Вы находитесь: НАША БОТАНИЧКА 
РАСТИТЕЛЬНОСТЬ Монографии Растительный покров северной части Корякского нагорья
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ
Эта книга посвящена ландшафтной (внутриландшафтной, топологической) флористической структуре растительного покрова, которая полностью определяется дифференциацией элементов ландшафта и гетерогенностью среды. Регион, выбранный для изучения, как нельзя более хорошо подходит для этой задачи, так как расположен на крайнем Северо-Востоке России, на стыке арктической зоны (тундры) и северной бореальной зоны (тайги), и характеризуется специфическим типом растительности, часто называемом “лесотундрой”. В этой области, как и в области типичных тундр, пространственная структура растительного покрова полностью задается структурой ландшафта, так как ценотические отношения растений ослаблены, а слой “живого вещества” на поверхности геосферы так тонок, что его пространственная неоднородность хорошо заметна глазом и не искажается никакими физическими факторами. В этом смысле север Корякского нагорья может служить эталоном для изучения ландшафтного рисунка растительного покрова. Мы не могли обойти вниманием этот высокий “удельный вес” морфоскульптуры рельефа в сложении растительности региона, поэтому читатель должен быть готов к тому, что встретит большое количество ландшафтных рисунков, картосхем и зарисовок участков макро- и мезорельефа, а также несколько более развернутое описание геоморфологических особенностей региона, чем это принято в геоботанических работах.
Рельеф
Корякское нагорье - обширная горная страна, расположенная на Северо-Востоке самого крупного континента - Евразии между 60о и 65о северной широты и между 165о и 178о восточной долготы (Пономарев, 1953). Основная горная система имеет в целом простирание с юго-запада на северо-восток и тянется на 1 200 км. Ширина этой системы составляет от 80 до 250 км. В центре Корякского нагорья возвышается гора Ледяная высотой 2 562 м над уровнем моря - высочайшая гора Северо-Востока России. Господствующие же высоты здешних гор незначительные - от 800 до 1500 м над уровнем моря. Четвертичное оледенение, имеющее горно-долинный характер, привело к тому, что горные цепи, несмотря на относительно небольшую абсолютную высоту, имеют резко расчлененный рельеф альпийского типа.
 |
С юго-востока Корякская горная страна омывается водами Берингова моря. Шельфовая отмель здесь незначительная, недалеко от берега глубина моря достигает 3000 м и даже более. Севернее мыса Наварин к Корякии примыкает обширный шельф - море здесь мелководное и редко его глубина превышает 30-40 м. На юго-западе этот регион омывается водами мелководного Пенжинского залива Охотского моря, на северо-востоке - водами тоже мелководного Анадырского залива и Анадырского лимана. На северо-западе Корякскую горную страну ограничивает Пенжинско-Анадырская депрессия, а на севере - р.Анадырь.
Вид на хребет Якану в Майнопыльгинском горном узле, южный макросклон Корякского нагорья, июль
|
Рис. 5. Основные хребты северной части Корякского нагорья:
1 - Узкий; 2 - Пархонай; 3 - Элекай; 4 - Рарыткин; 5 - Речной; 6 - Тамватней; 7 - Хатырское нагорье; 8 - Ковэрэланский; 9 - Комеутюямский; 10 - Релянай; 11 - Анкынай; 12 - Тынмысеут; 13 - Расчлененный; 14 - Тымлинай; 15 - Имыней; 16 - Корякский (16+40 - Майнопильгинский); 17 - Йенэскын; 18 - Плоский; 19 - Чирынай; 20 - Зубчатый; 21 - Непроходимый; 22 - Кэнкэрэн; 23 - Изнурительный; 24 - Тэргын; 25 - Нычьыкин; 26 - Тыныльвэнагты; 27 - Бараний; 28 - Черный; 29 - Рокотлат; 30 - Дикий; 31 - Туманный; 32 - Белые горы; 33 - Якану; 34 - Скалистый; 35 - Ныкепейляк; 36 - Хайидин; 37 - Янранай; 38 - Ынайрынатамельген; 39 - Дикий; 40 - Уквушвуйнен; 41 - Этырэт
От Срединного хребта Камчатки Корякские хребты отделены узкой перемычкой - Парапольским долом. Так называемая Корякско-Камчатская складчатая область выделяется геоморфологами как единая и целостная структурная система, хотя Корякское нагорье очень сильно отличается от гор Камчатки. Более того, Корякию геоморфологически и физико-географически не отделяют от Анадырско-Пенжинской депрессии и рассматривают в качестве Анадырско-Корякской системы (Пармузин, 1967) либо так называемой Анадырско-Корякской геоморфологической горной области (Баранова, Бискэ, 1964). Для этой области очень характерно развитие наложенных впадин (Марковской, Парапольской, Нижнеанадырской), а сама система хребтов и разделяющих их долин выделяется как район Корякского нагорья (Пономарев,1953). Общая площадь последнего составляет свыше 500 000 км2. На долю северной (чукотской) части Корякии приходится примерно половина нагорья (Великореченская, Койверелянская и Хатырская складчатые зоны, структурно примыкающие к Пекульнейскому антиклинорному сооружению) и примыкающая к нему Нижнеанадырская низменность.
|
 |
Горная часть этой системы геоморфологически представляет собой совокупность горных хребтов и кряжей высотой до 1500 м и разделяющих их межгорных впадин (рис. 5). В северной части нагорья находятся две из таких впадин - Верхне-Хатырская и Рытгыльвеемская. Эти широкие плоскодонные депрессии вымещены высокольдистыми четвертичными отложениями; рельеф их холмисто-увалистый (с возвышениями до 200 м), по краям осложненный формами водно-ледниковой аккумуляции, с провалами на участках вытаявших линз. Впадины эродированы небольшими реками с врезом русла 20-25 м. Для берегов характерны высокие обрывы; иногда небольшая речка шириной в 5-10 м протекает в узком каньоне. В генетическом отношении впадины считаются дном триасового моря, остатками древних поверхностей денудационного выравнивания, поднятых на разные высотные уровни новейшим орогенезом. В среднечетвертичное время они были переработаны ледником, после чего остались сильно размытые морены и флювиогляциальные равнины. /p>
Для северной части нагорья характерно структурное положение хребтов, сходящихся в двух горных узлах - Майнопильгинском и Ныкейпелякском. К ним приурочен низкогорный сильно расчлененный рельеф с отметками 800-1000 м. Корякско-Камчатская область мезозойской и кайнозойской складчатости - самый молодой структурный элемент в пределах Чукотского автономного округа. Здесь наблюдаются активные современные тектонические процессы - образование впадин, воздымание горных хребтов, изменение уровня речных и морских террас. Процессы восходящего развития хребтов отражаются в современном рельефе прежде всего в том, что реки интенсивно врезаются в коренное ложе долин с невыработанным профилем, а вершины и гребни хребтов острые, с сильным развитием осыпных процессов. В нагорье развито большое число широких перевальных сквозных долин, служивших ледосборными полями, на которых происходило накопление фирна в ледниковье (Ивановский, 1981).
Большую роль в разнообразии рельефа северной части нагорья играет литология. Горные массивы большей частью сложены морскими песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами верхнего мела, характерны выходы нижнемеловых и триасовых терригенных пород (Дегтяренко, 1971). Кроме того, в отличие от южной части нагорья, в северной широко распространены меловые, палеогеновые, неогеновые и четвертичные эффузивы, среди которых преобладают базальты и андезиты с их туфами и брекчиями, в меньшей степени липариты и дациты, а также ультраосновные интрузии. Последние встречаются по большей части фрагментарно, занимая небольшие участки, но встречаются и довольно крупные горные массивы гипербазитов. Самые характерные из таких массивов - Тамватнейские и Чирынайские горы. Оба массива идеально четко очерчены геоморфологически и представляют собой пространственно отделенные от окружающих гор невысокие кряжи (с отметками до 1000 м над ур. моря) с характерным розовато-красноватым цветом окисленных пород. Чирынайские горы возвышаются на моренной равнине у северных подножий основной цепи хребтов Корякского нагорья в междуречье рек Чирынай и Ныгчеквеем, а Тамватнейские занимают междуречье рек Великая (в среднем течении) и Тамватваам.
На гипербазитах наблюдается суровая обстановка: эти породы интенсивно выветриваются и быстро разрушаются, превращая склоны гор в мелкощебнистые осыпи. Первоначальный синевато-зеленоватый цвет пород при окислении на воздухе меняется и приобретает оранжево-красную окраску. Из-за интенсивности механического и химического выветривания на самих гипербазитах растительный покров не успевает сформироваться, поэтому на всех горах чистого состава наблюдаются только куртинные тундры с покрытием растениями не свыше 5%. Вокруг гор наблюдаются довольно длинные шлейфы, также розоватой окраски, с куртинным и пятнистым растительным покровом. Эти шлейфы языками вдоль ручейков заходят далеко на моренную равнину и в долины крупных рек.
По окраине массивов наблюдаются возвышенности со смешанным составом пород: иногда склоны разных экспозиций оказываются в зонах распространения разных пород – кислых гранитоидов и ультраосновных гипербазитов. В отличие от Чирынайских, в Тамватнейских горах наблюдается смешение горных пород на гораздо больших пространствах. Так, в Чирынайском массиве по окраинам встречаются сплошь гипербазитовые небольшие возвышенности (такие, как гора Мексика, или Отдельная), а в Тамватнейских этого нет. Большинство же гор и холмов окраин смешанного состава, гипербазиты на них выходят отдельными языками на поверхность в разных частях склона.
Корякское нагорье считается центром по крайней мере двух четвертичных оледенений - средне- и позднечетвертичного (сартанского), ледниково-аккумулятивные формы которых сохранились в межгорных понижениях, долинах рек и особенно на равнинах при выходе из гор. Следы среднечетвертичного оледенения сильно размыты и часто перекрыты позднечетвертичными. Наиболее четко они наблюдаются в Нижнеанадырской низменности на довольно больших площадях, а также в межгорных впадинах и предгорьях северного макросклона. Позднеплейстоценовое оледенение оставило в ландшафтах Северной Корякии гораздо более свежие нарушения, чем среднеплейстоценовое: это комплексы конечных, боковых и донных морен и высокие флювиогляциальные террасы в долинах рек, стекающих с крупных очагов позднечетвертичного и современного оледенения. Таковыми очагами на территории северной части Корякского нагорья являются Майнопильгинский и Ныкепейлякский (с запада примыкает Центральнокорякский) горный узлы и система осевых хребтов, образующих крупный Корякский хребет. Что касается южного, выходящего к океану, макросклону нагорья, то его системы переработаны позднеплейстоценовым ледником наиболее ярко и интенсивно.
Следы четвертичных оледенений в исследуемом регионе отсутствуют только на самой южной оконечности - в районе мыса Наварин, а также вдоль берега Берингова моря от мыса Наварин до устья р.Туманской. Сюда не доходили языки ледников, так как рельеф здесь низкогорный с характерными впадинами. Возможно, что-то мешало продвижению ледников на восток. Вдоль побережья на этом участке наблюдаются озера лагунного типа, широкие и открытые бухты (Гавриила, Грейга), и большей частью высокие и обрывистые берега со скалами и обилием птичьих базаров. Вдоль берега на расстоянии до 10 км прослеживаются широкие полого наклонные морские террасы высотой 20-30 и 60-70 м, поверхность которых преобразована современными делювиально-солифлюкционными и криогенными процессами. Последние предопределили широкое развитие бугристо-западинного и полигонально-валикового микрорельефа. По мере удаления от побережья эти морские террасы постепенно переходят в сглаженные увалы. Остановимся более подробно на следах позднечетвертичного оледенения, так как они в основном и определяют современный облик большей части территории региона. Внешние полосы приледниковых образований (шириной обычно 5-10 км) представлены флювиогляциальными равнинами.
|
Характерный пример такой равнины можно наблюдать в предгорьях хребта Кэнкэрэн. Флювиогляциальные конуса были отмечены нами в истоках р.Хатырка и у края гор с западного берега оз.Майниц. Флювиогляциальные равнины и конуса окаймляются грядами конечных и боковых морен максимальных стадий оледенения, за которыми вновь наблюдаются флювиогляциальные равнины и морены более ранних стадий оледенения. Так, за конечно-моренной дугой Ныгчеквеемско-Кэнкэрэнского ледника продолжается древняя флювиогляциальная равнина среднечетвертичного оледенения с валами конечных морен в Нижнеанадырской низменности (рис. 6).
Рис. 6. Граница моренных образований в северных предгорьях Корякского хребта (район Ныгчеквеемско-Конрарывеемских ледников): 1 - конечная морена позднечетвертичного оледенения; 2 - стадиальные морены; 3 - основное направление движения ледников; 4 - граница горных массивов; 5 - отдельные возвышенности на предгорной равнине
|
 |
|
Основная масса ледниковых отложений - это отложения регрессивной фазы развития ледника. Для края зоны ледников очень характерны подпрудные озера, формирующиеся в период наступления ледников. Примером такого подпрудного озера, неспущенного со времени последних оледенений, может быть озеро Майниц, по-видимому, подпруженное плотиной из боковой морены. Другой пример - котловина в верхнем течении р.Чирынай (устье рек Эльгываам, Майольгыконваам), перегороженная отрогами хребтов Йенэскын и Чирынай. На ней прослеживаются флювиогляциальные террасы двух-трех уровней (по 3-4 м высотой каждая), часть из которых, возможно, озерного генезиса.
Флювиогляциальные террасы - наиболее распространенный элемент ледникового рельефа в долинах всех достаточно крупных рек бассейна Великой (ниже устья р. Тамватваам) и Ныгчеквеема. Это зачастую обширные участки сглаженных ледником донных морен (ровные и горизонтальные), прорезанные руслом реки. По р. Ныгчеквеем наблюдается две таких террасы высотой по 3-4 м каждая, по р. Тамватваам в районе Тамватнейских гор - одна высокая (20 м) терраса. Необходимо отметить, что флювиогляциальные террасы прослеживаются только по окраинным зонам позднеплейстоценового ледника, в местах “вытекания” ледниковых языков на равнины. В узких распадках западной части северного макросклона можно встретить только следы боковых и конечных морен; их распространение сильно ограничено. Гораздо большее развитие моренный комплекс получает в центрах оледенения. Плоские участки донных морен хорошо заметны в верховьях р.Ныгчеквеем, вокруг оз.Майниц. Они окружены смятыми складками стадиальных кнечных морен с сильным расчленением мезорельефа.
В пределах хребтов Янранай, Якану и Корякский (Майнопильгинский горный узел) находится самый мощный из очагов современного оледенения на Чукотке. Длина выползающих из каров ледников здесь может достигать 0,5-2,5 км, хотя высота окружающих гор невелика (900-1200 м). Формирование ледников здесь происходит за счет большого количества осадков зимой, не успевающих стаять в течение прохладного лета. Количество ледников в Корякской горной системе по данным разных авторов сильно различается - от 461 (Васьковский, 1955) до 1135 (Долгушин, Осипова, 1989), что связано с разной мощностью ледников и неоднозначным толкованием этих образований. К ледникам могут относить фирновые поля и снежники разных размеров, а также бронированные ледники и каменные глетчеры. Эти ледники одними геологами (Баранова, Бискэ, 1964) считаются восстановившимся остатком прежнего оледенения, другими (Галанин, 1999) признаются системами, переживающими активное перерождение и распад. Подавляющее большинство работ по ледникам, к сожалению, касается южной (западной) части Корякского нагорья. Граница питания ледников в Корякском нагорье проходит всюду ниже климатической снеговой линии, что является характерной чертой Тихоокеанской гляциальной провинции (Ивановский, 1981); 80% общего числа ледников приходится на каровые.
|
 |
Система хребтов в осевой части макроструктуры Корякского нагорья, отграничивающая северный макросклон от южного (называемая Корякским хребтом) считается центром четвертичного оледенения. Здесь в цирках и карах (частично висячих) не очень высоких гор (до 1600 м) до сих пор наблюдаются каровые и остаточные ледники, фирновые поля, погребенные под снегом льды и каменные языки (рис. 7).
Рис. 7. Типичный карово-долинный ледник в осевой части Корякского хребта: 1 - мелкое озеро на поверхности ледника; 2 - фронтальная часть ледника, бронированная обломочным чехлом (высота фронтального уступа 50 м); 3 - краевые части ледника, отграниченные маргинальными каналами; 4 - морена
|
 |
Осевая часть Корякского хребта имеет типичный альпийский рельеф, вершинные гребни довольно острые, характеризуются выходами скал и развитием осыпей. Склоны гор часто крутые, от 30 до 70о и вогнутые, что свидетельствует о преобладании обвально-осыпных процессов. Встречаются “бараньи лбы” и другие следы ледниковой полировки; причем особенно сильно отполированы льдом перешейки между верховьями рек разных макросклонов. Наблюдаются многочисленные современные нивально-гляциальные и перигляциальные формы рельефа. В ледниках выражены боковые и очень редко - срединные морены. Боковые морены идут вдоль тела всего ледника и продолжаются вниз по долине на 10-15 км, они представляют собой валообразные гряды, причлененные к крутым склонам трогов (рис. 8). Сложены эти гряды крупноглыбовым материалом, а их высота достигает 20-30 м. Здесь также наблюдаются присклоновые нагромождения обломочного материала, связанные с зимним сходом лавин.
Рис. 8. Приледниковый ландшафт в истоках руч. Находка (правый исток р.Ныгчеквеем): видны боковые морены с куртинной и пятнистой растительностью
|
 |
Ледники, область питания которых расположена ниже 850-900 м, преобразуются в каменные глетчеры с волнообразным характером движения либо в моренные образования (Галанин, 1999). Внутри этих образований находится погребенный глетчерный лед. Конечные образования, развитые у концов деградирующих ледников, образуют пояс шириной до 1 км, в котором можно часто выделить несколько гряд стадиальных конечных морен голоценового возраста. Три стадиальные морены на леднике под горой Цирк (истоки р.Находка) располагаются на расстоянии 200-300 м друг от друга (Галанин, 1999).
В хребтах, окружающих горные узлы, современные ледники не отмечены, хотя повсеместно наблюдаются кары четвертичного оледенения со сглаженными порогами, в котловине которых обычны озерки или нагромождения обломочного материала. В отличие от северного макросклона, на южном более часто наблюдаются не кары, а цирки, открывающиеся не в эрозионные ложбины, а в долины-троги. В старых карах, местах накопления снега, под гребнями и обрывами плоскогорных участков образуются нивальные ложбины и ниши. Наибольшее количество старых каров наблюдалось нами на северном макросклоне нагорья - в хребтах Кэнкэрэн, Непроходимый и др. Здесь кары перестраиваются в снегосборные воронки, где зарождаются и сходят лавины.
|
|
Cтадии перестройки каров в нивально-каровые ложбины можно наблюдать на южном макросклоне Корякского хребта. Здесь процессы нивации столь интенсивны, что приводят к росту и смыканию каров: часто встречаются осыпные полуразрушенные стенки между соседними карами - карлинги. В системе руч.Находка и р.Ваамочка отмечены в изобилии проломы задней стенки каров, приводящие к образованию ледниковых проходов. Ледниковые проходы и карлинги, возникшие в эпоху ледниковья, сглажены и отполированы ледниками, перетекающими в систему другой реки. Пример такого явления встречен в сквозной долине между истоками руч. Находка и р.Ваамочка, где наблюдаются два бывших каровых озера (Мертвое и Гагарье), разделенные отполированным карлингом (на его поверхности сделано описание 53).
На фото: на леднике в Майнопыльгинском горном узле
|
 |
В горах южного макросклона аккумулятивные ледниковые формы рельефа сочетаются со скульптурно-ледниковыми. По днищам долин повсеместно встречаются донные морены, многочисленны троговые долины с совершенно плоским дном, каньоны глубиной 30-40 м, цирки, “бараньи лбы” и другие формы ледниковой морфоскульптуры. В среднем течении р. Ваамочка вдоль многих притоков отслеживаются боковые морены с беспорядочным бугристо-западинным рельефом; при впадении в р. Ваамочка притоки часто прорываются через боковую морену главного ледника, прорезая при этом ущелье глубиной 5-10 м. Водотоки III-го порядка обычно узкие с лавинным режимом, текущие в глубоких ущельях. Ущелья северной и северо-западной экспозиции забиты плотным снегом вплоть до августа.
Валы конечных морен могут быть сильно сглажены ледниками последующих фаз оледенений. Конечная морена в нижнем течение р.Ваамочка, например, состоит из нескольких валов разной степени разрушенности. Ее первый широкий вал, сильно сглаженный ледником, образует водораздельную равнину в устье р.Ватапваам, осложненную беспорядочно-холмистым рельефом с озерками и отдельными сглаженными останцами. Надпойменная терраса р.Ваамочка опущена относительно этого вала на 5-8 м.
При впадении многих рек в Берингово море, благодаря подпруживанию моренными валами и косами формируется система озер лагунного типа. Крупнейшие такие системы - озера Ваамочка и Пекульнейские (15-20 км в поперечнике) - находятся в устье рек, берущих свое начало в хребтах Янранай, Туманный, Якану, Скалистый, Дикий и др., в совокупности называющихся горами Уквушвуйнен. Озера расположены во впадинах в месте выползания в плейстоценовое время ледников с гор Корякии. Между озерами в предгорьях распространены моренные холмы, возвышающиеся на 100-200 м над ур. моря и всхолмленные равнины конечных морен. В предустьевой части рек, впадающих в системы озер, формируются широкие заболоченные сильно обводненные заторфованно-озерные низменности, занятые комплексами болот, лугов и ольховников. На этих участках реки расщепляют свои русла на множество проток. Все реки, впадающие в Берингово море, имеют подводные долины - каньоны. Поэтому там, где к берегу выходят не моренные равнины, а горные массивы, тип берега становится типично фиордовым, что говорит о его ледниково-тектоническом происхождении (Атлас океанов, 1974).
|
|
На фото: заболоченная низменность в устье р. Ваамочка в месте выползания плейстоценового ледника в море. Вид с горы Янранай
Гидросеть исследуемого района имеет типично горный характер. Флювиальные процессы высоко динамичны, наблюдается быстрая переработка поверхностей руслового и прируслового рельефа. Внутри пояса меандрирования постоянно образуются и меняют свои очертания русловые косы, побочни, подводные формы плесов и перекатов. Однако несмотря на столь интенсивное руслоформирование, в развитии крупных долин отмечается некая консервативность, и пояс свободного меандрирования остается практически одинаковой ширины (что отмечено на топографических картах разного возраста и при полевых работах).
|
Верховья всех горных рек в регионе характеризуются большим количеством наледей. Наледные поля редко превышают 1-2 км в длину, чаще же до 600 м, но очень типичны для ландшафтов почти всех изученных районов. Все они приурочены к участкам долин, расположенным ниже притоков. Образование наледей вызывает деформацию речного русла - в результате оно разбивается на несколько рукавов, блуждающих по наледному полю (фуркация русел). По краю наледных полей часто происходит разрушение нижней части склонов. У внешней окраины наледи формируются своеобразные наледные “зандры” из гравелистого песка, а также галечные валы.
В ряде бассейнов водотоков I и II-го порядка (верховья р.Чирынай и других притоков Великой) отмечены так называемые “сухие речки”, или флювиогляциально-пролювиальные потоки, текущие либо по руслам бывших ледничков, либо по тектоническим разломам. Это потоки крупноглыбового материала, перемещающие каждую весну вниз и от борта к борту огромные массы щебня, галечника, песка. Похожая картина наблюдается в эрозионных рытвинах на растущих горных массивах океанического макросклона (бассейны рек Амамкут, Ильнайвеем и других, впадающих в Берингово море на востоке региона).
Самая крупная из всех рек северной части Корякского нагорья - Великая (Мэйнывеем) - протекает на северном макросклоне. Она берет свое начало в центральной части нагорья, и в верховьях высота ее русла над уровнем моря составляет 200-300 м. Окружающие горы достигают 700-800, реже 1000 м над уровнем моря. Ниже устья р. Койверелян река протекает в довольно широкой долине, которая находится на высоте 100 м над уровнем моря. В среднем течении р. Великая выходит из гор, минуя крупный массив ультраосновных Тамватнейских гор, и протекает по Нижнеанадырской низменности до впадения в залив Онемен. В нижнем своем течении она принимает в себя три крупных правых притока - реки Тамватваам, Чирынай и Этчинку. Все эти реки, как и сама р. Великая, характеризуются пойменными таликами (Некрасов, 1967). Лишь ниже метеостанции “Великая” характер главной артерии меняется - здесь она имеет подрусловой, устойчивый, водоносный, несквозной талик (Некрасов, 1967), ее русло разбивается на множество равных проток, течение замедляется, и река приобретает все черты равнинной.
Другая крупная река северной части Корякского нагорья - Ныгчеквеем, в нижнем течении (после впадения р. Майнельвэгыргын) называемая Туманской. Эта река, как и Великая, пересекает несколько геоморфологических районов. Она берет свое начало в осевой части Корякской горной системы (хребты Непроходимый, Плоский, Зубчатый, Тыныльвэнагты), пересекает низкогорную часть и выходит на всхолмленную равнину. В среднем и нижнем течении она протекает по так называемой Ныгчеквеемской впадине (часть Нижнеанадырской низменности). В верхнем течении эта река прорезает низкие (до 800 м) горы, массивы которых ближе к краю распадаются на отдельно стоящие возвышенности и сопки. Долина реки в этой части широкая, до 10 км; само русло врезано на 6-10 м. По границе “пойма – терраса” характерны высокие уступы - обрывы, местами скальные.
Для районов верхнего и среднего течения характерен моренный комплекс, развитый у подножия гор и на высоких террасах. Он представлен боковыми и конечными моренами - пологими холмами до 2-3 км длиной, часто с озерами во впадинах и воронках, а также грядами до 20 м высотой, с мелкими озерками в котловинках и ложбинами. На поверхности морены много уже полностью осушенных впадин, дно которых представляет собой каменистый или растрескавшийся щебнисто-глинистый субстрат. Ручьи, прорезающие морену, обычно текут в каньонах и ущельях, высота стенок которых достигает 20 м. Нижние части склонов гор также прорезаны узкими небольшими ущельями, вплоть до августа забитыми снегом. В наиболее глубоких распадках северной экспозиции эти снежники перелетовывают. В бассейне р. Ныгчеквеем располагается самое крупное озеро северного макросклона - оз.Майниц, тектонически-ледникового происхождения.
На северо-востоке к Корякскому нагорью вплотную примыкает Нижнеанадырская низменность - она с трех сторон окружена горами, подвергшимися недавнему оледенению, о чем свидетельствуют замкнутые понижения озерно-аллювиальных равнин и дуги конечных морен. Структурно Нижнеанадырская низменность включает в себя две впадины - Великореченскую и Ныгчеквеемскую, и слабохолмистые выположенные поверхности вокруг древнего вулкана горы Дионисия. Последние небезосновательно часто относят к другой геоморфологической структуре - отрогам Золотого хребта.
Ныгчеквеемская впадина характеризуется наиболее выраженным в регионе моренным рельефом. Свежие морены с обязательными озерками во впадинах - сильно пересеченный холмисто-грядовый моренный рельеф - наблюдаются в самых предгорьях хребта Кэнкэрэн и против выхода крупных долин в Ныгчеквеемскую впадину. Дуга свежих морен доходит почти до р.Ныгчеквеем в ее среднем течении. С.Ф.Бискэ (1978) указывает для этого района “озовые и камовые отложения”, расположенные в междугрядовых понижениях краевых комплексов моренных гряд.
Северная граница конечной морены последнего оледенения Корякских гор показана на рис. 6. Вал конечной морены представляет собой множество гряд и холмов с ложбинами и впадинами, на дне которых полудренированные и дренированные озера. Чем ближе к горам, тем больше озер дренировано, и тем глубже воронки новых термокарстовых провалов. Под горами морена наиболее активна и рельефна, на расстоянии же 10-20 км от гор и по краю дуги наблюдаются деформированные морены с неправильными буграми и выположенными котловинами, занятыми сильно дренированными озерами. Здесь конечно-моренный вал сильно размыт. Так же сильно сглажена (современными пойменными процессами) морена против выхода и других крупных рек из гор. Распространение бугристо-западинного рельефа свойственно только пологим участкам долин и равнин, где ледники распластывались, теряя свою мощность и скорость движения. Фронтальные и боковые морены этих ледников во впадине не выражены.
Река Ныгчеквеем в среднем течении имеет довольно широкое русло (до 100 м), часто разветвленное на множество проток. Надпойменная терраса от моренного комплекса отграничивается невысоким (1-3 м) уступом. В пределах Ныгчеквеемской и Великореченской впадин реки Ныгчеквеем и Великая характеризуются невыработанным профилем, так же, как р.Анадырь в нижнем течении (ниже Крепости). Русла рек в этой зоне столь молоды, что еще не успели разработать долин с флювиальным рельефом. Пойма как таковая на этих участках отсутствует, можно говорить только о русловой физико-географической фации.
Ландшафты Нижнеанадырской низменности включают в себя слабоволнистые водораздельные поверхности, сильно разрушенные моренные бугры, невысокие горы (до 600-700 м), главной из которых является древний вулкан - гора Дионисия, расположенная в 25 км к югу от г.Анадырь. Увалы низменности - фрагменты холмисто-моренного рельефа, сильно денудированного морскими трансгрессиями. На ряде возвышенностей можно пронаблюдать старые морские террасы (до 3 уровней). Основные же пространства низменности заняты полигональными и трещиноватыми тундрами с мощными подземно-жильными льдами, термокарстовыми озерами и котловинами самоспущенных озер, хорошо переработанными термокарстом. На аласах развит полигонально-валиковый микрорельеф, на старых котловинах он преобразуется в грядово-мочажинный. Реки в низменности сильно меандрируют, имеют обрывистые берега до 3-5 м, а в устьевой части превращаются в глубокие каналы с переменным приливно-отливным течением. Во внутренней части низменности реки приобретают спокойное течение, развивается система озер и проток.
С востока Нижнеанадырская низменность открыта к морю, и на побережье Анадырского лимана наблюдаются тамповые понижения, заливаемые нагонными морскими водами во время больших штормов и приливов. Тамповые (засоленные) низменности представляют собой уникальный для региона тип ландшафта, характеризующийся доминированием маршевых галофитных лугов и тундр с множеством котловинок и луж, образующихся при отступании приливных вод, выносящих куски льда вместе с прилипшим к их дну почвенно-растительным материалом. Морская денудация создает специфические формы микро и мезорельефа - озерки лагунного и тампового типа, канавы устьевых частей ручьев, глубокие рытвины, заливаемые морскими водами. Обширные участки тампов завалены плавником, частично прибывающим ежегодно за счет надвигания на плоский берег льдов с вытаивающим мусором.
 |
Тампы отграничены от незасоленных участков низменности старыми галечно-песчаными косами и береговыми валами - следами древних береговых границ. Эти валы 5-10 м высотой, в настоящее время отстоящие от побережья на 5-10 км, свидетельствуют об отступании (регрессии) моря за последние тысячи лет. Морское побережье в районе “гнилых углов” Анадырского лимана и залива Онемен отлогое; рост глубин не достигает 1 м на 1 км. В связи с этим зона литорали как таковая не выражена, береговая полоса представляет собой обширную (от сотен метров до километров) илисто-грязевую зону, лишенную даже водной растительности.
Гнилой угол Анадырского лимана: грязевая полоса, заливаемая во время приливов
|
Геологическое строение и геологическая история
Корякско-Камчатская складчатая область формировалась на протяжении длительного времени в течение более чем полумиллиарда лет и неоднократно подвергалась складчатости и деструкции (Петров, 1965). За это время на ее месте существовали океаны, образовывались и исчезали островные дуги, воздвигались и разрушались грандиозные горные цепи. Эти былые процессы и запечатлены в каменной летописи пластов горных пород, выходящих на дневную поверхность в береговых обрывах, уступах речных террас и скальных выходах (Пономарев, 1953; Бискэ, 1978; Петров, 1965; Лазько, 1975).
В результате мезозойской коллизии блоки осадочных пород с эффузивами перемещены от океана в глубину континента и находятся в аллохтонном залегании (Звизда, Василенко, 1999). Доказано, что Майницкая зона представляет палеосистему дуга-желоб, являющуюся в поздней юре - раннем мелу частью западного обрамления Тихого океана (Петров, 1965).
Активная континентальная окраина в Коpякии представлена вулкано-плутоническими ассоциациями андезитовой и риодацитовой магм, в тыловой ее зоне отмечаются латиандезиты и дациты, обогащенные барием. Для внутриплитовых трахибазальтов, гавайитов и муджиеритов толеитового ряда характерна повышенная щелочность, обогащенность тугоплавкими элементами - такими, как титан, цирконий и хром. Несмотря на колоссальный объем наземных вулканических извержений, большая часть магматических расплавов не достигала поверхности и застывала на небольшой глубине, образуя субвулканические тела. Иногда магматический расплав, находясь в сверхвысоком давлении, взрывался, дробил и сплавлял обломки вмещающих пород в результате чего образовывались вулканические брекчии (Захаров, Звизда, 1999). К концу мелового периода вулканическая активность начала угасать, однако снова активизировались тектонические процессы и складкообразование, в результате которых пласты вулканических осадков сминались в складки и слабо метаморфизовывались (Сакс, 1949).
Комплекс субвулканических и вмещающих пород в северной части Корякского нагорья в различной мере преобразован постмагматическими процессами. Наиболее свежими породами изученной структуры являются долериты и прилегающие к ним эксплозивные брекчии. Количество новообразованных минералов в них составляет не менее 50%. Элементы неоднородности субвулканического комплекса прослеживаются в северной части Тамватнейского массива (Звизда, Василенко, 1999).
На фото: Осевая часть северной части Корякского нагорья
Для Майницкой островодужной системы характерны высокомагниевые базальты. По содержаниям щелочей, стронция, титана, циркония эти базальты сопоставимы с толеитами юных островных дуг, но отличаются от них низким отношением FeO/MgO. Высокомагниевые базальты образуют переходы к известковощелочным, при этом сохраняются высокие содержания элементов группы железа, особенно хрома. При переходе к андезитобазальтам рост щелочности незначителен, содержания бария также низкие, как в толеитах юных островных дуг (Захаров, Звизда, 1999).
Предполагают, что Корякия как структурная область образовалась в результате скучивания и консолидирования большого количества разновозрастных блоков с океанической и континентальной корой, хотя существуют и другие мнения (Лазько, 1975). Большая часть Корякии - это область раннекайнозойской складчатости, здесь имеются интрузивные пояса, в том числе и гипербазитовые. Весь Корякский хребет иссечен дугообразными разломами, здесь очень много кольцевых структур самого разного размера (Васильев, 1936; Пономарев, 1953; Атлас океанов, 1974).
Структуры этой области широко представлены как осадочными, так и изверженными магматическими породами. Среди осадочных преобладают яшмы, радиоляриты, аргиллиты, песчаники, сланцы, а магматические в основном представлены множеством небольших интрузий и вукланическими плато (Лазько, 1975; Звизда, Василенко,1999).
Особенностями Корякско-Камчатской складчатой области являются широко распространенные ультраосновные и основные массивы, представляющие пластины океанической коры, “выжатые” на поверхность тектоническими движениями. Наиболее типичными из них являются Усть-Бельский, Тамватнейский, Научирынайский и другие. Их слагают самые глубинные породы - перидотиты и габбро, которые состоят из таких минералов, как оливин, пироксен, амфибол и основной полевой шпат - андезин (Унксов, 1981; Звизда, Василенко,1999).
Ультраосновные породы, как правило, имеют темный или слегка зеленоватый цвет. С ними часто бывают связаны месторождения платины, меди, никеля, кобальта, хрома, ртути, вольфрама и поделочных камней. Например, в пределах Тамватнейского ультраосновного массива расположено крупнейшее в мире одноименное ртутно-вольфрамовое месторождение, протягивающееся более чем на 10 км.
Главный этап складчатости, в результате которой отдельные структуры Корякско-Камчатской области консолидировались и оформились как единое целое, начался в конце мезозоя - начале кайнозоя, а в некоторых районах активные тектонические процессы продолжаются и в настоящее время (Сакс, 1949; Петров, 1965; Лазько, 1975).
В начале кайнозойской эры, примерно 60 млн. лет назад, в палеогеновом периоде большая часть территории Чукотки представляла собой горную страну. Лишь в отдельных районах на юге и юго-западе продолжалась вулканическая деятельность, в целом же на Чукотке в это время наступила относительная тектоническая стабилизация. Климат тогда был теплым и влажным и способствовал быстрому выветриванию и разрушению горных массивов. Постепенно высокие горы превращались в холмистые равнины.
В конце палеогенового периода примерно 30 млн. лет назад вновь активизировались тектонические процессы, сопровождавшиеся образованием трещин и глубинных разломов, по которым новые порции магматических расплавов извергались на поверхность, образовывали вулканические конуса и щиты. Однако теперь вулканические процессы охватили только Корякско-Камчатскую структурную область и лишь незначительно проявились в других областях Чукотки и Охотии. К этому времени, например, относится формирование останцовых гор в окрестностях г. Анадырь (Дионисия, Михаила и др.), а также образование лавовых покровов и плато в Корякском нагорье и других районах (Пономарев, 1953; Лазько, 1975).
Вертикальные тектонические подвижки на Чукотке привели к образованию современных впадин: Нижнеанадырской, Марковской, Ванкаремской, Чаунской и других. Многие впадины оказались ниже уровня океана и превратились в мелководные заливы и лиманы. Другие представляли собой заболоченные ландшафты, в которых господствовали широколиственные и вечнозеленые леса. Море в эту эпоху периодически то наступало, то вновь отступало. Об этом свидетельствует чередование пластов каменного угля и морских мелководных отложений, наблюдаемых в разрезах Анадырской и Беринговской угольных шахт (Пономарев, 1953).
Неспокойная тектоническая обстановка на территории Чукотки продолжалась в течение всего неогенового периода (Хопкинс, 1976). Климат на Земле к тому времени заметно похолодал, вечнозеленые леса сменились широколиственными и хвойными. Вулканические процессы в Корякско-Камчатской структурной области постепенно ослабевали, а береговые очертания Чукотского региона уже были близки к современным (Лазько, 1975).
В начале четвертичного периода, примерно 1 млн. лет назад, климат Земли похолодал настолько, что началась эпоха великих оледенений. К началу ледниковой эпохи на территории Корякского нагорья были распространены таежные и лесотундровые ландшафты, которые постепенно отступали к югу под натиском ледникового щита. Во время первого ледникового максимума (Зырянское оледенение), наступившего около 60-70 тыс. лет назад, ледниковые щиты достигли своего максимального размера и мощности (Юрцев, 1973).
На территории Чукотки ледниковый покров не был сплошным. Существовало несколько ледниковых центров, расположенных в горных и приподнятых районах. Наиболее крупные ледниковые щиты существовали на территории современного Анадырского плоскогорья, Корякского нагорья и на Чукотском полуострове. Уровень моря тогда опустился на 150 - 200 м ниже современного, обнажив дно мелководных заливов. В результате этого возникла сухопутная перемычка между Евроазиатским и Северо-Американским континентами - так называемый “Берингийский мост суши”. По этому мосту происходила миграция и расселение многих видов животных и растений, в том числе и человека.
Примерно 30-40 тыс. лет назад потепление климата вызвало таяние и отступание ледниковых щитов, а уровень моря стал заметно повышаться. Через некоторое время океанические волны вновь хлынули через Берингов пролив, отделив Азию от Америки. Тем не менее несмотря на отступание ледников, огромные запасы холода, накопившиеся в земле в виде многолетней мерзлоты, не давали произрастать высокоствольным деревьям. Ландшафты Чукотки имели тогда тундровый и лесотундровый облик и сильно напоминали современные. Стада мамонтов, диких лошадей, северных оленей, шерстистых носорогов по мере потепления двигались на север - туда, где условия для них были более привычны. Они не могли так быстро адаптироваться к менявшемуся климату (Юрцев, 1973).
Межледниковье длилось относительно недолго, и примерно 20-28 тыс. лет назад потепление сменилось похолоданием, а ледниковые щиты начали разрастаться. Наступила Сартанская эпоха последнего оледенения. Однако на этот раз ледники на Чукотке покрывали намного меньшие площади суши, чем в предыдущую ледниковую эпоху. Вновь осушился морской шельф и образовался Берингийский мост, связавший Азию и Америку (Бискэ, Баранова, 1973).
Примерно 15-12 тыс. лет назад климат на Земле вновь начал становиться более теплым, ледники быстро таяли, а уровень моря повышался. Устье современной р. Анадырь в конце последнего ледникового максимума было намного восточнее и южнее г. Анадыря, а реки Великая и Канчалан были его притоками, а не впадали в Анадырский лиман. По мере повышения уровня моря устье и дельта реки Анадырь оказались затопленными (Пономарев, 1953).
Ледниковый период оказал огромное влияние на очертания современного рельефа Корякии. Благодаря ледникам образовались глубокие троговые долины, ледниковые кары и цирки, морены и подпрудные озера. Вместе с ледником из высокогорий на равнины и в понижения выносилось большое количество обломочного материала. Иногда размеры обломков достигают впечатляющих размеров, а на их ледниковое происхождение определенно указывает их внешний облик. Так, на побережье Анадырского лимана встречаются эрратические валуны, имеющие отполированную поверхность и ледниковую штриховку в результате трения и царапания их о другие обломки во время перемещения ледником (Пономарев, 1953).
На фото: река Светлая, текущая по тектоническому разлому, и окружающие ее горы
Климат
В соответствии со схемой климатического районирования (Прикладной климатологический…, 1960), исследуемая территория лежит в субарктическом климатическом поясе, причем самая южная его часть - в климатической области муссонного морского климата, а вся остальная - в климатической области умеренного континентального и морского климата. Характеристику этих областей легче всего можно дать по сведениям работавших здесь до 1990 г. метеостанций (табл. 2).
Исследуемая территория характеризуется преобладанием умеренно морозных классов погод с бурным ветровым режимом в течение длительной зимы и коротким, прохладным летом, дождливым на побережье и в осевой части центрального хребта, и более теплым и сухим во внутренних районах (Прикладной климатологический… , 1960). Отдельные горные районы имеют климат арктических тундр. По всему региону погода крайне неустойчива, что подчеркивают все климатические справочники.
|
Таблица 2
Некоторые характеристики климата по многолетним данным метеостанций, расположенных в северной Корякии и ее окрестностях (по Яньшину,1992)
Климатическая
область |
Метео-станция |
Среднегодовые температуры, оС; минимумы и максимумы, месяцы года |
Годовое кол-во
осадков, мм |
| средняя |
миним. |
максим. |
| Умеренно-конти-нентального и морского климатов |
Марково
Анадырь
Великая |
-9,2
-7,7
- 8,2 |
-28,4 (I)
-22,7 (I)
-24,4 (I) |
13,4 (VII)
10,5 (VII)
12,1 (VII) |
334
312
341 |
| Муссонного морского климата |
мыс Наварин
Хатырка |
-4,1
-4,6 |
-13,4 (I)
-16,5 (I) |
8,0 (VIII)
8,6 (VIII) |
540
нет данных |
|
Суммарная солнечная радиация в Корякском нагорье составляет порядка 80 ккал/см2 в год. Значительное количество тепла здесь поступает в воздух с поверхности моря - около 30 ккал/см2 в год, что является существенным вкладом в тепловой баланс региона. Берингово море оказывает заметное отепляющее воздействие на атмосферу Корякии, так как относительно теплые воды выходят на поверхность моря в районе мыса Олюторский. Так, например, если в районе г. Анадырь температура воздуха в среднем -20о С и ниже, то у мыса Олюторский в это же время воздух в среднем охлаждается только до -10о С (Климатологический справочник, 1950; Атлас океанов, 1974). Вообще в узкой прибрежной полосе Берингова моря наблюдаются наиболее высокие значения температур, но уже в 150-200 км от нее они понижаются на 5-7о.
Безморозный период в северной Корякского нагорья продолжается около 85 дней, многолетняя среднегодовая температура воздуха –7,5о С, а многолетняя амплитуда колебаний температуры около 16о. В зимний период преобладают ветры северо-западных румбов, довольно часты метели и пурги, особенно на побережье. В связи с этим снеговой покров бывает очень плотный, приближаясь к фирну (Атлас океанов, 1974). |
В январе - апреле Берингово море в районе северной Корякии, как правило, покрыто сплошным льдом или большими скоплениями плавучего льда. Это существенно усиливает континентальность погоды зимой.
В остальное время года море свободно от льда, и океаничность погоды резко возрастает. В мае температура воздуха у поверхности в становится выше 0о С, а в июне достигает +6о С. В июле воздух в среднем прогревается до 10о С и более (в отдельные годы средняя температура июля может достигать даже +16о С). В августе (самый теплый месяц года) воздух в среднем прогрет до +10о С (до +18о С в особо теплые годы). Тепло здесь и в сентябре - в среднем до +7о С (до +16о в особо теплые годы). Положительной остается температура воздуха и в октябре - в среднем +2о С. Отрицательные температуры устанавливаются в Корякии в ноябре (-4о С) (Атлас океанов, 1974).
Распределение осадков связано с господствующими ветрами и рельефом местности. При южных потоках тихоокеанского воздуха мощный осадкообразующий эффект вызывают горные системы Корякского нагорья. Отроги Корякского хребта, простирающегося почти на 1 200 км параллельно береговой черте Берингова моря, обусловливают увеличение осадков в прибрежной зоне: при натекании на нагорье воздушных потоков юго-восточного направления вызывается значительный подъем воздуха, резко усиливающий процессы конденсации. В осевой части хребта отмечается до 900 мм осадков в год. На наветренных склонах, обращенных к морю, выпадает 700-800 мм осадков, а во внутренних районах региона - долинах рек и котловинах, экранируемых хребтами - среднее количество осадков, выпадающих за год - не более 300-500 мм. Столь же существенно различие в относительной влажности воздуха в океанических и внутренних районах Корякии: на побережье число дней с относительной влажностью воздуха более 80% достигает 290, а во внутренних - 50-100. Основное количество осадков выпадает зимой. Например, в Анадыре за 5 теплых месяцев выпадает лишь 1/3 годовой нормы осадков.
Типовые синоптические процессы в южной части Чукотки как звенья атмосферной циркуляции над Восточной Арктикой и их календарная повторяемость достаточно детально описаны П.И.Зимичем (1998). Снежный покров на побережье Берингова моря и в Корякском нагорье устанавливается в конце апреля - начале ноября. На побережье толщина снежного покрова достигает 80-90 см на ровных участках. Из-за сильных ветров (9-10 м/сек) он лежит очень плотным слоем и сходит в середине июня. Во внутренних районах, а также узких распадках, в долинах рек, ложбинах в результате частых и сильных пург образуются мощные снежные забои высотой 2-3 и до 5 м. Максимальная снегозаносимость-многоснежность и сильно расчлененный рельеф делают горные районы лавиноопасными.
На всех реках в верховьях образуются обширные наледи, которые сильно выполаживают дно речных долин и резко сокращают вегетацию растений, так как стаивают только в середине июля. Мощное развитие наледей в Корякии связано с водообильностью подмерзлотных вод, которые приурочены к толщам рыхлых отложений и особенно к тектоническим разломам (Пономарев, 1953).
Повсюду распространены многолетнемерзлые породы, мощность которых в северной Корякии значительно меньше, чем на остальной территории Чукотки, но все же достигает 100-300 м и более (Котов, 1995). В окрестностях г.Анадырь максимальная мощность многолетнемерзлых пород 150 м, пос. Беринговский - 120 м (Котов, 1995). Наибольшей мощности многолетняя мерзлота достигает в горах на участках со слабо развитым снежным покровом (где снег зимой сдувается). Сквозные талики встречаются только под большими озерами и в поймах крупных рек. Наибольшие таликовые зоны в регионе расположены в долине р.Великая на участке от Березово до фактории “Великая”. Чаще распространены несквозные талики под руслами небольших рек, ручьев, под котловинами термокарстовых озер, в поймах крупных рек за пределами водотоков.
Мерзлотные процессы и явления играют не столь значительную роль в формировании современного рельефа и растительного покрова, как на территории остальной Чукотки. Полигональное морозобойное растрескивание и морозное пучение с выдавливанием на поверхности каменного материала в горах Корякии практически не встречается в связи с альпинотипным рельефом; солифлюкционные процессы не столь интенсивны и затрагивают только шлейфы склонов гор (за исключением мыса Наварин). Из склоновых процессов более распространены курумообразование и каменные глетчеры, особенно в районах оледенений; из процессов протаивания льдистых пород - термоабразия по берегу Анадырского лимана и р.Великой, термокарст в Нижнеанадырской низменности и районах морен.
Читать далее главы монографии
