Гумусовые профили почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 03.00.27, кандидат биологических наук Каллас, Елена Витальевна

• Каллас, Елена Витальевна
• кандидат биологических наук
• 1998

Оглавление диссертации кандидат биологических наук Каллас, Елена Витальевна

ОГЛАВЛЕНИЕ

Стр.

Введение

Глава 1 Гумусовый профиль почв и проблема отражения стадийности почвообразования

Глава 2 Условия почвообразования современных почв с элементами их эволюции в голоцене

Глава 3 Объекты и методы исследования

Глава 4 Общая химическая и физико-химическая характеристика почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины

Глава 5 Гумусовые профили почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины

Глава 6 Отражение истории формирования почв в гумусовом профиле

Выводы

Литература

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Гумусовые профили почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины»

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Для решения многих теоретических вопросов почвоведения, как и их практической реализации, необходимы знания прогноза поведения почв в обозримом будущем. Обоснование таких прогнозов развития почв в естественных природных условиях требует знаний развития почв и почвенного покрова в прошлом. Поэтому ретроспективный аспект познания природной обстановки формирования почв является актуальным направлением.

Почва, формируясь длительное время, отражает в профиле историю своего развития на протяжении периода, равного формированию почвенного тела. По И.А. Соколову (1993), она обладает сенсорностью и рефлекторно-стью по отношению к условиям природной среды, причем не только почва в целом, но и отдельные её компоненты. Одним из компонентов почв, как показано М.И.Дергачевой (1997а), который отражает, кодирует и запоминает изменения условий формирования почвы как природного тела, является гумус почв - система гумусовых веществ. Гумус почв рефлекторен и сенсорен по отношению к климату. Сочетание свойств системы гумусовых веществ в разных горизонтах профиля, сформировавшегося в разных природных условиях, отражает это изменение, а гумусовый профиль - генетически, химически и термодинамически сопряженная совокупность однородных зон (слоев) почвы- является интегральным показателем эволюции природной среды на протяжении периода формирования почвы (Дергачева, 1984). Информативность гумусового профиля основана на том, что соотношение и свойства компонентов системы гумусовых веществ обусловливаются гидротермическим режимом, в котором формировались макромолекулы гумусо-

вых кислот и их органо-минеральные производные, т.е. термодинамической обстановкой, в которой протекало гумусообразование (Дергачева, 19976). Основные подходы к анализу гумусовых профилей с точки зрения эволюции природной среды, их эволюционно-генетическая значимость показана М.И. Дергачевой (1984,1987,1997а,б).

Чулымо-Енисейская впадина имеет сложную историю развития природной среды и соответственно почвообразования, что отражается и в сложном строении гумусовых профилей почв. Большое разнообразие почвообра-зующих пород обусловило вариабельность химических и физико-химических свойств почв в пределах даже одного типа, которые касаются в основном отличий в гранулометрическом составе, соотношении обменных катионов, а также удельной магнитной восприимчивости мелкозема (Кал-лас, Соловьева, 1997). Формирование почв озерных котловин подчиняется закону климатической конвергенции, сформулированному И.А. Соколовым (1993), и идет согласно разным моделям почвообразования с формированием простых (моногенетичных) или сложных (полигенетичных) профилей. Но четких, надежных и обоснованных критериев, которые бы способствовали определению стадийности формирования почв, до сих пор практически не разработано.

Пульсация озёр в силу циклических колебаний климата и, соответственно, изменение обводненности территории в течение периода, равного времени формирования почвенных профилей, оказывала влияние на смену поясов увлажнения и, следовательно, гумусообразование, что отразилось в общем облике гумусовых профилей, согласно истории развития почвенного тела.

Цель работы: выявить особенности гумусовых профилей почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины для установления стадийности почвообразования в процессе формирования почвенного тела.

Задачи исследований: 1. Изучить гумусовые профили почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины.

2. Провести сравнение особенностей гумусового и почвенного профилей.

3. Выявить стадии почвообразования и их отражение в гумусовом профиле на примере почв, формирующихся по моно- и полигенетическим моделям.

Объекты и методы исследования. Объектами исследования явились почвы озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины, сформированные в различных геоморфологичеких условиях и на разных почвообразую-щих породах. Были использованы общепринятые методы исследования, а также подходы к анализу гумусового профиля, разработанные М.И. Дерга-чевой.

Научная новизна: Впервые выявлены особенности гумусовых профилей почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины. Установлено, что наиболее простой тип гумусового профиля имеют моногенетичные не-полноразвитые почвы. В то же время большинство почв имеет сложный гумусовый профиль, который отражает стадийность и фазиальностъ почвообразования.

Проведен параллельный анализ почвенного и гумусового профиля, и показано, что последний очень четко и существенно быстрее, чем почвенный профиль, реагирует на изменения окружающей среды и фиксирует их в своих характеристиках. Стадийность и фазиальностъ почвообразования отражаются не только в особенностях гумусового профиля почв, но также в составе и свойствах макромолекул гуминовых кислот.

Определено, что порода не оказывает существенного влияния на соотношение основных компонентов гумуса: содержание отдельных групп и фракций флуктуирует в пределах типовых особенностей почв.

Защищаемые положения:

1. Соотношение основных компонентов гумуса климатогенно обусловлено, что подтверждает закон климатической конвергенции почвообразования, сформулированный И.А.Соколовым (1993).

2. Гумусовый профиль четко отражает стадии и фазы развития почв, которые можно диагностировать даже при отсутствии морфологических реликтовых признаков.

Теоретическая и практическая значимость. Результаты исследований и предложенные подходы к анализу эволюции природной среды в течение разных отрезков голоцена на основе особенностей гумусовых профилей могут быть использованы при создании модели прогноза поведения почв в изменяющихся условиях, а также как основа при их мониторинге.

Публикации и апробация работы. Материалы работы опубликованы в 7 статьях и тезисах и доложены на региональных конференциях ("Совершенствование ведения сельскохозяйственного производства в степной зоне Сибири", г. Абакан, 1995; "Проблемы геологии Сибири", г. Томск, 1996; "Почвенные ресурсы, рационализация землепользования и экологическая оптимизация агроландшафтов в Приенисейской Сибири", г. Красноярск, 1997; "Экология южной Сибири - 2000 год", г. Абакан, 1997) и Международных симпозиумах ("Природные условия, история и культура Западной Монголии и сопряженных регионов", г. Ховд, 1997; "Степи Евразии: сохранение природного разнообразия и мониторинг состояния экосистем", г. Оренбург, 1997); а также на заседании Томского отделения Докучаевского Общества Почвоведов (1998).

Глава I. ГУМУСОВЫЙ ПРОФИЛЬ ПОЧВ И ПРОБЛЕМА ОТРАЖЕНИЯ СТАДИЙНОСТИ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ

Хорошо известно, что каждая почва характеризуется историей развития, определяемой изменением природной среды как глобального, так и более местного масштабов. Почвы обладают способностью отражать, кодировать и запоминать в своих свойствах информацию о той природной среде, в которой они формируются (Соколов, 1993). Как отмечает И.А. Соколов, рефлекторностъю и сенсорностью могут обладать не только почвы в целом, но и отдельные ее компоненты, в том числе гумус почв. М.И. Дергачевой (1984-1997) показано, что гумусовый профиль является интегральным показателем, отражающим историю формирования почвы. При этом автор определяет гумусовый профиль как «совокупность химически и генетически сопряженных однородных зон(слоев) почвы, каждая из которых характеризуется определенным, свойственным только этой зоне, сочетанием элементарных гумусообразовательных процессов (ЭГП) и сравнительно одинаковой степенью интенсивности их проявления» (Дергачева М.И., 1984, с 32). Одинаковое сочетание процессов гумусообразования и близкие их интенсивности обусловливают одинаковые качественные и количественные характеристики той или иной зоны(слоя), а набор, сочетание зон(слоев) зависит от смены биоклиматических условий в период формирования отложений и взаимодействия продуктов гумификации с минеральной основой почв (Дергачева, 19976).

Однородные зоны гумусового профиля не всегда совпадают с морфологическими горизонтами почвенного профиля, хотя лежат в пределах последних. Часто в горизонтах почвенных профилей выделяется несколько зон с разным сочетанием характеристик гумуса: соотношением основных компонентов, их фракций, а также составом и свойствами отдельных групп

гумусовых веществ. Как правило, подобная картина наблюдается в полиге-нетичных почвах. Практически полигенетичными, имеющими сложное строение как гумусового, так и почвенного, профилей, является большинство почв Земного шара (Ковда, 1973; Соколов, 1993; Ко1шке е! аЦ 1967; и др.). В моногенетичных почвах в абсолютном большинстве случаев отмечается совпадение зон(слоев) гумусового профиля с морфологически выделенными горизонтами почвенного профиля.

По И.А. Соколову (1993), длительность почвообразования для большинства почв измеряется 10-15 тысячами лет. В течение этого периода природная обстановка изменялась, следовательно, изменялись и почвенные процессы. Поэтому, по мнению автора, «почвенный профиль должен пониматься как результат не только наблюдаемых факторов и процессов, но и всех тех, которые функционировали на протяжении всей истории почвообразования» (Соколов, 1993, с.52).

Большинство полигенетичных почв на протяжении своего развития проходят ряд стадий, отличающихся по характеру почвообразования, т.е. разные стадии характеризуются разным типом почвообразования (Александровский, 1983). В результате неоднократных изменений условий среды на протяжении голоцена и достаточной длительности периодов голоцена с разными сочетаниями условий почвообразования, в почвенном профиле могут сохраняться признаки, фиксирующие смену стадий. При этом, как подчеркивал А.Л. Александровский (1983), эволюция почв, отражается в последовательном наложении (или стирании) и интегрировании признаков в профиле почв, и в связи с этим не всегда обусловливает наличие признаков разных стадий почвообразования. По А.Л. Александровскому (1983), почвы, сформировавшиеся в течение одного периода голоцена с определенным сочетанием факторов, являются моногенетичными. Автор считает, что в определенных условиях моногенетичностъ может сохраняться на протяжении не-

скольких периодов голоцена (почвы с малой сенсорностью и рефлекторно-стью). Следовательно, полигенетичными можно считать не все почвы, сформированные на протяжении нескольких периодов голоцена, а только те, в профиле которых обнаружены признаки, не укладывающиеся в существующую модель генезиса данного почвенного тела, или наличие этих признаков только предполагается, но в силу различных причин они не выражены (стёрты) (Александровский, 1983). Почвы, формирующиеся в течение нескольких периодов голоцена, полигенетичность которых не доказана, автор предлагает назвать полифазными. По А.Л. Александровскому (1995), развитие почвенного покрова в течение голоцена проходило одну или несколько эволюционных стадий, связанных с изменениями одного или нескольких факторов природной среды. Среди основных типов изменений условий природной среды автор, вслед за В.О Таргульяном (1982), Н.А. Караваевой (1982), И.А. Соколовым (1984) и другими исследователями, называет педолитогенные (денудационный, аккумулятивный, нормальный), кли-матогенные (собственно климатический, биоклиматический, гидрологический), а также антропогенные турбационные, трансформационные и др.

По мнению А.Л. Александровского (1995), эволюция почв и почвен-

с.

ного покрова в голоцене определялась, главным образом, климатическими изменениями. Как известно, на переходе от плейстоцена к голоцену (10-12 тыс. л.н.) в результате потепления климата резко сократилась интенсивность геологических и мерзлотных процессов, в связи с чем началось формирование современных зон и почвенного покрова. На протяжении голоцена существовало направленное изменение климата, имеющее тренд от начала голоцена до его середины в сторону потепления (до среднеголоценового термического максимума), а затем в сторону похолодания. Эти направленные изменения осложнялись климатическими колебаниями различной продолжительности.

Современный почвенный покров Чулымо-Енисейской впадины сформировался в голоцене, природная обстановка которого не оставалась постоянной и условия почвообразования, биоклиматические в первую очередь, заметно менялись (Хотинский, 1977; Зубарева, 1987 и др.). Это не могло не привести к изменениям в почвообразовании, фиксируемым в особенностях почвенного (и гумусового) профиля. В последнее время в литературе все чаще встречаются данные, свидетельствующие об отражении в почвенном профиле (в морфологических, физико-химических и химических свойствах) эволюции условий природной среды и о полигенезисе современных почв (Таргульян, Александровский, 1976; Ковда, 1973; Гаджиев, 1982; Караваева, 1982; Александровский, 1983; Иванов, 1992; и др.). Однако, бывают ситуации, когда изменение факторов почвообразования не приводит к формированию новых морфологических признаков, а также тех признаков химического состава, для формирования которых требуется длительное характерное время. Естественно, что при действии изменившихся факторов в течение короткого времени могут не сформироваться видимые или явные признаки, свидетельствующие об их изменениях. При сменах климата и биоты многие свойства почв предыдущих стадий трансформируются (или стираются) так, что не дают возможности проследить эволюцию былых условий почвообразования.

Еще одна сложность заключается в том, что все теоретические положения об эволюции почв и интерпретация результатов ее исследования основывались на понимании почвы как моногенетичного образования. Часто почвенный профиль бывает неоднородным за счет неоднородности самой литогенной основы, перерабатываемой процессами почвообразования, а не за счет наложения признаков разных стадий почвообразования. Все это затрудняет "прочтение" эволюции условий почвообразования, отражаемой в почвенном профиле.

Однако, существуют такие почвенные свойства, которые «запоминая» информацию о «жизни почвы в прошлом», сохраняют её на протяжении длительного исторического и геологического времени, причем они не зависят от модели формирования почв и накладывающихся процессов. К таким свойствам относятся состав и свойства гумуса и его компонентов (Дергачева, 1997а). Гуминовые кислоты - аккумулятивный компонент гумуса - как правило, закрепляются на месте их образования и не мигрируют ни в глубину профиля, ни в ландшафте, а соотношение компонентов в комплексах ГК-ФК обусловливается термодинамическим потенциалом гумино-вых кислот. Последний зависит от гидротермических условий во время формирования их макромолекул (Дергачева, 19976). Гумусовый профиль формируется в условиях изменяющейся природной среды и таким образом отражает эволюцию условий почвообразования в течение образования почвенного тела. Выявление специфики сочетания характеристик гумусового профиля и выделения основных стадий максимального гумусонакопления, позволяет подойти к расшифровке основных стадий почвообразования. Гумусовый профиль почв является интегральным показателем процесса гуму-сообразования и отражает в своем составе и свойствах историю формирования каждого конкретного почвенного типа.

Для установления совпадения или несовпадения зон гумусового профиля с горизонтами почвенного профиля с целью выявления полигене-тичности или моногенетичности почв, необходим анализ почвенных образцов, взятых послойно сплошной колонкой в пределах морфологически выделяемых горизонтов. Широко используемый метод взятия образцов пого-ризонтно не дает возможности выявить стадийность почвообразования при отсутствии морфологически выраженных признаков.

В связи с тем, что проблема стадийности и фазиальности почвообразования является сложной, что она разрабатывалась в основном с использо-

ванием хронорядов погребенных почв или почв с явно выраженными реликтовыми признаками, а вопросам отражения их в гумусовом профиле уделялось в литературе недостаточно внимания, мы обращали внимание только на те стадии и фазы формирования почвенного тела, которые отражаются в гумусовом профиле почв.

Отметим также, что для удобства изложения, не претендуя на теоретические нагрузки предлагаемых понятий, мы в качестве рабочих используем здесь следующие.

Под моногенетичными почвами будут пониматься такие почвы, которые прошли одну стадию развития и все свойства которых отвечают современным факторам почвообразования. Такие почвы характеризуются полным совпадением слоев(зон) гумусового профиля и горизонтов почвенного профиля.

К полигенетичным будут относиться такие почвы, которые прошли несколько стадий почвообразования при различающихся характеристиках условий природной среды, и, как отмечал А.Л. Александровский (1983), в профиле которых обнаружены признаки, не укладывающиеся в существующую модель генезиса данного почвенного типа. В таких почвах гумусовый профиль отличается наличием двух или нескольких слоев(зон) с относительным накоплением гумуса и специфичным сочетанием характеристик его качественного состава. Как правило, в этих почвах отмечается преобладание слоев(зон) гумусового профиля над количеством горизонтов почвенного профиля.

Под стадией мы понимаем период развития почв при иных, чем предыдущие и последующие, условиях почвообразования, т.е. период развития почв, характеризующийся иным типом почвообразования. Каждая стадия в гумусовом профиле характеризуется относительным накоплением гумуса и специфичностью основных характеристик его состава. Поэтому в качестве

репера, фиксирующего стадии, мы используем толщи с относительно повышенным содержанием гумуса.

Моногенетичная почва, развивающаяся при флуктуации одной из характеристик какого-либо фактора, не приводящей к изменению типа почвообразования, но отражающейся в колебаниях отдельных свойств, может быть отнесена к полифазной почве. Под полифазным мы, таким образом, понимаем период формирования горизонта при одних и тех же факторах почвообразования, но при флуктуации одной или нескольких характеристик одного из факторов. Поскольку флуктуация одной из характеристик фактора (например, температуры или влажности) может наступить на любой стадии формирования почвенного профиля, мы для удобства изложения выделяем моногенетичные профили с полифазными горизонтами (например, гумусовыми) и полигенетичные почвы с полифазными, монофазными и смешанного типа горизонтами. В полигенетичных полифазных почвах все стадии полифазные; в монофазных - все стадии монофазные; в полигенетичных почвах смешанного типа одни стадии являются монофазными, другие - полифазными.

Исследуемые озерные котловины Чулымо-Енисейской впадины-прошли длительную историю развития. Уровень воды в озёрах в зависимости от циклических колебаний климата неоднократно изменялся, что не могло не найти отражения в почвах прибрежных территорий, которые периодически подвергались в разной степени воздействию тех или иных факторов почвообразования. По мнению А.Ф. Ямских (1993), фазы "катастрофических" подъемов воды в Южной Сибири могли быть приурочены к следующим временным интервалам голоцена: 10.2-8.7тыс. лет назад, около 8-7, 5.2-5.1, 4.0-3.5, 3.3-3.7, 2.4-2.25, 1.7-1.5, 1.3-0.8, 0.4-0.3 тыс. лет назад. В силу колебаний уровня зеркала воды в озерах почвы озерных понижений то находились в затопленном состоянии, то выходили на дневную поверхность,

фиксируя в своём профиле признаки разных типов почвообразования, свидетельствующие о былых стадиях их развития. В качестве этих (реликтовых) признаков можно считать погребенные торфянистые и гумусовые горизонты и слои различного гранулометрического состава, а также сложное строение гумусового профиля. Однако не только почвы береговых линий, но и вообще большинство почв, не имеющих явных реликтовых морфологических признаков, имеют гумусовый профиль сложного строения, что отражает изменения природной обстановки на протяжении их развития.

Таким образом, выявление особенностей гумусовых профилей почв позволит установить стадийность почвообразования и реконструировать эволюцию почв и почвенного покрова исследуемой территории.

В литературе есть несколько работ, в которых рассматривалось изменение характеристик гумусового профиля, связанное с обводнением-обсыханием аласных котловин (Оконешникова, 1994; Дергачева, Оконеш-никова, 1995). Авторы подчеркивают, что характеристики гумусовых профилей почв аласов Лено-Амгинского междуречья свидетельствуют о зависимости процесса гумификации от условий увлажнения, а также отмечают, что на более молодой - Бестяхской -террасе аласные почвы имеют более простой гумусовый профиль, а на более древней - Тюнполюнской- сложный, с рядом гумусовых горизонтов разного генезиса, что может свидетельствовать о полигенетичности и более сложной истории формирования последних. В другой работе (Дергачева, Оконешникова, Десяткин, 1997) в характеристики гумусового профиля почв введен элементный состав гумино-вых кислот, который подтвердил сложное его строение и полигенезис изученных почв аласов.

Глава 2. УСЛОВИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ПОЧВ С ЭЛЕМЕНТАМИ ИХ ЭВОЛЮЦИИ В ГОЛОЦЕНЕ

Географическое положение. Исследуемая территория - приозерные понижения Чулымо-Енисейской котловины - является частью Минусинского межгорного прогиба по И.В. Лучицкому (I960), или Назаровско-Минусинской впадины по А.А. Мистрюкову (1991). Последняя расположена между горными сооружениями Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саяна. На севере межгорная впадина граничит с Чулымской равниной. Границей является северный склон хребта Арга. На юге впадина отделена от гор Западного Саяна уступом высотой более 250 м, вытянутым в восток-северо-восточном направлении от верховьев Абакана до верховьев Казыра. Западная часть впадины граничит с Кузнецким Алатау, восточная - с Восточным Саяном.

Назаровско-Минусинский межгорный прогиб разделен хребтами на ряд котловин. Наиболее крупные из них - Назаровская, Чулымо-Енисейская, Сыдо-Ербинская и Южно-Минусинская. Чулымо-Енисейская котловина, образование которой произошло в плиоцене (Щербакова, 1954), находится южнее самой северной из них - Назаровской. Она имеет протяженность с юга на север примерно 150 км и с запада на восток 100-150 км (Щербакова, 1954). Южной границей Чулымо-Енисейской котловины служит Батенев-ский кряж - отрог Кузнецкого Алатау высотой 800-1000 м, далеко вдающийся в пределы Назаровско-Минусинской межгорной впадины (Лиханов, Хаустова, 1961).

Геологическое строение и рельеф. Многими исследователями (Эделыптейн, 1931, 1932, 1936; Щербакова, 1954; Воскресенский, 1962; Моссаковский, 1963; Иванкин, 1979; Мистрюков, 1991; Парначев и др.,

1992; и др.) подчеркивалась сложность развития и строения рассматриваемой территории, а также неоднородность форм рельефа. Территория Чулы-мо-Енисейской котловины, как и всей Назаровско-Минусинской впадины, уникальна по своим природно-климатическим особенностям, обусловливающим разнообразие почвенного покрова.

Современный облик Чулымо-Енисейская котловина приобрела в неогене и четвертичном периоде в результате поднятия окружающих горных систем (Воскресенский, 1962). Движения земной коры продолжаются и в настоящее время. Современные рельефообразующие процессы привязаны к определенным ярусам. В межгорных впадинах облик рельефа на больших площадях формируется процессами аккумуляции, на верхних ярусах гор -ледниковыми, а на нижних - эрозионными. В горах южной Сибири поднятия не прекратились и, как указывает С.С. Воскресенский (1962), с геоморфологической точки зрения они находятся только ещё в начале своего развития.

Современный рельеф и тесно связанные с ним четвертичные отложения исследуемой территории неоднородны. В южной части Чулымо-Енисейской котловины характерными формами рельефа являются холмистые поднятия, мелкосопочник и моноклинальные возвышенности, создающие куэстовый рельеф. Длинные скалистые цепи куэст и гряд тянутся на десятки километров. Эти гряды окружают холмистые или плоскоравнинные пространства степей с крупными солеными и пресными озерами. Куэстово-грядовый рельеф (абсолютная высота 500-600 м) развит на моноклинально залегающих осадочных породах среднего и верхнего девона и нижнего карбона. Относительные превышения гряд достигают 150-200 м. Цепи куэст имеют два выдержанных направления: северо-западное и северо-восточное.

Плоскоравнинный рельеф впадины приурочен к центральным частям мульд, где часто встречаются обширные котловины с озерами (Шира, Ит-

куль, Беле и другие). Равнинный рельеф обширных межкуэстовых понижений представляет собой сухие широкие ложбины с плоским днищем и крутыми склонами. Особенностью такого рельефа является приуроченность плоских приозерных равнин к замкнутым синклиналям и открытым мульдам. Куэстово-грядовый рельеф, оконтуривающий приозерные котловины, развит на крыльях синклинальных и антиклинальных складок (Алтае-Саянская горная...,1969). В понижениях располагаются бессточные озерные котловины, занятые пресными и солеными озерами, созданные поверхностным карстом или эоловыми процессами (Лиханов, Хаустова, 1961).

В северной части котловины рельеф мало расчленён, но в некоторых местах имеются овраги и балки. Северо-восточная часть котловины отличается от остальных её частей холмистым рельефом, постепенно переходящим в низкогорный. На западе встречаются небольшими островами холмы. Здесь же распространены денудационные останцы высотой 10-40 м (Мистрюков, 1991). Склоны этих останцовых возвышенностей покрыты рыхлым материалом. Причиной интенсивного физического выветривания и дезинтеграции горных пород являются, главным образом, климатические особенности (резкие колебания температур, малая мощность снежного покрова, сильное промерзание и др.). Незначительное количество осадков и неравномерное их выпадение в течение года приводит к тому, что рыхлый материал, подготовленный процессами физического выветривания, большую часть времени остается сухим и может легко переноситься ветрами, которые на данной территории довольно сильны и часты.

Благодаря неоднородности, влага атмосферных осадков при наличии поверхностного стока может перераспределятся в рельефе, причем почвы депрессий получают дополнительное поверхностное питание за счет его положительных элементов. Это отражается на направленности почвообразо-

вателыадго процесса, ведущего к формированию в депрессиях почв других типов.

Основными водными артериями Чулымо-Енисейской впадины являются Енисей и Чулым. Высота внутренних частей впадины, по данным Е.М. Щербаковой (1954), колеблется от 170-190 м на уровне реки Енисей до 500700 м на междуречьях и 280-350 м на уровне реки Чулым. Территория котловины характеризуется почти полным отсутствием поверхностного стока, что этот автор объясняет засушливостью климата. Многие степные водотоки впадают в озёрные водоемы.

Озера занимают существенную часть территории Чулымо-Енисейской впадины, которые по Г.А. Иванкнну (1979), сформировались в дефляционных котловинах. Наиболее крупные из них (Шира, Иткуль, Белё) образовались в котловинах выдувания на месте синклинальных структур.

Многие озёра минерализованы. Концентрация солей колеблется в пределах от 0,7 г/л до 80 г/л. Образование соленых озер, по мнению Д.А. Клеменца (1882), связано с выщелачиванием соленосных девонских отложений, отчасти же может объясняться обычным для сухих степей накоплением солей в бессточных озерах, благодаря постоянному испарению притекающих вод, которые минерализуются продуктами поверхностного выветривания различных пород. Засоление вод озёр имеет место в том случае, когда озёра бессточные или сток воды ограничен. Наиболее засоленными являются озёра, котловины которых выработаны в красноцветных песчаниках верхнего девона, в эффузивах нижнего девона и в каменноугольных отложениях. В озерах же, образованных на известняках бейской свиты среднего девона, содержание солей невысокое (не превышает 0,8 г/л). Г.А. Иван-кин (1979) объясняет это осаждающей ролью карбоната кальция. Бессточные озера, совершенно не имея притоков, пополняются водой за счет таяния снега или дождей, и их минерализация не остается постоянной в течение

года: весной, в период наибольшего наполнения котловины талыми водами, она минимальна, а летом, ввиду интенсивного испарения, максимальна (Природные режимы..., 1976).

Существование озер обусловливает наличие микрокольцевой зональности в распределении почв. Большое значение в развитии почвенного покрова озёрных котловин играют также экспозиции склонов. Они влияют на гидротермические условия почв и связанные с этим различия в процессах почвообразования, что приводит к формированию различных растительных формаций и почв разной классификационной принадлежности.

Почвообразующие породы. Геологическую основу Чулымо-Енисейской котловины слагают молодые по возрасту отложения девона, содержащие легкорастворимые соли и оказывающие влияние на солевой режим почв и грунтовых вод. Е.М. Щербакова (1954) считает частичное засоление и соленосность осадочных пород их отрицательной стороной.

Все многообразие почвообразующих пород в Чулымо-Енисейской котловине сводят в следующие группы: элювиальные, элювиально-делювиальные и аллювиальные отложения (Геология и полезные..., 1998). Элювий известняков и мергелей представляет собой породу коричневато-серого цвета, состоящую из угловатых обломков. В делювии преобладают глины и суглинки различной степени карбонатносги и щебнистости. Почвообразующие породы представлены также элюво-делювием и делювием сланцев, интрузивных пород, гранитов, диоритов, девонских красноцветных суглинков и др. (Ливеровский, 1974). На значительной территории Чулымо-Енисейской котловины почвообразующими породами являются элювиально-делювиальные отложения среднего и верхнего девона.

Средний отдел девона включает сарагашскую и бейскую свиты. Первая представлена серовато-желтыми, серыми, зеленовато-серыми алевролитами, песчаниками (кварцполевошпатовыми и кварцевыми), карбонатным и

железистым цементом, аргиллитами, мергелями, известняками. Вторая - в основном сероцветными известняками, которые переслаиваются с доломитами, зеленовато-серыми мергелями, мелко-среднезернистыми известковыми песчаниками серого и желтовато-серого цвета, алевролитами и аргиллитами.

Верхний отдел девона включает ойдановскую, кохайскую и тубин-скую свиты. Ойдановская свита залегает на бейских отложениях и перекрывается кохайской свитой, породы которой легко выветриваются, поэтому к ней обычно приурочены понижения рельефа, иногда занятые озёрами (Пар-начев и др., 1992). Ойдановская свита сложена краеноцветными отложениями: красно-коричневыми и розовато-красными слоистыми алевролитами, аргиллитами, иногда гравелитами. Кохайская свита представлена сероцветными, серо-зелеными алевролитами и аргиллитами с тонкими прослойками песчаников, мергелей и известняков.

Породы тубинской свиты, залегающей на отложениях кохайской свиты, образуют крупные куэсгы. Сложена свита главным образом красноцвет-ными песчаниками континентального генезиса с прослойками алевролитов и аргиллитов, известковых конгломератов и зеленоватых и фиолетовых песчаников.

Группа элювиально-делювиальных пород в зоне красноцветных девонских отложений характеризуется большим количеством окиси Са (1026%), наиболее высоким содержанием М^ (1,7-2,83%) и низким - фосфора (0,09-014%) (Градобоев, 1954). Эта же группа пород часто содержит легкорастворимые соли (до 2%) с преобладанием в их составе сульфатов, которые обогащают грунтовые воды и нередко оказывают влияние на почвообразование (Ливеровский, 1974). Для группы лёссовидных пород, по данным Н.Д. Градобоева (1954), характерно высокое содержание окиси кремния (5765%), полуторных окислов (17,5-26,3%) и фосфора (0,12-0,16%).

В настоящее время происходит переотложение пород на междуречьях, завершается формирование покровных четвертичных отложений (Мист-рюков, 1991). Особую группу среди них составляют отложения минерализованных озёр, которые представлены черными илами (лечебными грязями) с пластами солей, песком, гравием, мелкой галькой, исходным материалом для которых явились вмещающие породы.

На продуктах выветривания горных пород в зависимости от биоклиматических условий образуются и развиваются почвы разной мощности и состава. На коренных породах проявляется лишь первичный процесс почвообразования. В условиях равнинного и холмисто-сопочного рельефа Чулы-мо-Енисейской котловины в местах выхода на дневную поверхность девонских и пермокарбоновых отложений, почвообразование протекает на элювии этих пород.

Почвообразующие породы, как и рельеф территории, оказывают значительное влияние на формирование почвенного покрова, на интенсивность почвообразования и свойства почв. Почвы, сформированные на разных породах, но в одинаковых климатических условиях, имеют типовые особенности.

Климат. Климатические условия на протяжении плейстоцен-голоценового времени не оставались постоянными. В начале плейстоцена климат был теплее современного. Позднее увеличилась влажность и произошло похолодание климата, в силу чего сократились площади степных ландшафтов. Однако в эпохи оледенений площади степей вновь расширялись, поскольку максимум оледенения совпадал с увеличением сухости климата. Особенно широкое распространение криоксерических степей было в период сартанского оледенения. Во время расширения площадей степных формаций происходило ослабление эрозионных процессов. Аридизация климата и повышение температур обусловило деградацию ледников, но не

привело к обводнению территории, однако в Минусинских впадинах в это время существовали многочисленные озера (Палеогеография, Т.4, 1975). В целом климатические условия последнего сартанского (вюрмского) оледенения обусловили промораживание грунта, формирование открытых безлесных ландшафтов, так называемых криоаридных степей (Волковинцер, 1978). Интенсивные ветры в условиях холодного, сухого климата, особенно резко выраженного в заключительные фазы периодов оледенений, в сочетании со слабым развитием травяного покрова способствовали дефляционным процессам, аккумуляции лёссовидных отложений.

Характеристика голоцена с точки зрения изменения климатических условий приводится с использованием материалов П1.Д. Хисматулина (1988), Г.А. Воробьевой (1988), А.Ф. Ямских и др. (1981), A.B. Шнитникова (1950, 1957), Г.Ю. Зубаревой (1987) и других исследователей. В голоцене климат изменялся по схеме: потепление - термический максимум - похолодание. В конце фазы потепления климат на рассматриваемой территории был сухой и теплый, следствием чего явилось широкое развитие черноземо-образования. На протяжении голоцена этапы значительных похолоданий для Забайкалья зафиксированы в виде следов криогенных процессов в пребо-реале, бореале и суббореале, причем в пребореале и бореале - с повышенной влажностью (Воробьева, 1988). Во время фазы термического максимума климат был теплым и влажным. По мнению Ш.Д. Хисматулина (1988), это обусловило олуговение ранее сформировавшихся черноземов. После голо-ценового оптимума наблюдалась тенденция к аридизации и похолоданию. Изменение климата в сторону уменьшения увлажненности, по данным А.Ф. Ямских с соавторами (1981), произошло около 6 тыс. лет назад, о чем свидетельствует резкая смена растительности. Время начала увлажнения соответствует, по A.B. Шнитникову (1957), стадии горного оледенения гшнитц, максимум которого был 5,7 тыс. лет назад. Тенденция изменения климата в

сторону увеличения увлажнения продолжалась еще длительное время с постепенным его нарастанием. Позднее снова происходит снижение увлажненности, о чем свидетельствует резкий спад пыльцы ели (с 23 до 11%), некоторое уменьшение пихты (с 7-8 до 6%) и возрастание роли сосны (50%) (Ямских и др., 1981). Во второй половине атлантического периода наступила аридизация климата, а в конце его климатическая обстановка была подобна субатлантическому периоду, включая и современную эпоху (Ямских и др., 1981).

Современный климат характеризуется континентальностъю. Основной причиной формирования здесь континентального климата являются местоположение исследуемой территории в центре Азиатского материка в Алтае-Саянской горной системе, большое удаление от морей и океанов, а также наличие высоких горных хребтов, окружающих межгорный прогиб с трех сторон. Окружающие горные хребты видоизменяют направление воздушных потоков и перераспределяют приносимые ими осадки. Все эти причины обусловили своеобразие климатической обстановки межгорной впадины: большие годовые и суточные амплитуды колебания температуры, малое количество осадков, большую сухость воздуха, длительный период с ясными днями, сильные ветры и т. п. Г.Б. Гавлина (1954) отмечает, что внутри Минусинского межгорного прогиба скапливаются стекающие с гор массы воздуха, что приводит летом к более сильному прогреванию его, а зимой - к переохлаждению. В то же время, влажные западные и юго-западные воздушные массы, преодолевая высокогорные системы Кузнецкого Алатау и Западного Саяна, оставляют содержащуюся в них влагу на западных склонах гор. Спускаясь по их восточным склонам, эти воздушные массы, потеряв влагу, попадают на дно впадины в виде нагретых сухих ветров - фенов, оказывающих иссушающее действие.

Степная зона, к которой относится исследуемая территория, выделяется резко континентальным климатом с очень холодной зимой и жарким летом, сухостью и недостатком атмосферных осадков. Для неё характерны значительные колебания температур от месяца к месяцу (особенно при переходе от весны к лету и от осени к зиме), от одного дня к другому и в течение суток. Резкий контраст температур, а также незначительная мощность снежного покрова, не обеспечивающая даже полного покрытия территории в течение зимы, приводит к дезинтеграции горных пород и интенсивному физическому выветриванию.

Г.Б. Гавлина (1954 а, б) отмечает непостоянство и неустойчивость температуры и других элементов климата, которые подвергаются сильным колебаниям по годам. По среднегодовым температурам воздуха территория неоднородна: от минус 1,5°С на востоке Чулымо-Енисейской котловины до 0,1 °С - на юго-западе. Средние температуры июля составляют 17-18°С, максимальные температуры достигают 35°С. Средняя температура самого холодного месяца - января - равна минус 19-21°С. Годовые амплитуды по средним месячным температурам воздуха в степи равны 38-40°. Годовая амплитуда колебаний максимальных и минимальных температур достигает 78-88°. Продолжительность вегетационного периода (с температурами выше +5°С ) зависит от характера рельефа и высоты местности и составляет 147154 дня, безморозного - 98-105 дней. Продолжительность периода с температурой выше +10°С составляет 110-125 дней.

На длительность вегетационного и безморозного периодов оказывают влияние отепляющее действие крупных озёр и рельеф. Так, в замкнутых понижениях и долинах рек, где холодный воздух застаивается, первые заморозки начинаются раньше, а последние заканчиваются позже, чем на равнинах и склонах в условиях хорошего стока воздуха. Температурные условия

региона приводят к тому, что почвы степной зоны в холодное время года сильно охлаждаются и быстро промерзают, т.к. сформированы они обычно на каменистомелкозёмисгых и лёгких по гранулометрическому составу породах. Длительное ежегодное пребывание почв в мерзлом состоянии является фактором, определяющим наряду с другими течение почвенных процессов (Макеев, 1974; Макеев и др., 1964). Процессы криогенного перераспределения веществ в почвенном профиле не выражены, т.к. увлажненность почв рассматриваемой территории очень мала и количество образующегося льда незначительно. В таких условиях формируется так называемая сухая или рыхлая мерзлота (Волковинцер, 1975). Промерзание или протаивание почв холодных аридных районов не влечёт за собой явлений криотурбации, солифлюкции, тиксотропии, плывунности и т. п., т.к. этим почвам свойственна высокая порозность и малая водонасыщенность.

Открытость поверхности почв в степной зоне приводит к тому, что они быстро оттаивают и отогреваются. Это в свою очередь даёт возможность поглощаться значительному количеству тепла. В ноябре и декабре почва промерзает до глубины 0,5 м, в январе и феврале - до 1 м, в конце марта и в апреле, когда верхние слои почвы (до 0,5 м) начинают оттаивать, отрицательные температуры проникают на глубину до 1,6 м. Температура почвы выше +10°С на глубине 20 см устанавливается в течение первой декады мая. В течение июля температура поверхностных горизонтов достигает 16-20°С, а на глубине 160 см она колеблется от 0 до 6°С (Коляго,1971). В период с мая по октябрь все горизонты почвы имеют положительные температуры.

Кроме температурных, условием, определяющим направление почвообразовательного процесса, является уровень атмосферных осадков. Среднегодовое количество осадков колеблется значительно: в западной части Чулымо-Енисейской котловины, расположенной с подветренной стороны

Кузнецкого Алатау, оно составляет около 250 мм; тогда как к востоку увеличивается до 360-380 мм. Максимум осадков (50-60%) наблюдается в летний период. Неравномерное распределение осадков в течение года способствует тому, что большую часть времени рыхлый верхний слой почвы остается сухим и может легко переноситься ветром, особенно на распаханных территориях. Не только ветер, но и атмосферные осадки, минерализация которых достигает 80г/л и обусловливается сильной ветровой эрозией (в особенности раздуванием солевых корок солончаков и высыхающих озёр), участвуют в перераспределении солей. Выяснено, что атмосферные воды по составу бывают или гидрокарбонатно-натриевыми или гидрокарбонатно-калиевыми (Природные режимы..., 1976).

Черноземы Чулымо-Енисейской впадины имеют периодически промывной тип водного режима, что обусловливается значительной долей осадков в летний период в виде дождей и хорошей водопроницаемостью почвообразующих пород, вследствие высокой их каменистости и щебнисто-сти. Сквозное промачивание почвенной толщи, характерное не только для Хакасии, но и для котловинных степных почв Тувы, Забайкалья, Монголии и других областей Центрально-азиатской фации, происходит примерно один раз в 5-6 лет (Почвенный покров...,1984). Ю.А. Ливеровский (1974) обращает внимание на значительные вариации в количестве выпадающих осадков по годам: из трех лет один является засушливым, и количество осадков тогда уменьшается до 160 мм. При сопоставлении испарения с количеством атмосферных осадков видно, что испаряемость в теплый период превышает в 2 и более раз количество выпадающих осадков, которые, как известно, являются одним из источников почвенной влаги.

Снежный покров, составляющий 15-20 см, отличается большой неустойчивостью, вследствие сильных ветров, которые часто обнажают поверхность почвы, снося снег с открытых мест и возвышенностей, что приводит к

сильному охлаждению и глубокому промерзанию почвы, а это в свою очередь следует отнести к явлениям, сдерживающим развитие почвенного покрова. Запасы воды в снеге в степях очень малы, хотя и находятся в зависимости от высоты местности, защищенности снежного покрова и расчленённости территории (Чижикова, 1974). Таяние снега происходит очень быстро и раньше полного оттаивания почвы, поэтому талые воды по её поверхности и мёрзлым горизонтам поступают в понижения рельефа. Одновременно переносятся значительные количества легкорастворимых соединений, в том числе и солей, накопившихся в верхних горизонтах полугидроморфных и гидроморфных почв в период лешего их иссушения. Таким образом, совершается перераспределение веществ внутри ландшафта. Засушливый климат и распространение морских осадочных пород способствуют широкому развитию процессов засоления грунтовых вод (Природные режимы...,1976).

В заключение, обобщая характеристики климата степной зоны Минусинского межгорного прогиба, необходимо подчеркнуть, что он имеет как положительные, так и отрицательные черты. К первым Г.Б. Гавлина (1954) относит достаточно большое количество тепла и солнечного света, ко вторым — засушливость и сильные ветры, почти непрерывно дующие весной и осенью и резко снижающие относительную влажность воздуха и иссушающие почву. В районах с преобладанием почв легкого гранулометрического состава эти ветры приводят к эрозии, выдувая мелкозем, сдувают пахотный горизонт и заносят посевы песком. В результате низких зимних температур, сильного переохлаждения верхних горизонтов, а также сухости и ветренно-сти весенних месяцев гумусовый горизонт черноземов сильно обезвоживается, что, вероятно, не может не влиять на процессы, протекающие в почвах.

Приводим основные характеристики климата района наших исследований по данным ряда метеостанций (табл. 1-4).

Средние месячные и годовые температуры воздуха (С°) и количество атмосферных осадков (мм) (Справочник по климату

СССР, 1967,1969)

Температура Осадки

Месяц Метеостанция Месяц Метеостанция

Шира Хакасская Шира Хакасская Уйбат

Январь -18,8 -21,5 Январь 5 5 4

Февраль -17,8 -20,0 Февраль 5 5 4

Март -10,0 -10,6 Март 5 5 4

Апрель -0,7 2,1 Апрель 15 10 8

Май 8,6 10,0 Май 27 31 18

Июнь 14,8 16,5 Июнь 54 51 52

Июль 17,6 19,4 Июль 77 61 66

Август 14,9 16,6 Август 61 54 47

Сентябрь 8,7 9,9 Сентябрь 34 38 22

Октябрь 1,2 1,2 Октябрь 12 21 8

Ноябрь -9,7 -10,0 Ноябрь И 10 7

Декабрь -16,6 -18,4 Декабрь 6 9 5

За год -0,5 -0,4 Средняя X за год 312 300 245

Абс. ми- -49 -50 Средняя X за 32 34 24

нимум период Х1-Ш

Абс.мак- 36 36 Средняя X за 280 266 221

симум период 1У-Х

Высота 458 254 Средняя вы- 15 13 9

надур. сота снежно-

моря го покрова,см

Коэффициент увлажнения по Н.Н.Иванову и баланс влаги (Чижикова, 1976)

Метеостанция Май Июнь Июль За год Баланс влаги за год, мм

Степной пояс

Шира 0,3 0,5 0,8 0,6 -197

Буденновская 0,4 0,6 0,9 0,7 -146

Хакасская 0,4 0,5 0.6 0,5 -244

Абакан 0,4 0,5 0,6 0,5 -230

Уйбат од 0,5 0,7 0,5 -250

Очуры 0,4 0,6 0,8 0,8 -109

Бея 0,5 0,8 0,9 0,7 -124

Таблица 3

Осадки по периодам года (Чижикова, 1976)

Метеостанция У-У1 УП Теплый период (1У-Х) Хол( пе! (X] эдный )ИОД [-Ш) За год, мм

мм % от X за год мм %от X за год мм % от X за год мм % от X за год

Шира (ж.-д. ст) 91 29 82 26 280 90 32 10 312

Шира (курорт) 80 28 72 25 251 86 32 14 283

Буденновская 96 28 87 25 301 90 35 10 336

Хакасская 94 31 65 22 266 89 34 11 300

Абакан (город) 91 31 63 21 258 86 37 12 295

Уйбат 78 32 71 29 221 90 24 10 245

Усть-Кальская 107 32 78 24 294 89 37 11 331

Очуры 121 29 87 21 348 84 66 16 414

Бея 118 31 86 22 329 86 53 14 382

Таблица 4

Гидротермические характеристики тепло- и влагообеспеченности

территории (Чижикова, 1976)

Показатель Высота над уровнем моря, м

600-400 400-200

Степь

настоящая сухая

Радиационный баланс, ккал/см2 (V-IX) 28,0-31,5 31,5-35,0

Затраты тепла на испарение, ккал/см2 (V-IX) 18,4-20,3 20,3-22,3

Турбулентный теплообмен, ккал/см2 (V-IX) 8,0-9,5 9,5-11,0

Сумма температур выше 10°С 1550-1800 1800

Годовое количество осадков, мм 350-300 300-250

Испаряемость за год, мм 450-500 500-550

Коэффициент увлажнения (по H.H. Иванову) 0,7-0,6 0,6-0,5

Растительный покров. Характер растительного покрова Чулымо-Енисейской котловины, как и всего Минусинского межгорного прогиба, позволяет отнести эту территорию к Алтае-Саянской геоботанической области. В целом этой области присуще сочетание высоких горных хребтов с межгорными депрессиями, а также ясно выраженная высотная поясность.

Межгорные депрессии южной Сибири были заняты степной растительностью с конца плиоцена (Соболевская, 1946; Куминова, Вандакурова, 1949; Ревердатто, 1954, 1964; Волкова и др., 1979). Ледниковой и межледниковой эпохе четвертичного периода соответствует криоксерофилизация плиоценовой степной флоры в контакте с флорой альпийского пояса. С конца плейстоцена и на протяжении голоцена (10-12 тыс. лет) значительных изменений флоры и растительности, по мнению В.Г. Волковой с соавторами (1979), не наблюдалось, и растительный покров имел в целом характер, аналогичный современному, хотя колебания климатических показателей в этот период обусловливали изменение состояния растительности. Так, примерно 5 тысяч лет назад, произошел «поворот» климата от более сухого и теплого к более влажному и прохладному (Шнитников, 1957), что способствовало возрастанию участия лугово-степных и луговых элементов в степной флоре и некоторому усилению позиций лесостепной зоны (Волкова и др.,1979).

В настоящее время в Хакасии выделяют следующие пояса растительности: степной, горно-таёжный (горно-лесной) и высокогорный лугово-тундровый. Переходный лесостепной пояс не имеет сплошного протяжения, а распространен изолированными островами. Котловины степных сообществ представлены опустыненными, настоящими и луговыми степями

На почвах легкого гранулометрического состава и на эродированных склонах как следствие пастбищной дигрессии, развиваются полынные степи, которые характеризуются злаково-полынными и осочково-полынными ассоциациями (Куминова и др.,1976).

Ковыльные степи представлены ковыльными, злаково-ковыльными, полынно-ковыльными и вострецово-ковыльными ассоциациями, в то время как переходные злаково-ковыльные степи характеризуются сочетанием ковыля с мелкодерновинными степными злаками. По долинам рек, вследствие повышенного увлажнения, развивается растительность лугового типа.

В озерных котловинах вдоль береговой линии распространены солончаковые луга - полевицевые, ячменевые, бескильницевые - с эдифика-торами Agrostis alba, Hordeum brevisubulatum, Puccinellia tenufflora. На солончаковых почвах с большой концентрацией солей на поверхности подобные растительные формации сменяются солянками. Солончаковая растительность представлена солеросовыми и солеросово-сведовыми группировками.

Растительный покров исследованных озёрных котловин подчиняется микрокольцевой зональности. Нижний пояс, приуроченный к береговой линии минерализованных озёр, занят галофитными лугами, а также разнотравно-луговыми степями, представленными пострелово-ирисовой и осочково-мятликово-ирисовой ассоциациями, средний - представлен настоящими мелко- и крупнодерновинными степями. Верхний пояс, приуроченный к водораздельной линии и каменистым почвам, представлен чаще каменистой степью с участием остролодочника.

Характер растительного покрова степной зоны Хакасии на протяжении последних тысячелетий существенно не изменялся.

В современной степной флоре сохранился ряд видов, представляющих основные этапы формирования степей, начиная с самого отдаленного прошлого - конца третичного периода. В их числе В.Г. Волкова с соавторами (1979) называет реликты древних плиоценовых степей: остролодочник заключающий, астрагал Палибина, копеечник Минусинский, цимбария даурская, эфедра, селитрянка сибирская, вьюнок Аммана и др., В составе современной флоры имеются свидетели ледниковой эпохи - гляциально-

альпийские реликты, типичные высокогорно-альпийские растения, которые в своё время были вытеснены ледником в нижележащие пояса, в том числе кобрезия нитевиднолистная, звездчатка скальная, камнеломка проломнико-вая, дриада восьмилепестная. В период оледенения целый ряд видов, называемых теперь перигляциально-степными реликтами, мигрировал с каменистых склонов гор в степные котловины. Среди них хамеродос прямостоячий, желтушник алтайский, проломник шерстистолистый, осока низкая, овсец пустынный, мятлик степной и др. (Соболевская, 1946; Черепнин, 1953). Степи на склонах отличаются от плакоров большей ксерофитизацией на инсолируемых склонах и мезофитизацией на затенённых.

Почвенный покров. Пестрота почвенного покрова исследуемой территории обусловливается сложным сочетанием охарактеризованных выше факторов почвообразования.

Явных реликтовых признаков в профиле современных автоморфных почв Чулымо-Енисейской впадины, как правило, не обнаруживается, тогда как почвы подчиненных ландшафтов зачастую имеют четко выраженные реликтовые гумусовые горизонты или прослои. Древний почвенный покров (третичный и четвертичный) не мог сохраниться, так как данный регион интенсивно подвергался процессам эрозии и препарирования рельефа, что приводило к сносу верхних горизонтов, вовлечению в почвообразование более нижних слоев почвообразующих пород, а также к переотложению сносимого материала в пониженных участках рельефа.

В развитии почвенного покрова Хакасии выделяются определенные этапы: на протяжении четвертичного периода он представлял степные ландшафты, в послеледниковье -лугово-степные (Волкова и др., 1979). Холодные климатические условия последнего сартанского оледенения обусловили формирование, так называемых, тундро-степей. В послеледниковое время, по мнению В.Г. Волковой с соавторами (1979), тундрово-болотные и

лугово-солончаковые почвы эволюционировали в южные черноземы, каштановые почвы и солонцы.

Палеогеоморфологические условия за короткое послеледниковое время (10-12 тыс. лет) изменились незначительно. К началу голоцена растительность Хакасии уже была подобна современной, а почвы развивались по степному типу почвообразования (Растительный покров..., 1976). По данным З.А. Савостьяновой и В.Д. Нащекина (1974), последние 2100-2200 лет авто-морфные почвы Ширинской степи формировались по степному черноземному типу, причем изменение условий соответствовало смене видов обыкновенных и южных черноземов от малогумусных до среднегумусных.

Характер почвенного покрова озёрных котловин Чулымо-Енисейской впадины обусловлен жёсткими условиями выветривания горных пород, кратковременностью периода почвообразования в годичном цикле, неглубоким проникновением внутрипочвенного выветривания в осадочную толщу (Гладков, 1985). Характерными особенностями его является преобладание почв легкого гранулометрического состава, карбонатность всех почвенных образований, наличие засоленных почв. В прибрежной части озёр встречаются почвы с погребёнными горизонтами, указывающими на изменчивость условий и смену типов почвообразования на протяжении истории их развития.

Главной отличительной особенностью почвенного покрова является неоднородность и маломощность составляющих его почв. В течение последних десятков тысяч лет на исследуемой территории активно проявляются денудационные процессы, и снижение поверхности на 100-200 м (Иван-кин, 1979).

В пределах водосборных площадей озёр Белё, Туе, Фыркал, Шунет и других почвенный покров состоит из комбинаций, ташетов, мозаик и сочетаний (Танзыбаев, 1993). В пределах озёрных котловин происходит быстрая

смена растительного и почвенного покрова, обусловленная изменением геоморфологического уровня и сменой поясов увлажнения: по мере удаления от уреза воды образуются почвы гидроморфного, полугидроморфного и ксероморфного ряда (Танзыбаев, Каллас, 1996). Пульсирующий характер обводнения озёр приводит к тому, что профиль почв может формироваться в процессе смены различных фаз увлажнения. В строении почвенного покрова отмечаются элементы кольцевой зональности. Вдоль береговой линии озёр узкой полосой простираются гидроморфные почвы - лугово-болотные, луговые и аллювиальные дерновые насыщенные слоистые примитивные на погребенных лугово-болотных и иловато-болотных почвах, которые сменяются солончаковыми почвами и солончаками гидроморфного типа. В прибрежной части некоторых озёр (оз. Утичьи-2, оз. Утичьи-3) встречаются полугидроморфные почвы - лугово-чернозёмные. На повышенных формах рельефа формируются почвы автоморфного ряда - чернозёмы южные и обыкновенные. Почвенный покров водораздела, приуроченного к верхним частям склонов озёрных котловин, где обнажаются плотные коренные породы, спорадический и представлен, главным образом, каменистыми или сильно щебнистыми неполноразвитыми почвами.

В рамках почвенных типов, как правило, встречается достаточно большое разнообразие почв по гранулометрическому составу, по мощности гумусового горизонта и содержанию гумуса, по характеру почвообразую-щих пород. Среди солончаков выявлены разные роды по химизму засоления- имеют место как сульфатно-хлоридные (оз. Белё), так и хлоридно-сульфатные (оз. Туе, оз. Фыркал, оз. Шунет) солончаки. Почвы содового засоления отличаются очень ограниченным распространением (оз. Слабительное). Луговые и лугово-болотные почвы также часто обнаруживают признаки засоления (Танзыбаев, Каллас, Шамшаева, 1996). В этих почвах нередко встречаются погребенные гумусовые и торфяные горизонты, обра-

зование которых, вероятно, связано с изменением обводнённости и пульсацией зеркала озёр в результате смен гидротермических процессов, зависящих от циклических колебаний климата. Так, по данным Л.И. Прасолова (1914), Угичьи озера в 1910 году были полностью пересохшими. В этот период были видны: дно озера, покрытое коркой солей; серый и белый солончаки с редкими солянками; солончак с густыми солянками и зеленый луг, на котором в разрезе отчетливо прослеживалась торфянисто-глеевая почва. Судя по присутствию на озерах Утичье-2 и Утичье-3 тростников и луговых трав, Л.И. Прасолов делает вывод о невысокой степени их засоления. На непостоянный уровень воды в озерах указывали и другие исследователи (Озера Хакасии..., 1976; Нежиховский, 1988; Мистрюков, 1991; Жемчужина Хакасии, 1998; и др.). Имеются данные о поднятии уровня воды в озере Шира, которое составило в период с 1934 по 1973 год 6 метров. Такая же тенденция наблюдалась и в озере Белё. Только за один год (1972-1973) уровень воды в этом озере поднялся примерно на 1 метр. Если судить по террасам, образованным прибрежной волной, то в прошлом уровень воды в озере Белё был на 5-7м выше современного (Озера Хакасии..., 1976). В настоящее время, по A.A. Мистрюкову (1991), почти все озёра Хакасии имеют признаки заболачивания и усыхания. Все это изменяет экологические условия формирования почв береговых линий и накладывает свои отпечатки на их гумусовый профиль.

В пределах чернозёмного типа на территории озёрных котловин наибольшее распространение имеют чернозёмы южные, среди которых преобладают маломощные с гумусовым горизонтом менее 30 см (Танзыбаев, 1993). По содержанию гумуса выделены малогумусные (менее 6%), средне-гумусные (7-10%) и тучные (более 10%). Абсолютно преобладают мало- и среднегумусные маломощные чернозёмы южные, которые составляют фон степной зоны Чулымо-Енисейской котловины. Реже встречающиеся черно-

зёмы обыкновенные характеризуются, главным образом, как среднегумус-ные и высокогумусные маломощные и среднемощные. Многогумусные черноземы имеют ограниченное распространение и приурочены к относительно лучше увлажняемым местам под более сомкнутыми разнотравно-злаковыми ассоциациями (Танзыбаев, Каллас, Соловьева, 1997). Для всех почв исследуемой территории, за редким исключением, характерен легко- и среднесуг-линистый гранулометрический состав, щебнистость профиля, низкая величина катионного обмена, высокая карбонатность, щелочная реакция почвенного раствора (Танзыбаев, 1975, 1976, 1979, 1993; Танзыбаев, Перфильева, 1978, 1982; Танзыбаев, Кривошеев, 1979; Спирина, Танзыбаев, 1984). Физико-химические и физические свойства обусловливают низкую эрозионную и дефляционную стойкость почв, усугубляющуюся значительной рас-паханностыо данной территории. Пахотные черноземы в значительной степени подвергаются выдуванию и смыву. В целях сохранения этих почв необходимо резко сократить на них сельскохозяйственную деятельность, а при возможности вывести их из хозяйственного оборота, поскольку сохранность почвы, в свою очередь, во многом определяет устойчивость экосистем.

Таким образом, ведущими факторами в характере и направлении почвообразовательного процесса на данной территории являются её положение в центре Евразии, специфика рельефа, особенности растительного покрова и почвообразующих пород, а также своеобразие климата, сложными сочетаниями которых обусловливается разнообразие почв и большая пестрота почвенного покрова.

Заключение диссертации по теме «Почвоведение», Каллас, Елена Витальевна

выводы

1. Для большинства почв, формирующихся в озерных котловинах Чулымо-Енисейской впадины, независимо от геоморфологического положения и литогенной основы, характерна общая основная направленность гуму-сообразования и соответственно формирования гумусового профиля почв. Она заключается в преобладании гуминовых кислот над фульвокиелотами в верхних и реликтовых гумусовых слоях, доминировании в составе гуминовых кислот гуматов кальция, а также характерными для каждого из типов тенденциями изменения внутри профиля основных компонентов, хотя и осложненными тем, что почвы в своем развитии могли проходить не одну стадию при разном сочетании условий гумусо- и почвообразования.

2. Гумусовые профили почв в озерных котловинах Чулымо-Енисейской впадины изменяются согласно микрокольцевой зональности, обусловленной изменением геоморфологического уровня и сменой поясов увлажнения от береговой линии к водоразделу, что совпадает с зональностью распределения почв в котловинах.

3. Почвообразующие породы различного генезиса и состава не оказывает существенного влияния на соотношение основных компонентов гумуса почв, сформированных в одинаковых геоморфологических условиях, что дает полагать, что это соотношение климатогенно обусловлено.

4. Особенности характеристик гумусовых профилей почв озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины позволяют выделить моногенетич-ные почвы, которые на протяжении истории своего развития прошли одну стадию почвообразования, моногенетичные с полифазными гумусовыми и иными горизонтами, прошедшие одну стадию, но осложненную колебаниями увлажнения, и полигенетичные почвы, в гумусовых профилях которых имеются признаки былых стадий гумусо- и почвообразования

5. Отсутствие явно выраженных морфологических признаков в почвенном профиле иных, чем современная, стадий почвообразования, но наличие таковых в гумусовом профиле, позволяет считать последний более рефлекторным по отношению к изменениям окружающей среды, чем почвенный профиль.

6. Автоморфные почвы, в которых отсутствуют какие-либо признаки других стадий почвообразования, часто характеризуются гумусовым профилем с неоднородным гумусовым горизонтом, отражающим смену фаз гуму-сообразования, что связано с флуктуациями характеристик климата. Более сложным строением гумусового профиля характеризуются почвы полугид-роморфного и гидроморфного ряда, история формирования которых осложнена пульсирующим характером уровня обводненности озерных котловин и, соответственно, сменой (сдвигом) поясов увлажнения. Можно полагать, что эти почвы прошли в своем развитии более одной стадии гумусо- и почвообразования. При этом условия формирования реликтовых гумусовых гори-зонтов(слоев) отличались от современных неодинаково, но как правило, гумус формировался в более теплых и неоднозначных по увлажнению условиях.

Список литературы диссертационного исследования кандидат биологических наук Каллас, Елена Витальевна, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

Агрохимические методы исследования почв - М.: Наука.-1975.-450с.

Александрова Л.Н. Органическое вещество почвы и процессы его трансформации. Л.: Наука - 1980 - 288 с.

Александровский А.Л. Эволюция почв Восточно-Европейской равнины в голоцене. - М.: Наука - 1983- 150 с.

Александровский А.Л. Эволюция почвенного покрова Русской равнины в голоцене // Почвоведение.-!995.- №3- С.290-297.

Александровский А.Л. Отражение природной среды в почве. // Почвоведение, 1996,- №3.- С.277-287.

Алтае-Саянская горная область. М.: Наука - 1969- 415 с.

Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв - М.: Изд-во Моск. ун-та - 1970.- 487 с.

Большее H.H. Генезис обыкновенных черноземов Приуйской части Западно-Сибирской низменности. // Почвоведение, 1947, №11- С.660-668.

Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийно-катастрофическая модель - Томск: Изд-во Том. ун-та-1993.-253 с.

Ваксман С.А. Гумус: Происхождение, химический состав и значение его в природе. - М.: Сельхозгиз - 1937. -471с.

Волкова В.Г., Кочуров Б.И., Хакимзянова Ф.И. Современное состояние степей Минусинской котловины.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние-1919.- 94 с.

Волковинцер В.И. О почвообразовании в степных котловинах юга Сибири. // Почвоведение - 1969- №8- С.3-11.

Волковинцер В.И. Особенности гумусообразования в степных почвах экстраконтинентальных районов Сибири // Гумус и его роль в почвообразовании и плодородии. Л - 1973 - С.39-40.

Волковинцер В.И. Специфика степного почвообразования в экстремальных климатических условиях. // Почвенный криогенез и мелиорация мерзлотных и холодных почв - М.: Наука - 1975- С.91-94.

Волковинцер В.И. Почвообразующие породы й характер выветривания в холодных аридных районах азиатской части СССР. // Исследование почв Сибири. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,- 1977 - С.29-44.

Волковинцер В.И. Степные криоаридные почвы - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,- 1978,- 208 с.

Воробьева Г.А. Возраст почв Прибайкалья. // Естественная и антропогенная эволюция почв. Сб. науч. тр.- Пущино - 1988,- С. 74-82.

Воскресенский С.С. Геоморфология Сибири.-М.: Изд-во МГУ-1962,- 352 с.

Гавлина Г.Б. Климат Хакасии. // Природные условия и сельское хозяйство Хакасской автономной области - М - 1954а - С. 21-29.

Гавлина Г.Б. Климат Минусинской впадины. // Труды ЮжноЕнисейской комплексной экспедиции. Вып. 3 - М.: Изд-во АН СССР,-19546,-С.5-70.

Гаджиев И.М. Эволюция почв южной тайги Западной Сибири,- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние - 1982 - 270 с.

Геология и полезные ископаемые северной Хакасии (Путеводитель по учебному геологическому полигону вузов Сибири) / Под ред. В.П.Парначева,- Томск: Изд-во Томского ун-та - 1998- 172 с.

Герасимов И.П. Генетические, географические и исторические проблемы современного почвоведения,-М.: Наука,- 1976,- 298 с.

Гладков A.A. Особенности почвообразования в Баргузинской котловине. //Почвоведение,- 1985,- №3,- С. 20-28.

Градобоев Н.Д. Природные условия и почвенный покров левобережной части Минусинской впадины. // Почвы Минусинской впадины- М.: Изд-во АН СССР,- 1954а,- С. 7-79.

Градобоев Н.Д. Почвы Хакасии и пути повышения их плодородия. // Природные условия и сельское хозяйство Хакасской автономной области.-М,- 19546,- С.30-47.

Градобоев Н.Д. Состав гумуса почв Хакасии // Тр. Томского ун-та,-1954в.-Т. 130 - С.15-22.

Гричук В.П. Время накопления минерального субстрата современных черноземных почв. // Изв. АН СССР. Сер. геогр,- 1971.-№1.

Гришина JI.A. Гумусообразование и гумусное состояние почв. - М.: Изд-во МГУ,- 1986,- 242 с.

Дергачева М.И. Органическое вещество почв: статика и динамика. -Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние- 1984 - 155 с.

Дергачева М.И. Система гумусовых веществ почв. Автореф. дисс. ... д-ра биол. наук. / АН СССР. Сиб. отд-ние. Ин-т почвоведения и агрохимии-Новосибирск - 1987- 33 с.

Дергачева М.И. Эколого-генетические особенности гумусообразова-ния. // Генезис, эволюция и география почв Западной Сибири,- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние - 1988а - С.57-73.

Дергачева М.И. Гумус как система. // Агропочвоведение и плодородие почв. Тез. докл. всесоюз. науч. конф,- Л - 19886 - С.4.

Дергачева М.И. Система гумусовых веществ почв. // Методологические и методические аспекты почвоведения.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,- 1988в.-С.36-44.

Дергачева М.И. Система гумусовых веществ почв- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние- 1989 - 110 с.

Дергачева М.И. Эколого-генетическая значимость гумусового профиля почв // Роль органического вещества в формировании почв и их плодородия. Науч. Тр.-М - 1990,- С.19-27.

Дергачева М.И. Археологическое почвоведение - Новосибирск: Изд-во СО РАН.- 1997а,- 228 с.

Дергачева М.И. Отражение эволюции природной среды в гумусовых профилях почв. // Степи Евразии: сохранение природного разнообразия и мониторинг состояния экосистем. Материалы международного симпозиума,- Оренбург,- 19976,- С.130-131.

Динесман Л.Г. Биогеоценозы степей в голоцене. М.: Наука,- 1977160 с.

Жемчужина Хакасии (Природный комплекс Ширинского района).-Абакан: Изд-во Хакасского госуд. ун-та им. Н.Ф.Катанова.-1998.-180 с.

Зубарева Г.Ю. Изменения палеоклимата Южно-Минусинской котловины в позднем голоцене //Палеогеография Средней Сибири. Сб. науч. тр-Красноярск.- 1987.-С.41-49.

Йванкин Г.А. Физико-геологический очерк района геологических практик (Хакасия).- Томск: Изд-во Том. ун-та - 1979 - 92 с.

Иванов И.В. Эволюция почв степной зоны в голоцене.- М.: Наука-1992,- 144 с.

Каллас Е.В., Соловьева Т.П. Разнообразие гумусовых профилей степных почв Чулымо-Енисейской впадины как отражение истории их формирования. // Степи Евразии: сохранение природного разнообразия и мониторинг состояния экосистем. Материалы международного симпозиума,-Оренбург,- 1997а,-С.133.

Каштас Е.В., Соловьева Т.П. Гумус южных черноземов озерных котловин Чулымо-Енисейской впадины // Природные условия, история и культура Западной Монголии и сопредельных регионов. Тез. докл. III Международ. науч. конф. (24-26 сент. 1997 г., г. Ховд, Монголия). Томск: Изд-во ТГУ.-19976.-С. 34-35.

Каллас Е.В., Соловьева Т.П. Качественный состав гумуса черноземов Ширинской лечебно-оздоровительной зоны // Экология Южной Сибири -2000 год. Материалы Южно-Сибирской регион, науч. конф. студентов и молодых ученых (27-28 нояб. 1997 г., г. Абакан).- Абакан,- 1997в - С.90.

Караваева H.A. Заболачивание и эволюция почв.-М.: Наука-1982-

295 с.

Качинский H.A. Механический и микроагрегатный состав почвы, методы его изучения - М - 1958 - 192 с.

Кинд Н.В. Палеоклиматы и природная среда голоцена. // История биогеоценозов СССР в голоцене. - М.: Наука - 1976 - С.5-13.

Клеменц Д.А. Соленые озера Минусинского и Ачинского округов и девонские отложения в верхнем Енисее // Изв. Вост.-Сиб. отд. ИРГО.-1882-№3.-с. 153-175.

Климанов В.А. Климат Северной Евразии в позднеледниковье и голоцене. Автореф. дисс. ... д-ра географ, наук-М - 1996.-46 с.

Ковда В.А. Принципы классификации почв- Труды Сов. секции Междун. ассоц. почвоведов - Т. II.-M.-JL: Сельхозгиз - 1933.

Ковда В.А. Основы учения о почвах. ~ М.: Наука, 1973. - Т.1. -447 е.; Т.2.-467 c.-Nl.-S. 24-33.

Коляго С.А. Почвы левобережной части Минусинской впадины.// Труды Южно-Енисейской экспедиции,- М.: СОПС АН СССР- 1954- вып.З.

Коляго С.А. Почвы лесостепи и степи Минусинской впадины и их агрохимическая характеристика.// Агрохимическая характеристика почв СССР. Средняя Сибирь,-М.: Наука,- 1971.-С.139-180.

Кононова М.М. Проблемы почвенного гумуса и современные задачи его изучения.- М.: Изд-во АН СССР,- 1951.- 390 с.

Кононова М.М. Органическое вещество почвы: его природа, свойства и методы изучения. М.: Изд-во АН СССР - 1963- 314 с.

Кононова М.М. Формирование гумуса в почве и его разложение. // Успехи микробиологии - 1976 - №11- С.134-151.

Кочуров Б.И. Южные черноземы Минусинской котловины // Известия Сибирского отд-ния АН СССР, серия биол. наук- 1984- Вып. 3-№18 - С.3-16.

Красеха E.H. Степные катены южного Забайкалья. // Почвенные ресурсы Забайкалья. Сб. науч. тр.-Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние- 1989-С. 12-22.

Кузьмин В.А., Чернегова Л.Г. Гумус основных типов Баргузинской котловины и прилегающих хребтов // Почвоведение-1981- №3- С.35-45.

Куминова A.B., Вандакурова Е.В. Степи Сибири- Новосибирск-1949.- 70 с.

Куминова A.B., Зверева ГЛ., Маскаев Ю.М. и др. Растительный покров Хакасии-Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние - 1976.-423 с.

Ливеровский Ю.А. Почвы СССР. М.: Мысль - 1974.- 462 с.

Лучицкий И.В. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогиба.- М.: Изд-во АН СССР - I960 - 276 с.

Макеев О.В. Проблемы почвенного криогенеза. // Почвенный крио-генез.-М.: Наука,- 1974,- С.7-17.

Макеев О.В., Ивлев A.M., Ильин В.Б., Мартынов В.П. Биогеохимические аспекты генезиса некоторых почв Сибири и Дальнего Востока. // Докл.

сибирских почвоведов к VIII Международному почвенному конгрессу. -Новосибирск.- 1964.-С.7-15.

Методические указания по определению содержания и состава гумуса в почвах (минеральных и торфяных).- Л - 1975 - 105 с.

Мистрюков A.A. Геоморфологическое районирование Назаровско-Минусинской межгорной впадины - Новосибирск: ОИГГМ СО АН СССР,-1991,- 130 с.

Моссаковский A.A. Тектоническое развитие Минусинских впадин и их горного обрамления в докембрии и палеозое- М.: Госгеолтехиздат,-1963.-216 с.

Нежиховский P.A. Наводнения на реках и озерах - Л.: Гидрометеоиз-дат- 1988,- 184 с.

Ногина H.A. Сухостепные почвы Баргузинской котловины. // Почвоведение.- 1956,-№4,- С.59-69.

Ногина H.A. Почвы Забайкалья. М.: Наука - 1964- 314 с.

Ногина H.A. Почвенный покров основных природных зон Моголии,-М.: Наука,- 1978,- 275 с.

Ногина H.A., Евстифеев Ю.Г., Уфимцева К.А. Почвы низкогорных и равнинных степей и пустынь Монголии. //Аридные почвы, их генезис, геохимия, использование,-М.: Наука - 1977,- С.165-195.

Носин В.А. Почвы степных котловин Тувы и ресурсы пахотных земель-Кызыл: Тувкнигоиздат,- 1958 - 12 с.

Носин В.А. Почвы Тувы,- М.: Изд-во АН СССР,- 1963,- 342 с.

Озера Хакассии и их рыбохозяйственное значение- Красноярск,-1976.-206 с.

Оконешникова М.В. Гумус почв аласов Лено-Амгинского междуречья. Автореф. дисс. ... канд. биол наук. - Новосибирск. - 1994. - 16 с.

Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв.-М.: Изд-во МГУ-1974.-333 с.

Орлов Д.С. Биогеохимические принципы и правила гумусообразова-ния. //Почвоведение,- 1988,-№7,-С.83-91.

Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв и общая теория гумификации-М.: Изд-во МГУ.- 1990.- 323 с.

Орлов Д.С., Бирюкова О.Н., Суханова Н.И. Органическое вещество почв Российской Федерации - М.: Наука - 1996- 256 с.

Палеогеография СССР. Т.4.-М.: Недра - 1975,- 204 с.

Панкова H.A. Природа органического вещества некоторых почв Забайкалья // Микроорганизмы и органическое вещество почв. - М - 1961- С. 183-208.

Парначев В.П., Васильев Б.Д., Иванкин Г.А. и др. Геология и полезные ископаемые северной Хакасии (Путеводитель по учебному геологическому полигону вузов Сибири)-Томск - 1992 - 166 с.

Петров Б.Ф. Почвы Алтайско-Саянской области- М.: Изд-во АН СССР.- 1952.- 246 с.

Пономарева В.В. К вопросу о роли растительности в подзолообразовании // Почвоведение.- 1955 - №3- С.1-12.

Пономарева В.В. О географических закономерностях гумусообразо-вания. // Доклады к VI Международному конгрессу почвоведов - М - 1956-С.221-232.

Пономарева В.В. Теория подзолообразовательного процесса - M.-JL: Наука.- 1964,- 379 с.

Пономарева В .В., Плотникова Т.А. Гумус и почвообразование. JL: Наука.- 1980,- 222 с.

Почвенный покров и почвы Монголии. - М.: Наука - 1984- 189 с.

Прасолов Л.И. Почвенно-географический очерк Северо-Западной части Минусинского уезда. // Труды почвенно-ботанических экспедиций. -Ч.1.- 1914 - 130 с.

Природные режимы степей Минусинской котловины - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,- 1976 - 237 с.

Ревердатто В.В. Степи Хакасии. // Изв. ВГО.- 1954,- Т.86, №3,-С.229-240.

Ревердатто В.В. Флора красноярского края - Томск - 1964 - Вып. 2,146 с.

Савостьянова З.А, Нащекин В.Д. К истории почвенного покрова степной зоны Хакасии. // Почвенные условия выращивания защитных насаждений-Красноярск- 1974-С.7-35.

Соболевская К.А. К вопросу о реликтовой флоре восточных склонов Кузнецкого Алатау и Хакасских степей. // Изв. Зап.-Сиб. филиала АН СССР, сер. биол.- 1946-Вып.2,-С.33-40.

Соколов И.А. Почвообразование и время: поликлимаксность и поли-генетичность почв // Почвоведение. -1984- №2 - С. 102-112.

Соколов И.А. Теоретические проблемы генетического почвоведения. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние - 1993- 232 с.

Соколов И.А. Почвообразование и экзогенез.-М.: Почвенный институт имени В.В. Докучаева- 1997- 244 с.

Соколов И.А., Таргульян В.О. Взаимодействие почвы и среды: «почва-память», «почва-момент» // Изучение и освоение природной среды - М.: Наука,-1976.-С.150-165.

Соколов H.H. О возрасте и эволюции почв в связи с возрастом материнских пород и рельефа. // Тр. Почв, ин-та АН СССР - 1932 - Вып.2.

Спирина В.З., Танзыбаев М.Г. Генетические особенности чернозема на девонских отложениях Чулымо-Енисейской котловины. // Проблемы использования и охраны почв Сибири и Дальнего Востока- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние.- 1984,- С.14-20.

Справочник по климату СССР - JL: Гидрометиздат- 1967.-Вып.21-4.2. - 504 с.

Справочник по климату СССР- Л.: Гидрометиздат- 1969- Вып. 21- Ч. 4.-402 с.

Танзыбаев М.Г. Пойменные почвы Хакасии. // Почвы Сибири и их рациональное использование: (генезис, классификация и современные процессы).- Красноярск - 1975 - С.42-45.

Танзыбаев М.Г. Влияние длительного орошения на свойства почв Южно-Минусинской впадины. // Повышение эффективности использования мелиорируемых земель Сибири: Тез. докл. 1-й науч.-техн. конф- Красноярск,-1976,-С.130-132.

Танзыбаев М.Г. Горно-лесные и черноземовидные почвы восточного склона Кузнецкого Алатау. // Почвы зоны БАМ / Под ред. Р.В. Ковалева-Новосибирск,- 1979,- С.217-224.

Танзыбаев М.Г. Почвы Хакасии- Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние,-1993,-256 с.

Танзыбаев М.Г., Перфильева В.Д. Зависимость электрофизических параметров некоторых типов почв Хакасии от их физико-химических свойств. // О почвах Сибири (к Междунар. конгр. почвоведов) / Под ред. Р.В. Ковалева,-Новосибирск,- 1978,- С.191-198.

Танзыбаев М.Г., Кривошеев A.C. Мелиоративное состояние староорошаемых земель Хакасии. // Вопросы почвоведения Сибири / Под ред. М.Г.Танзыбаева. - Томск,- 1979,- С.19-37.

Танзыбаев М.Г., Перфильева В.Д. Электрофизические параметры почв как инструмент познания их генетических особенностей. // Особенности формирования и использования почв Сибири и Дальнего Востока (к 12-му Междунар. конгр. почвоведов) / Под ред. Р.В. Ковалева - Новосибирск-1982.-С.70-76.

Танзыбаев М.Г., Каллас Е.В. Особенности почвенного покрова степной зоны Хакасии // Совершенствование ведения сельско-хозяйственного производства в степной зоне Сибири: Материалы науч.-практической конф. (8 авг. 1995 г., г. Абакан). РАСХН Сиб. отд-ние НИИ АПХ,- Новосибирск,-1996.

Танзыбаев М.Г., Каллас Е.В., Шамшаева В.Ф. Экологические условия и свойства лугово-болотных почв Чулымо-Енисейской впадины // Проблемы геологии Сибири. Тез. докл. науч. конф., посвященной 75-летию гео-логич. Образования в Томском госуниверситете. Том 2. Томск: Изд-во ТГУ.- 1996.

Танзыбаев М.Г., Каллас Е.В., Соловьева Т.П. Химический состав и физико-химические свойства южных черноземов на красноцветных породах девона // Почвенные ресурсы, рационализация землепользования и экологическая оптимизация агроландшафтов в Приенисейской Сибири. Материалы конф., посвященной 150-летию со дня рождения В.В. Докучаева. Красноярск,-1997.-С. 21-23.

Таранец Т.П. Происхождение и эволюция южных черноземов. // Почвоведение.- 1937.- №8,- С.1180-1196.

Таргульян В.О. Развитие почв во времени // Проблемы почвоведения.-М.: Наука,- 1982.-С.108-113.

Таргульян В.О., Александровский А.Л. Эволюция почв в голоцене (проблемы, факты, гипотезы) // История биогеоценозов СССР в голоцене -М.: Наука- 1976,- С.57-78.

Таргульян В.О., Соколова Т.А. Почва как биокосная природная система: «реактор», «память» и регулятор биосферных взаимодействий. // Почвоведение.- 1996- №1,- С.34-47.

Тюрин И.В. Географические закономерности гумусообразования. // Тр. Юбил. сес. АН СССР, посвящ. 100-летию со дня рождения В.В. Докучаева. М.; Л.: Изд-во АН СССР,- 1949.- С.85-101.

Тюрин И. В. Органическое вещество почвы и его роль в плодородии-М.: Наука.- 1965.-319 с.

Уфимцева К. А. Степные и лесостепные почвы Бурятской АССР.- М.: Изд-во АН СССР,- I960.- 150 с.

Хисматулин Ш.Д. Использование палеоиндикаторов при реконструкции хода эволюции ландшафтов юга средней Сибири. // Естественная и антропогенная эволюция почв. Сб. науч. тр.- Пущино - 1988 - С. 20-26.

Хмелёв В.А. Черноземы Горно-Алтайской автономной области. // Вопросы развития сельского хозяйства Горного Алтая. Новосибирск-1968-С.51-58.

Хмелёв В.А. О черноземах Алтая. // Исследование почв Сибири-Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние- 1977 - С.62-82.

Хмелев В.А. Горно-степное почвообразование. // Генезис, эволюция и география почв западной Сибири - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние-1988,- С. 193-204.

Хотинский H.A. Голоцен Северной Евразии.-М.:Наука.-1977.-200 с.

Черепнин Л.М. Флора и растительность южной части Красноярского края,- Л.- 1953.

Чижикова Н.М. Размещение тепла и атмосферного увлажнения в Хакасской автономной области. // Почвенная климатология Сибири - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние - 1973 - С.252-266.

Чижикова Н.М. Климат. // Природные сенокосы и пастбища Хакасской АО. - Новосибирск: Наука. Сиб отд-ние - 1974 - С. 17-25.

Чижикова Н.М. Климат. //Растительный покров Хакасии - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние.- 1976 - С.18-30.

Чимитдоржиева Г.Д. Гумус степных и лесостепных почв Бурятии // Почвенные ресурсы Забайкалья: Науч. тр. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние- 1989 - С.101-106.

Чимитдоржиева Г.Д. Особенности органического вещества криогенных почв // Почвоведение - 1991- № 11- С. 125-132.

Чимитдоржиева Г.Д., Абашеева Н.Е. Особенности состава гумуса почв Забайкалья // Почвоведение - 1989 - № 9 - С.26-34.

Шнитников A.B. Внутривековые колебания степных озер Западной Сибири и северного Казахстана и их зависимость от климата. // Тр. Лабор. Озеровед. АН СССР.-М.-Л.: АН СССР,- 1950. Т.1.-С.28-129.

Шнитников A.B. Изменчивость общей увлажненности материков северного полушария.- М.-Л - 1957 - 334 с.

Щербакова Е.М. Рельеф Минусинской впадины // Труды ЮжноМинусинской комплексной экспедиции. Вып.З - Изд-во АН СССР, 1954-С.5-70.

Эделыптейн Я.С. Гидрогеологический очерк Минусинского края. // Тр. ВГРО. - М.-Л.: АН СССР,- 1931.-Вып. 145.- 52 с.

Эделыптейн Я.С. Геологический очерк Минусинской котловины и прилегающих частей Кузнецкого Алатау и Восточного Саяна. // Очерки по геологии Сибири.- Л.: АН СССР.- 1932.- 60 с.

Эделыптейн Я.С. Геоморфологический очерк Минусинского края. // ТИГ.- М.-Л.: АН СССР,- 1936,- Вып. 22,- 84 с.

Юрлова О.В. Групповой состав гумуса степных почв Тувинской автономной области // Зап. Ленинград, с.-х. ин-та - 1958 - Вып. 13.-С.28-35.

Юрлова О.В. Некоторые особенности почвообразования в тувинских степных котловинах. // Почвоведение - 1959 - №7- С. 53-60

Ямских А.Ф. Осадконакопление и террасирование в речных долинах Южной Сибири - Красноярск - 1993- 225 с.

Ямских А.Ф., Сулержицкий Л.Д., Абрамова Г.М., Зубарева Г.Ю. Палеогеографические условия формирования поймы реки Большой Кемчуг. // Природные условия Минусинской котловины - Красноярск - 1981-С. 101112.

Dergacheva Maria, Kallas Elena, Solovjeva Tatjana. Reflection of natural environmenr evolution in humus profile of soils // 16th World Congress of Soil Science- Vol.1.- Symposiums Ola-to 24- Montpellier, France, 1998 - P.338

Kohnke H., Stuff R.G., Miller P.A. Quantitative relations between climat and soil formation // Z. Pflanzenernahr. Und Bodenkunde. - 1968. - V.119 - №1 -Р.24-33/