Глава II . Ведущие природные факторы внутриландшафтной дифференциации беспозвоночных высокогорий

Геоморфологический фактор

Большой Кавказ в тектоническом отношении является эпигеосинклинальной геотектурой. Он имеет резко выраженное асиммитричное строение, обусловленное системой крутых сбросов и надвигов и подразделяется на два типа тектонических структур – блоковые или глыбовые хребты на древнепалеозойском фундаменте и депрессии. К блоковым хребтам относятся Главный, Боковой и Передовой, протянувшиеся в субширотном направлении. К депрессиям относятся Южно-Юрская, сформированная осадочными отложениями нижнеюрского возраста, и Архызско-Загеданская средне- и верхнеюрского возраста. По тектоническим разломам формировались эрозионно-тектонические долины, такие как Теберда, София, Кизгич и другие (Герасимов, Лилиенберг, 1984).

Исследования проходили на территории Западного Кавказа по трем высокогорным ландшафтам, в которых наиболее четко прослеживается смена гидротермических условий в долготном направлении. Данный район выделяется как по амплитуде неотектонических поднятий и характеру структур, так и по характеру растительности и климатическим характеристикам (Милановский, Хаин, 1963; Белановская, 1990; Ефремов и др., 2001). Горный рельеф изучаемой территории формируется под воздействием морозного выветривания, речной эрозии, склоновой денудации и ледниковой деятельности, ограниченной в пространстве ареалом распространения ледников. На характер проявления этих процессов в значительной степени влияют реликты древнеоползневых и сейсмогенных форм. В масштабе региона они хорошо развиты, чему способствует густая сеть разрывов и тектонических трещин, разбивающих массивы на блоки разных порядков (Черных, 1991).

Морфометрическая и морфологическая характеристика исследуемых морфоструктур Западного Кавказа отличается друг от друга.

В основе геоморфологического фактора лежит геологическое строение. Горст-антиклинорий Главного хребта, развившийся в пределах северной краевой зоны геосинклинали Большого Кавказа, играет в современной структуре Западного Кавказа роль осевого поднятия. Он сложен кристаллическими сланцами и гнейсами нижнего и среднего палеозоя, на значительных пространствах замещенными гранитоидами средне- и верхнепалеозойского возраста (Герасимов, Лилиенберг, 1984).

Главный Кавказский хребет представляет собой эрозионно-тектонические горы и является водораздельным хребтом, в рельефе которого преобладают карлинги с крутыми вершинами. Общая длина Главного хребта 1385км, при средней высоте 2900м. Максимальная высота хребта 5182м (г. Шхара). Относительные высоты Главного хребта в пределах Западного Кавказа повышаются с запада на восток. Основными вершинами являются: Фишт (2868м), Чугуш (3238м), Цахвоа (3345м), Пшиш (3790м), Эрцахо (3910м), Домбай-Ёльген (4046м), Далар (3988м) (Ефремов и др., 2001, с. 56-57). Сложен он толщами протерозойских и палеозойских кристаллических сланцев и крупными интрузиями гранитоидов. Горст-антиклинорий хребта осложнен системой глубоких разломов, разделяющих его на ряд кулисообразных блоков (Софийский, Тебердинский и другие) (Шальнев, Джанибекова, 1996).

 Граница между Главным и Боковым хребтами не везде четко выражена, что обусловлено сложным взаимодействием структурных блоков (покровных пластин). Наиболее определенно раздел между ними наблюдается на северной стороне Главного хребта. Он проходит по долинам рек, совпадающим со структурной зоной, называемой Южно-Юрской депрессией. Ее Домбайский участок представлен абсолютными отметками 1800-1900м над уровнем моря. Это троговая долина, у которой склоны сложены метаморфическими породами палеозоя, а днище заполнено четвертичными моренными, флювиогляциальными и аллювиальными отложениями.

Боковой хребет расположен к северу от Главного на расстоянии от 2км. до 25км. и южнее Передового на расстоянии 8-22км. В среднем, общая длина Бокового хребта 662км, при средней высоте 2310м. Основные вершины хребта: София (3687м), Большая марка (3758м), Даут (3748м), Курша (3870м), Куршоу (3690м) и т.д. Он образован выступом герцинского фундамента, сложенным кристаллическими сланцами и гнейсами нижнего и среднего палеозоя и гранитоидами позднего палеозоя. Особенностью этой зоны является наличие в ней крупных интрузий габбро и ультраосновных пород (серпентиниты), кварцевых диоритов, гранитов, а также эффузивных образований. Однако участие в тех или иных геологических формаций в строении центральной зоны неодинаково (Ефремов и др., 2000).

От Бокового и Главного хребтов Передовой хребет отделяется на западе Архызско-Загеданской внутригорной эрозионно-тектонической продольной депрессией, сложенной нижнеюрскими отложениями. Архызский новейший грабен представляет собой северное ответвление от основного желоба шовно-депрессионной зоны. Он разделен на блоки меридиональными разломами и речными долинами.

К северу от Бокового хребта, на участке от р. Белой на западе до р. Урух на востоке, протянулся Передовой хребет, являющийся самостоятельной орографической единицей. Общая длина хребта 314км, средняя высота 2970м. Основные его вершины Кынгыр-Чад (3543м), Кенделляр-Ляр (3416м), Кызыл-Кол (3638м). Он сложен метаморфическими и осадочными породами палеозоя. Особенно сложен состав горных пород в районе хребта Абишира-Ахуба, где в большей мере распространены среднепалеозойские сильно метаморфизованные лавы, а также пестроокрашенные песчаники, алевролиты, аргиллиты и другие породы (Михеев, Снежко, Сафронов, 1962).

Основными видами морфоструктур, формирующихся в пределах геотектуры Большого Кавказа могут называться:

1) водораздельные хребты субширотных склонов северной экспозиции высокогорий Главного Кавказского хребта с карлингами и перевалами.

2) троговые долины Южно-Юрской субширотной депрессии (Домбайская, Софийская), которая отделяет Главный хребет от Бокового хребта.

3) троговые меридиональные эрозионно-тектонические долины рек Теберды, Кизгича, Софии и другие в пределах Бокового хребта.

4) южные крутые и обрывистые склоны Передового хребта и Архызско-Загеданская депрессия с субширотными долинами рек, отделяющая Боковой хребет от Передового хребта.

5) эрозионно-тектонические долины рек меридионального простирания, разделяющие блоки Передового хребта.

6) склоны осевых хребтов разных экспозиций высокогорий Бокового хребта и Передового хребтов.

В пределах этих типов морфоструктур формируются морфоскульптуры, среди которых широко распространены формы ледникового происхождения: цирки, кары, карлинги, морены – боковые и конечные, озерные четки и др. Достаточно широко распространены эрозионно-аккумулятивные формы рельефа – коллювиальные склоны притоков вторичных и третичных долин, речные террасы, эрозионные борозды, конуса выносов. Встречаются коллювиально-пролювиальные формы рельефа – конуса выноса селевых потоков и карстовые формы рельефа типичные для Передового хребта, например, карстовые озера.

 

Климатогенный фактор

На климатические условия Западного Кавказа влияют географическое положение, особенности рельефа и циркуляция атмосферы. Участок расположен на юге умеренных широт на границе с субтропическими широтами (Асланикашвили, Мамулян, 1990). Климат влажный, относительно солнечный и теплый, так как осуществляется средиземноморский циклогенез. В холодное полугодие количество осадков велико. На высоте около 2000м за год выпадает 2600 мм. (Темникова, 1959). На территории Западного Кавказа преобладает юго-западный перенос общей циркуляции. Он для северных склонов Передового хребта и Южно-Юрской депрессии приносит основную массу осадков. В годовом и суточном ходе различных метеорологических элементов происходят резкие изменения, определяемые взаимодействием свободной атмосферы с увеличением высоты. Характер изменения температуры с высотой не зависит от сезона: количество осадков растет с высотой (Кавказ, 1966). В общем, для высокогорных районов характерен высокий приток суммарной солнечной радиации. Но от среднегорий к высокогорьям наблюдается уменьшение радиационного баланса, в связи с повышением эффективного излучения с высотой. Наблюдается общее возрастание засушливости с запада на восток.

Имеющаяся на территории исследования метеостанция «Клухорский перевал» на высоте 2037м над у.м., располагает данными, которые помогут оценить изменения климатических параметров за с 1960 по 2004 гг. (таблица 1). Для анализа была выбрана эта метеостанция потому, что она расположена в типичной зоне экотона субальпики. Нами при изучении участков исследования было проанализировано изменение годовых температур в период по данным метеостанции.

Таблица 1.

Температура воздуха за период 1960-2004 гг. по метеостанции «Клухорский перевал», ºС (Братков, 2005)

 

196 1960-2004гг.	1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12	Год
Tmin.	-10,1	-9,6	-6,2	0,0	4,5	8,4	10,6	9,5	6,3	0,5	-4,3	-7,4	2,1
Tmax.	-0,2	4,2	2,8	8,5	9,5	14,4	17,3	16,3	12,5	10,1	5,7	3,9	5,9
Tср.	-5,0	-4,6	-1,8	3,0	7,0	10,3	13,2	12,7	6,3	5,3	0,6	-2,5	4,0

 

Минимальная температура воздуха составила 2,1ºС в 1992 г., а максимальная – 5,9ºС в 1971 г. Если сравнивать тенденции изменения температуры по периодам, то c 1960-х гг. до 1990-х гг. колебания осуществлялись в диапазоне 4ºС. В начале 90-х гг. диапазон колебаний средних температур составил 3ºС, а с конца 90-х гг. снова наблюдается повышение показателей    до 4,2ºС-4,3ºС. Отмечается несовпадение данных по многолетним наблюдениям: при увеличении температуры за указанный период наблюдений выявляется, наоборот, падение температуры. Данный факт можно объяснить тем, что в начале 90-х годов отмечались минимальные температуры за весь анализируемый срок наблюдений. Кроме того, примерно до середины 70-х годов амплитуда колебания температуры воздуха была гораздо более существенна, по сравнению со следующим периодом (Братков и др., 2005).

Отрицательные минимальные температуры характерны для пяти месяцев в году, начиная уже с ноября, и, соответственно, самая низкая температура бывает в январе -10,1ºС. Отрицательные максимальные температуры характерны только для января. В последующие месяцы рост показателей осуществляется примерно с разницей в два раза. Положительные максимальные температуры актуальны для трех летних месяцев и колеблются от 14,4ºС до 17,3ºС.

Для средних температур динамика показателей изменяется примерно в два раза. Отрицательные средние показатели характерны для четырех месяцев - декабрь, январь, февраль и даже март, причем низкий показатель встречается в январе, а немного «повыше», соответственно, в марте. Такие температурные вариации сокращают вегетационный период развития растительности и активный образ жизни беспозвоночных. Максимальные показатели средних температур выделяются в летние месяцы и диапазон колебаний составляет от 10,3ºС до 13,2ºС. Именно этот промежуток времени и характеризуется активизацией процессов жизнедеятельности беспозвоночных.

Наглядно динамику общих макроклиматических показателей можно проанализировать на примере метеоэлементов хребта Малая Хатипара.

Значительные колебания относительных высот в пределах хребта обусловили формирование вертикальных различий климата, растительности, почв и животного мира. При рассмотрении основных показателей метеоэлементов климата (таблица 2) —радиационного баланса, затрат тепла на испарение, индекса сухости, испаряемости — отмечается общая тенденция снижения показателей с высотой. Средние июльские температуры снижаются на 0,5° на каждые 100м, средние годовые - на 0,4°, радиационный баланс — на 0,7 ккал/см², затраты тепла на испарение — на 0,19 ккал/см², затраты тепла на нагревание - на 0,5 ккал/см² на 100м. В то же время количество осадков и величина коэффициента увлажнения растут с высотой. Количество осадков возрастает на 64 мм на каждые 100 м, величина коэффициента увлажнения — на 0,4.

Составляющие теплового баланса с высотой меняются одинаково. Затраты тепла на испарение по всему профилю хребта изменяются мало, чего нельзя сказать о затратах тепла на нагревание. Годовые величины последних с высотой быстро уменьшаются. В данном случае показателен коэффициент отношения затрат тепла на испарение к затратам тепла на нагревание (LE/P). В долине Теберды величины LE и Р почти одинаковы, и коэффициент равняется 1,27. В пределах лугового пояса его величины возрастают до 2,0—2,13.

Уменьшение затрат тепла на нагревание с высотой сказывается на температурном режиме воздуха и характере испаряемости. В поясе луговых ассоциаций средние годовые температуры уже ниже нуля. Величины испаряемости не превышают 300мм, поэтому коэффициент увлажнения растет с 1,3 в долине Теберды до 4,8—5,8 в поясе луговых ассоциаций. Подобных значений коэффициента увлажнения у природных зон равнин умеренных широт не наблюдается (Шальнев, 1973).

При сравнении показателей таблицы 2 от подножия (1340м) к субальпийским лугам на высоте 2500м. над у.м., выявлено, что основные показатели метеоэлементов весьма высоки для станции 1, а на второй станции наблюдается спад показателей. От этой станции вполне упорядоченно возрастают метеоэлементы к типичной субальпике. Максимальные показатели температур характерны для высоты в 1340м, потом резкое падение для июльских температур на 4,3ºС, а для годовой – 1,9ºС и более плавное понижение, в результате которого годовая температура и температура воздуха в июле понижается на 0,6-1,0ºС, а годовая температура в диапазоне высот 2350-2500м даже понижается на 1,9ºС. При такой динамике температур минимальное количество осадков выпадает в хвойно-широколиственных лесах – 763 мм, затем повышается количество осадков, причем на 479 мм и на верхней границе пихтово-сосновых лесов составляет 1410 мм. А к субальпийским лугам количество осадков увеличивается плавно – на 84-168 мм. Но при таком росте количества осадков, влажность воздуха с высотой уменьшается: минимальная на станции 4 (68 мм), а максимальная – на станции 1 (76 мм). Радиационный баланс с высотой уменьшается от 38,0 ккал/см² до 30,1 ккал/см², причем разница между первыми двумя станциями составляет 6,9 ккал/см². Расходная часть радиационного баланса, которая тратится на затраты тепла на испарение (LE) и турбулентный поток тепла в воздух (P). Вполне последовательно понижается показатели на испарение от 1340 м до 2500 м над у.м., с разницей 0,1 ккал/см². Показатели P сначала понижаются на 6,3 ккал/см², затем не изменяются на уровне высот 2050 м. и 2350 м и составляют 10,2 ккал/см². На станции 4 показатель турбулентного потока тепла в воздух составляет всего лишь 10,2 ккал/см². Затраты на испаряемость закономерно снижаются с 430 мм до 312 мм., это объясняется тем, что луговые ассоциации являются «открытым» участком, лишенным древесной и кустарниковой растительности. Соответственно, расходная часть радиационного баланса от леса к лугу возрастает.

При сравнении березовых криволесий и сосновых редколесий с типично субальпийскими лугами при разнице высот в 150м наблюдается снижение средней июльской и годовой температур на 1º и 1,5^°, соответственно, и уменьшается влажность воздуха на 6%. При этом, от станции 3 к станции 4 возрастает количество осадков на 84 мм., то и радиационный баланс, затраты тепла на испарение и турбулентный поток тепла в воздух также возрастает, но незначительно на 0,1 ккал/см² , 0,7 ккал/см² и 0,2 ккал/см² , соответственно. Испаряемость уменьшается на 10 мм, а значит и коэффициент сухости – на 0,3. Коэффициент увлажнения, наоборот, возрастает на 0,4. Так как, возрастание радиационного баланса параллельно ведет к нарастанию и эффективного излучения.

 

 

Таблица 2.