Министерство образования Российской Федерации
Красноярский Государственный Университет.
Реферат.
Тема: «Комплексный анализ современных ландшафтов и их эволюции на территории Катангского плато.»
Выполнила:
студентка гр. Б-11
Елистратова А.А.
Проверил:
Красноярск 2001.
СОДЕРЖАНИЕ:
Географическое положение. 3
Рельеф. 3
Морфоструктуры. 3
Морфоскульптуры. 3
Климатические особенности. 4
Радиационные условия. 4
Тепловой баланс. 5
Циркуляционные условия. 5
Орографические условия. 7
Ветровой режим. 8
Атмосферные осадки. 8
Посезонная характеристика климата. 8
Фенологические указатели. 9
Гидрологические особенности. 11
Реки. 11
Подземные воды. 14
Использование водных ресурсов. 14
Вечная мерзлота. 14
Почвенный покров. 16
Характеристика почв. 16
Промерзание почвы. 18
Почвообразующие породы. 19
Полезные ископаемые. 19
Растительный покров. 19
Животный мир. 21
Характеристика условий по временным срезам. 21
Палеоген. 21
Олигоцен-плиоцен. 22
Эоплейстоцен. 23
Плейстоцен. 23
Голоцен. 25
Приложение. 26
Литература.
Географическое положение.
Катангское плато входит в состав Красноярского края и расположено в центральной его части. Оно лежит на
пересечении 60º с.ш. и 102º в.д.. К северу от Катангского находится Чунское плато со среднетаежными светлохвойными лесами. К югу – Ангаро-Едамское
плато с южнотаежными мелколиственными, светлохвойными и темнохвойными лесами. К западу – Заангарское плато со
среднетаежными мелколиственными светлохвойными лесами.
Рельеф.
Морфоструктуры.
Катангское плато приурочено к центральной части Тунгусской впадины. Абсолютные высоты 250 – 500 м. Лишь
изредка небольшие возвышенности достигают здесь 600 м. Почти повсеместно преобладает холмисто-грядовый рельеф. Плато сложено песчаниками перми, туфами и
траппами триаса, песчаниками и конгломератами юры. Траппы занимают небольшие площади, образуя останцовые горы.
В целом территория представляет собою сибирское понижение, защищенное от проникновения влажных
воздушных масс и благоприятное для застоя и дальнейшего выхолаживания воздуха зимой.
В рельефе господствуют плоские междуречные пространства с отдельно поднимающимися вершинами в местах
выходов интрузивных тел. Речные долины глубокие, со скалистыми склонами, которые в известняках делаются отвесными.
Морфоскульптуры.
Выделяют три основные морфоскульптуры:
современного оледенения и перигляциальных ландшафтов;
древнеледниковой, криогенной и эрозионной морфоскульптуры;
криогенно-эрозионной морфоскульптуры.
Северная часть Катангского плато относится ко второй зоне, а южная – к третьей.
Наряду с эрозионными и склоновыми процессами развит карст. Для его развития основное значение имеют
различного рода трещины: трещины напластования, отседания, тектонические, по которым поверхностные воды проникают на глубину.
Климатические особенности.
Радиационные условия.
С различными условиями освещения тесно связан радиационный режим – количество приходящей солнечной
радиации и ее интенсивность. Помимо широтных условий, большое влияние на радиационный режим оказывает облачность, как общее ее количество, так и
физические свойства отдельных форм облаков. Так, при слоисто-кучевых облаках наблюдается сильное рассеивание поступающей солнечной радиации. Этому
содействуют также значительное отражение последней от снежного и ледового покровов и частые подземные метели.
Значительное часть поступающей солнечной радиации отражается от подстилающей поверхности; величина ее
зависит от характера и состояния поверхности в разные сезоны года.
Наибольшая величина отражения радиации наблюдается на территории Катангского плато при наличии сплошного
снежного покрова (11.Х – 30.IV), альбедо (α) которого достигает 70%. Во время снеготаяния (1.V – 15.V) альбедо снижается до 45%, а в периоды
послезимья (16.V – 31.V) и предзимья (21.IX – 10.X), при отсутствии вегетации растений (когда ландшафт
имеет буро-желтую окраску), - до 15-17%. В период вегетации растительности (1.VI – 25.VIII) альбедо достигает 20%.
Около половины усвоенной или поглощенной радиации расходуется на излучение. В общем итоге радиационный баланс составляет 30%:
- суммарная радиация (ккал/см2 ) 80-92
- отраженная радиация 27-25
- эффективное излучение 26-33
- радиационный баланс 27-34
По сравнению с той же широтой (600) в европейской части России в условиях данной местности годовое
количественное значение радиационного баланса оказывается меньшим на 3-5 ккал/см2 из-за большей продолжительности залегания снежного
покрова, что уменьшает приходную часть баланса (количество поглощенной радиации снижается весной и осенью).
Кроме того, существует такая величина, как значение радиационной поправки (см. табл. 1):
Табл.1: Осредненное значение радиационной поправки (ΔtR, ºC) к средней температуре воздуха в теплый и годовой
периоды.
Широта
Значение ΔtR в периоды
теплый
Годовой
55º-65º с. ш.
3,1
1,3
Тепловой баланс.
В условиях южной тайги Катангского плато расход тепла на нагревание воздушной среды увеличивается по
сравнению с лесотундрой, но не намного. Здесь выпадает довольно значительное количество осадков (до 500-600 мм в год),
и на испарение влаги затрачивается немалая доля тепла. На долю турбулентного теплообмена приходится 50-60%
радиационного баланса, что обуславливает довольно интенсивную трансформацию воздушных масс в летнее время и, как следствие этого, высокие летние
температуры воздуха.
Циркуляционные условия.
Территория Катангского плато расположена внутри огромного Евроазиатского материка, в большом удалении от
морских и океанических течений. Это обстоятельство предопределяет большую континентальность климатических условий.
Зимой температура воздуха на всей территории гораздо ниже средних широтных значений последней. Если средняя
месячная январская температура равна -15,6 0С, то в действительности наблюдаются значительно
более низкие температуры (на 6-120 ниже). В летний сезон картина иная. В результате интенсивного поглощения солнечной радиации, температура
воздуха оказывается выше среднеширотных значений последних. Так, если средняя месячная июльская температура воздуха
равна +13,40С, то здесь она оказывается на 4-60 .
Указанные особенности в распределении фактически наблюдающихся температур воздуха на данной территории
и вообще в Средней Сибири определяются, с одной стороны, воздействиями подстилающей поверхности (ее характером и сезонными изменениями в течение
года); с другой – переносами воздушных масс между океаном и сушей, т.е. циркуляционными условиями атмосферы.
Циркуляционные условия климатообразования на территории Средней Сибири, в частности Катангского плато,
характеризуются следующими основными чертами. В холодное время года общий климатический фон определяется, с одной
стороны, большим влиянием Азиатского антициклона и его отрогов. Центр антициклона расположен в пределах Монголии. Его северо-восточный отрог
оказывает влияние на восточную половину Красноярского края, т.е. и на Катангское плато. Азиатский антициклон периодически пополняется вхождениями
холодных арктических масс воздуха в виде антициклонов, двигающихся с Карского моря на южные районы Красноярского края или из центральной части Арктики через
Таймыр на бассейны рек Хатанги и Подкаменной Тунгуски.
С другой стороны, зимние климатические условия определяются циклоническими образованиями, возникающими
на азиатской ветви арктического фронта. Наличие на северо-востоке Азии Азиатского антициклона, а также значительной высоты горных сооружений к востоку
от Енисея (горы Путорано), на которых наблюдаются частые инверсии, препятствуют продвижению циклонических образований к востоку. Движения последних замедляются
и отклоняются на меридианах 100-1150 к востоку. Эти обстоятельства обуславливают значительное выпадение осадков в зимнее время года и накапливание
больших масс снежного покрова. Высота снежного покрова может достигать 90-100 см.
Циклоническая деятельность наибольшей интенсивности наблюдается главным образом в первую половину зимнего
сезона (ноябрь – январь). В связи с этим и климатический режим этого времени отличается наибольшей изменчивостью, неустойчивостью: периоды сухой
малооблачной антициклонической погоды сменяются периодами ветреной, пасмурной погоды с метелями и последующими оттепелями. В силу этого и нарастание мощности
снежного покрова наиболее интенсивно происходит и в этот период.
В теплое время года циркуляционные условия климатообразования существенно меняются оттого, что
огромная территория Азии сильно прогревается, атмосферное давление понижается. Большие разности температур воздуха, наблюдающиеся между относительно холодными
воздушными массами в арктической зоне и прогретым воздухом над материком, способствует развитию циклонической деятельности в северной части территории.
Наибольшая вероятность циклонов отмечается во второй половине лета, когда нагревание континента
достигает максимальных значений.
Антициклоническая деятельность с наибольшей долей вероятности наблюдается в первую половину лета,
обуславливая в отдельные годы сохранение засушливой погоды в течение длительного времени.
По общему характеру циркуляционных условий атмосферы Среднюю Сибирь можно разделить на две части:
северную и южную. Северная часть (к северу от 600) характеризуется повышенной циклоничностью
и, следовательно, высокой влажностью воздуха, а также значительной скоростью ветра.
Для южной атмосферы характерны господствующие антициклоны с режимом преимущественно сухой,
малооблачной погоды с очень резкими колебаниями температуры по сезонам года.
600-ый с.ш. разделяет территорию Катангского плато примерно пополам. Поэтому на ней наблюдаются признаки как южной, так и северной
атмосфер Средней Сибири.
Орографические условия.
В условиях пересеченной местности Катангского плато при различных уклонах, а также экспозициальных
склонах количество получаемой прямой солнечной радиации изменяется.
На склонах южной почти в течение всего года суточные суммы тепла солнечной радиации больше, а на
северных склонах – меньше по сравнению с горизонтальными площадями. При этом с увеличением крутизны склонов южных экспозиций происходит увеличение сумм тепла
прямой солнечной радиации. Южные склоны на широте 60º получают тепла не меньше, чем горизонтальные поверхности в летние месяцы.
Таким образом, на склонах южных экспозиций возникают специфические условия радиационного режима, по
существу перекрывающие влияние широтных различий. Это азональное распределение микроклиматических условий и тесно связанным с ними особенностям распределение
почвенного покрова, растительного и животного мира.
На пологих склонах южной экспозиции нагрев верхних слоев почвы только 2,0 – 3,5º выше чем на горизонтальных поверхностях.
Размерзание почвы весной на северных склонах происходит значительно медленнее, чем в других условиях
местности.
Охлаждение подстилающей поверхности и приземных масс воздуха в ночное время в значительной степени
зависит от условий рельефа и распределения растительности.
Наиболее высокие минимальные температуры наблюдаются, естественно, в центральную фазу летнего сезона. Однако
в некоторых условиях местности отмечается иная картина. Так, на побережьях водоемов и в поймах рек припочвенный слой воздуха наиболее теплым в последнюю
фазу лета. Это объясняется влиянием постепенно прогревающихся водоемов с наибольшей температурой в конце лета. Непосредственное влияние водной среды с
ее устойчивостью и относительно медленно меняющейся термикой обеспечивает и самые высокие минимальные температуры на поверхности почвы в зоне прибрежий
водоемов в течение всего летнего сезона. Заморозки здесь как на почве, так и в воздухе заканчиваются раньше и начинаются позднее, чем в местах, удаленных от
водоемов.
На возвышенных местах увлажненность почвы определяется только атмосферными осадками, а почвы склонов
и особенно долин получают дополнительное увлажнение за счет влаги, перемещающейся с более высоких мест.
Довольно высокая температура подстилающей поверхности на склонах южной экспозиции и пониженная влажность
почвы очень ярко проявляются в облике растительного покрова. В этих условиях рельефа происходит как бы смещение географических зон. В данном случае, в
таежной зоне, на склонах южной экспозиции фактически наблюдается растительность лесостепной зоны.
Катангское плато с высотами, не превышающими 500 м, характеризуется значительной общей расчлененностью,
изрезанностью. Последнее обстоятельство оказывает немалое влияние на распределение сумм тепла солнечной радиации, обуславливает развитие
конвективных процессов в теплое время года, выпадение осадков ливневого типа, возникновение местных циркуляций воздушных масс, а также сказывается в
различной продолжительности залегания снежного покрова.
Ветровой режим.
Ветровой режим определяется действительными посезонно барическими системами и орографическими особенности территории. В формировании ветрового
режима играет все тот же Азиатский антициклон. Преобладание антициклона и развитие инверсии зимой обуславливает большую повторяемость штилей и слабых
ветров на огромных территориях. Так вероятность штилей составляет 67%.
Большое влияние на распределение ветра по направлениям оказывает рельеф местности. Барические
условия на описываемой территории от зимы к лету существенно меняются, в связи с чем изменяется и режим ветра (см. рис. 1, 2).
Атмосферные осадки.
Режим увлажнения определяется как условиями атмосферной циркуляции, так и большой удаленностью территории от
источников влаги со стороны Атлантики. В то же время с севера происходит вторжение арктического воздуха.
Максимум осадков наблюдается в годовом ходе в августе, а минимум – в феврале-марте (см. рис. 3).
Посезонная характеристика климата.
Табл.2:
Метеостанция
Абсолютная высота, м
средняя температура воздуха, ºС
осадки, мм/год
максимальная высота снежного покрова, см
Число дней со снежным покровом
январь
июль
за год
Ванавара
260
-30,1
17,1
-6,0
480
64
196
Чемдальск
280
-29,6
16,7
-6,1
680
60
198
Тайга на территории Катангского плато характеризуется значительной солнечной радиацией порядка 27 – 37 ккал/см2 . Эта
энергетическая база обеспечивает в течение вегетационного периода сумму температур выше 10º, составляющую примерно 1100 – 1300º, что
позволяет характеризовать территорию в целом как умеренно теплую, при довольно суровой и снежной зиме.
Средняя продолжительность вегетационного периода составляет 120 дней. Безморозный период здесь примерно 90 дней. Годовое
количество осадков достигает 400 – 350 мм при испаряемости 250 мм. Индекс сухости (величина отношения испаряемости к осадкам) равен 0,9 – 1,0, что
характеризует территорию как влажную.
Зима начинается с конца октября и длится до конца марта (составляя 43% продолжительности года). Ночные минимальные температуры воздуха
в центральной фазе зимнего сезона (16.12 – 20.02) в среднем находятся в пределах от –28º до –30º, дневные от –20º до –18º. Однако и
в это время года наблюдаются значительные колебания температуры в связи с прохождением циклонов. Снежный покров достигает в среднем 50 – 60 см.
Весна продолжается несколько более двух месяцев (1 апреля – 10 июня). Значительная часть сезона (весь апрель) занимает первая его фаза –
«снеготаяние». Далее весна развивается быстрее. Это время года характеризуется очень быстрым повышением температуры воздуха, особенно в последний период
сезона – «предлетье». Подавляющая часть весны и начало лета представляет собой наиболее сухое время года. Большая вероятность сухих дней (60%) и очень сухих
(20-25%) в мае – июне обуславливает в отдельные годы значительную опасность возникновения таежных пожаров.
Летний сезон длится около двух с половиной месяцев (11 июня – 25 августа). Для центральной его фазы
характерны довольно высокие и устойчивые дневные (24–25º) и ночные (11-12º) температуры. Осадки распределяются в течение сезона довольно
равномерно, что является известным отражением свойства подстилающей поверхности: отсутствием в тайге больших температурных контрастов.
Длительность осеннего периода составляет два месяца (26 августа – 25 октября). Переход от осени к зиме
совершается быстрее, чем от весны к лету, что показательно для континентального климата. При общем снижении температурного фона заметны возвраты относительно
теплой погоды (особенно в первую фазу осени). Последняя фаза осени – «предзимье» - характеризуется наибольшей облачностью в году и наименьшими
значениями суточной амплитуды воздуха (7º).
Фенологические указатели.
Начало сокодвижения у березы – фенологический показатель наступления вегетационного периода (весна травы).
Период характеризуется переходом средних суточных температур воздуха через 3ºС, накоплением сумм
средних суточных температур воздуха 15 – 20ºС, резким снижением вероятностей ночей с морозом, полным сходом снежного покрова.
Сокодвижение у березы является индикатором наступления оптимальных сроков начала сельскохозяйственных
и лесокультурных работ. Начало пожароопасного периода.
Зеленение березы – фенологический показатель разгара весны (зеленая
весна). Период характеризуется переходом суточных ночных температур через 5ºС и средних суточных – через 7 – 8ºС, накоплением сумм средних
суточных температур 90 – 100ºС; преобладанием безморозных ночей, возможным кратковременным снежным покровом.
Зеленение березы совпадает с оптимальными сроками посева зерновых культур и окончанием лесопосадок.
Зацветание черемухи – фенологический показатель наступления предлетья
(конец весны, переход к лету). Период характеризуется переходом ночных температур через 10ºС и средних суточных – через 1 – 12ºС,
накоплением сумм средних суточных температур воздуха 220 – 260ºС, началом безморозного периода, последними заморозками на почве, прогреванием почвы до
10ºС на глубину 20 см. В этот период нередко наблюдаются похолодание.
Зацветание черемухи совпадает с появлением выводков у тетеревиных и телят у копытных; с появлением таежного
«гнуса» - мошки, слепней, мокреца.
Зацветание голубики – фенологический показатель перволетья (начальное
лето). Период характеризуется переходом средних суточных температур воздуха через 14 – 16ºС, накоплением сумм средних суточных температур 420 –
520ºС, прекращением заморозков на почве.
Зацветание голубики совпадает с окончанием интенсивного роста растений, их полным облиствением, закладкой
почек будущего года, с максимальной развитием листовой поверхности. Время затухания пения птиц, появления слетков в пере, выращивания потомства.
Созревание брусники – фенологический показатель наступления полного лета. Самое теплое время года без
резких колебаний температур, время максимального прогрева воздуха и почвы. Накопление сумм средних суточных температур 850 – 950ºС.
Пожелтение березы – фенологический показатель наступления первоосенья. Период характеризуется
переходом средних суточных температур через 12 – 13ºС. Первоосенье – время значительного и быстрого охлаждения воздуха и верхних слоев почвы.
Табл.3
Природные явления
Дата
Начало сокодвижения у березы
11.05
Зеленение березы
29.05
Зеленение лиственницы
26.05
Зацветание калужницы
02.06
Зацветание черемухи
04.06
Зацветание голубики
06.06
Появление грибов
02.07
Созревание голубики
17.07
Созревание брусники
16.08
Пожелтение листьев березы
16.09
Конец листопада
30.09
появление и исчезновение комаров
28.05 – 05.09
Гидрологические особенности.
Реки.
На территории Катангского плато важнейшими реками является Подкаменная Тунгуска (исток которой носит
название Катанга) с притоком Тэтэрэ и правый приток Ангары Чадобец. Далее приведены небольшие характеристики этих рек.
Подкаменная Тунгуска (Катанга):
Правый приток Енисея. Длина 1865 км, площадь бассейна 240 тыс. км2 . Берет начало с Ангарского
кряжа. В верховьях протекает по широкой и глубокой долине; от устья Тэтэрэ долина суживается, река вступает в полосу развития траппов. В русле
многочисленны шивера и пороги. Питание преимущественно снеговое (60%), дождевое (16%), подземное (24%). Половодье с начала мая до конца июня. С июля до октября
– летняя межень, прерываемая паводками (от 1 до 4) с подъемом уровня на 5,5 м. Ледовые явления с середины октября, осенний ледоход 7-16 суток, зажоры.
Ледостав с конца октября. Вскрывается в середине мая.
Тэтэрэ:
Впадает в Подкаменную Тунгуску. Длина 350 км, площадь водоснабжения 14800 км2. Течет по
Центральнотунгусскому плато; порожиста. Питание преимущественно снеговое. Замерзает в октябре, вскрывается в мае.
Чадобец:
Правый приток Ангары. Длина 647 км, площадь бассейна 19700 км2. Питание снеговое и дождевое.
Половодье в мае – июне, летом паводки. Замерзает в октябре, вскрывается в мае.
Реки на отдельных участках Катангского плато, прорезая платообразную возвышенность, сложенную
распространенными здесь траппами и другими изверженными породами, прорезают глубоко врезанные долины, нередко с крутыми (иногда отвесными) берегами. Каменистые
русла изобилуют перекатами, очень часты пороги. В рыхлых породах долины становятся широкими, с пологими склонами и местами развитой поймой; скорость
течения значительно уменьшается.
Питание рек на данной территории преимущественно снеговое (более 50%). Высокому коэффициенту
снегового стока способствуют сезонная и многолетняя мерзлота . Снежный покров сходит дружно, в условиях еще слабо оттаявших грунтов. Поэтому талые воды не
просачиваются в почву и стекают в реки, вызывая значительные подъемы уровня воды; на некоторых реках даже до 10 м. Летние осадки (малоинтенсивные обложные
дожди) в значительной мере инфильтруются в почву, а затем расходуются на испарение и пополнение запасов грунтовых вод.
Доля грунтового питания по причине островков вечной мерзлоты невелика.
Внутригодовое распределение стока Подкаменной Тунгуски определяется сложными природными условиями этой местности (см. табл. 4):
Табл. 4:
Месяцы
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Подкаменная Тунгуска
2,0
1,5
1,5
2,0
39
24
9,0
5,0
6,0
5,0
3,0
2,0
На Катангском плато распространены реки с типом водного режима, называемым восточносибирским.
Он характеризуется высокой волной дружного снегового половодья, небольшими летне-осенними дождевыми паводками и
маловодной зимой. Сроки наступления половодья приходятся на май – июнь и колеблются от 50 до 70 дней. Объем половодья составляет 50-60%, т.е. 50 км3
.
Минимальный речной сток наблюдается большей частью зимой, когда реки если и питаются, то только
подземными водами.
Как известно, наличие многолетнемерзлых пород затрудняет поступление подземных вод в реки. Модуль
стока этих рек в зимнее месяцы снижается до 0,2 л/сек·км2.
Перемерзание рек объясняется резко континентальным климатом. Замерзание
Подкаменной Тунгуски с Тэтэрэ и Чадобца происходит в октябре – ноябре. Оно начинается с образования донного,
или внутриводного льда, снегообразной массой обволакивающего гальку и валуны, слагающие дно русла. Снежные хлопья затем всплывают на поверхность и в виде
шуги уносятся рекой ниже по течению. Донный лед и шуга постепенно заполняют все русло реки, образуя зажоры (скопления льда), вызывающие подъем уровня воды.
Одной из основных особенностей формирования стока является распределение многолетней мерзлоты, коренным
образом меняющей состояние почво-грунтов, которые наряду с климатом оказывают решающее влияние на стокообразующие процессы. Мерзлые почво-грунты обладают
сложной инфильтрационной способностью. Поэтому годовой сток на территории Катангского плато почти равен стоку на той же широте Восточно-Европейской
равнины. Хотя количество осадков, выпадающих на плато на 25-28% меньше.
Острова мерзлоты обуславливают низкие температуры почво-грунтов в летнее время, в связи с чем
снижается частично испарение с поверхности бассейна; мерзлота затрудняет циркуляцию подземных вод, питающих реки, что особенно отражается на притоке
подземных вод в русла зимой. Отсюда маловодность рек, а вследствие большой продолжительности зимы и снижение годового стока. Но мерзлота – не единственный
фактор, влияющий на состояние поверхности водосбора. Кроме нее, действуют другие факторы.
Так, сток Подкаменной Тунгуски несколько больше, чем соседних притоков Енисея вследствие большого
развития трещиноватых пород в ее бассейне; эти породы обладают хорошими инфильтрационными свойствами, обуславливающими снижение испарения и,
следовательно, увеличение годового стока.
Леса тоже оказывают влияние на сток. В южнотаежной зоне глубина протаивания верхнего водоносного горизонта
достаточно велика – более трех метров. Поэтому здесь сохраняются высокие инфильтрационные свойства лесной почвы и лесной подстилки. Кроме того, в лесах
замедлен процесс снеготаяния, что способствует некоторому растягиванию стока в период половодья.
В Средней Сибири, а в частности на Катангском плато, наблюдаются благоприятные условия для формирования
большинства разновидностей наледей: здесь распространены многолетние мерзлые породы в сочетании с обильными грунтовыми водами в галечникоых и крупнопесчаных
аллювиальных отложениях. Характерны речные и грунтовые наледи, образуемые подземными водами. Наледи встречаются в поймах на террасах и склонах, большей
частью в одних и тех же местах.
Воды рек Чадобец и Катанги с Тэтэрой отличаются однородным химическим составом и относятся к
гидрокарбонатному классу с преобладанием кальция. Характерна минерализация речных вод, не превышающая 200-250 мг/л.
Малая минерализация речных вод объясняется хорошей промытостью. Мягкость речных вод связана также с тем,
что сильно минерализованные воды залегают, как правило, глубоко и в питании рек участия не принимают.
В пресной речной воде содержатся бор, бром, йод, железо, магний, медь, концентрация которых очень
низка, но повышено содержание цинка.
Подземные воды.
Регион охватывают часть Тунгусского и северная часть Ангаро-Ленского артезианского бассейнов. Подземные
воды сосредоточены в основном в терригенных, вулканогенно-терригенных, карбонатно-терригенных породах раннемезозойского и палеозойского возраста. Это
подмерзлотные водоносные горизонты порово-пластовых и трещинно-пластовых вод гидрокарбонатно-хлоридного состава с минерализацией до 100 г/л при средних
значениях 13-60 г/л. Суммарные дебиты отдельных групп восходящих источников достигают 2000 л/с. Температурный режим крайне непостоянен, по отдельным
площадям температура воды на выходе изменяется от 0,3 до 15ºС.
Воды четвертичных отложений и верхней части зоны выветривания терригенных пород часто проморожены.
Использование водных ресурсов.
Уровень обеспеченности водными ресурсами велик и, констатируя этот факт, уместно подчеркнуть сразу же
некоторые особенности возможностей их использования.
Первая особенность заключается в том, что использование речных вод для водоснабжения населенных
пунктов связано с необходимостью устройства водозаборных сооружений. Проблема заключается в том, что к концу зимы промерзают многие небольшие речки и реки;
вода в жидком состоянии остается только в подрусловых аллювиальных потоках.
Вторая особенность связана с тем, что иногда наблюдается безводность междуречных пространств. Поскольку же
нередко целесообразнее создавать населенные пункты и промышленные предприятия в удалении от речных районов, в
перспективе придается значение развитию сети магистральных водопроводов для переброски воды.
Исходя из высокой обеспеченности водой даже только за счет меженного стока, многолетнее
регулирование стока может быть необходимым почти исключительно для получения гидроэнергии. Зарегулированный
водохранилищами сток следует использовать не только в гидроэнергитических целях, но и в интересах всех отраслей народного хозяйства с обеспечением охраны
вод.
Особого внимания заслуживает использование рек для водного транспорта ввиду недостаточного развития
сухопутных связей.
Вечная мерзлота.
Вечная мерзлота – важнейшее следствие сурового, резко континентального климата Сибири. В условиях
продолжительной холодной зимы и относительно небольшой мощности снежного покрова горные породы теряют большое количество тепла и промерзают на
значительную глубину, превращаясь в твердую мерзлую массу. В течение короткого лета они не успевают целиком оттаять, и отрицательные температуры рыхлых
отложений и коренных пород сохраняются даже на небольшой глубине в течение сотен и тысяч лет. Содержащаяся в них вода образует в них линзы, прослои и прожилки
льда, обильно насыщающие мерзлую породу.
На территории Катангского плато находится область прерывистого (разобщенного) распределения мерзлоты.
Т.е. среди участков, скованных вечной мерзлотой, встречаются небольшие пространства с талыми грунтами и острова мерзлоты.
Летом, когда поверхность почвы сильно прогревается, верхний горизонт мерзлой толщи оттаивает. Мощность
слоя талого грунта зависит от его механического состава и характера растительного покрова. В данном случае она средней величины, потому что почвы
не насыщены избыточно влагой; солнце прогревает почву относительно средне.
Вечная мерзлота – мощный фактор формирования ландшафтов. На Катангском плато участки вечномерзлотных
толщ чередуются с таликами, а мощность деятельного слоя достигает средних величин. В таких местах контрасты ландшафтов даже соседних участков (в
частности, склонов разной экспозиции) подчас весьма значительны (см. табл. 5).
Табл.5. Характеристика геокриологических условий:
Распределение мерзлых пород
Среднегодовая температура, ºС
Мощность криолитозоны, м
Льдистость пород *
Криогенные явления
Сейсмичность по шкале МSK
Активные криологические процессы
Катангское плато
Массивно- и редко-
Островное
От 2 до -2
25 - 50
0,2-0,4
0,02–0,2
Заболочен-
ность, оста-
точно полиго-
нальный
рельеф
5,
локально
от 6 до 9
термокаст,
термоэрозия,
криогенное
выветривание
____________
* в числителе – рыхлых пород,
в знаменателе – коренных пород.
Для областей распространения вечной мерзлоты характерны так называемые криогенные процессы. Большинство их
обусловлено явлениями сезонного промерзания и оттаивания горных пород, сопровождаемыми изменениями их структуры, текстуры и объема. Динамические и
статистические изменения, возникающие под действием этих процессов, как в мерзлых, так и в оттаивающих летом
горизонтах, приводят к формированию своеобразных мерзлотных форм микро- и мезорельефа. Так, например, ежегодно наблюдающееся оттаивание верхних
горизонтов льдистых мерзлых пород служит причиной развития термокарстовых процессов – образования в породе пустот.
Твердая поверхность верхнего горизонта вечной мерзлоты, а также низкие температуры оттаявшего грунта и вод
ограничивает возможность проникновения корней и кустарников глубоко в почву, и они вынуждены «разбегаться» в стороны, распространяться лишь в верхних, лучше
прогреваемых слоях почвы в горизонтальном направлении (иногда на расстояние 10-12 м от ствола дерева). Поверхностная корневая система (особенно у даурской
лиственницы, корни которой идут не глубже 30-50 см) делает деревья неустойчивыми против частых сильных ветров.
Почвенный покров.
Характеристика почв.
На территории Катангского плато характерны буро-таежные, дерново-таежные, дерново-подзолистые, торфянистые и торфянисто-перегнойные
высокогумусовые почвы.
Доля участия различных почв в почвенном покрове различна. Ни одна из не образует сплошного массива, все они
рассредоточены. Степень изученности различных почв неодинакова. Причем более детальная исследовательность тех или иных почв осуществлена на наиболее обжитых
и плотнее населенных земельных массивах.
Дерново-подзолистые почвы:
Эти почвы господствуют в местах, где встречается южная тайга, и образуют самостоятельную зону под
хвойно-лиственными древостоями. Их чаще всего можно встретить на породах легкого механического состава (боровые пески, супеси) и на участках с большим
расчленением рельефа под покровом березово-сосновых лесов.
Дерново-подзолистые почвы обычно оподзолены не сильно, что связано с карбонатностью (с наличием
углекислых солей) почвообразующих пород, расчлененностью рельефа и характером растительности. Морфологически оподзоленность обнаруживается без особого труда.
По данным химического анализа она выявляется менее четко.
Большей частью дерново-подзолистых почв присущи признаки оглеения нижних горизонтов, что
наиболее характерно для дерново-подзолисто-глеевых почв. Последнее связано с их повышенной влажностью и сезонной мерзлотой. Следствием сезонной мерзлоты
является слоеватость нижних горизонтов, возрастающая по мере утяжеления механического состава и насыщения поглощающего комплекса почв многовалентными
катионами и водородом.
Структура этих почв непрочная. При вовлечении в состав пахотных угодий они быстро распыляются и
образуют на поверхности корку. По сравнению с серыми лесными почвами и черноземами они более уплотнены в верхней части профиля, имеют хуже выраженную
микроагрегатность и особенно макроструктурность.
Объемный вес верхнего горизонта лишь немного отличается от нижележащих. Соотношение твердой, жидкой и
газообразной фаз не всегда бывает оптимальным. Порозность близка к удовлетворительной. Вследствие слабой водопроницаемости в период повышенного
выпадения осадков и во время снеготаяния влага не успевает впитываться и стекает по поверхности, вызывая эрозию.
По данным валового анализа прослеживается накопление кремнезема, а в верхней части профиля и вынос
полуторных окислов в иллювиальный горизонт. Эти же данные указывают на аккумуляцию кальция и магния в верхнем горизонте. Для почв легкого механического состава
характерно слабое увеличение содержания кремнезема в аккумулятивном горизонте.
В составе гумуса дерново-подзолистой почвы преобладают фульвокислоты и гумины (нерастворимый
осадок). Содержание гуминовых кислот небольшое и составляет в верхнем слое 10-19% от углерода. Отношение гуминовых кислот к фульвокислотам по всему
профилю меньше единицы. В составе гуминовых кислот преобладает фракция бурых ульминовых кислот. Фракционный состав фульвокислот не выделяется доминированием
какой-либо фракции. Фульвокислоты плохо закрепляются в поверхностных горизонтах, вымываясь вниз, они осаждаются с полуторными окислами.
Общее содержание гумуса значительное в аккумулятивном горизонте, но резко падает в нижележащих слоях.
Почвы речных пойм:
Почвенный покров речных пойм довольно разнообразен. Аллювиальные процессы протекающие в поймах обуславливают
ряд общих особенностей этого широкого спектра почв. Обычно их разделяют на три группы: дерновые, луговые и болотные.
В поймах рек на рассматриваемой территории встречаются почвы дерновые и болотные.
Аллювиальные дерновые почвы (аллювиальные кислые, аллювиальные дерновые насыщенные) формируются в
прирусловой части поймы и на повышениях, где имеет место периодическое затопление паводковыми водами. Значительную часть летнего времени эти почвы
развиваются в автоморфных условиях. Они легкого механического состава, бедны основаниями и органическим веществом.
Профиль дерновых почв слагается из небольшой мощности дернины, сменяемой гумусовым горизонтом от 3 до
20 см и далее переходного горизонта, подстилаемого слоистым аллювием легкого механического состава (см. табл. 6).
Табл. 6: Агрохимические показатели дерновых почв речных пойм.
Глубина
Горизонта,
См
валовые, %
мг-экв на 100 г почвы
рН в суспензии
гумус
N
P2O5
обменные
сумма
основа-
ний по
Каппену
гидроли-
тическая
кислот-
ность
H2O
KCl
Ca
Mg
аллювиальные дерновые насыщенные слоистые
0-15
20-30
40-50
70-80
1,30
1,80
3,00
0,97
0,14
0,13
0,40
0,40
19,6
16,7
22,0
11,4
6,1
4,6
5,3
5,3
30,6
24,3
29,8
18,0
0,5
0,5
0,5
1,2
7,2
7,1
7,6
7,7
6,9
6,9
6,6
6,4
аллювиальные дерновые насыщенные
0-10
20-30
40-50
90-100
4,23
2,60
1,60
0,45
0,25
0,15
0,40
0,40
22,0
16,0
12,1
6,8
8,6
6,1
3,0
3,0
6,3
6,6
6,9
7,1
5,9
5,7
5,6
5,9
аллювиальные дерновые насыщенные темноцветные
0-20
30-40
50-60
80-90
120-130
7,72
3,78
1,51
0,52
1,65
0,40
0,20
0,32
0,32
40,0
25,8
15,2
9,1
20,5
6,8
9,1
6,1
3,0
6,8
41,2
36,0
24,0
15,2
28,5
3,5
2,1
1,4
1,1
1,4
6,3
6,6
7,0
7,1
7,2
6,0
5,8
6,0
6,0
6,0
Профиль аллювиальных болотных почв начинается с торфяного или сильно заиленного оглеенного горизонта,
переходящего в глеевый, а затем в материнскую породу тяжелого механического состава.
В составе солей доминируют сульфаты (у засоленных почв). Но степень засоления, как правило, невелика.
Промерзание почвы.
Почвы промерзают на глубину 70 – 300 см. Глубина промерзания находится в обратной зависимости от мощности
снежного покрова. В данном случае промерзание не очень глубокое, потому что величина снежного покрова (50 –60 см) достаточно хорошо защищает землю.
Температура промерзающего слоя почв изменяется от –4 до –9ºС. Оттаивание почти исключительно
поверхностное. Положительные температуры на глубине 30 см отмечены в июне. Положительные температуры (10º) устанавливаются в поверхностном слое 1
июля и отмечаются приблизительно до 1 октября, распространяясь на глубину 100 см. Ниже этого теплого слоя находится остаточный холодный горизонт. А под ним
(на глубине 300 – 400 см и более) – слой с постоянной средней годовой температурой, равной 3 – 5ºС.
Почвообразующие породы.
Почвообразующими породами являются красноцветные продукты древнего почвообразования и выветривания. Эти
отложения имеют глинистый механический состав, карбонатны, обогащены оксидами железа, отличаются своеобразным механическим составом. Наиболее
распространенными почвообразующими породами являются плотные коренные породы (сланцы, песчаники и др.), сильно метаморфизованные и часто карбонатные; меньшие
площади занимают породы изверженно-кислые. Рыхлые четвертичные отложения распространены на очень
ограниченных площадях: они приурочены преимущественно к террасам рек.
Полезные ископаемые.
На территории Катангского плато огромны площади залегания каменного и бурого угля. Встречаются Чадобецкое
месторождение алюминиевых руд и Совинское месторождение природного газа.
Как известно, основа себестоимости алюминия – это затраты на электроэнергию, и чем ниже
себестоимость каждого киловаттчаса энергии, тем дешевле этот металл. А здесь стоимость 1 квт-ч очень низка по сравнению с другими регионами. Кстати сказать,
запасы нефелиновых руд (из которых получают алюминий) огромны.
В отложениях среднего ордовика выявлены фосфоросодержащие породы значительного запаса, но невысокого качества (с содержанием оксида
фосфора в руде в среднем 7% и ниже, при слабой степени растворимости).
Растительный покров.
Климат области распространения таежных ландшафтов отличается сравнительно теплым летом,
продолжительной холодной зимой, умеренным количеством атмосферных осадков (в среднем от 350 до 500 мм в год).
Видовой состав древесных пород на территории Катангского плато сравнительно однообразен. Среди них
преобладают хвойные деревья: сибирская и даурская лиственницы, ель, пихта, сибирская и обыкновенная сосна. Вместе с тем, чаще всего на гарях и вырубках,
поселяются также береза и осина, нередко образующие вторичные леса.
Даурская лиственница образует редкостойные леса, без примеси других пород, с подлеском из ольхи
кустарниковой, березки тощей, различных видов спиреи. Травянисто-кустарничковый покров не богат видами, основные растения – багульник, брусники и толокнянка
альпийская.
Существование ели и особенно пихты связано с особыми условиями увлажнения – увеличением осадков с высотой, а также с повышенной влажностью. Кедр
растет в отдельных местах и входит в состав долинных и водораздельных лесов. Береза (бородавчатая и пушистая)
встречается в качестве примеси почти во всех насаждениях, но редко образует самостоятельные. Еще меньше распространена осина.
Флора тайги имеет сравнительно древний возраст: остатки хвойных деревьев, близких к видам,
образующим современную тайгу, встречаются еще в неогеновых отложениях.
Относительно тенденции развития таежных растений и того, где началось формирование таежных
фитоценозов, можно сказать следующее: в северной части Катангского плато наблюдалось отступание видов темнохвойных пород и распространение
светлохвойных. Этот процесс наиболее выражен у северной границы леса. В первую очередь отступает ель в связи с деградацией многолетней мерзлоты. Процесс
начался во второй половине голоцена (5-6 тыс. лет назад), продолжается и в настоящее время.
В южной же части описываемой территории наблюдается увеличение лесообразующей роли темнохвойных пород.
Процессы возникли в позднем голоцене (2-3 тыс. лет назад).
Лесные массивы тайги обладают довольно высокой производительностью и значительными запасами фитомассы – от
100 до 300-400 тонн на 1 га., т.е. в 20-25 раз больше, чем ландшафты тундровых районов севера Сибири. Свыше 65% этой массы приходится на долю древесины. Для
таежных ландшафтов характерна невысокая интенсивность биологического круговорота: индекс скорости разложения опада (т.е. отношение массы подстилки к
массе ежегодного опада) составляет в темнохвойной тайге 10-17.
Лиственничная и сосновая светлохвойная тайга развивается в условиях сильно расчлененного рельефа.
Древостой становится гуще, высота стволов лиственницы достигает 25-30 метров. Не мало здесь и сосновых боров.
Много грибов и дикорастущих ягод: брусники, малины, черники, черной смородины, клюквы, костяники,
земляники. Плодоносящие кедровники дают неплохой урожай кедровых орешков. Заготавливается также ряд лекарственных и технических растений (маралий корень,
пеон, володушка, дягиль, кровохлебка и т.д.).
Особое внимание следует обратить на будущее лесов. Эти леса – аккумуляторы и хранители влаги; они
выполняют важные водоохранные, почвозащитные функции и требуют наиболее бережного к себе отношения и охраны.
Животный мир.
Современная фауна сложилась в основном в послеледниковое время. О ее молодости свидетельствует слабое
развитие эндемизма.
Основу животного населения составляют широко распространенные бореальные виды: суслики, кабарга, пищухи,
полевки, соболь, медведь, лось, горностай, колонок, лесной хорек, лисица, бурундук, летяга, заяц-беляк, белка. Богат и мир пернатых: орлан-белохвост
(занесенный в Красную книгу), глухарь, рябчик, тетерев, дятел, кедровка, кукша и др.
В реках обычны и составляют основу промысла различные лососевые: таймень, ленок, хариус.
Характерно малое количество комаров. Мошки, наоборот, большее число, т.к. для их выплода необходимы реки и
ручьи с быстрым течением.
Встречается гадюка обыкновенная. Дело, видимо, в том, что в щелях и нишах среди скал гадюки
находят благоприятные условия для зимовки.
Характеристика условий по временным срезам.
Палеоген.
После триасового вулканического цикла, в течение всего мезозоя и кайнозоя, территория Тунгусской синеклизы
испытывает воздействие разрушительных денудационных сил. Лишь южная ее часть в ранней – средней юре была зоной активной аккумуляции сносимого с окрестных гор
материала.
За длительный период денудационного развития, сопровождавшегося сменой режимов тектонических
движений и характера экзогенных процессов, в пределах Тунгусской синеклизы было создано несколько поверхностей выравнивания.
На останцах плато местами сохранились долинообразные понижения, иногда с галькой осадочных пород, что
является, очевидно, свидетельством их эрозионно-денудационного происхождения. Плато имеют свой холмисто-волнистый весьма сглаженный рельеф. У слагающих плато
лавовых покровов разрушены и снесены шлаковые корки, у пластовых интрузий – закаленные афонитовые части. Это все позволяет рассматривать останцы, как
остатки древней поверхности выравнивания.
Об эрозионно-денудационнм происхождении водораздельной поверхности свидетельствуют сохранившиеся в ее
пределах обрывки древних долин.
В центральной части плоскогорья сохранились коррелятные водораздельные поверхностные отложения.
Мел-палеогеновые и палеогеновые отложения известны и на отдельных участках междуречья Подкаменной Тунгуски и Ангары.
К середине позднего мела, очевидно, относится поднятие и расчленение территории (снос вулканогенного
материала), которое в середине палеогена, по-видимому, в эоцене, завершилось значительным выравниванием и корообразованием.
На протяжении всего этапа Тунгусская синеклиза интенсивно денудировалась, причем неоднократно возникали
условия, благоприятные для образования кор выветривания.
В целом для мел-палеогеновых отложений характерно присутствие гальки, пород, устойчивых к длительному
переносу. Эти отложения формировались за счет местного размыва, в первую очередь юрских пород.
В меловое время часть рек текла на восток и юго-восток.
В бассейне Подкаменной Тунгуски была выявлена кора выветривания мезозойского возраста. Она
представлена глинистой массой серого цвета с обломками и галькой кварцита, кремней, песчаника.
Образование нижних гравийно-галечных горизонтов свидетельствует об общем поднятии территорий.
Отличия верхних горизонтов указывают на постепенное затухание поднятия территорий.
Такая обстановка свидетельствует о спокойных тектонических условиях.
Олигоцен-плиоцен.
На раннем этапе рельеф Тунгусской синеклизы во многом сохранил те черты, которые были выработаны в
мелу и палеогене. Самым значительным событием было превращение Средне-Сибирской равнины в плоскогорья. Общий план гидросети не претерпел изменений (см. рис.
4).
Неогеновая поверхность обрамляет не только долину Подкаменной Тунгуски, но и ее притоков.
Вместе с тем неогеновая поверхность оказывается врезанной в общий уровень междуречных пространств.
Величина в данном случае редко превышает 50 метров. Можно сказать, что обособление этой поверхности обязано оживлению тектонических движений и
неравномерному поднятию территории.
Происхождение поверхности – эрозионное, хотя не исключена возможность, что отдельные ее участки
формировались по типу педиментов. На ней сохранились синхронные ей рыхлые образования, представленные песками и галечниками.
Достоверно плиоценовых отложений в пределах Тунгусской синеклизы не обнаружено.
В неогене расположение основных элементов рельефа осталось неизменным.
Эоплейстоцен.
Рубеж неогена и четвертичного периода ознаменовался на территории резким усилением тектонических движений.
С начало эоплейстоцена совпадает энергичный подъем всей поверхности. Результат этого поднятия – резкое
усиление деятельности гидросети.
Поднятие территории повлекло за собой энергичное врезание рек. Более эродировавшие реки западного стока
перехватили сток речных бассейнов восточных рек.
Этому способствовали тектонические подвижки. Глубже расчлененными оказались сильно приподнятые части западной
окраины синеклизы.
Дальнейшие события эоплейстоцена происходили уже на фоне значительного ослабления тектонических
движений. В конце эоплейстоцена территория вновь испытала поднятие. Оно обусловило энергичное врезание рек. К этому же времении относятся и образование
врезанных меандр в долине Подкаменной Тунгуски.
Южная часть синеклизы воздымалась менее интенсивно, чем остальные (см. рис. 5).
Плейстоцен.
В течение раннего плейстоцена описываемая территория дважды подвергалась воздействию покровных оледенений –
самаровского и тазовского.
В условиях холодного климата исчезла древесная растительность и широкое развитие приобрели процессы солифлюкции,
растрескивания грунтов. Все это приводило к сглаживанию рельефа.
1) Самаровское (максимальное) оледенение:
Наступило после окончания тектонической фазы конца эоплейстоцена (см. рис. 6).
Формирование покрова максимального ледника совершалось на очень значительной территории – сначала на
локальных участках, а затем произошли их слияние и в дальнейшем образование единого ледникового щита.
Внутри контура максимального оледенения выходы морен достаточно часты. Сам обломочный материал морены
характеризуется тем, что в его составе отмечается значительное содержание ожелезненных галечников. Зачастую и сама морена имеет буро-охристый цвет за
счет насыщения ожелезненным материалом эоплейстоцена.
Одним из важнейших событий времени максимального оледенения было образование озерно-ледниковых бассейнов.
В условиях сурового климата значительно ослабилось питание рек грунтовыми и дождевыми водами.
2) Мессовско-миртинское межледниковье:
Происходит исчезновение ледникового покрова, наступают теплые условия. Если исходить из
палеоботанических данных, то время мессовского межледниковья характеризуется климатом, сходным с современным, а растительность – распространением
преимущественно таежных сообществ. На юге Тунгусской синеклизы характеризовалась лесами сосново-кедрово-березового состава.
3) Тазовское оледенение:
В рельефе конечноморенные образования выражены достаточно отчетливо, хотя и сильно развиты.
Оледенение было малоактивным и маломощным, а существование озерно-ледниковых условий было кратковременным.
Ледниковые накопления представлены суглинками и супесями с валунами, галькой, щебнем и гравием. Оледенение привело к развитию ландшафтов перигляционной
«холодной степи» и почти полному исчезновению растительности.
4) Казанцевское межледниковье:
Накопления речных террас представлены песками и мелкогалечниковыми осадками; крупные валуны встречаются
спорадически. Казанцевские террасы имеют значительную ширину и занимают обширную площадь в долинах рек.
Весь комплекс эрозионной деятельности свидетельствует об условиях относительного тектонического покоя, а
также о повышении базиса эрозии.
В конце межледниковья в условиях поднятия территории произошло врезание рек (см. рис. 7).
5) Зырянское оледенение:
Во многих местах встречаются такие формы зырянской ледниковой аккумуляции, как озы, камы, друмлины.
Морены представляют собой валунные суглинки. В них встречаются крупные глыбы и валуны размером до двух
метров. Обломочный материал морен почти не окатан.
6) Каргинское межледниковье:
После окончания зырянского оледенения наступил период чередования потеплений и похолоданий, длившийся около 20 тыс.
лет. В это время происходит аккумуляция осадков, а в конце его – сильный размыв.
В завершающую фазу произошло врезание, в результате чего межледниковые осадки оказались в основании более
низкой террасы.
7) Сартанское оледенение:
Было небольшим по площади и сравнительно непродолжительным, но оказало серьезное влияние на территорию.
Во время этого оледенения формировались накопления надпойменных терасс. Обычно сартанские образования
состоят из тонкого материала – песков, супесей суглинков, реже гравийников.
Голоцен.
С окончанием оледенений и началом голоцена наступает современный этап в развитии рельефа Тунгусской
синеклизы.
В течение голоцена в долинах рек формируются комплеклы пойменных террас, среди которых обычно выделяются
уровни низкой и высокой пойм, а иногда и средний уровень. Повсеместно наблюдается повышение высоты уровней пойм сверху вниз по рекам. Так, в верхнем
течении Подкаменной Тунгуски (Катанга) уровень высокой поймы достигает высоты 5-6 м над меженью.
Пойменные террасы чаще всего сложены илами, супесями, суглинками.
Прогрессивное потепление климата, наступившее после окончания оледенений привело к протаиванию
приповерхностной части мерзлых грунтов. Неравномерное протаивание мерзлоты, а также вытаивание линз льда из грунтов приводило к образованию термокарстовых
озер и западин.
Существенную моделировку претерпели склоны речных долин. Значительное увеличение влажности климата
привело к влагонасыщаемости толщ, слагающих склоны, к усилению деятельности русловых потоков, углублению русла.
Наряду с тектонической трещиноватостью в рельефе наблюдаются отчетливые следы очень молодых
тектонических нарушений.
Итак, современный этап развития рельефа геологически кратковременен и еще не привел к существенной
переработке рельефа.
Литература.
Атлас Красноярского края и республики Хакасия. Новосибирск, 1994.
Атлас СССР. М., 1995.
Бугаков П.С., Горбачева С.М., Чупрова В.В. Почвы Красноярского края. Красноярск, 1981.
Воскресенский С.С Геоморфология Сибири. М.: МГУ, 1962.
Гвоздецкий Н.А., Михайлов Н.И. Физическая география: Азиатская часть. М., 1978.
Геогеографический атлас. М.: ГУГиК СССР, 1981.
Давыдова, Раковская. Физическая география СССР. Т.2. Азиатская часть. М., 1990.
Карта Красноярского края.
Корытный Л.М. Реки Красноярского края. Красноярск 1991.
Мещеряков Ю.А. Рельеф Сибири. М.: Мысль, 1982.
Михайлов Н.И. Природа Сибири. М.: Мысль, 1986.
Плоскогорья и низменности Восточной Сибири. М.: Наука, 1971.