Черноземы Западной Сибири

Зональными почвами, как и на предыдущем водоразделе являются черноземы – в южной части типичные и средние, в северной – выщелоченные (по осолоделым) средние и тучные. Черноземы (в особенности по осолоделым почвам) в большинстве случаев имеют рыхло-комковатую структуру.

По правобережью Иртыша, приблизительно до Татарки, на юг от Оми лесостепь имеет равнинный характер, то с обширными, то с небольшими понижениями. Все почвы, за небольшим исключением (полоса вдоль Иртыша),  имеют глинистый гранулометрический состав. Фон составляют средние (по осолоделым почвам) рыхло-комковатые черноземы. Вдоль Оми и вдоль Иртыша располагается почти сплошная полоса слабовыщелоченных черноземов.

На север от Оми вдоль Иртыша тянется полоса тучных выщелоченных черноземов, восточнее которой на водоразделах черноземы имеются в незначительном количестве (Горшенин К.П., 1939).

К западу, по направлению к Чановской впадине, идет общее падение местности, которое приобретает равнинный или слабовыраженный гривный рельеф. Здесь на повышенных равнинах и гривах имеются черноземы, но в целом почвенный покров очень пестрый, вследствие изобилия почв соленого ряда.

Таким образом, в целом в черноземной лесостепи мы имеем: черноземы средние и тучные, выщелоченные и типичные различного гранулометрического состава от тяжелой глины до легкой суглины, различные солонцы, солонцеватые почвы и солончаки, солоди, боровые пески, заболоченные участки, подзолистые почвы. Все эти почвы объединяются в разнообразные комплексы, в которых преобладают то одни, то другие почвы (Горшенин К.П., 1939).

При громадной пестроте почвенного покрова черноземной зоны, как отмечает К.П. Горшенин (1939), в ней все же можно наметить известную закономерность в распределении почв. Эта закономерность распределения увязывается главным образом с рельефом. Так, западная и восточная, наиболее приподнятые, периферии характеризуются и относительно однородным почвенным покровом. То же отмечается для территории вдоль крупных рек. Водораздельные пространства, в особенности в северной половине зоны, изобилуют почвами соленого ряда  их производными. В некоторых частях зоны условия для развития почв соленого ряда настолько благоприятны, что они отодвигают черноземы на второй план или вытесняют почти полностью.

Таким образом, черноземные почвы широко представлены на территории нашей страны, в частности в Западной - Сибири. Их распространение напрямую зависит от климатических условий, территории и ее рельефа, которые будут описаны ниже.

2.2. Геология, рельеф и почвообразующие породы

Зона черноземной степи и лесостепи расположена, главным образом, в пределах Западно-Сибирской равнины, кроме того, она захватывает абразионно-эрозионную платформу Приуралья, а на востоке переходит в область расчлененной равнины предгорий Алтая и Салаира.    

Западно-Сибирская равнина рассматривается в целом как часть крупнейшей на земном шаре тектонической впадины, находящейся между Русской и Сибирской платформами (Архипов С.А., Вдовин В.В., 1970).

Как отмечают М.И. Помус и Г.Д. Рихтер (1963), большая часть Западной Сибири располагается в пределах  одной из величайших в мире низменных равнин – Западно-Сибирской. Эта равнина представляет собой молодую (послегерцинскую) платформу (плиту), где происходило мощное накопление отложений. К востоку и западу от равнины расположены более древние(протерозойские) платформы – невысокая Русская и более приподнятая Восточно-Сибирская. Русскую платформу от Западно-Сибирской отделяют древние (позднегерцинские) складчатые Уральские горы.

Западно-Сибирская равнина, по утверждению К.П. Горшенина (1955), граничит на западе с Уральскими горами, сливаясь с абразионной-эразионной платформой, на юго-западе переходит в генетически близкое образование – Тургайскую становую страну. На юге она граничит с Казахстанской складчатой страной, а на юго-востоке упирается в Алтайские горы. С востока к равнине подходят отроги Салаирского кряжа, а с северо-востока – Средне Сибирская платформа, от которой равнина отделена рекой Енисей и Енисейским кряжем.

Рельеф равнины, по утверждению В.А. Хмелева (1989), до недавнего времени считался простым, весьма однообразным, с незначительными колебаниями относительных и абсолютных высот местности. Но в результате исследований последних лет было установлено, что поверхность Западно-Сибирской равнины характеризуется сложным и довольно разнообразным строением, поскольку в ее пределах часто обособляются плато, возвышенности, наклонные равнины и относительно плоские низменности.

Геологическое строение Западно-Сибирской низменности, как считают М.И. Помусс и Г.Д. Рихтер (1963), характеризуется глубинным погружением в мезозое древнего складчатого палеозойского фундамента, на котором залегают мощные толщи молодых морских и континентальных осадков. Палеозойские породы выступают на поверхность на окраинах Западно-Сибирской низменности – у предгорий Урала, Алтая и смежных горных систем, по долине Верхней оби, на Гадынском полуострове. Они представлены известняками, гранитами, диабазами и другими горными породами. Складки палеозойского фундамента создались в герцинскую эпоху складкообразования (в каменноугольный и пермский периоды).

В верхнетретичный период море покинуло пределы Западной Сибири. С конца третичного времени климат резко изменился; вся северная половина низменности, начиная от 58-60º с.ш., покрылось ледниками. Точные границы оледенения на юге еще не определены, не установлено так же и число оледенений (Горшенин К.П.,1955).

В четвертичный период вследствие прогиба земной коры по линии Новосибирск – Бийск в Кулунде создалась громадная впадина, заполненная рыхлыми четвертичными осадками. После исчезновения ледников на Крайнем Севере произошло опускание суши и трансгрессия моря.

Наиболее распространенные участки в Западной Сибирской низменности позднетретичные и четвертичные осадки представлены глинами, суглинками, супесями и песками.

Иначе протекало геологическое формирование горных систем. В начале палеозоя, в кембрийский период, современная Алтайская горная страна была покрыта морем. В это время отложились огромные толщи известняков; частично из них позже образовались мраморы. Ближе к берегу моря накапливались песчаные и глинистые осадки, превратившиеся впоследствии в толще метаморфизованных сланцев. В эпоху калидонской складчатости произошли крупные горные поднятия. Эти поднятия сопровождались интрузиями гранитных пород, также занимающих огромное место в современной геологической структуре Алтая. В начале каменноугольного периода произошел усиленный размыв гор и превращение местности в сглаженную равнину. В конце каменноугольного периода и в перьми происходили сложные процессы герцинского складкообразования. В последующие эпохи поверхность Алтая вновь выровнялись, и в начале третичного периода представляла собой невысокую плоскую возвышенность с многочисленными озерами и реками. В конце третичного периода произошли новые крупнейшие горообразовательные движения (Помусс М.И., Рихтер Г.Д.,1963).

              По мнению Ю.Б. Файнера (1967), начало функционирования Кузнецкой котловины, в виде самостоятельной тектонической структуры северо-западной части Алтае-Саянской горной страны, относится к среднему девону. Юрскими отложениями заканчивается накопление в котловине мощных рыхлых отложений. В последующее время в котловине преобладают континентальные условия, к концу позднего плиоцена произошло не только заложение ныне действующих рек, но и общее поднятие котловины, гипсометрия и морфология основных форм рельефа которые стали близки  современным.

Особенности рельефа Кузнецкой котловины заключаются в том, что центральная и северная части котловины имеют более спокойный рельеф. Но и здесь местность пересечена речками и системой логов, хотя и неглубоких. Западная, восточная и южная периферии котловины, расположенные по соседству с горами, более приподняты, в связи, с чем пересеченность здесь сильнее, а лога глубже и система их гуще (Хмелев В.А., Танасиенко А.А.,1983).

В раннедевонскую эпоху на территории еще намечающегося Минусинского межгорного прогиба были обширные аккумулятивные равнины с мелководными водоемами озерного типа и реками, тогда как в западных геосинклинальных районах продолжали оставаться морские бассейны, климат был близкий к тропическому. В эйфельский век трансгрессия моря, захватившая юго-запад Минусинской впадины, была кратковременной и уже в конце века морские условия сменились континентальными. Минусинский межгорный прогиб состоит из серий отложений происхождение и возраст, которых соответствует основным эпохам геологической истории (Танзыбаев М.Г.,  1993). 

В мезозойское время произошла интрузия жидких базальтов, создавших отдельные возвышенности в предгорьях Кузнецкого Алатау и в Кузнецкой котловине. В последующем произошло сглаживание местности. Возникшие равнины в третичный и четвертичный периоды покрылись слоем лессовидных суглинков.

Г.Д. Рихтер, М.И. Помус (1963) указывают на то, что территория лесостепной зоны сложена палеогеновыми, неогеновыми и четвертичными отложениями. В западной части преобладают палеогеновые морские глины и опоки, в центральной части (от Тобола до Иртыша) – неогеновые и четвертичные песчано-глинистые отложения, на востоке – глины и суглинки четвертичного возраста. По рельефу зона неоднородна. В ее пределах выделяются более приподнятые и лучше дренированные приуральская и приобская части и центральная пониженная часть. Современная территория западносибирской лесостепи ледником не покрывалась - она располагалась у его края и была сильно обводнена. При отступании ледника начался усиленный размыв, сопровождающийся отложением материала и образованием гривно-лощинного рельефа. Большую роль в формировании рельефа, главным образом приуральской части лесостепи, играли движения земной коры, ставшие более интенсивными со второй половины четвертичного периода.

Г.Д. Рихтером и М.И. Помусом (1963), также было установлено, что территория степной зоны в геологическом отношении однородна. Ее поверхность в основном слагают рыхлые песчано-глинистые речные и озерно-речные отложения четвертичного возраста. На приобском плато распространены тяжелые лессовидные суглинки. Гривы сложены легкими суглинками и супесями. История рельефа зоны степей характеризуется теми же чертами, что и лесостепной: она была приледниковой зоной, подвергшейся изменению в связи с уходом ледника и понижением базиса эрозии. Рельеф зоны степей неоднороден. Юго-восточная часть возвышенна – здесь находится сильнорасчлененное Приобское плато. Основная часть территории степи расположена ниже и имеет равнинный рельеф.

На основе исследований К.П. Горшенина (1939), черноземная зона представляет собой очень слабо расчлененную равнину, несколько приподнимающуюся к югу, западу и востоку и имеющую общий уклон к северу. При общем равнинном рельефе черноземная зона, однако, имеет весьма сложный мезо- и микрорельеф. Наиболее понижена центральная часть зоны. Есть относительно опущенные площади. С другой стороны, некоторые черноземные зоны являются относительно приподнятыми, как район Южной  Барабы. На таком общем фоне равнины с мезорельефными колебаниями высот для черноземной зоны характерен  разнообразный микрорельеф. Все разнообразие можно свести к нескольким основным формам.                                                                                                                              

Наиболее распространенной формой рельефа является, равнина с разбросанными по ней западинами различной глубины (от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров) и различной площади (от нескольких десятков сантиметров до нескольких километров). В нескольких обширных и более глубоких понижениях располагаются озера, обычно занимающие только часть понижения (Горшенин К.П., 1955).

Такой характер микрорельефа имеет место главным образом в южной части зоны. Здесь же иногда появляются и гривы, которые обычно слабовыделяются  и имеют расплывчатые формы. На водораздельных равнинах в условиях лесостепи черноземы приурочены к относительным повышениям и представлены слабовыщелоченными и обыкновенными на юге, и оподзоленными и выщелоченными черноземами на севере. Для степной зоны характерны обыкновенные и южные черноземы.

Вторая основная форма – это гривный или увалистый рельеф. Эта форма рельефа характеризуется чередованием грив и междугривных понижений. Такие гривы часто, но не всегда имеют северо-восточное, юго-западное направления. Выраженность грив различна: то они выражены ясно, то только намечены. В условиях гривного рельефа черноземы занимают вершины грив и отчасти их склоны.

Приречные районы выделяются как третья форма рельефа. Так, вдоль правого берега Иртыша тянется увал, приподнятый над соседним водоразделом. Для приречных районов характерен расчлененный рельеф и относительно хороший сток и дренаж.              

Четвертой формой рельефа являются речные долины, в основном они широки и хорошо разработаны.

Почвообразующие породы, на которых развиваются черноземы, разнообразны. Еще В.В.Докучаев, писал: «При известных условиях растительности и климата материнской породой для чернозема может быть любая горная порода, раз она не представляет из себя кварцевого песка или чистой глины»

В Европейской России чернозем залегает на девонских, каменноугольных, пермских, триасовых, юрских, меловых третичных и постплейоценовых образованиях, между которыми встречаются известняки, мергель, суглинки, супеси и др. Тоже происходит и в Западной Сибири. 

Однако некоторые ученые утверждают, что почти единственная порода, подходящая для перехода в черноземную почву это лесс. Для лессов и лессовидных суглинков, из которых развиваются черноземы, характерны: палевый цвет с желто-бурым оттенком, вертикальная отдельность или столбчатость, псевдомицелярная карбонатность, пылеватость, высокая пористость и относительно хорошая связность, отсутствие видимой слоистости. В этих суглинках часто обнаруживаются известковистые конкреции (журавчики), раковины моллюсков и кости млекопитающих. Характерная особенность лессовидных суглинков – обогащенность карбонатами (Хмелев В.А., Танасиенко А.А.,1983).