Почвоведение, 2019, № 1, стр. 97-108

ВВЕДЕНИЕ

Эоловые отложения широко распространены на земной поверхности и часто используются для палеогеографических реконструкций [19, 21, 32, 38]. Наряду с седиментологическими и минералогическими индикаторами, методами люминесцентного датирования [20, 28, 36, 39], основу для расчленения эоловых песчаных образований, выделения циклов осадконакопления и педогенеза, их пространственной корреляции составляют палеопочвы [19, 21, 35].

Однако почвы, развивающиеся на эоловых песчаных отложениях, редко сохраняются в геологической летописи. Во время своего формирования они в сильной степени подвержены дефляции из-за легкого гранулометрического состава отложений и слабой сомкнутости растительного покрова. В случае же, если почвы были погребены, их органическое вещество относительно быстро минерализуется из-за высокой аэрации отложений, что значительно затрудняет их использование в качестве палеогеографических индикаторов. В то же время аккумулятивно-карбонатные горизонты почв и формирующиеся здесь карбонатные новообразования гораздо лучше сохраняются в таких условиях и служат надежным индикатором условий почвообразования в прошлом [2, 13, 41].

Одной из наиболее информативных в отношении индикации ландшафтно-климатических условий прошлого форм вторичных педогенных карбонатов являются ризолиты [22, 29]. Они часто встречаются в рыхлых эоловых песчаных и пылеватых отложениях четвертичного возраста [14, 18, 22, 26, 33, 34], а также в породах более древних периодов [27, 31]. Как правило, они формируются в почвах с высоким содержанием карбонатов в регионах с выраженной сезонностью климата [29]. Такие условия характерны и для долины р. Белой (Верхнее Приангарье).

Ризолиты неоднократно использовались в качестве инструмента для реконструкции палеоэкологических условий [22, 29, 40]. Однако подобные исследования часто сталкиваются с трудностями интерпретации ¹⁴С-возраста и состава стабильных изотопов новообразований из-за внедрения литогенных карбонатов из вмещающих отложений и перекристаллизацией карбонатов после их осаждения [22].

Целью данной работы является изучение строения и механизмов формирования карбонатных ризолитов в эоловых песчаных отложениях долины р. Белой и оценка пригодности различных слоев новообразований для радиоуглеродных и изотопных исследований в целях реконструкции палеоэкологических изменений.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Исследования проводились на юге Иркутской области, в пределах Иркутско-Черемховской равнины, на левобережье реки Белой (притоке р. Ангара) (рис. 1). Климат территории – резко континентальный. Среднегодовая температура воздуха 1°C. Температура июля +18.3°C. Средняя температура января –17.8°C. Годовая сумма осадков 480 мм, из которых около 80% выпадает в конце июля и в августе. С конца мая до середины июля на территории преобладают сухие и теплые условия [7].

Рис. 1.

Положение территории исследования в пределах Верхнего Приангарья и основные элементы строения долины р. Белой. Условные обозначения: 1 – русло реки; 2 – пойма; 3 – первая надпойменная терраса; 4 – вторая надпойменная терраса; 5 – третья надпойменная терраса; 6 – территория исследования: 7 – исследуемая дюна.

Большая часть земель района исследования распахивается, ненарушенные территории заняты лугово-степной разнотравно-злаковой растительностью и смешано-лесными редкостойными массивами. Преобладающие почвы – черноземы выщелоченные (Luvic Chernozems), сформированные на лессовидных суглинках [6].

В геологическом строении территории нижнего течения р. Белой принимают участие породы кембрия, юры, мел-палеогена, олигоцен-миоцена, плиоцена, плейстоцена, голоцена [2]. Нижнекембрийские толщи представлены серыми плитчатыми, кремнистыми доломитами и известняками. Юрские отложения сложены конгломератами, песчаниками и алевролитами нижней юры и угленосными алевролитами, аргиллитами и песчаниками средней юры [2]. Олигоцен-миоценовые отложения представлены слабосцементированными песчаниками, галечниками с каолиновым заполнителем и фрагментами кор выветривания. Плиоцен-миоценовые отложения выполняют фрагменты эрозионно-ложбинной сети, врезанной в юрское основание на разновысотных участках (445–420 м) [10]. Рыхлые отложения плейстоцена перекрывают относительно маломощным чехлом описанные дочетвертичные образования на водоразделах и заметно наращивают свою мощность в пределах долины, где выделяются разновозрастные террасы [9].

Территория исследования приурочена к Холмушино-Тайтурской депрессии. Выделяются 3 террасовых уровня, низкая и высокая поймы с относительными высотами порядка 4–8 м, русло с аккумулятивными и эрозионно-останцовыми островами. Здесь русло выходит из сужения и начинает активно меандрировать. Долина реки расширяется, начинается аккумуляция преимущественно песчаного материала, что является важнейшими факторами для образования дюн [8] и других элементов эолового рельефа. Здесь они имеют вид бугров, линейных гряд и дюн преимущественно северо-западной ориентировки. Эти формы рельефа достаточно хорошо выражены на участках I и II надпойменных террас. Наилучшим образом они прослеживаются под пологом лесного массива, произрастающего к востоку и юго-востоку от с. Холмушино.

Карбонатные ризолиты обнаружены в песчаных эоловых отложениях, слагающих дюну, строение которой вскрыто карьером (52°51′ с. ш., 103°20′ в. д., абсолютная высота 428 м). Это одна из наиболее представительных форм эолового рельефа на данном участке, в плане она имеет форму неправильной дуги, ориентированной в северо-западном направлении. Высота ее достигает 5–6 м, длина дуги по гребню колеблется в пределах 120–150 м. Детально ее строение и состав описаны ранее [4].

При проведении полевых исследований основное внимание уделялось стратиграфическому и морфогенетическому анализу отложений и погребенных почв, характеристике размеров ризолитов, их распределению в разрезе. В лабораторных условиях образцы почв и отложений высушивали до воздушно-сухого состояния, измельчали и просеивали через сито, диаметром 2 мм. Содержание СО₂ карбонатов определяли ацидиметрически. Содержание общего органического углерода – методом мокрого сжигания по Тюрину. Определение гранулометрического состава выполнено по средней пробе в стоячей воде методом пипетки в варианте Н.А. Качинского. Определение абсолютного возраста погребенных почв и карбонатов выполнено радиоуглеродным методом со сцинтилляционным измерением активности ¹⁴С в Санкт-Петербургском государственном университете по углероду гуминовых кислот и углероду СО₂, соответственно. Для датирования ризолитов использовалась карбонатная цементация центральных частей новообразований.

Наиболее репрезентативные образцы карбонатных ризолитов препарировались и изучались послойно. Минералогический состав периферических слоев ризолитов определялся иммерсионным методом. Материал внутренних слоев растирался в агатовой ступке со спиртом до состояния пудры. Его фазовый состав определен на дифрактометре ДРОН-3.0. Элементный состав внутренних слоев ризолитов определялся с использованием рентгеновского флуоресцентного спектрометра S4 Pioneer (Bruker, AXS). Состав стабильных изотопов углерода и кислорода определен с использованием масс-спектрометра Thermo Finnigan MAT 253 с системой пробоподготовки GasBench II. Результаты изотопных измерений выражены по отношению к стандарту PDB. Значения δ¹⁸О в современных атмосферных осадках приведены по отношению к стандарту SMOW. Мезоморфологические исследования выполнены с использованием микроскопа Микромед МС-2-ZOOM. Микроморфологический анализ шлифов проведен на микроскопе AxioScope A1 Carl Zeiss в Центре коллективного пользования ИФХиБПП РАН.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Характеристика исследуемых отложений и распределение ризолитов. Разрез Холмушино (рис. 2) вскрывает пятиметровую толщу песчаных отложений, верхняя часть которых (пачки I–III) представлена эоловыми осадками, слагающими тело дюны и перекрывающими аллювиальные пески (пачки IV и V) [4].

Рис. 2.

Строение, абсолютный возраст, некоторые физико-химические свойства почв и отложений и локализация ризолитов. Условные обозначения: 1 – гумусовые горизонты погребенных почв; 2 – пески связные; 3 – пески рыхлые; 4 – мелкие карбонатные трубки по ходам корней; 5 – крупные карбонатные ризолиты; 6 – оглеение; 7 – углистые включения.

Выделяется несколько уровней почвообразования. Почва V характеризуется профилем [AY]–AYC–C^~~ и относится к типу аллювиальных гумусовых (дерновых) (Fluvisol (Humic)). Гор. [AY] обогащен пылеватыми и илистой фракциями, содержание которых уменьшается вниз по профилю. В перекрывающих и подстилающих гумусовый горизонт отложениях отмечается максимальное в разрезе содержание карбонатов, что обусловлено широким распространением на исследуемой территории карбонатных пород и их поступлением в исследуемые отложения. Литогенные карбонаты представлены обломочными включениями, зернами спарита и фрагментами раковин (рис. 3, а, г). При микроморфологических исследованиях отмечаются темно-бурые пятна, сформированные поверх минерального скелета в большом количестве, отчетливы выбросы мезофауны в округлых порах (рис. 3, а), имеются ожелезненные растительные остатки (рис. 3, б), пятна и пленки ожелезнения на минеральном скелете повсеместны. Перекристаллизованные (педогенные) карбонаты с признаками ожелезнения ближе к центру поры формируют вокругпоровые стяжения (кутаны) (рис. 3, в, г).

Рис. 3.

Микроморфологическое строение погребенных почв. Фото а–в, д, е сняты без анализатора (PPL), г, ж, з – с  анализатором (XPL). Пояснения к рисунку – в тексте.

Почва V перекрывается крупно-среднезернистыми песками, подстилающими, в свою очередь, толщу мелкозернистых песков, на которых сформирована почва IV. Ее можно отнести к аллювиальным темногумусовым глееватым (Mollic Stagnic Fluvisol) с профилем [AUg]–Cg^~~. На микроуровне здесь четко фиксируется криогенная сортировка материала песчаной размерности среди более тонкозернистого (пылеватого) (рис. 3, д). К явным признакам почвообразования можно отнести темно-бурые пятна (остатки гумусового материала после его длительной диагенетической биоминерализации), разбросанные поверх минерального скелета, признаки подвижности железисто-глинистого тонкодисперсного материала (бурые пленки на зернах минерального скелета) и редко встречающиеся выбросы мезофауны в порах размером до 0.5 мм (рис. 3, е). Эти признаки довольно редки в изученном шлифе. Почва могла быть подвержена воздействию криогенных процессов, на что указывают обломки-обрывки карбонатной плазмы (рис. 3, ж, центр кадра). В целом, песок содержит очень большое количество зерен литогенного кальцита (рис. 3, з). Для гумусового горизонта получена дата 13120 ± 340 кал. л. н. (ЛУ-8453). В пределах гумусового горизонта почвы IV присутствуют многочисленные карбонатные трубки.

В пределах верхней трехметровой толщи разреза фиксируется три этапа почвообразования (почвы III–I), датируемых 8.9 тыс. кал. л. н., 180 л. н. и современностью (рис. 2). Почвы имеют профили типа [W]–Cf–C и относятся к псаммоземам гумусовым ожелезненным (Arenosol (Humic)). В подгумусовой части профиля описываемых почв сформирован маломощный горизонт Сf, свидетельствующий об иллювиировании органо-железистых соединений. В гумусовых горизонтах почв отмечаются многочисленные углистые включения, несколько менее обильные в почве III.

В исследуемом разрезе выделяется две группы новообразований – мелкие (0.5–2 мм диаметром и 5–20 мм длиной) карбонатные трубки по корням растений, приуроченные к гумусовому горизонту почвы IV (324–331 см), и крупные (диаметром от 2 до 7 см и длиной до 1 м и более) карбонатные ризолиты по древесным корням (рис. 4) на глубине 188–300 см (рис. 2). Их локализация совпадает с пиками в распределении карбонатов во вмещающих отложениях.

Рис. 4.

Положение ризолитов в разрезе (А), мезоморфология центральной и периферической частей новообразований (Б), элементный состав (В) и минералогия (Г) ризолитов.

Морфология ризолитов. В поперечном срезе карбонатных ризолитов (рис. 4б), обнаруживается четкое деление на центральную часть (нижняя часть рис. 5а, б) и периферию (верхняя часть рис. 5а, б). Условно выделяется 3 слоя (рис. 4б).

Рис. 5.

Микроморфологическое строение ризолитов. Фото а, в сняты без анализатора (PPL), остальные – с анализатором (XPL). Пояснения к рисунку – в тексте.

В центральной части ризолитов отмечается чередование глинисто-карбонатного и карбонатно-глинисто-железистого тонкодисперсного материала. При этом последний приурочен к пустотам – порам с ожелезненными растительными остатками. Глинисто-карбонатное вещество полностью перекристаллизовано, практически не содержит зерен литогенного кальцита. Поры варьируют по размерам от 100 до 1000 микрон, растительные остатки в них различаются: от полностью утративших клеточное строение и представляющих собой тонкодисперсное аморфное органическое вещество сильноожелезненное (рис. 5в, стрелки) до относительно свежих, сохраняющих рисунок растительной ткани (рис. 5в, в центре поры). Отмечаются псевдоморфозы зерен микрита по растительному остатку (рис. 5г, стрелки). Такие псевдоморфозы отмечались ранее для криоаридных почв Тывы [15]. Препарирование поверхности центральной части ризолитов показало, что она покрыта многочисленными карбонатными трубками, сформированными по бывшим корневым волоскам.

Периферия ризолитов неоднородна и разделяется по степени пропитывания карбонатами. Здесь выделяются средние слои – песок, интенсивно пропитанный СаСО₃. Внешние слои сложены сыпучим песком, степень пропитки которого карбонатами значительно меньше, мелкие корневые остатки отсутствуют.

В целом периферия ризолитов представлена грубозернистым силикатным материалом, слабо скрепленным или сцементированным “мостиками” из глинисто-карбонатного тонкодисперсного вещества (рис. 5д, стрелки). Среди силикатных минеральных зерен четко видны обломки карбонатной литогенной щебенки (lit на рис. 5д), обломки раковин и зерна спарита (sh и sp соответственно, на рис. 5д). Еще больше обломков раковин и литогенной щебенки среди зерен силикатных минералов видно при меньшем увеличении (рис. 5б, верхняя часть и рис. 5е).

Минералогический состав ризолитов. Ризолиты в значительной степени наследуют минералогический и вещественный состав вмещающих отложений, значительно обогащая их кальцием, содержание которого во внутренних слоях новообразований достигает 34%. Отмечается высокое содержание SiO₂ (24%) и полуторных окислов Fe и Al (суммарно до 5%) (рис. 4в). В фазовом составе преобладают чистый кальцит с межплоскостным расстоянием 3.02 Å, кварц, полевые шпаты, отмечаются следы кристобалита (рис. 4г). Минералогический состав внешних слоев полностью наследует таковой от вмещающих отложений. Здесь в составе легкой фракции преобладают кварц, полевые шпаты и плагиоклаз. Среди минералов тяжелой фракции преобладают минералы группы амфиболов и пироксенов, а также гранат. Во всех фракциях отмечаются следы обломочных включений карбонатных минералов (доломита) [4].

Состав стабильных изотопов углерода (δ¹³С) и кислорода (δ¹⁸О). Анализ соотношения стабильных изотопов углерода показал значительные различия между таковым для органического и карбонатного вещества исследуемых новообразований. Изотопный состав органического вещества ризолитов составляет –22.15‰, при этом карбонатный материал новообразований характеризуется значениями δ¹³С от –8.23 до –1.47‰. Отмечается более тяжелый состав углерода в карбонатах, распределяющихся во вмещающих ризолиты отложениях (–1.4‰) (рис. 6).

Рис. 6.

Состав стабильных изотопов углерода и кислорода ризолитов: 1 – δ¹³С органического вещества ризолитов; 2 – δ¹³С карбонатов из вмещающих отложений; 3 – δ¹³С карбонатной цементации новообразований; 4 – δ¹⁸О карбонатной цементации новообразований; 5 – зона изотопного равновесия для педогенных карбонатов.

Анализ соотношения стабильных изотопов углерода в различных частях новообразований показал его утяжеление от внутренних к внешним слоям. Так, значения δ¹³С во внутренних слоях в среднем составляют –7.4‰, в центральных – (–3.6‰), а во внешних достигают –1.5‰.

Величина δ¹⁸О карбонатного вещества исследуемых новообразований варьирует от –10.34 до –11.99‰, демонстрируя тренд к обогащению ¹⁸О от внутренних к внешним слоям новообразований.

Радиоуглеродный (¹⁴С) возраст карбонатных ризолитов. Калиброванный ¹⁴С-возраст новообразований, полученный по карбонатной цементации внутренних слоев ризолитов, составляет 7160 ± 100 кал. л. н. (ЛУ-8688). Органические остатки из центральных частей ризолитов значительно моложе – 1770 ± 40 кал. л. н. (ЛУ-8689).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Строением и довольно крупными размерами ризолиты обязаны обилию карбонатов во вмещающих отложениях, содержание которых достигает 8%. Их поступление с растворами по направлению к корням – наиболее распространенный механизм для формирования такого рода новообразований [18, 41]. В рассматриваемом случае количество растворенного Са²⁺ значительно превышало требуемое растениями, что вызывало невозможность их поглощения и цементацию отложений вокруг корней путем выпадения карбонатов из растворов. Концентрация карбонатов в непосредственной близости от корней привела к возрастанию их содержания здесь до величин более 30%. По мере удаления от корней количество карбонатов уменьшается до 10–12%, обуславливая концентрическое строение ризолитов.

Радиус затронутых данным процессом отложений достигал 7 см, о чем свидетельствует мощность ризолитов. Относительно крупные размеры новообразований говорят об их формировании вокруг корней кустарников или деревьев как минимум в течение нескольких вегетационных сезонов.

Изотопный состав углерода органических остатков ризолитов указывает на их образование вокруг корней С3-растительности. Педогенные карбонаты формируются в изотопном равновесии с почвенным СО₂ и состав стабильных изотопов в них тесно коррелирует с δ¹³С органического вещества почв [16, 17]. При этом изотопное фракционирование углерода в почвах приводит к утяжелению изотопного состава карбонатов на 14–16‰ по сравнению с изотопным составом углерода органического вещества почв [16]. Таким образом, внутренние слои ризолитов полностью отвечают этой закономерности, позволяя сделать вывод о том, что продуцируемый корнями и ризосферными микроорганизмами СО₂ – основной или единственный источник углерода карбонатов ризолитов. Срединные и внешние слои обогащены ¹³С в большей степени. По нашему мнению, такой градиент в изотопном составе углерода ризолитов связан со степенью перекристаллизации карбонатов вмещающих отложений. Литогенные карбонаты характеризуются значительно более высокими значениями δ¹³С по сравнению с педогенными [16]. Так, более высокое парциальное давление СО₂, происходящее из дыхания корней и корнеобитающих микроорганизмов, поддерживается только на поверхности корня и существенно снижается в нескольких миллиметрах от него [23]. Исходя из полученных значений δ¹³С, первичные зерна карбонатных минералов полностью перекристаллизованы во внутренних слоях ризолитов, по сравнению с органическим веществом ризолитов они обогащены ¹³С на 14.75‰. По мере удаления от корня степень переработки первичных карбонатных минералов становится ниже, что выражается в повышении значений δ¹³С. Такая трактовка подтверждается нашими микроморфологическими исследованиями и литературными данными [22].

Полная перекристаллизация во внутренних слоях ризолитов подтверждается также и расчетом доли вторичных карбонатов в общем карбонатном материале. Расчеты проведены нами по примеру [22], с использованием следующих значений δ¹³С (‰): для органического вещества ризолитов – –22.15, для первичных карбонатов во вмещающих отложениях – –1.4, для “чистых” вторичных карбонатов – –7.25 и –7.4, –3.6, –1.5 в качестве средних значений δ¹³С карбонатного материала внутренних, средних и внешних слоев ризолитов соответственно. Наиболее высокая доля вторичных карбонатов (102.6%), указывающая на полную их перекристаллизацию, отмечена во внутренних слоях новообразований. В центральных и во внешних слоях она значительно уменьшается, достигая 37.6 и 1.7% соответственно.

Радиоуглеродный возраст ризолитов. По карбонатной цементации внутренних слоев ризолитов получена ¹⁴С-дата 7160 ± 100 кал. л. н. Возраст вмещающих отложений несколько более древний – 8.9–13.1 тыс. кал. л. н. В то же время разница в возрасте новообразований и вмещающих отложений не столь значительна, как было отмечено [22] (порядка 14–17 тыс. лет). Более молодой возраст углерода карбонатов в сравнении с возрастом вмещающих отложений довольно хорошо объясним. Во-первых, возраст углерода карбонатов всего ризолита стоит рассматривать как минимальный возраст новообразования. Во-вторых, очевидно, что рассматриваемые новообразования формировались не синхронно отложениям, а спустя некоторое время после накопления осадка, что подтверждается и литературными данными [18, 33]. В указанных работах возраст новообразований, как и в нашем случае, несколько моложе возраста вмещающих отложений.

Органические остатки из центральных частей ризолитов значительно моложе – 1770 ± 40 кал. л. н. (ЛУ-8689). Более древний возраст карбонатной цементации ризолитов по отношению к их органической части отмечался и ранее [22]. В целом, значительно более древний возраст углерода карбонатов в ризолитах по сравнению с органической составляющей и довольно близкий ¹⁴С-возраст карбонатов и вмещающих отложений позволяют предполагать, что ризолиты если и были загрязнены молодым углеродом, то незначительно. Это подверждается также возрастанием значений δ¹³С карбонатного материала ризолитов по направлению от корней. Мы полагаем, что хорошая сохранность карбонатов, формирующих ризолиты, была достигнута за счет высокой плотности новообразований и хороших дренажных свойств вмещающих песков. Известно, что ризолиты формируются на протяжении жизненного цикла корней. После их отмирания проиcходит существенное уменьшение содержания СО₂ в непосредственной близости от корней [25]. Сформированные вокруг старых корней плотные цилиндрические окарбоначенные структуры препятствуют подтягиванию воды и растворенных катионов новыми корнями, наследующими пустоты внутри ризолитов. Соответственно, процессы перекристаллизации карбонатов вокруг ризолитов прекращаются.

В нашем случае мы склонны предполагать значительное омоложение органической составляющей ризолитов за счет возможного механического привноса органического вещества по полостям в новообразованиях почв, сформированных выше, и растительной биомассы.

Изотопный состав кислорода ризолитов. Основное влияние на изотопный состав кислорода педогенных карбонатов оказывает изотопный состав кислорода почвенной воды. Значения δ¹⁸О почвенной воды контролируются значениями δ¹⁸О локальных атмосферных осадков [16], которые, в свою очередь, зависят от: 1) среднегодовой температуры; 2) количества и исходного источника осадков; 3) сезонности выпадения; 4) широтного расположения; 5) влияния горных хребтов; 6) степени континентальности [30]. Величина δ¹⁸О карбонатного вещества исследуемых новообразований варьирует от –10.34 до –11.99‰, демонстрируя тренд к обогащению ¹⁸О от внутренних к внешним слоям новообразований (рис. 6). Приведенные значения хорошо сопоставимы с составом стабильных изотопов кислорода голоценовых педогенных карбонатных кутан, исследованных нами на данной территории ранее [5]. Количественная оценка температур времени формирования педогенных карбонатов сложна из-за ряда неизвестных параметров [16, 17]. Однако представляется возможным по изотопному составу кислорода педогенных карбонатов реконструировать значения средневзвешенного годового δ¹⁸О атмосферных осадков времени формирования карбонатов сравнить полученные величины со значениями современных атмосферных осадков данного региона, а их разницу в изотопном составе выразить в изменениях температурного режима (относительно современности), используя современный изотопно-температурный градиент [11]. Последний, по расчетам на основе долговременных данных по изменению значений δ¹⁸О атмосферных осадков и температуры равен –0.58‰ на 1°С [11]. Для Лёссового плато Китая он составляет –0.3‰ на 1°С [24].

Значение δ¹⁸О в современных атмосферных осадках территории исследования составляет –11.13 ‰ при среднегодовой температуре 0.1°С. Используя величины δ¹⁸О исследуемых карбонатных ризолитов, получаем диапазон значений среднегодовых температур во время их формирования от –0.2 до –5.6°С. Исходя из данных о степени перекристаллизации первичных карбонатов в слоях новообразований, обсуждаемых выше, наиболее достоверным представляется нижнее значение диапазона (–5.6°С), полученное для внутренних слоев новообразований. В то же время оно кажется маловероятным для данных широт. Однако стоит учитывать, что среднегодовая температура 0.1°С указана за период наблюдений 1969–1983 гг. [37], для периода 2004–2014 гг. она составляет 1°С [7], в то время как по данным на 1962 г. [1] –2.7°C. Учитывая данные колебания, приведенные значения палеотемператур кажутся соответствующими действительности. Кроме этого, литературные данные [22, 25] свидетельствуют о том, что ризолиты формируются относительно быстро (на протяжении жизненного цикла корней). Таким образом, их формирование могло проходить во время относительно кратковременного периода снижения среднегодовых температур.

ВЫВОДЫ

1. Полученные данные позволяют представить образование ризолитов следующим образом. В результате промачивания отложений и жизнедеятельности корней и корнеобитающих микроорганизмов происходило растворение и перераспределение первичных карбонатов, содержащихся в значительном количестве в дюнных песках. Количество растворенных веществ значительно превышало требуемое растениями, что вызывало невозможность их поглощения и цементацию отложений вокруг корней. Радиус затронутых этим процессом отложений достигал 7 см, что свидетельствует о формировании ризолитов как минимум в течение нескольких вегетационных сезонов. Концентрация карбонатов в непосредственной близости от корней привела к возрастанию их содержания здесь до величин более 30%. По мере удаления от корней количество карбонатов уменьшается до 10–12%, обуславливая концентрическое строение ризолитов.

2. На протяжении формирования ризолитов углерод первичных карбонатов из вмещающих отложений полностью замещается углеродом СО₂, продуцируемого дыханием корней. Однако эта закономерность прослеживается по изотопным и микроморфологическим данным только в центральных частях новообразований. Здесь отмечается наиболее высокая доля вторичных карбонатов, указывающая на полную их перекристаллизацию. Периферические части новообразований содержат значительное количество зерен литогенных карбонатов, что определяет более тяжелый изотопный состав углерода в них. Доля вторичных карбонатов здесь довольно мала и уменьшается по направлению к вмещающим отложениям от 37.6 до 1.7%.

3. Формирование ризолитов относится ко времени 7.0–7.2 тыс. кал. л. н., что несколько моложе возраста вмещающих отложений. Это обусловлено тем, что возраст углерода карбонатов всего ризолита показывает минимальный возраст новообразований, а их формирование происходило спустя некоторое время после накопления вмещающих отложений и поселения на них растительности.

4. Ризолиты сформированы в результате жизнедеятельности корней С3-растительности, по-видимому, кустарниковой или древесной.

5. Расчет среднегодовых температур с использованием величин δ¹⁸О внутренних слоев новообразований, полностью сложенных вторичными карбонатами, показал значительные отклонения температур во время формирования ризолитов от современных.

6. Исходя из данных о степени перекристаллизации первичных карбонатов в слоях новообразований, для датирования и изотопных исследований в целях реконструкции палеоэкологических условий пригодны лишь полностью перекристаллизованные внутренние слои ризолитов.

Благодарность. Работа выполнена в рамках интеграционной программы “Фундаментальные исследования и прорывные технологии как основа опережающего развития Байкальского региона и его межрегиональных связей (№ 0341-2018-001)” при финансовой поддержке РФФИ (проект № 17-04-00092).