1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Почвоведение
  4. № 6, 2020

Почвоведение, 2020, № 6, стр. 673-690

Состав стабильных изотопов углерода органического вещества позднеплейстоценовых и голоценовых почв Байкальского региона

В. А. Голубцов *

Институт географии СО РАН
664033 Иркутск, ул. Улан-Баторская, 1, Россия

* E-mail: tea_88@inbox.ru

Поступила в редакцию 16.07.2019
После доработки 10.10.2019
Принята к публикации 25.12.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены результаты исследования состава стабильных изотопов углерода органического вещества почв Байкальского региона. Значения δ13С разновозрастных почв варьируют от –30.00 до ‒21.36‰, что свидетельствует о формировании их органического вещества при поступлении биомассы С3-растительности как минимум на протяжении последних 35 тыс. лет. Фракционирование изотопов в ходе минерализации органического вещества приводит к повышению значений δ13С с глубиной. При этом в почвах, формирующихся под степными и лесостепными ландшафтами, увеличение δ13С составляет около 3‰, тогда как в лесных почвах оно может достигать 4–5‰. В позднеледниковых и раннеголоценовых почвах отмечается повышенное содержание органического углерода, состав стабильных изотопов которого облегчен по отношению к современным почвам, что может быть связано с влиянием мерзлоты, замедлявшей трансформацию органического вещества. В направлении от относительно сухих почв Приольхонья и Селенгинского среднегорья к лесостепным почвам Верхнего Приангарья, с его более влажными условиями, и, далее, к таежным почвам юга Средней Сибири, наблюдается выраженное облегчение состава стабильных изотопов углерода органического вещества, что служит ярким примером проявления зависимости значений δ13С от влагообеспеченности почв, а именно осадков вегетационного периода. Реконструкция осадков, выполненная на основании значений δ13С, свидетельствует о постепенной аридизации климата начиная с позднеледниковья с максимальным иссушением в среднем голоцене, в позднем голоцене уровень увлажнения повышается. Тенденция к постепенному уменьшению увлажнения наблюдается и в MIS-3. Наиболее влажным был климат во время формирования раннекаргинских почв. В интервале 36–31 тыс. кал. л. н. увлажнение снизилось и стало сопоставимо с современным. В финале MIS-3 увлажнение становится ниже современного уровня.

Ключевые слова: ландшафтно-климатические изменения, поздний плейстоцен, голоцен

ВВЕДЕНИЕ

Соотношения стабильных изотопов широко используются в качестве индикаторов движения вещества и энергии в почвах, а также для оценки интенсивности и направленности различных экологических процессов. Многие биохимические процессы сопровождаются изменениями соотношения между стабильными изотопами углерода, благодаря чему экосистемы и их компоненты различаются по своему изотопному составу [21, 48]. Его анализ позволяет проследить движение вещества и энергии через биологические системы и оценить интенсивность экологических процессов [26, 42, 43].

Состав стабильных изотопов углерода является значимым индикатором условий почвообразования как в настоящее время, так и в прошлом [14]. В основе этих представлений лежат различия в экологических нишах растений, формирующих органическое вещество почв и имеющих принципиально отличающиеся типы фотосинтеза [24, 26]. Около 80% всех сосудистых растений используют С3-тип фотосинтеза, в ходе которого углерод, зафиксированный С3-растениями (δ13С варьируют от –22 до –35‰), значительно обедняется тяжелым 13С по сравнению с атмосферным углеродом (δ13С около –7‰). Основное отличие С4-фотосинтеза состоит в том, что дискриминация 13СО2 намного менее выражена (δ13С С4-растений от ‒11 до –17‰). Таким образом, С3-растения имеют конкурентные преимущества в условиях низкой температуры, высокой влажности и высокой концентрации CO2 в атмосфере. В то же время С4-растения имеют относительное преимущество в росте в условиях высокой температуры, засушливости и низкой концентрации CO2 в атмосфере [26, 37, 41].

Значительная разница в условиях произрастания С3- и С4-растений, в значениях δ13С получаемого при их разложении органического вещества (δ13С которого находится в тесной зависимости от δ13С растительной биомассы) открывает широкие возможности для палеоэкологических исследований. Кроме этого, в пределах С3-фотосинтеза δ13С может заметно различаться у растений разных ярусов и жизненных форм в зависимости от доступности влаги, температуры и других факторов [24, 26, 41]. Поэтому анализ δ13С органического вещества почв широко используется в качестве метода индикации палеоэкологических и палеоклиматических изменений.

Несмотря на значительный потенциал изотопных исследований в почвенно-экологических и палеогеографических целях, на данный момент примеры изучения состава стабильных изотопов органического вещества почв юга Восточной Сибири довольно редки [3, 13, 22, 23]. Не умаляя значимости этих работ, они не обеспечивают полной картины о закономерностях пространственно-временной вариабельности этих показателей в почвах региона и определяющих ее факторах среды. В то же время юг Восточной Сибири, в частности Байкальский регион, представляет уникальные возможности для заполнения этого пробела в силу значительной пространственной неоднородности физико-географических условий, обусловливающих мозаичность ландшафтов в настоящее время и в прошлом.

Цель работы – оценка пространственно-временной вариабельности состава стабильных изотопов углерода в основных типах лесных и лесостепных почв Байкальского региона.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Территория исследования охватывает три крупных района в пределах Байкальского региона (рис. 1): островные лесостепи Верхнего Приангарья, расположенные в границах Иркутско-Черемховской равнины, западное побережье оз. Байкал (Приольхонье), характеризующееся преобладанием степных ландшафтов, и межгорные котловины Селенгинского среднегорья, занятые степями и лесостепями.

Рис. 1.

Районы исследования в пределах Байкальского региона: 1 – междуречье Белой и Ангары (Верхнее Приангарье); 2 – Приольхонье; 3 – Куйтунское межгорное понижение (Селенгинское среднегорье); 4 – Хоринск (Селенгинское среднегорье).

В геологическом строении Верхнего Приангарья принимают участие кембрийские отложения (доломиты, известняки), перекрытые толщей бескарбонатных юрских образований (песчаники, алевролиты, аргиллиты), продукты выветривания которых на большей части территории служат почвообразующими породами [2]. Олигоцен-миоценовые образования выполняют фрагменты древней эрозионной сети [18]. Эолово-делювиальные лёссовидные карбонатные суглинки плейстоцена перекрывают относительно маломощным чехлом дочетвертичные образования на водоразделах и заметно наращивают мощность в пределах долин, где выделяются разновозрастные террасы [12].

Преобладают лесостепные ландшафты, для которых характерно чередование хвойно-мелколиственных лесов с серыми почвами (Luvic Retic Greyzemic Phaeozems) и участков остепненных лугов и степей с черноземами глинисто-иллювиальными (Luvic Chernic Phaeozems). Большая часть территории распахана.

Климат территории – резко континентальный. Среднегодовая температура воздуха –2.2°C. Среднемесячная температура июля +17.7°C. Средняя температура января –23.4°C [17]. Продолжительность периодов с отрицательными температурами воздуха значительно превышает периоды с положительными, что сказывается на термическом режиме почв. Вследствие малой мощности снежного покрова (25–35 см) почвы промерзают на значительную глубину (до 2–2.5 м) и очень медленно оттаивают весной и в начале лета [10]. Годовая сумма осадков составляет 350 мм, из которых около 86% выпадает в конце июля и в августе. С конца мая до середины июля на территории преобладают сухие и теплые условия [17]. Таким образом, наблюдается выраженная контрастность между сухим и влажным сезонами теплого периода. Тип водного режима исследуемых почв – непромывной [9, 10].

Часть Байкальской впадины, в состав которой входят о. Ольхон и Приольхонье, сложена метаморфическими породами позднего архея, кристаллическими сланцами, парагнейсами, амфиболитами, мигматитами, кварцитами и полосами мраморов [12]. Степные сообщества занимают здесь основную площадь и представлены сухостепными криоксерофильными комплексами мелкозлакового, низкотравного типов. Ландшафтное своеобразие Приольхонья определяется дефицитом влаги в связи с проявлением барьерно-теневого и аридно-котловинного эффектов [7]. Они оказывают значительное влияние на климат, который характеризуется как резкоконтинентальный со средней температурой января –25°С, июля +18°С. Среднегодовая температура составляет –1.9°С. Отмечается низкое атмосферное увлажнение 200–250 мм/год [17]. Описанные климатические особенности определяют преимущественно криоаридный тип почвообразования в Приольхонье [19].

Дифференциация почвенного покрова Приольхонья связана с геоморфологическими условиями, особенно с экспозиционными эффектами, чередованием устойчивых и неустойчивых к выветриванию почвообразующих пород, характером растительности. Склоны южных экспозиций занимают преимущественно светлогумусовые почвы, общее строение профиля которых можно представить в виде AJ–AJB(pl,f,ca)–(BC)–C(pl,f,ca). На склонах северных экспозиций преимущественное развиваются серогумусовые (дерновые) с профилем типа OL–AY–AYB–B(f)–(BC(f))–C [19]. Почвенный покров подножий склонов и выположенных широких суходолов с большей толщей рыхлых отложений представлен криоаридными почвами и черноземами.

Наиболее общей чертой рельефа Селенгинского среднегорья является чередование низких и средневысотных хребтов, обладающих сглаженными водоразделами, и межгорных впадин, северо-восточного и восток-северо-восточного простирания [15]. Сложное строение территории обусловливает большую пестроту почвообразующих пород. В межгорных котловинах почвообразование протекает на мощной толще рыхлых отложений. Для исследованных разрезов почвообразующими породами являются преимущественно толщи мелкозема (элювио-делювий плотных пород), содержащие невыветрелые щебень и обломки пород.

Общими для всей территории являются недостаточность атмосферного увлажнения, маломощность снежного покрова, сильное промерзание почв в зимний сезон. Климат Селенгинского среднегорья резко континентальный. Средняя месячная температура января –26°С. Жаркие и сухие условия первой половины лета способствуют иссушению почвы. Средняя температура июля на равнинных участках на юге территории – от 19 до 21–22°С. Среднегодовая температура колеблется от –1.1°С в южной части среднегорья, до ‒1.7°С в средней и –2.3°С в северной [16]. За апрель–май количество осадков не превышает 50 мм. Основная их часть (70–80%) выпадает в летний период. В степных и лесостепных районах среднегорья среднегодовое количество осадков составляет 200–300 мм.

В основу предлагаемого исследования положены данные изучения 17 репрезентативных разрезов, информация по которым представлена в табл. 1, строение разрезов представлено на рис. 2. Кроме этого, использованы опубликованные материалы по составу стабильных изотопов углерода органического вещества почв исследуемой территории и прилегающих регионов [13, 23].

Таблица 1.  

Исследуемые почвы и основные характеристики их местоположения

Разрез Тип современной почвы Наличие палеопочв, возраст Почвообразую-щие породы Высота, м Экспо-зиция Растительность Осадки, мм (май–сентябрь) Среднего-довая температура, °С
Верхнее Приангарье
Тайтурка-I Чернозем глинисто-иллювиальный (Luvic Chernozem) Педоседименты каргинского возраста Лёссовидные суглинки 429 ЮЮЗ Разнотравно-крупнозлаковые сообщества в сочетании с мелкодерновинно-злаковыми степями 290–320 –2.2
Тайтурка-II Чернозем глинисто-иллювиальный (Luvic Chernozem) Педоседименты каргинского возраста Лёссовидные суглинки 436 ЗЮЗ Травянистая, после распашки 290–320 –2.2
Березовый Серая метаморфическая (Luvic Phaeozem) Педоседименты каргинского возраста Лёссовидные суглинки 417 СВ Березняк, злаково-разнотравный 290–320 –2.2
Осиновый Серая метаморфическая (Luvic Phaeozem) – Лёссовидные суглинки 460 З Береза, осина, разнотравье 290–320 –2.2
Буреть Серая метаморфическая (Luvic Phaeozem) – Лёссовидные супеси 403 ССВ Сосновый лес, бруснично-травяный 290–320 –2.2
Холмушино Псаммозем (Arenosol (humic)) Голоценовые и позднеледниковые почвы Эоловые пески 426 ЮЗ Сосновый лес, бруснично-травяный 290–320 –2.2
Михайловка – Педоседименты каргинского возраста Лёссовидные суглинки 510 – Разнотравно-крупнозлаковые сообщества в сочетании с мелкодерновинно-злаковыми степями 290–320 –2.2
Нижний Булай-II Серая метаморфическая (Luvic Phaeozem) Педоседименты каргинского возраста Лёссовидные суглинки 496 ЮЮЗ Сосновый лес, бруснично-травяный 290–320 –2.2
Селенгинское среднегорье
Большой Куналей I Чернозем глинисто-иллювиальный (Luvic Chernozem) Раннеголоценовые почвы Лёссовидные суглинки 735 C Степи злаково-разнотравные 200–220 –1.7
Большой Куналей II Чернозем (Chernozem) – Лёссовидные суглинки 722 ВЮВ Степи мелкодерновинно-злаковые 200–220 –1.7
Надеино Темногумусовая (Mollic Phaeozem) Голоценовые и позднеледниковые почвы Лёссовидные суглинки 677 ССЗ Степи злаково-разнотравные 200–220 –1.7
Куйтун – Каргинские почвы Лёссовидные суглинки 766 – Степи злаково-разнотравные 200–220 –1.7
Хоринск Криоаридная (Cambic Leptic Calcisol) – Лёссовидные супеси 715 ЮЮЗ Степи мелкодерновинно-злаковые 170–190 –2.3
Пестерево Чернозем (Chernozem) – Лёссовидные супеси 606 Ю Степи злаково-разнотравные 200–220 –1.7
Приольхонье
Анга Светлогумусовая (Phaeozem) – Эоловые супеси 570 Ю Степи мелкодерновинно-злаковые и низкотравные, литофильные 150–180 –1.9
Хорга Светлогумусовая (Phaeozem) – Эоловые супеси 564 СЗ Степи мелкодерновинно-злаковые и низкотравные с лиственницей 150–180 –1.9
Сарма Криоаридная (Skeletic Cambisol Protocalcic) – Пролювиальные глыбистые отложения с суглинистым заполнителем 626 ЮВ Степи мелкодерновинно-злаковые и низкотравные, литофильные 150–180 –1.9
Крестовый Чернозем (Chernozem) – Лёссовидные суглинки 627 СЗ Степи мелкодерновинно-злаковые и низкотравные, литофильные 150–180 –1.9
Рис. 2.

Строение некоторых исследуемых разрезов и места отбора проб на радиоуглеродный анализ (желтые прямоугольники): А – Тайтурка-I; Б – Нижний Булай-II; В – Березовый; Г – Крестовый; Д – Михайловка; Е – Большой Куналей-I; Ж – Хоринск; З – Холмушино; И – Куйтун.

При проведении полевых исследований основное внимание уделялось морфогенетическому анализу современных и погребенных почв. В лабораторных условиях образцы почв и отложений высушивали до воздушно-сухого состояния, измельчали и просеивали через сито, диаметром 1 мм. Содержание общего органического углерода и общего азота определяли сухим сжиганием на анализаторе Vario Isotope (Elementar, Германия). Определение гранулометрического состава выполнено по средней пробе в стоячей воде методом пипетки в варианте Н.А. Качинского. Возраст почв и отложений определяли радиоуглеродным методом со сцинтилляционным измерением активности 14С в Санкт-Петербургском государственном университете.

Определение изотопного состава углерода органического вещества почв проводили после удаления корней, детритовых включений и карбонатов. Карбонаты разрушали многократной обработкой образцов 1 M HCl, после чего образцы отмывали от кислоты дистиллированной водой с использованием центрифуги. Измерения проводили в университете Галле-Виттенберг (Martin-Luther-University Halle-Wittenberg, Germany) с помощью масс-спектрометра Finnigan Delta V Advantage, в университете Тюбингена (University of Tübingen, Germany) на масс-спектрометре Finnigan MAT 252, а также в ЦКП “Лаборатория радиоуглеродного датирования и электронной микроскопии” Института географии РАН с использованием масс-спектрометра Isoprimeprecis IONIRMS (Elementar, UK). Полученные результаты выражены в промилле (‰) по отношению к стандарту VPDB.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Хронология и условия формирования каргинских (MIS-3) почв. Современные почвы Верхнего Приангарья формируются преимущественно на лёссовидных суглинках и супесях. Практически во всех исследуемых разрезах толщи этих отложений содержат следы протекавшего в прошлом почвообразования в виде педоседиментов, залегающих на уровне 1.5–2 м и датируемых каргинским (MIS-3) временем (табл. 2). Полученные радиоуглеродные даты позволяют отнести эти педоседименты к осинскому педокомплексу, формировавшемуся на исследуемой территории во второй половине MIS-3 (40–24 тыс. л. н.) [1]. При этом несколько большим содержанием органического углерода и лучшей выраженностью отличаются педоседименты в разрезах Тайтурка-I и Михайловка, по времени формирования сопоставимые с нижнеосинскими почвами. Это время на исследуемой территории рассматривается как климатический оптимум каргинской эпохи [1]. Менее выражены педоседименты более молодых почв в разрезах Березовый и Тайтурка-II, сопоставимые с верхнеосинскими почвами, формировавшимися в заключительные фазы MIS-3.

Таблица 2.  

Возраст органического вещества исследуемых почв

Разрез Горизонт Глубина, см Лаб. номер 14С возраст Калиброванный возраст
Тайтурка-I [AU] 55–60 ЛУ-7304 2560 ± 160 2620 ± 190
[3A@ ic] 195–205 ЛУ-8691 26 950 ± 1570 31 570 ± 1840
Березовый [2A@] 170–180 ЛУ-8687 23 700 ± 370 27 900 ± 330
Михайловка [2A@] 165–175 ЛУ-9075 31 030 ± 1600 35 800 ± 1970
[1W] 50–52 ЛУ-8451 180 ± 40 <200
Холмушино [2W] 170–180 ЛУ-8452 8020 ± 210 8920 ± 260
[3AUg] 313–323 ЛУ-8453 11 220 ± 340 13 120 ± 340
Куйтун [2A lc @] 866–873 ЛУ-7307 ≥35 630 ≥41  660
[3A lc @] 871–880 ЛУ-7648 ≥49 060 ≥53 110
V [AU] 69–91 ЛУ-6856 1930 ± 60 1890 ± 70
VIII [AU] 143–163 ЛУ-6854 1530 ± 50 1440 ± 60
IX [AU] 165–174 ЛУ-6784 1220 ± 50 1170 ± 70
  194–204 ЛУ-6780 4120 ± 50 4670 ± 110
Надеино X [AU] 234–243 ЛУ-6785 6280 ± 80 6870 ± 90
  261–270 ЛУ-6786 7970 ± 90 8830 ± 140
XII [AU] 326–338 ЛУ-6855 9590 ± 90 10 940 ± 160
XIV [AU] 403–408 ЛУ-6779 10 710 ± 170 12 600 ± 220
XIV AB 434–443 ЛУ-6816 12 010 ± 160 14 020 ± 260
Большой Куналей-I I [AU]lc 72–80 ЛУ-7535 1270 ± 60 1190 ± 70
II [AU] 197–203 ЛУ-7536 9700 ± 170 11 040 ± 240
II ABnc 215–220 ЛУ-7537 10 160 ± 210 11 870 ± 420

Определение таксономической принадлежности описываемых почв затруднено из-за уничтожения системы горизонтов, составлявших почвенный профиль, активно протекавшими в прошлом криогенными процессами. Воробьева с соавт. [1] относит почвы этого времени к почвам лесного ряда: серым метаморфическим и буроземам. В редких случаях они классифицируются как черноземы.

Погребенный на глубине 8.5 м педокомплекс каргинского времени обнаружен также в Селенгинском среднегорье (разрез Куйтун) (рис. 2, И). Возраст почв на данный момент справедливо признать точно не определенным. Однако можно говорить, что это наиболее древние из обсуждаемых в данной работе уровни педогенеза. Датирование гуминовых кислот нижней, наиболее развитой почвы, дает запредельный возраст от ≥41.6 до ≥53.1 тыс. кал. л. н. Подобная ситуация с датированием характерна для нарынских почв в Верхнем Приангарье, формировавшимся в раннекаргинское время [1]. Рассматриваемый педокомплекс состоит из трех почв, профили которых наложены друг на друга. Все они значительно нарушены криогенными процессами и многочисленными, ныне заполненными, норами землероев. Наличие признаков аккумуляции железа и перераспределения ила в виде пленок и железисто-глинистых кутан на гранях структурных отдельностей срединного горизонта нижней почвы позволяет предполагать участие альфегумусового процесса в ее формировании. Вероятно, данная почва формировалась в относительно влажных условиях, под лесной растительностью. Схожесть строения верхних почв с современными темногумусовыми почвами исследуемой территории, обилие нор землероев, повышенное количество карбонатных выделений (налетов и трубок мелкозернистого кальцита по бывшим ходам корней) может говорить о последующем остепнении ландшафтов и, соответственно, более сухих условиях почвообразования.

Хронология и условия формирования почв позднеледниковья. Почвы позднеледниковья сформированы в основании разреза Холмушино (аллювиальная темногумусовая глееватая (Mollic Stagnic Fluvisol)) и в разрезе Тайтурка-I (серогумусовые (Phaeozem (Calcaric)) в Верхнем Приангарье, а также в разрезе Надеино (криометаморфическая грубогумусовая глееватая (Stagnic Relictiturbic Cryosol)) в Селенгинском среднегорье. Подробное описание разрезов и характеристика почв выполнены ранее [4–6]. Судя по полученным радиоуглеродным датам, время формирования почв сопоставимо с относительно кратковременными фазами потепления климата, обозначаемыми как беллинг и аллеред. Для почв этого времени характерны многочисленные признаки оглеения в виде чередования охристых и голубовато-сизых морфонов, обильных Fe–Mn-новообразований, криогенные нарушения в виде клиньев и криотурбаций [4]. На микроуровне фиксируется криогенная сортировка материала песчаной размерности среди более тонкозернистого (пылеватого), обломки-обрывки карбонатной плазмы [5]. Перечисленные признаки свидетельствуют о значительном влиянии мерзлоты на формирование почв позднеледниковья, проявившемся как в деформациях почвенного профиля или отдельных горизонтов, так и в ограничении инфильтрации влаги, создании анаэробных условий в результате длительного насыщения профиля влагой при периодическом протаивании мерзлоты.

Хронология и условия формирования почв голоцена. Черноземы глинисто-иллювиальные (Luvic Chernic Phaeozem) и темногумусовые (Someric Phaeozem) почвы раннего голоцена представлены в разрезах Селенгинского среднегорья (Надеино, Большой Куналей-I) [4]. Их формирование проходило во временном промежутке 11.7–10.5 тыс. кал. л. н., когда на исследуемой территории отмечается потепление и увлажнение климата, деградация многолетней мерзлоты [46].

Почвы среднего голоцена в разрезе Надеино представлены черноземом дисперсно-карбонатным (Calcic Chernozem), формирование которого проходило на протяжении первой половины атлантического периода и темногумусовой почвой, формировавшейся 4.7–1.0 тыс. кал. л. н. [4]. В разрезе Холмушино (Верхнее Приангарье) почвы среднего голоцена представлены псаммоземами гумусовыми ожелезненными (Arenosol (Humic)) [5]. Для этих временных интервалов была характерна относительно высокая теплообеспеченность при незначительном увлажнении, постепенно снижающемся от атлантического к суббореальному периоду [4].

В позднем голоцене продолжается формирование почв, начавшееся в большинстве случаев со второй половины среднего голоцена [4]. Возраст гуминовых кислот из подошвы гумусового горизонта чернозема в разрезе Тайтурка-I оценивается в 2.6 тыс. кал. л. н.

Распределение органического углерода и общего азота и состав стабильных изотопов углерода органического вещества почв. Распределение органического углерода (Сорг) и общего азота (Nобщ) в профилях исследуемых почв демонстрирует сходные закономерности. Их количество резко убывает за пределами гумусовых горизонтов современных почв, с дальнейшим плавным снижением вниз по профилю (табл. 3). Отмечаются относительные максимумы содержания Сорг и Nобщ в гумусовых горизонтах погребенных почв. Отношение С/N также в целом снижается вниз по профилю. Наименьшая относительная обогащенность гумуса азотом наблюдается в разновременных палеопочвах, что наиболее вероятно связано с потерями углерода в форме СО2 в ходе длительной минерализации их органического вещества. Такая закономерность не столь выражена в оглееных горизонтах позднеледниковых почв, формировавшихся в условиях значительного влияния мерзлоты [4]. Деградация органического вещества насыщенных влагой мерзлых почв значительно замедлена по сравнению с почвами в хорошо аэрируемых условиях [52], что, вероятно, и обусловило повышенное содержание органического углерода и обогащенность органического вещества позднеледниковых почв азотом.

Таблица 3.  

Содержание азота и углерода и изотопный состав углерода исследуемых почв

Глубина, см Горизонт δ13С, ‰ Сорг, % Nобщ, % C/N Время формирования
Буреть
10–25 [AY] –24.15 3.39 0.21 16.1 Голоцен
25–30 AEL –23.71 0.48 0.08 6.0 Голоцен
30–35 BM –23.04 0.22 0.07 3.1 Голоцен
Тайтурка-I
60–110 [AU] –24.11 3.13 0.29 10.8 Голоцен
155–170 [AY@ ic] –22.13 0.74 0.07 10.6 Позднеледниковье
182–200 [AY@ ic] –23.37 0.64 0.05 12.8 Позднеледниковье
230–240 [AU@ ic] –22.51 0.64 0.07 9.1 MIS-3
270–280 AUB yu –22.68 0.55 0.06 9.1 MIS-3
313–340 BC i –22.52 0.46 0.05 9.2 MIS-3
Тайтурка-II
0–10 RU –24.54 3.92 – – Голоцен
30–40 [AU] –24.82 4.24 0.47 9.0 Голоцен
50–60 [AU] –25.03 2.26 0.37 6.1 Голоцен
70–84 [AU] –25.54 2.48 0.25 9.9 Голоцен
84–97 AUB –23.95 0.75 0.27 2.8 Голоцен
140–150 [AU@] –22.71 0.62 0.23 2.7 MIS-3
Березовый
0–6 AY –25.85 2.92 0.3 9.7 Голоцен
6–26 AEL –24.71 1.69 0.12 14.1 Голоцен
26–49 BM –24.69 1.33 0.13 10.2 Голоцен
49–77 BC ca –22.13 0.37 0.07 5.3 Голоцен
77–90 Cca, ic –22.92 0.43 0.08 5.3 Голоцен
160–188 [AY@ ic] –22.40 0.6 0.06 10.0 MIS-3
Осиновый
3–20 AY –25.31 2.13 0.17 12.5 Голоцен
20–37 AEL –23.97 0.55 0.09 6.1 Голоцен
37–50 BM –23.18 0.34 0.06 5.7 Голоцен
50–67 BC ca –22.32 0.22 0.08 2.7 Голоцен
Нижний Булай-II
0–10 AY –25.25 2.19 0.19 11.5 Голоцен
10–30 AEL –24.53 1.15 0.11 10.4 Голоцен
30–40 BM ic –23.77 0.85 0.07 12.1 Голоцен
40–60 BM ic –22.41 0.64 0.05 12.8 Голоцен
60–80 Cca,ic –22.52 0.39 – – Голоцен
140–150 [AU ic] –22.49 0.61 0.08 7.6 MIS-3
150–160 [AU ic] –22.2 0.42 0.07 6.0 MIS-3
160–170 AUB ic –22.25 0.31 0.03 10.0 MIS-3
Холмушино
50–52 [W] –24.86 2.23 0.17 13.2 Поздний голоцен
52–56 Cf –23.35 1.44 0.09 16.0 Поздний голоцен
168–188 [W] –22.28 1.46 0.1 14.6 Средний голоцен
300–313 [AU g] –18.83 1.69 0.09 18.8 Позднеледниковье
313–324 [AY] –18.05 1.35 0.11 12.3 Позднеледниковье
Михайловка
80–90 [AU@ ic] –24.47 1.20 0.15 8.0 MIS-3
Куйтун
20–33 [AU@ lc] –24.16 0.5 0.08 6.2 MIS-3
80–114 [AU@ lc] –23.53 0.91 0.16 5.7 MIS-3
114–125 AUBca,lc –24.33 0.23 0.06 3.8 MIS-3
Пестерево
4–17 [AU] –24.60 0.64 0.14 4.6 Голоцен
17–35 AUB –23.52 0.50 0.1 5.0 Голоцен
35–68 BCAnc –23.77 0.25 0.05 5.0 Голоцен
Большой Куналей-I
90–100 [AU lc,yu] –24.49 5.15 0.63 8.2 Поздний голоцен
115–125 BI mc –23.65 0.69 0.11 6.3 Поздний голоцен
190–200 [AUyu] –27.01 1.49 0.13 11.5 Ранний голоцен
210–220 AUB nc –26.53 0.43 0.09 4.8 Ранний голоцен
Большой Куналей-II
0–25 [AUlc,yu] –24.50 1.51 0.2 7.5 Поздний голоцен
25–55 BImc –23.80 0.54 0.09 6.0 Поздний голоцен
Надеино
170–180 [AU] –24.98 8.01 0.61 13.1 Поздний голоцен
190–205 [AU] –25.92 2.45 0.19 12.9 Поздний голоцен
215–230 C –24.05 0.96 0.08 12.0 Средний голоцен
235–250 [AU] –24.69 1.6 0.12 13.3 Средний голоцен
260–270 [AU] –25.89 1.97 0.18 10.9 Средний голоцен
280–290 BCAdc –23.39 1.03 0.07 14.7 Средний голоцен
300–310 [AU] –25.45 1.51 0.11 13.7 Ранний голоцен
310–320 C –24.73 0.91 0.04 22.7 Ранний голоцен
320–330 [AU] –25.91 2.89 0.22 13.1 Ранний голоцен
330–340 C –25.00 0.52 0.03 17.3 Ранний голоцен
350–360 [AU yu] –26.48 1.89 0.17 11.1 Ранний голоцен
370–380 AUB –25.49 0.75 0.08 9.4 Ранний голоцен
400–410 [AU yu] –26.53 1.51 0.11 13.7 Позднеледниковье
450–460 [AO–CRM @] –27.00 0.99 0.09 11.0 Позднеледниковье
Хоринск
17–33 [AK] –23.70 0.83 0.14 5.9 Голоцен
33–55 BPL –24.17 0.35 0.08 4.3 Голоцен
Анга
14–23 AK –24.42 6.52 0.55 11.9 Голоцен
Хорга
0–4 AK –24.34 1.93 0.18 10.7 Голоцен
4–10 BPL –21.36 1.21 0.08 15.1 Голоцен
Сарма-I
0–6 AK –24.75 3.56 0.43 8.3 Голоцен
6–17 BPLic –24.39 1.72 0.22 7.8 Голоцен
17–44 BCAic –23.84 0.86 0.1 8.6 Голоцен
44–83 BCca,ic –24.19 0.65 0.1 6.5 Голоцен
83–100 Cca –24.10 0.51 0.09 5.7 Голоцен
Крестовый
4–26 AUyu –23.97 3.33 0.41 8.1 Голоцен
26–38 AUB –22.76 1.66 0.23 7.2 Голоцен
38–58 BCAnc –18.79 0.58 0.08 7.2 Голоцен

Значения δ13С для степных и лесостепных почв исследуемых регионов варьируют в пределах от ‒25.85 до –21.36‰ (рис. 3). Минимальные значения δ13С характерны для гумусовых горизонтов почв. Вниз по профилю наблюдается заметное утяжеление изотопного состава углерода, которое в нижних частях профилей некоторых почв иногда вновь сменяется облегчением. Органическое вещество современных лесостепных почв Верхнего Приангарья характеризуется несколько облегченным изотопным составом углерода в сравнении с органическим веществом почв Приольхонья и Селенгинского среднегорья, отличающихся более сухими климатическими условиями. Еще более низкие значения δ13С наблюдаются в почвах (криоземах, дерново-подбурах), формирующихся в условиях северной тайги в долине р. Енисей [13] и в условиях таежных ландшафтов хр. Хамар-Дабан в Южном Прибайкалье [23]. Здесь в верхних горизонтах почв они колеблются от –30 до –26‰ и, так же как в исследуемых почвах, возрастают вниз по профилю до –24–25‰.

Рис. 3.

Состав стабильных изотопов углерода органического вещества исследуемых почв и распределение значений δ13С в их профилях. Профили М1, М2, М3 [13] и Р6, Р7, Р8 [23] характеризуют состав стабильных изотопов углерода в таежных почвах юга Средней Сибири и Южного Прибайкалья соответственно.

При анализе состава стабильных изотопов органического вещества разновременных почв наблюдается повышение значений δ13С от позднего к среднему голоцену (рис. 4). Данный тренд на исследуемой территории прослеживается вплоть до MIS-3 почв, однако осложняется значительным облегчением изотопного состава углерода органического вещества раннеголоценовых и позднеледниковых почв, что особенно выражено в разрезах Холмушино, Большой Куналей-I и Надеино.

Рис. 4.

Состав стабильных изотопов углерода в разновозрастных почвах Байкальского региона. На врезке – характер изменения концентрации CO2 в атмосфере на протяжении последних 40 тыс. лет [29].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Основные факторы формирования состава стабильных изотопов углерода почвенного органического вещества. Изотопный состав углерода органического вещества почв служит одним из лучших индикаторов характера и направленности смен растительных сообществ в зависимости от климата, так как напрямую зависит от типа произрастающей растительности, а именно от особенностей ее фотосинтеза [24, 26]. С3- и С4-растения занимают существенно отличающиеся экологические ниши [24]. Так, С3-растения имеют конкурентные преимущества в условиях низкой температуры, высокой влажности и высокой концентрации CO2 в атмосфере. Значения δ13С для их биомассы колеблются от –22 до –35‰. В то же время С4-растения имеют преимущество в росте в условиях высокой температуры, засушливости и низкой концентрации CO2 в атмосфере [26, 37, 41]. Для них характерны значения δ13С от –11 до –17‰.

Различные факторы окружающей среды могут влиять на фракционирование изотопов углерода в ходе С3-фотосинтеза [25, 32, 45, 48, 53]. Среди них количество осадков и температура являются наиболее важными климатическими факторами [28, 38, 49, 51]. Более отрицательные значения δ13C у С3-растений обычно встречаются в относительно влажных условиях из-за относительно высокой проводимости устьиц и, следовательно, повышения парциального внутриклеточного давления CO2 в таких условиях [28, 40]. Показана взаимосвязь значений δ13C почвенного органического вещества с количеством осадков [28, 38]. Лю с соавт. [35], Стивенсон с соавт. [44] и Ковда с соавт. [8] показали четкое проявление утяжеления изотопного состава углерода (до 5‰) при нарастании аридизации климата. Ранее на основании анализа состава стабильных изотопов углерода и азота мы указывали на динамику влагообеспеченности как основную причину смены фаз устойчивого развития ландшафтов и почвообразования на фазы активизации денудационно-аккумулятивных процессов в Селенгинском среднегорье [3]. В целом, при увеличении количества осадков наблюдается облегчение изотопного состава растительности. Таким образом, величины δ13C органического материала в осадочных архивах, полученных в регионах с доминированием С3-растительности, потенциально отражают количество осадков в прошлом.

В исследуемых почвах значения δ13С варьируют от –30 до –21.36‰, что свидетельствует о том, что как минимум на протяжении последних 35 тыс. кал. лет органическое вещество почв формировалось при поступлении биомассы чисто С3-растений. Отмеченный выше тренд облегчения состава стабильных изотопов углерода органического вещества в направлении от относительно сухих почв Приольхонья и Селенгинского среднегорья к лесостепным почвам Верхнего Приангарья, с его более влажными условиями, и, далее, к таежным почвам юга Средней Сибири [13, 23], на наш взгляд, служит ярким примером проявления зависимости значений δ13С органического вещества от влагообеспеченности почв. Справедливо будет предположить, что значения δ13С органического вещества почв в условиях выраженной сезонности климата, наблюдаемой на исследуемой территории, зависят от количества осадков, выпадающих в течение вегетационного периода (преимущественно, в период с мая по сентябрь), а не от среднегодового количества осадков.

Несмотря на то, что такая зависимость хорошо проявляется в почвах Байкальского региона и в целом в мире [40], применять ее для анализа различий влагообеспеченности почв отдаленных во времени этапов почвообразования (например, голоцене и MIS-3) нужно с осторожностью из-за существенных колебаний уровня СО2 в атмосфере.

Концентрация CO2 в атмосфере является еще одним важным фактором, который существенно модулирует изотопный состав углерода растений и, таким образом, тесно связанный с ним изотопный состав почвенного органического углерода [28, 42]. Выявлено, что увеличение концентрации CO2 в атмосфере на 100‰ приводит к снижению примерно на 2‰ значений δ13C растений [27]. В целом понижение концентрации СО2 ведет к уменьшению изотопного фракционирования при фотосинтезе [27–29], что может выражаться в увеличении значений δ13С продуцируемого органического вещества [28, 29, 52].

В исследуемых почвах по направлению к MIS-3 наблюдается значительное увеличение значений δ13С органического вещества почв, которое в среднем составляет 1–2‰. Учитывая, что рост атмосферных концентраций СО2 в голоцене по сравнению с каргинским временем составил около 100 ppm (рис. 4) [29], можем скорректировать значения δ13С голоценовых почв на –2‰. Таким образом, изотопный состав углерода современных почв станет сходен с таковым для почв MIS-3. Это, в свою очередь, дает основание предполагать сходные условия педогенеза в указанных временных интервалах.

Важным фактором, оказывающим значительное влияние на состав стабильных изотопов органического вещества почв, является фракционирование изотопов в ходе минерализации органического вещества. Исследования внутрипрофильных закономерностей распределения стабильных изотопов углерода показывают общую тенденцию к снижению значений δ13С с глубиной. Также с глубиной уменьшается и соотношение C/N [47]. Это объясняется повышенным накоплением более разложившихся (или измененных микробами) органических соединений в нижних горизонтах после потери С на дыхание [31, 33, 36]. Многочисленные экспериментальные данные указывают на различия изотопного состава углерода растительности и органического вещества поверхностных горизонтов почв приблизительно на 1‰. С глубиной эффект фракционирования увеличивается до 4‰. Такое утяжеление углерода почвенного органического вещества хорошо коррелирует с его возрастом, определенным радиоуглеродным методом, и связано с фракционированием изотопов в процессе дыхания биоты, разлагающей почвенные органические соединения [14].

Описанная закономерность отчетливо выражена в исследуемых современных почвах. При этом в почвах, формирующихся под степными и лесостепными ландшафтами, увеличение значений δ13С с глубиной достигает 3‰, тогда как в лесных почвах такое утяжеление может достигать 4–5‰. Это, вероятно, связано с замедленной трансформацией органических остатков в верхних горизонтах лесных почв. В почвах позднеледниковья и раннего голоцена Селенгинского среднегорья отмечается повышенное содержание органического углерода, обогащенность органического вещества позднеледниковых почв азотом. Изотопный состав углерода здесь облегчается по отношению к современным почвам. Возможно, это явление связано с формированием оглееных горизонтов позднеледниковых почв в условиях значительного влияния мерзлоты [4]. Деградация органического вещества насыщенных влагой мерзлых почв значительно замедлена по сравнению с почвами в хорошо аэрируемых условиях [52]. Как отмечалось выше, максимальные значения δ13С характерны для каргинских (MIS-3) почв. Однако установить влияние трансформации органического вещества на изотопный состав столь древних почв – трудная задача из-за длительной диагенетической минерализации и высокого содержания устойчивых к трансформации компонентов органического вещества [50]. Для выявления влияния данного фактора необходимы детальные исследования состава органических соединений с различными значениями δ13C (углеводов, лигнина, аминокислот, белков, восков, гуминовых и фульвокислот), слагающих органическое вещество палеопочв MIS-3.

Реконструкция количества осадков теплого периода на основании значений δ13С органического вещества почв. Количественная реконструкция осадков, основанная на данных δ13C, была применена к исследованиям европейских лёссов [30], отложений западно-китайского лёссового плато [39], а также аридных и семиаридных ландшафтов на макротрансектах Центральной Азии [34].

Китайскими исследователями [34] обнаружена тесная корреляция между количеством атмосферных осадков теплого периода (май–сентябрь) и значениями δ13С органического вещества почв на протяженной ландшафтно-климатической трансекте, охватывающей территорию северо-востока Китая и Монголию. Как и в нашем случае, здесь в составе фитоценозов доминирует С3-растительность. Проведенный регрессионный анализ зависимости δ13С органического вещества почв от количества осадков теплого периода на точках возле 19 метеостанций позволил прийти к следующему соотношению: количество осадков теплого периода (P, мм) = –58δ13Сов – 1266.5 [34]. В дальнейшем это уравнение было преобразовано с учетом изменений значений δ13С почв в ходе минерализации их органического вещества: P, мм = –58 (δ13Сов 1000 – 1) – 1266.5 [39].

С учетом приведенных данных предпринята попытка реконструкции количества осадков теплого периода на протяжении формирования органического вещества разновременных почв (рис. 5). Для расчета количества осадков для палеопочв MIS-3 и позднеледниковья учтены значения уровня СО2 в атмосфере, характерные для данных временных промежутков. Выявлено, что значения δ13С органического вещества современных почв хорошо отражают уровень современного увлажнения. В то же время нельзя не заметить отклонения этих значений в большую или меньшую сторону от современных. На данном этапе исследования мы склонны объяснять эти явления тем, что отбор образцов во многих почвах производился из средних частей гумусовых горизонтов почв, а не из их кровли. Соответственно, анализировалось не самое современное органическое вещество. Кроме этого, нельзя не учитывать, что количество осадков – величина непостоянная во времени, а также возможные статистические ошибки при расчетах.

Рис. 5.

Величины осадков теплого периода (май–сентябрь), реконструированные по значениям δ13С разновозрастных почв. 1 – современные почвы; 2 – почвы позднего голоцена; 3 – среднеголоценовые почвы; 4 – почвы раннего голоцена; 5 – позднеледниковые почвы; 6 – почвы MIS-3; 7 – современные значения осадков, выпадающих с мая по сентябрь на исследуемой территории.

Анализ уровня атмосферных осадков теплого периода (май–сентябрь) на протяжении голоцена и позднеледниковья говорит о сходном характере их изменений на территории Верхнего Приангарья и Селенгинского среднегорья. Наиболее влажные условия позднеледниковья сменяются немного менее влажным ранним голоценом, максимум аридизации отмечается в среднем голоцене, в позднем голоцене уровень увлажнения вновь увеличивается. Стоит отметить, что уровень атмосферного увлажнения позднеледниковья и голоцена на территории Верхнего Приангарья в целом ниже или сходен с современными показателями, тогда как в Селенгинском среднегорье уровень увлажнения в позднеледниковье и раннем голоцене был значительно выше современного. В среднем-позднем голоцене он становится сходен с современным.

Уровень увлажнения на протяжении каргинского времени был неодинаков. Наибольшее увлажнение отмечается для раннекаргинских почв разреза Куйтун в Селенгинском среднегорье. Оно практически на 100 мм больше современного уровня осадков теплого периода. Что читается и в морфологии почв этого времени, имеющих хорошо выраженный срединный охристо-бурый горизонт со следами внутрипрофильного перераспределения соединений железа и ила. Меньшее увлажнение реконструируется для позднекаргинских почв Верхнего Приангарья. Изотопный состав углерода органического вещества педоседиментов в разрезах Тайтурка-I и Михайловка, по времени формирования сопоставимых с нижнеосинскими почвами, позволяет оценивать уровень осадков теплого периода для этого времени в 223–252 мм, что на 20–50 мм выше, чем для более молодых почв в разрезах Березовый и Тайтурка-II, сопоставимых с верхнеосинскими почвами, формировавшимися в заключительные фазы MIS-3. В целом увлажнение финальных стадий каргинского времени было ниже современного уровня, в интервале около 31–36 тыс. кал. л. н. оно несколько выше и сопоставимо с современным уровнем. Наиболее влажным климат был во время формирования раннекаргинских почв. Приведенные данные по колебаниям увлажнения на протяжении каргинского времени хорошо согласуются с выводами Воробьевой с соавт. [1].

В целом, описанные тренды изменения уровня атмосферного увлажнения, реконструированные по значениям δ13С органического вещества разновременных почв, хорошо согласуются с ранее выявленными палеоклиматическими изменениями в регионе [4, 11, 20, 46].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Значения δ13С органического вещества почв Байкальского региона свидетельствуют о том, что как минимум на протяжении последних 35 тыс. кал. лет органическое вещество почв формировалось при поступлении биомассы С3-растений. Наблюдается выраженное облегчение состава стабильных изотопов углерода органического вещества в направлении от относительно сухих почв Приольхонья и Селенгинского среднегорья к лесостепным почвам Верхнего Приангарья, с его более влажными условиями, и, далее, к таежным почвам юга Средней Сибири. Это служит ярким примером проявления зависимости значений δ13С органического вещества от влагообеспеченности почв. В условиях выраженной сезонности климата, наблюдаемой на исследуемой территории, значения δ13С органического вещества почв зависят от количества осадков, выпадающих в течение вегетационного периода (преимущественно, в период с мая по сентябрь), а не от среднегодового количества осадков, что подтверждается выполненной реконструкцией количества осадков теплого периода.

Анализ уровня атмосферных осадков в голоцене и позднеледниковье говорит о сходном характере их изменений на территории Верхнего Приангарья и Селенгинского среднегорья. Наиболее влажные условия позднеледниковья сменяются менее влажным ранним голоценом, максимум аридизации отмечается в среднем голоцене, в позднем голоцене уровень увлажнения вновь повышается. Тенденция к постепенному снижению увлажнения наблюдается и в MIS-3. Наиболее влажным был климат во время формирования раннекаргинских почв. В интервале 36–31 тыс. кал. л. н. увлажнение снизилось и стало сопоставимо с современным. В финале MIS-3 увлажнение становится ниже современного уровня.

Значительное влияние на состав стабильных изотопов органического вещества почв оказывает фракционирование изотопов в ходе минерализации органического вещества, которое приводит к повышению значений δ13С с глубиной. При этом в почвах, формирующихся под степными и лесостепными ландшафтами, увеличение значений δ13С с глубиной достигает 3‰, тогда как в лесных почвах такое утяжеление может достигать 4–5‰. Вероятно, это связано с замедленной трансформацией органических остатков в верхних горизонтах лесных почв. В почвах позднеледниковья и раннего голоцена Селенгинского среднегорья отмечается повышенное содержание органического углерода, обогащенность органического вещества позднеледниковых почв азотом. Изотопный состав углерода здесь облегчается по отношению к современным почвам. Возможно, это явление связано с формированием позднеледниковых почв в условиях значительного влияния мерзлоты, замедляющего трансформацию органического вещества. В случае каргинских почв установить влияние трансформации органического вещества на их изотопный состав трудно из-за длительной диагенетической минерализации.

Влияние уровня CO2 в атмосфере на изотопный состав углерода растений и тесно связанный с ним изотопный состав почвенного органического углерода наиболее ярко проявляется при сопоставлении каргинских и современных почв в виде значительного увеличения δ13С органического вещества почв по направлению к MIS-3.

Таким образом, состав стабильных изотопов углерода органического вещества почв является значимым индикатором влияния различных факторов на развитие почв. Тем не менее, современное состояние исследований пока не позволяет оценить все многообразие эффектов фракционирования изотопов в почве. Данная работа представляет собой первые шаги в осмыслении отклика почв Байкальского региона на ландшафтно-климатические изменения и отражении этого отклика в их составе стабильных изотопов. Ее развитие видится в накоплении данных по изотопному составу органического вещества почв в различных ландшафтно-климатических условиях, детальному исследованию δ13C различных видов растительности, трансформации состава органических соединений с различными значениями δ13C (углеводы, лигнин, аминокислоты, белки, воски, гуминовые и фульвокислоты), формирующих органическое вещество разновозрастных почв.

Список литературы

  1. Воробьева Г.А., Бердникова Н.Е., Липнина Е.А., Роговской Е.О. Каргинский мегаинтерстадиал в Прибайкалье: почвообразование, осадконакопление // Евразия в кайнозое. Стратиграфия, палеоэкология, культуры. 2015. № 4. С. 58–71.

  2. Геология СССР. Т. 17. Иркутская область. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 514 с.

  3. Голубцов В.А., Рыжов Ю.В. Реконструкция ландшафтно-климатических изменений позднеледниковья и голоцена в центральной части Селенгинского среднегорья на основании данных изотопного состава органического вещества // Почвоведение. 2017. № 2. С. 195–204. https://doi.org/10.7868/S0032180X17020034

  4. Голубцов В.А., Рыжов Ю.В., Кобылкин Д.В. Почвообразование и осадконакопление в Селенгинском среднегорье в позднеледниковье и голоцене. Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2017. 139 с.

  5. Голубцов В.А., Хохлова О.С., Черкашина А.А. Карбонатные ризолиты в дюнных песках долины реки Белой (Верхнее Приангарье) // Почвоведение. 2019. № 1. С. 97–108. https://doi.org/10.1134/S0032180X19010039

  6. Голубцов В.А., Черкашина А.А., Пустовойтов К.Е., Штар К. Стабильные изотопы углерода и кислорода педогенных карбонатных кутан в черноземах Южного Прибайкалья как индикаторы локальных экологических изменений // Почвоведение. 2014. № 10. С. 1215–1227. https://doi.org/10.7868/S0032180X14100037

  7. Данько Л.В., Кузьмин С.Б., Снытко В.А. Байкальские прибрежные геосистемы и их ландшафтно-геохимическая структура // География и природные ресурсы. 2000. № 3. С. 45–51.

  8. Ковда И.В., Олейник С.А., Голубева Н.И., Моргун Е.Г., Макаров М.И. Изменение изотопного состава углерода органического вещества и карбонатов почв в пределах слабого дрейфа климатических параметров // Известия РАН. Сер. географическая. 2011. № 2. С. 51–64.

  9. Козлова А.А., Макарова А.П. Экологические факторы почвообразования Южного Предбайкалья. Иркутск: Изд-во Иркутского ун-та, 2012. С. 86–96.

  10. Колесниченко В.Т. Озимая пшеница “Заларинка” в Иркутской области. М.: Промэкобезопасность, 2003. 306 с.

  11. Кострова С.С., Майер Х., Тарасов П.Е., Безрукова Е.В., Чаплыгин Б., Косслер А., Павлова Л.А., Кузьмин М.И. Изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей из донных отложений озера Котокель (Бурятия) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 8. С. 1571–1580. https://doi.org/10.15372/GiG20160809

  12. Логачев Н.А., Ломоносова Т.К., Климанова В.М. Кайнозойские отложения Иркутского амфитеатра. М.: Наука, 1964. 195 с.

  13. Меняйло О.В., Хангейт Б.А. Стабильные изотопы углерода и азота в лесных почвах Сибири // Доклады АН. 2006. Т. 408. № 5. С. 671–674.

  14. Моргун Е.Г., Ковда И.В., Рысков Я.Г., Олейник С.А. Возможности и проблемы использования методов геохимии стабильных изотопов углерода в почвенных исследованиях (обзор литературы) // Почвоведение. 2008. № 3. С. 299–310.

  15. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. 359 с.

  16. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3. Многолетние данные. Ч. 1–6. Вып. 23. Бурятская АССР, Читинская область. Л.: Гидрометеоиздат, 1989. 549 с.

  17. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3. Многолетние данные. Ч. 1–6. Вып. 22. Иркутская область и западная часть Бурятской АССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1991. 604 с.

  18. Плоскогорья и низменности Восточной Сибири. М.: Наука, 1971. 321 с.

  19. Снытко В.А., Данько Л.В. Почвенно-геохимическая специфика экотонов тайги и степи Приольхонья // География и природные ресурсы. 2004. № 1. С. 59–65.

  20. Солотчина Э.П., Скляров Е.В., Солотчин П.А., Вологина Е.Г., Столповская В.Н., Склярова О.А., Ухова Н.Н. Реконструкция климата голоцена на основе карбонатной осадочной летописи малого соленого озера Верхнее Белое (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 12. С. 1756–1775.

  21. Тиунов А.В. Стабильные изотопы углерода и азота в почвенно-экологических исследованиях // Известия РАН. Сер. биологическая. 2007. № 4. С. 475–489.

  22. Цыбенов Ю.Б., Чимитдоржиева Г.Д., Егорова Р.А., Гонгальский К.Б. Запасы органического углерода и его изотопный состав в криоморфных квазиглеевых черноземах Забайкалья // Почвоведение. 2016. № 1. С. 11–18. https://doi.org/10.7868/S0032180X15070126

  23. Andreeva D., Zech M., Glaser B., Erbajeva M., Chimitdorgieva G., Ermakova O., Zech W. Stable isotope (δ13C, δ15N, δ18O) record of soils in Buryatia, southern Siberia: Implications for biogeochemical and paleoclimatic interpretations // Quat. Int. 2013. V. 290–291. P. 82–94. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2012.10.054

  24. Bowsher C., Steer M., Tobin A. Plant Biochemistry. N.Y.: Garland Pub., 2008. 446 p.

  25. Diefendorf A.F., Mueller K.E., Wing S.L., Koch P.L., Freeman K.H. Global patterns in leaf 13C discrimination and implications for studies of past and future climate // PNAS. 2010. V. 107. P. 5738–5743. https://doi.org/10.1073/pnas.0910513107

  26. Farquhar G.D., Ehleringer J.R., Hubick K.T. Carbon Isotope Discrimination and Photosythesis // Annu. Rev. Plant Physiol. Plant Mol. Biol. 1989. V. 40. P. 503–537.

  27. Feng X., Epstein S. Carbon isotopes of trees from arid environments and implications for reconstructing atmospheric CO2 concentration // Geochim. Cosmochim. Acta. 1995. V. 59. P. 2599–2608.

  28. Feng Z.D., Wang L.X., Ji Y.H., Guo L.L., Lee X.Q., Dworkin S.I. Climatic dependency of soil organic carbon isotopic composition along the S–N transect from 34° N to 52° N in central-east Asia // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 2008. V. 257. P. 335–343. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2007.10.026

  29. Hare V.J., Loftus E., Jeffrey A., Bronk Ramsey C. Atmospheric CO2 effect on stable carbon isotope composition of terrestrial fossil archives // Nature Comm. 2018. V. 9. 252. https://doi.org/10.1038/s41467-017-02691-x

  30. Hatté C., Antoine P., Fontugne M., Lang A., Rousseau D.-D., Zöller L. δ13C of loess organic matter as a potential proxy for paleoprecipitation // Quaternary Research. 2001. V. 55. P. 33–38. https://doi.org/10.1006/qres.2000.2191

  31. Jenkinson D., Coleman K. The turnover of organic carbon in subsoils. Part 2. Modelling carbon turnover // Eur. J. Soil Sci. 2008. V. 59(2). P. 400–413. https://doi.org/10.1111/j.1365-2389.2008.01026.x

  32. Kohn M.J. Carbon isotope compositions of terrestrial C3 plants as indicators of (paleo)ecology and (paleo)climate // PNAS. 2010. V. 107. P. 19691–19695. https://doi.org/10.1073/pnas.1004933107

  33. Krull E.S., Skjemstad J.O. δ13C and δ15N profiles in 14C‑dated Oxisol and Vertisols as a function of soil chemistry and mineralogy // Geoderma. 2003. V. 112(1). P. 1–29.

  34. Lee X., Feng Z., Guo L., Wang L., Jin L., Huang Y., Chopping M., Huang D., Jiang W., Jiang Q., Cheng H. Carbon isotope of bulk organic matter: A proxy for precipitation in the arid and semiarid central East Asia // Global Biochem. Cycles. 2005. V. 19. GB4010. https://doi.org/10.1029/2004GB002303

  35. Liu W., Feng X., Ning Y., Zhang Q., Cao Y., An Z. δ13C variation of C3 and C4 plants across an Asian monsoon rainfall gradient in arid northwestern China // Global Change Biol. 2005. V. 11. P. 1094–1100. https://doi.org/10.1111/j.1365-2486.2005.00969.x

  36. Nadelhoffer K.J., Fry B. Controls of natural nitrogen-15 and carbon-13 abundances in forest soil organic matter // Soil Sci. Soc. Am. J. 1988. V. 52. P. 1633–1640.

  37. O’Leary M.H. Carbon isotopes in photosynthesis // Bioscience. 1988. V. 38. P. 328–336.

  38. Powers J.S., Schlesinger W.H. Geographic and vertical patterns of stable carbon isotopes in tropical rain forest soils of Costa Rica // Geoderma. 2002. V. 109. P. 141–160.

  39. Rao Z., Chen F., Cheng H., Liu W., Wang G., La Z., Bloemendal J. High-resolution summer precipitation variations in the western Chinese Loess Plateau during the last glacial // Scientific Rep. 2013. V. 3. P. 2785. https://doi.org/10.1038/srep02785

  40. Rao Z., Guo W., Cao J., Shi F., Jiang H., Li C. Relationship between the stable carbon isotopic composition of modern plants and surface soils and climate: A global review // Earth-Sci. Rev. 2017. V. 165. P. 110–119. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2016.12.007

  41. Sage R.F., Wedin D.A., Li M. The biogeography of C4 photosynthesis/C4 plant biology. San Diego, CA: Academic Press, 1999. P. 313–373.

  42. Schubert B.A., Jahren A.H. The effect of atmospheric CO2 concentration on carbon isotope fractionation in C3 land plants // Geochim. et Cosmochim. Acta. 2012. V. 96. P. 29–43. https://doi.org/10.1016/j.gca.2012.08.003

  43. Schwab V.F., Garcin Y., Sachse D., Todou G., Sene O., Onana J.-M., Achoundong G., Gleixner G. Effect of aridity on δ13C and δD values of C3 plant- and C4 graminoid-derived leaf wax lipids from soils along an environmental gradient in Cameroon (Western Central Africa) // Org. Geochem. 2015. V. 78. P. 99–109. https://doi.org/10.1016/j.orggeochem.2014.09.007

  44. Stevenson B.A., Kelly E.F., McDonald E.V., Busacca A.J. The stable carbon isotope composition of soil organic carbon and pedogenic carbonates along a bioclimatic gradient in the Palouse region, Washington State, USA // Geoderma. 2005. V. 124. P. 37–47. https://doi.org/10.1016/j.geoderma.2004.03.006

  45. Stewart G.R., Turnbull M.H., Schmidt S., Reskine P.D. 13C natural abundance in plant communities along a rainfall gradient: A biological integrator of water availability // Australian J. Plant Physiology. 1995. V. 22. P. 51–55.

  46. Tarasov P., Bezrukova E., Karabanov E., Nakagawa T., Wagner M., Kulagina N., Letunova P., Abzaeva A., Granoszewski W., Riedel F. Vegetation and climate dynamics during the Holocene and Eemian interglacials derived from Lake Baikal pollen records // Palaeogeography, Palaeoclimatology & Palaeoecology. 2007. V. 252. P. 440–457. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2007.05.002

  47. Tian H., Chen G., Zhang C., Melillo J.M., Hall C.A. Pattern and variation of C:N:P ratios in China’s soils: a synthesis of observational data // Biogeochemistry. 2010. V. 98(1–3). P. 139–151. https://doi.org/10.1007/s10533-009-9382-0

  48. Tieszen L.L., Boutton T.W. Stable Carbon Isotopes in Terrestrial Ecosystem Research // Stable Isotopes in Ecological Research. V. 68. N.Y.: Springer, 1989. P. 167–195. https://doi.org/10.1007/978-1-4612-3498-2_11

  49. Wang Q., Wang X., Wei H., Khormali F., Xie H., Zhang J., Chen F. Climatic significance of the stable carbon isotopic composition of surface soils in northern Iran and its application to an Early Pleistocene loess section // Org. Geochem. 2019. V. 127. P. 104–114. https://doi.org/10.1016/j.orggeochem.2018.11.011

  50. Wynn J.G. Carbon isotope fractionation during decomposition of organic matter in soils and paleosols: Implications for paleoecological interpretations of paleosols // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2007. V. 251. P. 437–448. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2007.04.009

  51. Xie H., Zhang H., Ma J., Li G., Wang Q., Rao Z., Huang W., Huang X., Chen F.H. Trend of increasing Holocene summer precipitation in arid central Asia: Evidence from an organic carbon isotopic record from the LJW10 loess section in Xinjiang, NW China // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2018. V. 509. P. 24–32. https://doi.org/10.1016/j.palaeo.2018.04.006

  52. Zech M., Zech R., Glaser B. A 240.000-year stable carbon and nitrogen isotope record from a loess-like palaeosol sequence in the Tumara Valley, Northeast Siberia // Chem. Geology. 2007. V. 242. P. 307–318. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.04.002

  53. Zheng S.X., Shangguan Z.P. Spatial patterns of foliar stable carbon isotope compositions of C3 plant species in the Loess Plateau of China // Ecol. Res. 2007. V. 22. P. 342–353. https://doi.org/10.1007/s11284-006-0024-x

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Почвоведение

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал