен

Похожие работы

< 1 2 3 4 5 6 > >>