Почвоведение, 2020, № 11, стр. 1297-1315

ВВЕДЕНИЕ

Брянская палеопочва является одной из двух главных стратиграфических почвенных уровней позднего плейстоцена. Ее временные аналоги широко развиты в лёссовых районах во всем мире и имеют местные названия: лонер, в Германии, Штильфред Б в Австрии, денекамп в Нидерландах, педокомплекс I в Чехии, сурдак в Сербии, дубновская в Западной Украине, витаческая 3 в Центральной и Восточной Украине, искитимский педокомплекс в Западной Сибири, осинский педокомплекс в юго-восточной Сибири, фармдейл в США и другие эквиваленты [2, 3, 8, 10, 12–15, 20, 21, 23–27, 31–35, 37]. Брянская палеопочва имеет радиоуглеродный возраст в широком диапазоне 25–33 тыс. л. н. (некалиброванный) [9, 13, 22, 36]. Однако он не охватывает весь интервал сложного мегаинтерстадиала позднего плейстоцена (66–25 тыс. лет назад).

Брянская палеопочва формировалась только в завершающее потепление средневалдайского (средний Валдай, Вюрм, Вейшелиан) мегаинтерстадиала (морская изотопная стадия (МИС 3)). Этот период характеризовался наибольшей выровненностью рельефа возвышенных равнин и смягчением суровых перигляциальных условий перед максимумом последнего оледенения [5, 6, 8–10, 17, 19, 26, 38, 39].

В перигляциальной и внеледниковой областях Восточно-Европейской равнины брянская палеопочва обладает яркими морфотипическими характеристиками, не позволяющими усомниться в ее диагностике [5, 8, 9, 16]. Типичный облик брянской палеопочвы: гумусовые горизонты сосредоточены в крупных мерзлотных клиновидных структурах, а карбонатный горизонт подтянут в межструктурные пространства.

Реконструкция генезиса брянской палеопочвы затруднена тем, что прямые аналоги ее среди современных почв неизвестны, так как условия перигляциальной зоны не свойственны современному межледниковью. Наиболее близкими аналогами брянской палеопочвы, по мнению Морозовой [13], являются мерзлотно-таежные и лесостепные палевые почвы в континентальных районах Центральной Якутии. Для них характерны сходные диагностические признаки: ооидная агрегированность, которая может быть результатом криогенной коагуляции, фульватный состав гумуса, оглиненность и оглеенность профиля [7, 11].

Яркий морфотип брянской палеопочвы создан не только процессами почвообразования в период функционирования почвы, но и воздействием криогенных процессов (первичный диагенез) в максимум валдайского оледенения (владимирский криогенный горизонт), когда почва длительное время все еще находилась на поверхности [36].

Брянская палеопочва чаще залегает на глубине от 1.5 до 5 м. Если она залегает неглубоко от дневной поверхности, то входит в профиль современных почв, являясь частью их материнской породы. В таких случаях брянская почва подвергается воздействию процессов голоценового педогенеза и испытывает новые преобразования (вторичный диагенез). Характер диагенетических изменений зависит от генезиса современных почв и положения палеопочвы в дневном микрорельефе. Определению взаимозависимостей макро-, микроморфологических характеристик и некоторых физико-химических свойств брянской и развитой на ней голоценовой почвы в разных условиях современного микрорельефа посвящена данная публикация.

РАЙОН ИССЛЕДОВАНИЯ

Основным объектом явилась катена по склону одной из западин (микродепрессии), находящейся в Казацкой степи (рис. 1). Координаты изученного объекта – 51°31′28″ N, 36°17′44″ E.

Рис. 1.

Местоположение изучаемого участка, красная точка возле Курска – Александровский карьер; красный прямоугольник – изучаемая катена.

Казацкая степь – один из участков Центрально-Черноземного государственного природного биосферного заповедника им. В.В. Алехина. Заповедник расположен в юго-западной части Среднерусской возвышенности в пределах средней полосы лесостепной зоны. Климат Среднерусской возвышенности умеренно-континентальный. Гидротермический коэффициент Иванова составляет 1.0–1.3, что соответствует оптимальным и незначительно увлажненным условиям. Лето теплое, с выпадением более 70% годовой суммы осадков. Зима сравнительно холодная, с устойчивым снежным покровом.

В Казацкой степи сохраняется практически исчезнувший в европейской лесостепи зональный тип растительности – плакорные разнотравно-луговые степи. Территория отличается очень высокой видовой насыщенностью трав (до 120 видов растений на площади 100 м²). Здесь произрастают 12 видов древних реликтовых растений, переживших неоднократные ледниковые эпохи (но эту территорию ледник никогда не покрывал). Такой была первобытная, не тронутая человеком степь тысячу лет назад. Долгое время эта территория называлась “Диким полем”. Поэтому до наших дней она сохранилась здесь в первозданном виде и служит образцом луговых степей, сформированных в условиях хорошего обеспечения атмосферной влагой (500–600 мм осадков в год) [15].

Центрально-Черноземный государственный природный биосферный заповедник им. В.В. Алехина – это один из немногих уцелевших в первозданном виде участков лесостепи, где сохранились мощные целинные черноземы. Мощность гумусового профиля типичных черноземов достигает 1.5–1.7 м. Содержание гумуса в верхних 10 см почвы составляет 9–12%, а запас его в метровом слое равен 540 т/га.

Для микрорельефа Казацкой степи, как и для других равнин Евразии, характерны многочисленные замкнутые депрессии (рис. 2). Это небольшие понижения округлой или овальной формы – западины (степные блюдца), часто беспорядочно разбросаны на поверхности степи поодиночке и группами. Диаметр западин достигает 30–50 м и более, глубина не превышает 1–1.5 м. Весной в степных блюдцах накапливаются талые снеговые воды, могут образовываться небольшие временные озерца. Летом степные блюдца выделяются темными зелеными пятнами среди желтеющих трав и седого ковыля.

Рис. 2.

Размер и микрорельеф изучаемой западины в Казацкой степи.

Происхождение таких депрессий до сих пор остается дискуссионным вопросом. Наиболее общепризнанные гипотезы их генезиса: суффозионно-просадочная и термокарстовая. Суффозионно-просадочная гипотеза предполагает не только вынос легкорастворимых солей и карбонатов, но и участие лессиважа – выноса глинистых частиц, а также уплотнение грунта за счет значительной просадки от начального объема лёсса в днище западин. Участие криогенных процессов при накоплении лёссовых пород с последующим освобождением большой массы подземного льда в процессе термокарста, приуроченное к валдайскому позднеледниковью (МИС 2.1), составляет суть второй популярной гипотезы происхождения западин на возвышенных равнинах. Морфогенетический анализ микродепрессий и слагающих их пород дает возможность отдать предпочтение той или иной гипотезы. Для термокарста обязательно наличие крупных псевдоморфоз последнего позднеплейстоценового криогенного этапа (ярославского по Величко [4]), легко распознаваемых в разрезах. В случае их отсутствия говорить о термокарсте не представляется возможным. В последнее время чаще говорят о полигенетической природе степных блюдец, вкладывая в это разный смысл: от присутствия разных факторов и процессов в их формирование до многостадийности и разновременности в их развитии.

В последнее время часто обсуждается антропогенное происхождение микродепрессий [29, 30]. Для микроформ такого генезиса непременным условием является нарушение естественного профиля почв в результате деятельности человека.

В результате многолетних наблюдений за малыми эрозионными формами, погребенными в лёссах и вскрываемыми в Александровском и других карьерах на Среднерусской возвышенности, одним из авторов было установлено определенное влияние погребенного московско-микулинского рельефа на формирование дневного микрорельефа и структуры современного почвенного покрова [17]. Как оказалось, многие из выраженных в современном рельефе микродепрессий (западин) унаследованы от погребенных московско-микулинских эрозионных форм, так как закладывались на верхних частях склонов этих палеодепрессий, ближе всего находившихся от дневной поверхности.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Полевое исследование проводилось в 1986 г. в особо охраняемом заповедном участке, и с этим было связано много трудностей и особенностей в получении дополнительных фотографических материалов. Была выбрана типичная микродепрессия (западина) недалеко от границы заповедного участка. Исследование проводилось методом траншеи глубиной 4 м (максимальной для экскаватора), заложенной по радиусу длиной 19 м замкнутой микродепрессии (рис. 2). Глубина микродепрессии 80–100 см, диаметр около 28–34 м. Высокий травостой не позволил заложить траншею точно через центр западины, но все же она вскрывала днище депрессии. Ширина траншеи была ограничена шириной ковша экскаватора (65 см). Узость траншеи сделала невозможным фотографирование объектов. Однако данный недостаток был компенсирован детальной зарисовкой стенок траншеи. На стенке траншеи чертилась сетка со стороной квадрата 50 см. На миллиметровой бумаге, учитывая масштаб, для каждого квадрата производилась зарисовка простирания границ горизонтов, включений и новообразований (рис. 3, А, 3, Б).

Рис. 3.

А – катена в микродепрессии в Казацкой степи. Почвенные горизонты голоценовой почвы: 1 – гумусовый и гумусово-элювиальные (Ah и АhЕ); 2 – переходный (AhBk и AhEBt); 3 – иллювиальный (Bt); почвенные горизонты брянской палеопочвы вне западины: 4 – гумусовый (Аh в ядрах и АhB – в клиньях); 5 – карбонатный (Bk); почвенные горизонты брянской палеопочвы в западине: 6 – Ahtв ядрах; 7 – BCtg в клиньях; 8 – педоседимент ранне-, средневалдайских почв; лёссовидный суглинок: 9 – карбонатный; 10 – глеевый; 11 – бескарбонатный; 12-линия декальцинации; 13 – неясные границы между слоями и горизонтами. Слои: I – голоценовая почва; II – поздневалдайский лёсс; III – брянский палеопочва; IIIa – Bk горизонт брянской палеопочвы; IV – педоседимент ранне-, средневалдайских почв; V – карбонатный московский лёсс; Va – глеевый московский лёсс; Vb – бескарбонатный московский лёсс. Б – брянская палеопочва на микроводоразделе (точка 5 м). Горизонты голоценовой почвы: 1 – гумусовый, 2 – иллювиальный, 3 – карбонатный; 4 – горизонты брянской палеопочвы: а – Ah, b – AhB; 5 – кротовины, 6 – признаки оглеения. В – Брянская палеопочва на склоне изучаемой катены (точка 13 м). Условные обозначения те же, что и на рис. 3, Б.

Для индексации горизонтов современного чернозема и ископаемых почв применялась международная система WRB-2015 [28]. Для лучшего понимания российскими почвоведами в тесте при описании траншеи в скобках мы указали аналоги индексов горизонтов по [11]. В связи с неразработанностью в почвоведении общепринятой классификации погребенных почв и педокомплексов мы пользовались применяемой в четвертичной палеогеографии и палеопедологии индексацией горизонтов ископаемых почв. Квадратными скобками (или буквой “b” по WRB-2015) обозначают горизонты погребенных почв, включенных в профиль голоценовой почвы (как в нашем случае) или в профиль других палеопочв (при формировании педокомплексов). Если же палеопочвы разделены лёссами, квадратные скобки не применяются, а расположенные ниже голоценовых почв почвенные профили получают обычные индексы (без обозначения погребения).

Катена состояла из элювиального – на микроводоразделе (1–8 м), транзитного – на склоне (8–13 м) и аккумулятивного – в днище (13–19 м) секторов. Описание и отбор образцов проходил на одной стенке траншеи по нескольким вертикальным колонкам (аналогам разрезов) в точках 1.5, 5, 13 и 16 м. Вследствие полигонального строения брянской почвы отбор образцов в некоторых случаях проводился из соседних, но разных педонов: по клиновидной трещине (микропонижению) и пятну (бугорку).

Для решения задачи, поставленной в данной работе, нами применялся стандартный набор методов палеопедологического исследования: макро- и микроморфологическое описания, зарисовки, основной набор физико-химических анализов. Содержание органического углерода в почве для всех образцов определяли по методу Тюрина [1]. Карбонаты определяли манометрически, как количество СО₂, выделяемого в герметичных сосудах с резиновыми пробками, в которых образцы реагировали с 10%-ным раствором HCl. Микромонолиты для изготовления шлифов были отобраны по нескольким вертикальным колонкам в тех же точках, что и отбор образцов общей массы. Шлифы анализировали с использованием поляризационного микроскопа (CarlZeiss HBO 50, Германия) в Институте физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН, Пущино, Россия.

Радиоуглеродное датирование брянской почвы в данном разрезе не выполнялись. Но оно неоднократно проводились в опорном разрезе Александровский карьер, находящийся в 15 км на северо-запад от Казацкой степи [20, 36].

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Макроморфологические исследования. Элювиальный сектор катены (точки 1.5 и 5 м).

Слой 1. Голоценовая почва – чернозем типичный (Haplic Chernozem) [28] (рис. 3, А, табл. 1).

Ah1 (A1), 0–50 см. Верхняя часть (0–18 см) – дернина густо переплетена корнями растений – темно-серый, тяжелый суглинок, мелкоореховато-зернистой структуры, уплотненный, с частичками осветленной крупной пыли на поверхности агрегатов. В нижней части (30–50 см) суглинок более оструктурен (горизонт “крупки”). Внутрипедная масса (ВПМ) однородная. Переход отчетливый по цвету ВПМ.

Ah2 (AB), 50–100 см. Суглинок тяжелый, буровато-темно-серой, неравномерной окраски, ВПМ однородная. Структура крупно-призмовидно-столбчатая. Педы покрыты матовыми гумусово-глинистыми кутанами, которые перекрыты яркими, необильными, мучнистыми карбонатами.

AВk (AВca), 100–170 см. Суглинок тяжелый, буро-серый, ВПМ пестрая. Структура ореховато-столбчатая, сложная. Крупные агрегаты распадаются на мелкие, средние угловатые и плоские агрегаты, много кротовин, копролитов. Карбонатные новообразования мучнистые и в виде белесоватых пленок по граням агрегатов. Нижняя граница кротовинная.

Гумусовый профиль (горизонты Аh + АВ + AВk) имеет мощность от 150 до 195 см.

Слой 2. Валдайский лёсс, BCk(BCca), 170–210 см. Суглинок светло-бурый, тяжелый, пылеватый, карбонатный. Структура столбчато-призмовидная. Вертикальные грани агрегаты покрыты редкими, бурыми, глинистыми кутанами. Суглинок пористый, перерытый: 12 кротовин на 1 м² Переход постепенный. Граница диффузная, слабоволнистая, с отходящими вниз вертикальными прожилками, толщиной 1.5–2 см, проникающими до 250 см.

Слой 3. Брянская палеопочва (рис. 3, А, 3, Б), 210–290 см. Горизонты Ah(A1) и АВ находятся внутри мерзлотных структурных деформаций – клиньев шириной верхней части 100–120 см, чередующихся с интервалом (100–150 см). Высота клиньев 130 до 170 cм. Клиновидные структуры заканчиваются серией мелких гумусированных прожилок, которые прослеживаются до глубины 360–400 см от дневной поверхности. Внутреннее строение постмерзлотных структур неоднородное. Клинья содержат более плотные ядра (горизонт Ah) – грушевидной формы. Ширина ядер в верхней части 50–60 см, в нижней – 5–6 см, высота 0.8–1.0 м. Ядра выполнены буровато-палевым с серым оттенком суглинком, наиболее тяжелым по гранулометрическому составу, более плотным и гумусированным, с многочисленными Mn-Fe примазками, пятнами оглеения. ВПМ неоднородно прокрашена гумусом. Отмечаются темно-коричневатые матовые глинистые кутаны, ооидная структурная организация. Прибортные части клиньев (горизонт АВ) выполнены плотноватым ярко-бурым суглинком, неоднородным по цвету, микропористым, мелкотрещиноватым, с Mn-примазками, карбонатными трубочками, древними червороинами, заполненными более темным гумусированным суглинком. Для этого подгоризонта главная черта – микронеоднородность, которая создается червороинами, ооидами.

Слой 3а. Вk (Вca), 240–290 см. Суглинок светло-палевый, средний, пылеватый. Карбонаты представлены рыхлыми пылеватыми скоплениями, перемешанными с минеральной массой. Наиболее однородный карбонатный материал подтянут к границам мерзлотных структур и на высохшей стенке клинья оконтурены белесым суглинком. В верхней части, у основания клиньев, горизонт Вk в горизонтальном сечении имеет вид пятен. По нижней границе суглинок оглеен, содержит Mn-примазки, черные волосяные трещины – прожилки из горизонта A брянской почвы.

Слой 4. Педоседимент, 290–350 см. Переотложенный материал горизонтов более древних средне-, ранневалдайских почв, преобразованный в процессе крио- и литогенеза. Он представлен суглинком средним, серовато-палевым с буровато-сизым оттенком, неоднородным по цвету с пятнами бурого суглинка, сизыми, ржавыми и гумусированными прожилками. Отмечены Mn-примазки, мелкие карбонатные конкреции, кротовины, с заполнением нижележащим белесовато-палевым суглинком. Слой разбит клиновидными структурами брянской ископаемой почвы и выражен в виде трапециевидных образований. Переход резкий, граница волнистая, нарушенная прожилками субвертикальной ориентации. Эта граница отражает смену наносов – двух лёссовых горизонтов, относящихся к разным ледниковым эпохам: валдайской и московской.

Слой 5. Московский лёсс, 350–580 см. Суглинок легкий, белесовато-палевый, лёссовидный, карбонатный, мелкопористый, неоднородный за счет многочисленных Mn-Fe-примазок.

Транзитный сектор (точка 13 м).

В средней части траншеи начинается склон западины (рис. 3, А, 10 м – начало склона, табл. 2) – переход в замкнутую микродепрессию. Ниже по склону от слабовыраженной бровки блюдца (точки 9–10 м) меняется тип современной почвы: типичный чернозем сменяется выщелоченным черноземом (Luvic Chernozem). В этом секторе катены современная почва имеет несколько укороченный гумусовый профиль мощностью 130–150 см. Линия вскипания карбонатов с глубины 0.5 см в точке 9 м заметно опускается до глубины 150 см в точке 13 м. Между гумусовым и карбонатным горизонтом появляется иллювиально-глинистый горизонт (Bt). Он прослеживается в стенке траншеи, начиная с точки 12 м, как линза с ярко бурыми железисто-глинистыми кутанами. Нижняя граница глинистой линзы между 12 и 13 метрами резко опускается от 150 до 250 см. Горизонт Bt – яркий темно-бурый тяжелый суглинок, призмовидной структуры, пористый, плотный, бескарбонатный, перерыт землероями. Переход к брянской почве постепенный.

Брянская почва в транзитном секторе залегает на той же глубине – 200–220 см. Она по-прежнему разбита криогенными клиновидными структурами. В этой позиции микрорельефа клиновидные структуры брянской почвы приобретают неправильную форму, становятся меньше по размерам, исчезают прожилки (рис. 3, В). Их заполнение приобретает более темный оттенок. Карбонатный горизонт брянской почвы приобретает красноватый или розоватый оттенок. Глинистое ядро внутри клиновидных структур неоднородно: на границе с вмещающими породами оно менее плотное, к центру уплотняется, все включения неоднородны по плотности.

Аккумулятивный сектор (точка 16 м).

В днище западины современная почва имеет иной тип строения профиля (рис. 3, А, от 13 до 19 м, табл. 1, 2).

Микроморфологические наблюдения. В изученной катене горизонт Аh голоценового чернозема на микроповышении характеризуется высокой степенью активности мезофауны, обильными растительными остатками, зернистой микроструктурой с копрогенными агрегатами, а также педами разных порядков, аморфным органическим тонкодисперсным материалом (рис. 4, А). В нижней части горизонта Аh и горизонта АhВk наблюдается тонкодисперсное аморфное органическое вещество, цвет – коричневый с черными точками, четкие признаки активности мезофауны, а также отмечаются редкие копрогенные агрегаты (рис. 4, Б) и мелкие (<20 мкм) округлые и удлиненные зерна литогенного кальцита в основной массе. В горизонте BCk появляются ооидоподобные агрегаты, состоящие из глинисто-карбонатного тонкодисперсного материала (рис. 4, В); в целом тонкодисперсный материал здесь не агрегирован и содержит мало карбонатов, но видны рассеянные зерна литогенного кальцита, полностью погруженные в этот материал, (рис. 4, В, стрелки).

Рис. 4.

Микроструктура голоценовой почвы и брянской палеопочвы на микроповышении изучаемой катены: А – высокая степень активности мезофауны, обильные растительные остатки, зернистый с копрогенными агрегатами, педы разных порядков, органический аморфный тонкодисперсный материал, верхняя часть горизонта Ah голоценовой почвы, PPL; Б – аморфный органический тонкодисперсный материал, коричневый в черными точками, отчетливыми признаками активности мезофауны, редкими копрогенными агрегатами и мелкими (<20 мкм) зернами литогенного кальцита, нижняя часть горизонта Аh голоценовой почвы, PPL; В – ооидоподобные агрегаты, состоящие из глинисто-карбонатного тонкодисперсного материала и рассеянных зерен литогенного кальцита (стрелки), горизонт BCk, XPL; Г – фрагментация почвенной массы мезофауной, наличие в изобилии органического вещества в виде бурых органо-минеральных комплексов, горизонт Аh брянской палеопочвы, PPL; Д – спаритовые зерна, горизонт AhBk брянской палеопочвы, XPL; Е – криогенная сортировка зерен кварца (стрелки) в верхней части горизонта Аh брянской палеопочвы, PPL.

Голоценовые почвы наложены на средневалдайскую брянскую палеопочву, по-разному трансформируя ее в разных секторах катены. При наблюдении на микроуровне голоценовый диагенез горизонта Аh брянской палеопочвы представляется минимальным: фрагментация почвенной массы мезофауной, обилие органических веществ в виде коричневых органо-минеральных комплексов (рис. 4, Г). Поскольку брянские палеопочвы развивались на средневалдайском карбонатном лёссе, во всех горизонтах палеопочвы можно видеть удлиненные и округлые зерна литогенного кальцита, полностью погруженные в тонкодисперсный материал. Кроме того, самыми крупными по размеру, хотя и редко встречающимися, являются зерна спарита, возможно, биогенного происхождения, отличающиеся необычной формой и обликом (рис. 4, Д). Их можно встретить во всех горизонтах брянской палеопочвы на микроповышении в изучаемой катене. Криогенная сортировка кварцевых зерен (относящаяся к владимирскому криогенному горизонту) отчетливо видна в самой верхней части горизонта Аh брянской палеопочвы (рис. 4, Е, стрелки).

В голоценовых почвах на склонах и в нижней части микродепрессии горизонт Аh, в отличие от микроповышения, имеет органическое вещество в основном аморфное и коричневого цвета; другое отличие состоит в менее явных признаках активности мезофауны (рис. 5, А). В горизонте Bt имеются видимые признаки переувлажнения, такие как пятна и нодули оксидов железа (рис. 5, Б); тонкодисперсный материал анизотропный, имеет перекрестно-волокнистую и вокругскелетную ориентацию (рис. 5, В); карбонатный материал присутствует только в виде отдельных зерен спарита в пустотах и, а также округлые и удлиненные зерна литогенного кальцита разбросаны в тонкодисперсном материале (рис. 5, В, стрелки).

Рис. 5.

Микроструктура голоценовой почвы и брянской палеопочвы на склонах и в нижней части микродепрессии изучаемой катены: А – коричневый аморфный органический тонкодисперсный материал и слабые признаки активности мезофауны, горизонт Аh голоценовой почвы, PPL; Б – пятна и нодули оксидов железа (PPL); В – перекрестно-волокнистый и вокругскелетный тип оптической ориентации тонкодисперсного материала, отдельные зерна спарита в порах и рассеянные округлые зерна литогенного кальцита (стрелки) в тонкодисперсной массе (XPL), горизонт Bt голоценовой почвы; Г – высокоплотный глинистый тонкодисперсный материал, порфировидное микросложение, кольцевой и перекрестно-волокнистый тип оптической ориентации тонкодисперсного материала, пятна оксидов железа поверх тонкодисперсной массы, XPL; Д – тонкие Fe-глинистые кутаны в порах, XPL; Е – минералы кубовидной формы (вевеллит, ведделит?), которые остались вместо растений в пустотах, PPL; Г–Е – горизонт BCtg брянской палеопочвы (склон западины); Ж – тонкие карбонатные кутаны, ХPL, З – зерна спарита (стрелки) в почвенной массе, XPL; Ж–З – ВСk горизонт брянской палеопочвы; И – недифференцированные карбонатные нодули (стрелки) и железистые пятна, горизонт BCkg брянской палеопочвы, XPL.

Глинистый материал в горизонте ВСtg брянской палеопочвы в нижней части катены (на склонах и на дне микродепрессии) сильно консолидирован (порфировидное микросложение), имеет четкие признаки анизотропии: кольцевая, перекрестно-волокнистая и вокругскелетная ориентация тонкодисперсной массы, минеральные зерна почти невидимы и имеют размер мелкой пыли (рис. 5, Г), очень тонкие Fe-глинистые кутаны видны в порах (рис. 5, Д), пятна оксидов железа разбросаны поверх тонкодисперсной массы (рис. 5, Г). Очень характерным является наличие множества черных и иногда прозрачных с черной окантовкой минералов в форме куба (вевеллит, ведделит?), которые остались вместо растительных остатков в пустотах (рис. 5, Е).

В ВСk горизонте брянской палеопочвы днища микродепрессии редкие тонкие карбонатные кутаны наблюдаются в некоторых порах (рис. 5, Ж); крайне редко видны в почвенной массе зерна спарита (рис. 5, З, стрелки). В самом нижнем горизонте BCkg очень хорошо видны как недифференцированные карбонатные нодули, так и железистые пятна (рис. 5, И, стрелки).

Углерод органический и карбонаты в брянской палеопочве: распределение по катене. Глубина залегания и мощность профиля брянской палеопочвы незначительно, но все же уменьшается от микроповышения к днищу западины (табл. 3), а гранулометрический состав утяжеляется.

Содержание углерода органического вещества существенно (для палеопочв) меняется по катене: наименьшее в почве элювиального сектора и наибольшее в аккумулятивном секторе (в 2 раза больше, чем элювиальном).

Количество карбонатов в карбонатном горизонте брянской почвы больше, чем карбонатном горизонте голоценового чернозема. Оно наивысшее в профиле брянской почвы в элювиальном секторе катены и резко уменьшается (до следов) в аккумулятивном секторе.

ОБСУЖДЕНИЕ

Брянская палеопочва залегает на глубине 180–240 см от дневной поверхности и даже выше. На микроводоразделе она расположена наиболее глубоко, в днище западины – ближе к поверхности (табл. 1, 2, рис. 3).

В первоначальном виде профиль брянской палеопочвы, вероятно, состоял из горизонтов Аh-АhВ-Вk-Вg. Реконструированная мощность горизонтов: Аh – не более 5–10 см, АhВ – 20–30 см, Вk – 25–40 см, Bg – 10–20 см. Общая мощность профиля 80–100 см. Эта почва менее мощная и развитая, чем современные почвы изучаемого региона – черноземы. Такую почву можно назвать интерстадиальной дерновой иллювиально-карбонатной (Calcic Cambisol), а на заключительных этапах ее развития надмерзлотно-глеевой (Calcic Cambisol (Gelistagnic)). Ведущими почвообразовательными процессами были гумусонакопление, оглинивание, иллювиирование карбонатов, а на заключительных этапах – значительное криогенное турбирование и оглеение. Однако диагностические признаки брянской палеопочвы формировались не только во время педогенеза (в интерстадиал), но и в последующую климатическую эпоху (максимум оледенения), когда почва, все еще находясь на поверхности, претерпевала существенные изменения [20, 36]. Сильнейший криогенез в максимум последнего гляциала (владимирский криогенный горизонт) способствовал кардиальному перераспределению основных горизонтов брянской палеопочвы и их вторичному оглеению. В результате образование криогенных структур типа пятен-медальонов привело к нарушению, смещению и перемещению почвенных горизонтов. Более тяжелосуглинистый материал гумусового горизонта стекал внутрь мерзлотных трещин при их таянии, образуя грушевидные ядра (рис. 3). Горизонт АhВ заполнял клиновидные структуры. Карбонатный горизонт перераспределялся между “клиньями” – в “бугорках”. В результате профиль брянской почвы представлен в виде крупных клиновидных структур (в плане – пятен-медальонов), шириной 70–150 см, высотой 100–130 до 180 см, чередующихся с интервалом 200–250 см.

Распределение гумуса и карбонатов брянской почвы закономерно меняется в катене. Содержание гумуса в горизонте Аh брянской почвы в днище западины (в аккумулятивном секторе) больше (1.10–1.27%), чем в аналогичном горизонте в элювиальном и транзитном секторах катены (0.75–0.78%). Это связано не только с изначально более высоким содержанием гумуса в почвах аккумулятивного сектора, но и с лучшей его консервацией в более влажных условиях днища западины. Во влажных условиях органическое вещество почв минерализуется с меньшей скоростью и сохраняется более длительное время.

Содержание карбонатов в гор. Bk брянской почвы превышает их содержание в карбонатном горизонте голоценового чернозема. Еще более резко по катене изменяется содержание карбонатов в карбонатном горизонте брянской палеопочвы. На микроводоразделе (элювиальный сектор катены) оно максимально. Резкое уменьшение их (до следов) в аккумулятивном секторе катены связано с выщелачиванием в голоцене. В днище западины карбонаты вымыты на глубину более 350 cм.

Вследствие криотурбирования профиля (гор. Аh – в ядрах, гор. АhВ – в клиновидных структурах и гор. Вk – межструктурных пространствах), все три горизонта брянской палеопочвы располагаются примерно на одном уровне от поверхности. Поэтому карбонатный горизонт современного чернозема в условиях микроводораздела может быть наложен на ее гумусовый, переходный и даже карбонатный горизонты. В таком случае весь профиль брянской почвы вовлекается в современное почвообразование, образуя подгоризонты с педореликтовыми чертами.

В случае развития Вk современной почвы в толще валдайского лёсса образуется горизонт светло-бурого цвета. Если же карбонатный горизонт развивается на гумусовых горизонтах брянской почвы, то к светло-бурому цвету примешивается серовато-коричневый тон – развиваются горизонты Аhkb, АhВkb. Они, во-первых, отличаются не только по цвету, но по разным формам выделений карбонатов. В горизонтах Аhkb и АhВkb карбонатов, судя по анализам меньше, чем в сложном карбонатном горизонте. В них хорошо развиты крупные и средние поры, по которым выделяются рыхлые желтые карбонаты. В карбонатном горизонте брянской почвы, который заметно больше порист, по сравнению с валдайским лёссом, карбонатные выделения выражены лучше, и они распространены в суглинистой толще более равномерно. За счет пропитки карбонатов весь горизонт Вk кажется светлее. На микроуровне наблюдения хорошо видно, что тонкодисперсный материал равномерно пропитан карбонатами, а также появляются особые, свойственные именно брянской палеопочве формы карбонатов – спаритовые зерна необычной формы в почвенной массе, свидетельствующие о высокой биогенной активности. Влияние владимирского криогенного горизонта здесь проявляется в отчетливой сортировке минерального силикатного скелета, что отмечено при микроморфологическом наблюдении.

В транзитном секторе уже появляется иллювиальный горизонт выщелоченного чернозема. В результате элювиально-иллювиальных процессов голоценового почвообразования из профиля брянской палеопочвы не только удалены карбонаты, но вмыты илистые частицы (о чем свидетельствуют глинистые кутаны) и полуторные оксиды, что фиксируется как макро-, так микроморфологически. На микроуровне наблюдения четко видны признаки анизотропности тонкодисперсного материала, карбонаты представлены в виде отдельных зерен спарита в порах и рассеянных в почвенной массе литогенных округлых зерен.

В аккумулятивном секторе катены профиль брянской палеопочвы меняется еще более кардинально. Вследствие геоморфологической позиции (депрессии) и более тяжелого гранулометрического состава к процессам иллювиирования ила, Fe₂O₃ и Al₂O₃ периодически присоединяются процессы сезонного оглеения. В результате этого появляется иллювиально-глеевый горизонт в основании профиля брянской палеопочвы с формами карбонатов виде недифференцированных плотных мелких нодулей в основной массе, характерных как раз для условий повышенного увлажнения.

Итак, выделены два основных этапа диагенеза брянской палеопочвы:

1. Брянская палеопочва – криогенно деформированная. Первичный диагенез произошел сразу после функционирования почвы в максимум валдайского оледенения (МИС 2). Криогенная турбация (владимирский криогенный горизонт) полностью преобразовала нормальный профиль брянской почвы. Длительное нахождение на поверхности почвы в непогребенном виде способствовало постоянному обновлению углерода и омоложению радиоуглеродного возраста как карбонатов, так и органического вещества [36].

2. Вторичный диагенез брянской палеопочвы произошел под воздействием голоценового почвообразования. Брянская палеопочва, залегая неглубоко от дневной поверхности, является частью материнской породы современных черноземов и почв других генетических типов. Залегая на разной глубине, она подвергается воздействию различных почвообразующих процессов в зависимости от генезиса современной почвы.

Вторичный диагенез может проявляться относительно слабо. Тогда в элювиальном секторе катены брянская палеопочва сохраняет полный профиль, включая карбонатный горизонт (рис. 3, А, 3, Б). Но он может быть настолько сильным, как в аккумулятивном секторе катены, что меняется не только профиль почвы, но даже форма криогенных деформаций. Они становятся овальными с нечеткими диффузными границами (рис. 3, А, 3, В).

Вторичный диагенез брянской палеопочвы тесно связан с генезисом западин (замкнутых микродепрессий). Антропогенный генезис западин полностью исключается. Эта территория долгое время была пограничьем оседлых и кочевых народов (“Диким полем”), слабо осваивалась и никогда не распахивалась. Это подтверждается отсутствием каких-либо антропогенных турбационных нарушений как горизонтов современных почв, так и слоев почвенно-лёссовой толщи. Отсутствие крупных посткриогенных структур ярославского криогенного горизонта (брянская почва развита не только на микроводоразделе, но и на склоне, и в днище западины) исключает термокарстовое происхождение микродепрессии. Ведущие почвенно-геохимические процессы: вторичное диагенетическое преобразование всей лёссово-почвенной толщи (вынос карбонатов, заиливание, оглеение, ожелезнение, уплотнение) свидетельствует о суффозионно-просадочном генезисе изученной западины.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изученная микродепрессия имеет суффозионно-просадочный генезис. Брянская палеопочва испытала две основные фазы диагенеза. Первый этап диагенеза – изменение нормального профиля брянской почвы, образованной в теплый средневалдайский интерстадиал (в финальную фазу МИС 3), произошло в максимум валдайского оледенения (МИС 2, владимирский криогенный горизонт). Вторичный диагенез брянской палеопочвы связан с процессами голоценового почвообразования. На микроводоразделе и в верхней части склона западины карбонатный горизонт голоценового чернозема наложен на гумусовые горизонты брянской почвы. В нижней части склона голоценовые карбонаты опущены ниже. В профиле брянской почвы появляются зоны, свободные от карбонатов. В днище западины карбонатный горизонт брянской почвы полностью отмыт от карбонатов. Иллювиально-глинистый горизонт голоценовой лугово-черноземной почвы наложен на весь профиль брянской почвы. Текстура становится более плотной, а структура также меняется. Педы брянской почвы приобретают ореховатые формы и их покрывают глинистые кутаны, что для этой почвы не характерно. То есть весь профиль брянской почвы в голоцене превратился в иллювиальный горизонт черноземно-луговых почв за счет выщелачивания карбонатов и внесения глины и полуторных оксидов.