 | Воздействие катастрофических факторов на природу |
http://eps.dvo.ru/vdv/2004/2/pdf/vdv-093-101.pdf - Вестник ДВО РАН. 2004. № 2 РАЗЖИГАЕВА Надежда Глебовна — кандидат геолого–минералогических наук, ГАНЗЕЙ Лариса Анатольевна — кандидат географических наук (Тихоокеанский институт географии ДВО РАН, Владивосток).
Воздействие катастрофических факторов (вулканизм, землетрясения и цунами, тайфуны и наводнения,сильные шторма и т. п.) на природу происходит на фоне долговременных климатических изменений, затушевывая их влияние и изменяя направленность развития.
3начительно влияют на развитие ландшафтов события, вызывающие моментальное с геологической точки зрения поступление огромных количеств рыхлого материала, который м может изменить устройство рельефа, состав субстрата и биотических компонентов. Не меньшее значение имеeт вынос или перераспределение обломочного материала и активизирующие эрозионные процессы. В пределах небольшой островной суши кратковременные катастрофические события оказывали необратимое воздействие на развитие ландшафтов, вызывая их перестройку вплоть до полной смены. Особенно велико влияние катастрофических факторов на океанических островах геодинамически активных зон.
В задачу входят идентификация следов катастрофических событий, выяснение их роли в развитии ландшафтов на фоне общих природных процессов и степени их проявления в разные эпохи плейстоцена—голоцена, изучениe структурно–временной организации островных
геосистем, реконструкция особенностей развития разных иерархических уровней ландшафтов на основе анализа эволюции обстановок осадконакопления, которые рассматриваются как показатель пространственной дифференциации территории в различные временные срезы. B анализ включается не только биостратиграфическая, но и литолого–фациальная информация, которая не учитывается при палеогеографических реконструкциях на уровне зональных ландшафтов. Рассматривая эволюцию обстановок осадконакопления островных территорий как отражение воздействия различных внешних факторов,в том числе и катастрофических, возможно подойти к оценке динамики островных геосистем на уровне развития природно–территориальных комплексов (ПТК) низких иерархических рангов с определением их генезиса, механизма смен их палеоаналогов и выйти на гетерохронность отдельных компонентов геосистем.
Воздействие катастрофических процессов на развитие ландшафтов зависит от масштаба и интенсивности их проявления, при этом структура ландшафта может изменяться как в сторону усложнения с образованием новых ПТК, так и за счет объединения более мелких морфологических единиц.
В отличие от климатических изменений, которые обусловливали эволюционное развитие ландшафтов в плейстоцене, проявление катастрофических событий происходило мгновенно и вызывало кардинальные и необратимые изменения ландшафта. В этих случаях литогенная основа выступала как наиболее активный природный компонент ландшафта, ведущий к его существенному преобразованию.
Судя по строению осадочного чехла островов, интенсивность и частота проявления катастрофических процессов неравномернa на протяжении плейстоцена—голоцена и происходила синхронно с активизацией тектонического режима в пределах вулканического
пояса северо–западной части Тихого океана.B пределах островных дуг воздействие факторов эндогенной природы, таких как вулканизм, тектоника и сейсмичность, наиболее активно проявлялось с начала плейстоцена и особенно характерно для среднего плейстоцена. В голоцене
это воздействие менее интенсивнo и основным фактором, определяющим устойчивость развития ландшафтов, становится климатический, что подтверждает хорошая корреляция палеогеографических событий на островах с событиями на сопредельных территориях и глобальными климатическими событиями [21, 24].
В областях проявления вулканизма ландшафты испытывают разную степень его влияния в зависимости от характера и интенсивности вулканической деятельности, особенностей поступления вулканического материала и удаленности от центров извержений [4, 7]. Kальдерообразующие извержения привели к полному уничтожению существовавших ранее ПТК и возникновению новых не позднее 30—40 KA. Этот рубеж характеризуется вспышкой эксплозивного вулканизма по всему Курило–Камчатскому вулканическому поясу [3,10] и Японским островам [22] и является важным этапом в становлении ландшафтов этих территорий, который определил облик, развитие и структуры современных ландшафтов на унаследованных формах рельефа и субстрате. Такие извержения имели особенно сильные последствия на небольших островах, отделенных глубокими проливами, где возобновлению биотических компонентов препятствовал фактор изоляции. На более крупных островах, где оставались участки, слабо затронутые вулканическим воздействием, и существовали условия для сохранения элементов, унаследованных от более древних ландшафтно–климатических ситуаций, распространение и развитие биотических компонентов происходило быстрее. Например, во вторую половину позднего плейстоцена, когда уровень моря был ниже современного, о–в Кунашир представлял собой полуостров о–ва Хоккайдо и имел большую площадь за счет осушившихся участков шельфа, что создало благоприятные условия для миграции биоты и сыграло роль в развитии пионерных вулканических ландшафтов. Развитие биотических компонентов вновь образованных ландшафтов не всегда соответствовало климатической ситуации, оно могло отражать восстановление лесной растительности на склонах вулкана. Так, широкое развитие зарослей кедрового стланика, редкостойных березовых лесов с участием хвойных пород могло отвечать пионерным группировкам, а не фазам похолодания климата в позднем плейстоцене [16].
В голоцене влияние вулканизма на развитие ландшафтов Южных Курил имело меньший масштаб и формирование первичных вулканических ландшафтов происходило локально в пределах отдельных вулканических центров. Исключением было кальдерообразующее извержение влк. Львиная Пасть (о–в Итуруп) в раннем голоцене (около 9 KA.) [10], тефра которого перекрыла перешейки Дозорный и Рока, а сектор пеплопада достигал мыса Отливный и, возможно, мыса Буревестник, где обнаружен слой пемзовых песков аналогичного дацитового состава. Влияние этой вспышки эксплозивного вулканизма изменило ход развития ландшафтов на юге Итурупа, определив смену и направленность дальнейших изменений биотических компонентов. Образование по обрамлению вулкана мощного покрова рыхлой тефры, отличающейся высокой водопроницаемостью, явилось одной из причин распространения каменноберезовых лесов и их устойчивости в ходе климатических изменений среднего—позднего голоцена. Они сменили зональные темнохвойные леса, чувствительные к воздействию частых и сильных пеплопадов [19]. Большой массив елово–пихтовых лесов сохранился только в пределах постройки влк. Берутарубе, характеризующейся в ландшафтами денудационно–вулканического вида [5], литогенная основа которых перешла в консервативное состояние со среднего—позднего плейстоцена [2]. Каменноберезняки распространены и на других вулканических хребтах Итурупа, неоднократно извергавшихся в голоцене.
На о–ве Кунашир формирование первичных вулканических ландшафтов в голоцене происходило в пределах постройки влк. Тятя, периодически активизирующегося в периоды от раннего голоцена до современного. Максимальная активность вулкана в среднем голоцене (около 6—3,5 KA.) приводила к процессу уничтожения ПТК и созданию новых, парагенетически связанных геокомплексов. Последующие извержения позднего голоцена вызывали перестройку локальных участков в пределах верхней части постройки и отдельных боковых кратеров. Наиболее молодыми ПТК (урочищa) являются внутренний конус с двумя кратерами и лавовыми потоками, боковые кратеры, последние из которых образовались в результате извержения в 1973 г., и лавовый поток, спускающийся к морю к северо–западу от
руч. Колодный. В пределах кальдеры, склонов соммы и вулканического плато развитие ПТК шло по пути неоднократной перестройки биотических компонентов в результате захоронения почвенно–растительного покрова. Многократное обновление субстрата и возобновление растительности на фоне климатических изменений должно приводить к развитию молодых растительных группировок, соответствующих климатической ситуации на момент зарождения и начала развития, и препятствовать сохранению в растительных ассоциациях черт унаследованности от более ранних этапов развития, проходивших в иных климатических условиях.
В отличие от влк. Тяти, в пределах постройки влк. Менделеева с ландшафтами
типа одиночного страто–вулканического высокого холмогорья [5] формирование
первичных вулканических ландшафтов в голоцене связано с единичными изверже-
ниями небольшой интенсивности, последнее из которых зафиксировано около 2,5
тыс. л. н. [1]. На этом рубеже произошла значительная перестройка растительного
покрова островов, вызванная похолоданием [21, 24]. После извержения литогенная
основа перешла в разряд консервативного компонента и развитие ландшафта шло по
пути эволюционного изменения биотических компонентов согласно общим физико–географическим условиям. Молодые ПТК, образованные в результате этого извержения, локализованы в пределах геокомплексов с более древними «корнями», но 2,5 KY эволюционного развития ландшафта при устойчивом состоянии литогенной основы оказалось достаточно для нивелировки границ молодых геокомплексов в пределах древних местностей (соммы и лавово–пирокластической равнины с хвойно–широколиственными лесами, разрушенного кратера со стланиково–верещатниковым покровом и др.), выделить которые можно только по подстилающим отложениям. Молодой возраст имеет местность стланиково–лишайникового центрального экструзивного купола, отличающаяся малым разнообразием флоры [5].
Другим следствием вулканического влияния на ландшафты является гидротермальная и сольфатарная деятельность, на участках развития которой возникают особые ПТК. Широко представлены они на влк. Менделеева. В течение длительного времени здесь происходит постоянное воздействие агрессивных газов и растворов в условиях повышенного температурного фона как на биотические компоненты, так и на литогенную основу. Изменение состава рыхлых отложений и коренных пород вызывает изменение направленности экзогенных процессов и преобразование форм рельефа. Наиболее древние ПТК, в верховьях руч. Кислый, существуют более 6—7 KY, а более молодые, в пределах сольфатарных полей, образованных на месте воронок взрывов, — около 2,1 и 1,5 KY [1]. Развитие биотических компонентов этих ПТК идет специфическим путем, нарушая высотную физико–географическую зональность [19]. Подобные ПТК четко выделяются и на участках неактивных древних сольфатарных полей (бухта около мыса Столбчатый, о–в Кунашир).
Изучение обстановок осадконакопления на юге о–в Кунашир, включая влк. Головнина и его обрамление, свидетельствует, что влияние эксплозивного вулканизма, как главного ландшафтообразующего фактора, резко снизилось с конца позднего плейстоцена. В голоцене отдельные редкие события оказывали локальное воздействие на ПТК кальдеры, зарождение и развитие которых происходило в результате наложения эндогенных (экструзивные купола, сольфатарные поля) и экзогенных процессов. Литогенные основы ПТК озерных террас, возникших в результате спуска оз. Горячее, связанного, скорее всего, с неравномерным эрозионным врезом [9, 20], сильно различаются по возрасту. Обособление и становление
этих ПТК отражены в эволюции обстановок осадконакопления. Так, наиболее древняя терраса высотой 20 м представляет собой дно озера, образованного в бессточной кальдере. Промежуток времени, разделяющий моменты формирования кальдеры с озером и экструзивных куполов, был весьма значительным [20]; вероятно, последние события такого рода произошли около 7—8 KY. Терраса высотой 10—15 м с хорошо выраженным почвенным покровом образовалась более 5,5—6,5 KA. (14С–даты из погребенной почвы 6370±150 л. н., ГИН–9637; 5300±100 л. н., ГИН–9634), а 2–метровая, с почвообразованием на начальной стадии, — несколько сот лет назад. В результате фреатического взрыва, при котором возникло оз. Кипящее около 1 KA. (14С–даты из погребенной почвы 1290±70 л. н., ГИН–9636; 980±40 л. н., ГИН–9635), вулканогенным материалом был перекрыт небольшой участок в пределах высокой террасы, где развитие ландшафта возобновилось на уровне нового ПТК. К этому же времени относится образование геокомплексов сольфатарного поля и обращенной к нему крутой стенки Восточного центрального купола. Распределение растительных группировок в кальдере контролируется в первую очередь формами рельефа, составом субстрата, обусловливающим разную степень увлажнения, и микроклиматическими особенностями.
На удалении от центров извержений большое влияние на развитие ландшафтов оказывают пеплопады, существенно меняющие водно–механические свойства субстрата, что наряду с теплообеспеченностью является одним из важнейших экологических факторов, действующих на растительность [18]. Эффект их влияния на ландшафты зависит от структуры, химического состава пирокластического материала и мощности слоя тефры. При интенсивных воздействиях ПТК могут претерпевать частные изменения с упрощением морфологической структуры, исчезновением отдельных элементов ландшафта и частичной гибелью биогенных компонентов [7]. При более слабых пеплопадах изменяются отдельные структурные характеристики, субстрат обогащается микроэлементами, что способствует развитию растительности и почвообразовательных процессов и в зависимости от состава пирокластики улучшает аэрацию (шлаки и риолито–дацитовые пеплы) или затрудняет влагообмен (андезито–базальтовые пеплы).
На островах, находящихся в сейсмически активных зонах, прямым влиянием землетрясений на ландшафты можно считать воздействие косейсмических движений, которое особенно сказывается на развитии ПТК побережья островов вследствие изменения гидрологического режима и высотных отметок. Быстрые преобразования в структуре ландшафта могут быть связаны сo следствиями землетрясений (оползни, обвалы, лахары и т. п.) и касаются ПТК невысокого ранга (фаций, урочищ). Независимо от масштабов проявления такие события приводят к изменению структурно–вещественного состава субстрата и к изменению режима грунтовых вод, что сильно влияет на развитие биотических компонентов. Примером воздействия лахарового потока наряду с неблагоприятными климатическими условиями может служить формирование травянистых сообществ бедного флористического состава на Ветровом перешейке о–ва Итуруп, где растительность осваивала территорию, погребенную слоем суглинка более 2 м (14С–дата из погребенной почвы 1280±110 л. н., ГИН–10494).