Почвоведение, 2023, № 12, стр. 1596-1611

ВВЕДЕНИЕ

Учение о структуре почвенного покрова и о зональности почв является одним из важнейших в почвоведении и затрагивает эволюционные и географические его направления. Актуальность настоящего исследования определяется его теоретической значимостью для развития общей теории эволюции почв и почвенного покрова, географии и картографии почв. Изучение роли древних процессов в формировании современных почв – важная задача не только для палеопочвоведения и почвоведения, но и для общей теории эволюции биосферы. В работах многих исследователей рассматривается формирование почвы и ее место в биосфере, показано, что современный почвенный покров Восточно-Европейской равнины – результат изменчивости палеогеографической обстановки в позднем плейстоцене и голоцене. В настоящей работе эволюция почв изучается с позиций совокупности процессов и факторов, существовавших в позднем плейстоцене и голоцене, определивших формирование современных дерново-подзолистых почв северо-востока Восточно-Европейской равнины.

В настоящее время для Восточно-Европейской равнины предложены различные концепции смены холодных (ледниковых) и теплых (межледниковых) эпох, определивших специфику почвообразования, в основе которой лежит палеокриогенез [8, 9, 11, 12, 14, 16, 18–20, 24, 25, 28, 29, 31, 33, 34]. Результаты процессов позднеплейстоценового криогенеза на северо-востоке Восточно-Европейской равнины отчетливо проявляются в виде реликтовой криогенной морфоскульптуры (РКМ или палеокриогенного микрорельефа), степень выраженности которой изменяется и подчинена геоморфологическим и литологическим факторам [2, 5, 7, 9].

В работе [3] для изучаемого региона была предложена концепция палеокриогенного происхождения и функционирования почв и почвенного покрова. В исследованиях [16, 17, 31] генезис поверхностных палеопочв лёссовых водоразделов центра Восточно-Европейской равнины рассматривается в зависимости от положения их в системе западинного микрорельефа. Фридланд [27] показал, что микро- и мезорельеф различных территорий определяет структуру почвенного покрова, представленную почвенными комбинациями (или сочетаниями), состоящими из элементарных почвенных ареалов (ЭПА), с односторонней связью, где почвы межблочий подчинены почвам блоков.

Однако за многолетний период исследований разными специалистами изучены лишь отдельные стороны влияния палеокриогенеза на эволюцию почв Восточно-Европейской равнины, что не создало целостную картину роли палеокриогенеза в эволюции почв обозначенного региона. Эволюция почв в настоящей работе рассматривается как развитие во времени и приобретение современных (новых) свойств дерново-подзолистыми почвами в связи с процессами криогенеза и литогенеза в позднем плейстоцене, литогенеза и педогенеза в голоцене. Криолитопедогенез – совокупность сменяющих друг друга и происходящих одновременно процессов в позднем плейстоцене и голоцене, участвующих в эволюции и формировании современных почв. Иными словами, предполагается, что генезис почв определялся процессами и результатами этих процессов, выступающих как факторы:

1. Фактор палеоклимата в позднем плейстоцене и голоцене определял процессы криогенеза в позднем плейстоцене и педогенеза в голоцене.

2. Процесс криогенеза в позднем плейстоцене сформировал палеокриогенный микрорельеф, который явился фактором для педогенеза в голоцене.

3. Процесс литогенеза (палеоседиментогенеза) сформировал, а процесс палеокриогенеза преобразовал минеральный профиль почвы в позднем плейстоцене и голоцене.

4. Совокупность процессов палеокриолитогенеза определила палеокриогенный микрорельеф территории, а впоследствии микрорельеф как фактор обусловил формирование палеокриолитогенных почвенных комбинаций дерново-подзолистых почв.

Цель работы – установить закономерности влияния совокупности процессов криолитопедогенеза в позднем плейстоцене и голоцене на эволюцию современных дерново-подзолистых почв и формирование контрастного почвенного покрова северо-востока Восточно-Европейской равнины.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Исследования проводили на дерново-подзолистых почвах в Грязовецком районе Вологодской области на ключевом участке “Грязовец”. Территория исследования относится к дальним отрогам Даниловской возвышенности. Рельеф представлен обширными слабоприподнятыми почти плоскими водораздельными поверхностями с длинными пологими склонами, переходящими в полого-покатые склоны к долинам рек и ручьев. Абсолютные отметки 170–200 м. Почвообразующие породы – покровные пылеватые суглинки мощностью около 3 м, подстилаемые мощным комплексом моренных, флювиогляциальных и озерно-ледниковых отложений. Рассматриваемые современные дерново-подзолистые почвы сформированы на покровных суглинистых отложениях. На исследуемой территории отчетливо проявляется палеокриогенный микрорельеф. Поверхность организована в полигоны, границы полигонов и межблочные понижения выражены неконтрастно, полигональность имеет несколько порядков. Микрорельеф сформирован за счет погребенных (реликтовых) палеокриогенных структур, формирующих межблочья и западины. Структуры различных форм и генераций заполнены разным по гранулометрическому составу материалом. Такое заключение обеспечено изучением десятков разрезов многими специалистами, в том числе собственными исследованиями [2, 3, 5, 7, 16, 17, 21–23, 31].

Ключевой участок “Грязовец” включал два участка: “Фрол” и “Грязовец”. Участок “Фрол” располагался в 500 м к северо-востоку от с. Фрол, находящегося в 15 км на СВ от г. Грязовец. Участок находился на водораздельной поверхности с сильновыраженным микрорельефом. На участке для сравнения свойств почв и выявления палеокриолитогенных почвенных комбинаций заложили два разреза: один на блочном повышении (разрез 5-2012), второй в межблочном понижении (разрез 6-2012). Участок “Грязовец” располагался в 3 км к северо-востоку от г. Грязовец на водораздельной поверхности, во вторичном елово-березово-осиновом лесу с диаметром деревьев 20–70 см. Разрезы закладывали на блочном повышении (разрез 9-2012) и в межблочном понижении (разрез 8-2012). В прошлом почвы обоих участков распахивались. К моменту исследования на участке “Фрол” сформировалась залежь, участок “Грязовец” не обрабатывался более длительное время, и здесь сформировался лес.

Использовали следующий комплекс методов:

– сравнительно-географический и картографический – выполнена нивелирная съемка и сопоставление разрезов;

– морфологический и стратиграфический – выявлены формы микрорельефа, при изучении почвенного профиля, почвообразующих пород, палеокриогенных признаков, генетических и преобразованных горизонтов. Генетические горизонты и названия почв приведены по разным классификационным системам [15, 26, 30, 32];

– микроморфологический метод – микромонолиты для изготовления шлифов отбирали в тех же горизонтах, что и образцы почв на физические и химические анализы. Шлифы анализировали с использованием поляризационного микроскопа (CarlZeiss HBO 50, Германия) в Центре коллективного пользования ИФХиБПП РАН, Пущино, Россия;

– физическими и инструментальными методами определяли гранулометрический состав почвенно-грунтовой толщи [6, 13]. Исследование объемной магнитной восприимчивости (МВ) почв проводили в полевых условиях каппаметром КТ-6 (Чешская Республика) по каждому генетическому горизонту для каждого почвенного профиля.

В лабораторных условиях методом мессбауэровской спектроскопии определяли Fe²⁺ и Fe³⁺. Измерения выполняли на спектрометре MS-1104Em (Российская Федерация) при комнатной температуре. Спектры расшифровывали с помощью программы Univem MS, изомерные химические сдвиги определяли относительно металлического α-Fe;

– химическими методами определяли содержание органического углерода (С_орг), СО₂ карбонатов, ${\text{р}}{{{\text{Н}}}_{{{{{\text{Н}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}}}}$, подвижных Р₂О₅ и K₂О, обменных оснований Ca²⁺ и Mg²⁺ [1, 4, 10];

– классификационный метод. На основе совокупности морфологических и физико-химических свойств почв определяли их классификационную принадлежность [15, 30, 32].

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Фактор палеоклимата в позднем плейстоцене и голоцене на основе литературных данных (теоретический анализ). Стадии изменения палеоклимата рассматривали в период поздневалдайского оледенения, 24–10.2 тыс. л. н. В центре Восточно-Европейской равнины в этот период граница валдайского ледникового покрова простиралась субширотно от Вильнюса к Смоленску, далее на северо-восток к Рыбинскому водохранилищу, через оз. Кубенское и далее на северо-восток [25]. Этап оледенения начался 24 тыс. л. н. после формирования “брянской” почвы (32–24 тыс. л. н.) и завершился с началом деградации покровного оледенения около 17 тыс. л. н. Внутри данного интервала в главный пик похолодания (20–18 тыс. л. н.) скандинавский ледниковый щит достиг максимальных для позднего плейстоцена размеров. Ландшафты были представлены перигляциальной тундрой и тундростепью до 48° N. Здесь заканчивалась граница сплошной многолетней мерзлоты. Климатические условия этого периода характеризовались как резко континентальные, холодные, среднегодовые осадки составляли 250–400 мм, температура января приближалась к –30…–40°С, что почти повсеместно формировало палеокриогенный полигональный рельеф. По мнению Величко [8, 12] в позднеледниковье и голоцене существовало 29 стадий похолоданий (оледенений) и 28 стадий потеплений климата с коротким временным интервалом. Опираясь на данные литературы, можно утверждать, что в каждую холодную климатическую стадию происходили процессы криогенеза и литогенеза (палеоседиментогенеза), а в теплую стадию при отступлении ледника – протаивание почв, нахождение ее в талом состоянии и возможные инициальные процессы литогенеза и педогенеза.

Процесс литогенеза (палеоседиментогенеза), сформировавший минеральный профиль почв. Сформированные на суглинистых отложениях дерново-подзолистые почвы изучали в перигляциальной зоне валдайского ледникового щита и в максимальной близости от него.

Периодические похолодания и потепления климата в позднем плейстоцене (в период 24–10.2 тыс. л. н.) отражались формированием в микрорельефе межблочий (или западин), а затем вытаивания сегрегационного льда в трещине или же ее заполнения сыпучим мелкоземом. Периодические потепления сопровождались формированием перигляциальных вод при отступлении ледника, что в совокупности с почвенными сегрегационными водами способствовало развитию отрыва, транзита и аккумуляции мелкозема почв по криогенным структурам и пониженным формам рельефа, также не исключен эоловый перенос минеральной части почв. Палеокриогенные образования (седименты) в почвах межблочий в дальнейшем выполняют роль почвообразующей породы, но в данном случае криолитогенно-преобразованной. Механизмом формирования почвообразующей породы современных дерново-подзолистых почв является принос минеральной массы (или осадков) и формирование абсолютных превышений блоков (бугров) над межблочными понижениями (или западинами), дополнительно обеспечивающих эрозионный отрыв, транзит и аккумуляцию мелкозема и продуктов почвообразования в пониженные элементы. Как будет показано ниже, для каждого элемента микрорельефа (блок и межблочье) характерны определенные физико-химические режимы и свойства за счет наличия в почвах межблочий палеокриогенных структур, заполненных переотложенным мелкоземом (глиной, суглинком).

Процесс криогенеза и криогенного рельефообразования в позднем плейстоцене. Данный процесс характеризуется изменением свойств почв и режимов в результате охлаждения почв до нулевых и отрицательных температур, формированием многолетнемерзлых пород, развитием криогенных трещин в рельефе местности, клиньев, карманов в профилях почв, палеокриогенных блочных повышений (или бугров), что привело к формированию палеокриогенного микрорельефа (или РКМ) [2, 5, 7, 9, 16, 21–23, 31]. Возможно, процесс криогенного рельефообразования начался 24 тыс. л. н. и продолжается в настоящее время. В периоды формирования криогенных структур микрорельеф был наиболее ярко выражен, наступившее почвообразование в голоцене нивелировало и продолжает нивелировать его, а сельскохозяйственное освоение территории еще больше усилило этот эффект.

На участке “Фрол”, расположенном на пахотном поле со скошенными травами, визуальные наблюдения и нивелирная съемка (на участке общей площадью 2816 м², длиной 352 м с шагом 4 м и точностью до 1 см) выявили несколько порядков палеокриогенного микрорельефа. Блоки I порядка имеют диаметр 200–300 м, а межблочные понижения имеют ширину 50–70 м, разница высот составляет 2–4 м. К блокам I порядка примыкают более мелкие блоки II порядка диаметром 30–40 м и более мелкие межблочные понижения шириной 10–20 м. Разница высот между блоками и межблочьями II порядка составляет около 1 м (40–100 см).

На участке “Грязовец” была выполнена нивелирная съемка поверхности в масштабе 1 : 300 с шагом 3 м, изолинии проводили через 10 см. Относительные колебания высот составили от 0.5 до 2.5 м (рис. 1а). Микрорельеф представлен блоками-полигонами, разделенными межблочными понижениями (рис. 1b). Диаметр блоков достигает 60–90 м, ширина межблочья 10–40 м. Блочные повышения имеют округлую форму, иногда вытянутую, разделены межблочными понижениями. В местах сочленения нескольких межблочий образуются западины.

Таким образом, картографические материалы показывают, что на участках “Фрол” и “Грязовец” отчетливо проявляются блоки размерами до 60–90 м с относительными превышениями над межблочьями до 2.5 м. Формирование межблочных понижений связано с наличием в почвах палеокриогенных структур.

Строение поверхности участка с выраженным микрорельефом, имеющим палеокриогенное происхождение за счет наличия в почвах и почвообразующих породах криогенных структур, приводит к перераспределению влаги и вещества от начала их формирования до настоящего времени. Начавшиеся активные процессы почвообразования в голоцене унаследовали эти факторы, определив разные сценарии протекания и проявления почвообразовательных процессов на блоках и в межблочьях.

Процессы формирования структуры современного почвенного покрова дерново-подзолистых почв и организация палеокриолитогенных почвенных комбинаций. На участке “Фрол” для сравнения дифференцированности почв и выявления ЭПА, которые формируют почвенные комбинации [27], состоящие из почв, сформированных на разных элементах микрорельефа, были заложены два разреза на блоке (разрез 5-2012) и в 148 м от него разрез в межблочье (разрез 6-2012). Разница высот между элементами микрорельефа составила 95 см. Аналогично участку “Фрол” на участке “Грязовец” разрез 9-2012 заложен на блоке, разрез 8-2012 заложен в межблочье. Расстояние между разрезами 31 м, относительная разница высот между ними 173 см. Морфология профилей почв приведена на рис. 2 и в табл. 1.

На участке “Фрол” на блоке почва идентифицирована как дерново-неглубокоподзолистая языковатая окультуренная (сильноокультуренная) (Glossic Albic Retisols (Loamic, Aric)), почва в межблочье – как глееподзолистая глееватая языковатая окультуренная (сильноокультуренная) (агродерново-подзолы глеевые) (Gleyic Retic Stagnosol (Loamic, Aric, Protospodic)). Почвы различаются на уровне типа, подтипа, рода и вида по классификации и диагностике почв [15], к ним применены разные основные квалификаторы по классификации WRB [30].

Анализ гранулометрического состава почв блока и межблочья показывает, что тяжелосуглинистый профиль в межблочье сопоставим с тяжелосуглинистыми горизонтами, сформированными ниже горизонта Bg2s (В2) (65–75 см) в почве блока (табл. 2). Вероятно, горизонты почвы межблочья в прошлом были постепенно эродированы перигляциальными водами до горизонтов, состоящих из тяжелого суглинка. Аналогичные тяжелосуглинистые горизонты сформированы на блоке, начиная со средней части профиля.

В почве блока в режиме залежи сформировался дерновый и от прежней распашки остался пахотный суглинистые горизонты Oi (Ad) и Ap (Апах). Ниже пахотного горизонта до глубины 35 см сформирован подзолистый легкосуглинистый горизонт E@ (А2).

Ниже выделяется генетический ожелезненный горизонт BELd (А2В) блока, свидетельствующий о развитии в данной почве свободного дренажа. Ниже горизонта E/Bd (А2В) сформированы оглеенные тяжелосуглинистые горизонты Bg2s (В2), Btg3 (В3tg), Btg4 (В4tg).

Верхние горизонты на блоке обеднены илистой фракцией. В горизонтах Ah/Bd2 (А1В2) и Bg2s (В2) железистые новообразования и повышенное содержание фракций ила, что указывает на современное развитие элювиально-иллювиального процесса. В почве межблочья в гранулометрическом составе преобладает фракция крупной пыли и равномерно распределяется по всему профилю, что связано с постоянными процессами промерзания–оттаивания, а процесс оглеения связан с увеличением количества физической глины в горизонтах Apdg (Апах), BELg (А2В1g) и B2tgs (B2G). В почве блока фракция крупной пыли преобладает в самых верхних и нижних горизонтах.

Соответственно, процессы криогенного преобразования материала в почвах блоков преобладали в периоды начала седиментации почвообразующих пород и на современном этапе. Несколько бóльшие значения содержания мелкодисперсных частиц в верхних горизонтах почвы межблочья по сравнению с почвой блока связаны с их выносом и аккумуляцией в почве межблочья. Исходя из анализа морфологических и физических свойств почв, сформированных на разных элементах рельефа, можно сказать, что почва межблочья подчинена почве блока. С блока в межблочье поступают мелкодисперсные частицы и дополнительная влага, что определяет активные процессы оглеения материала. В межблочье развивается аккумулятивный синлитогенный тип почвообразования, где почва интенсивно переувлажнена и подвергается дополнительному поступлению мелкозема с микроповышений, а главная причина – криолитогенная проработанность почвообразующей породы и формирование палеокриомикрорельефа.

На участке “Грязовец” разрезы закладывали на разных элементах микрорельефа во вторичном лесу. Морфологическое строение и описание разрезов приведены на рис. 2 и в табл. 1. Почва блока – подзолистая языковатая освоенная (агроподзолы иллювиально-железистые) (Albic Glossic Podzols (Loamic, Folic, Raptic)), в ней ярко выделяются подзолистые горизонты E (А2) и BEL (А2В), в которых нижняя граница перехода к гор. Bt2@ (В2) имеет языковатую форму (рис. 2c). Почва межблочья – дерново-подзолистая глубинно-глееватая языковатая освоенная (агродерново-подзолы глеевые) (Entic Glossic Stagnic Retisols (Loamic, Raptic)). Почвы различаются на уровне типа, подтипа, рода и вида по классификации и диагностике почв [15], к ним применимы разные основные и дополнительные квалификаторы по классификации WRB [30].

В почве межблочья отмечается несколько большая мощность гумусового горизонта по сравнению с почвой на блоке. Связано это с дополнительным привносом мелкодисперсных частиц, обогащенных органическим веществом с блоков в межблочье. Во всех горизонтах почвы отмечаются Fe–Mn конкреции (диаметром 0.5–1 мм). Максимальных размеров они достигают в горизонте BEL (А2В) и Bg2 (В2). Почва формируется в условиях затрудненного дренажа с дополнительным поступлением влаги с положительных форм микрорельефа, т.е. подчинена почве блока, аналогично участку “Фрол”.

Морфологическое строение профиля почвы блока (разрез 9-2012) включает литологический ряд из 8 слоев. Верхние горизонты представлены легким и средним суглинком, генетические горизонты Bt2@ (В2) и Bt3 (В3) представлены слоями легкой глины и тяжелым суглинком. В почве межблочья (разрез 8-2012) также выделено 8 слоев, но более тяжелого гранулометрического состава в слое 0–30 см, ниже переходного горизонта BEL (А2В) генетические горизонты легкоглинистые. В силу литологической неоднородности профилей рассматриваемых почв к их названию по WRB должен быть добавлен дополнительный квалификатор Raptic.

Таким образом, профили исследованных дерново-подзолистых почв на блоках и в межблочьях хорошо дифференцированы морфологически, стратиграфически и по гранулометрическому составу. Характерной особенностью почв блоков и межблочий является преобладание в гранулометрическом составе фракций крупной пыли, что является специфическим признаком мерзлотного преобразования.

В позднем плейстоцене в периоды перехода от похолоданий к потеплениям, с отступлением ледника, происходили процессы седиментации материала, неоднократно сопровождавшиеся процессами криогенеза с образованием разных типов палеокриогенных структур. Конечный результат этих процессов палеокриогенно-преобразованные почвообразующие породы современных дерново-подзолистых почв.

Микроморфологические исследования почв на блоке и в межблочье участка “Фрол” позволили выявить процессы голоценового почвообразования и также подтвердили факт палеокриогенного преобразования горизонтов.

На участке “Фрол” в горизонте Ар (Aпах) наблюдаются различия в оструктуривании материала, степени прогумусированности, сохранности растительных остатков и проработки почвенной массы мезофауной. В почве блочного повышения отмечается хорошо выраженная копрогенная (рис. 3а) и пластинчатая структура (рис. 3b), гумус представлен в виде темно-серой пропитки и точечных образований, наблюдаются растительные остатки различной степени сохранности – от имеющих клеточное строение до бурых аморфных пятен. Почвенная масса заметно проработана мезофауной вплоть до горизонта BELd (A1B2). В почве микропонижения почвенная масса горизонта Apdg (Aпах) оструктурена слабо, в основном – консолидирована, имеющиеся агрегаты угловатые. Также наблюдается нарушение консолидированного сложения почвенной массы множеством пор-ваг, имеющих сложную изрезанную конфигурацию (рис. 4b). Проработка мезофауной слабая, преобладают сравнительно мелкие выбросы, их существенно меньше, чем в аналогичном горизонте почвы на микроповышении (рис. 4b, 4d – красная стрелка). Растительные остатки плохой сохранности – бурые аморфные мелкие пятна. И органическое вещество в основном представлено темно-бурыми хлопьями гумуса, точечным гумусом.

В элювиальных горизонтах Е и Ah/Bd2 (A2 и A1B2) в почве блока фиксируются скелетаны в виде протяженных полос отмытых зерен первичных силикатных минералов, в основном, кварца (рис 3c, 3d). В горизонтах BELg (A2Bg) в почве межблочья осветление почвенной массы происходит лишь за счет снятия с тонкодисперсной массы и минеральных зерен красящих пленок оксидов Fe, нигде не наблюдаются скопления отмытых (непокрытых) зерен первичных минералов, а видны лишь микроучастки осветленной, обесцвеченной глины с погруженными в нее первичными силикатными минералами (рис. 4c, 4d).

По строению иллювиальной толщи не видно существенных отличий между почвами на разных элементах микрорельефа. Основная масса неравномерно окрашена: микроучастки с осветленной сравнительно грубодисперсной минеральной массой чередуются с окрашенными оксидами Fe и оглиненными микроучастками.

В последних встречаются глинистые папулы или их обломки. Почвенная масса в основном бесструктурна, лишь изредка присутствуют как угловатые, так и округлые агрегаты, но закономерности в их проявлении нет. Встречаются микроучастки с субпараллельной делимостью, лучше выраженные в почве микропонижения. В верхних иллювиальных горизонтах обнаружено множество Fe-глинистых слоистых кутан (coatings). Они расположены в порах неупорядоченно: разбиты вторичными трещинами, превращены в разрозненные обломки, частично внедрены (ассимилированы) в тонкодисперсную массу (рис. 3e, 3f, 4e, 4f).

К небольшим отличиям между сравниваемыми почвами можно отнести то, что в почве межблочья в кутанах, наряду со слоями, окрашенными в рыжеватые, красноватые тона, встречаются слои в цветах холодного спектра (голубоватые, зеленоватые), что свидетельствует о преобладании восстановительных условий в процессе их формирования. В почве блока разноцветности слоев кутан не наблюдается. Также в почве межблочья Fe-глинистые кутаны начинают проявляться в профиле выше, чем в почве на блоке, на 10–15 см. Кроме массивных неупорядоченных Fe-глинистых кутан, в самых мелких порах капиллярного размера в небольшом количестве встречаются тонкие светло-бурого цвета ненарушенные Fe-глинистые кутаны.

В двух нижних горизонтах блока Bg2s и Btg3 (B2 и B3tg) наиболее яркими являются признаки контрастности окислительно-восстановительных условий. Но если в почве повышения эта контрастность выражается в движении оксидов Fe и Mn: почвенная масса разно окрашена этими оксидами, отмечается множество Fe–Mn пятен и мелких ортштейнов в тонкодисперсной массе (рис. 3g, 3h), то в почве понижения до самого нижнего горизонта почвенная масса местами обесцвечена (снятие пленок Fe–Mn оксидов с тонкодисперсной массы), а местами наблюдаются скопления Fe–Mn пятен вокруг пор и в почвенной массе (рис. 4g, 4h), цвет расположенных рядом микроучастков тонкодисперсной массы резко различается (рис. 4g). Если в почве микропонижения, начиная с элювиальной толщи до самого нижнего изученного горизонта, наблюдаются признаки оглеения, то в почве микроповышения в двух нижних горизонтах – лишь сезонного непродолжительного застоя влаги.

Необходимо отметить реликтовые признаки в обеих почвах, указывающие на единство их доголоценовой истории, когда формировались почвообразующие породы. Это касается верхней части профиля почв до глубины примерно 50 ± 5 см. К таким признакам относятся Fe–Mn микроортштейны (рис 3b, 4b, красные стрелки), вокруг которых видны глинистые оболочки, включающие минералы крупной фракции, имеющие чешуйчатую, реже – перекрестно-волокнистую ориентировку при наблюдениях с анализатором, а также глинистые папулы или обломки (рис. 4b, зеленая стрелка), беспорядочно разбросанные в почвенной массе, иногда они формируют признаки о-оидной структуры, как было видно в горизонте BELg (A2Bg) почвы микропонижения. Это свидетельствует о гидроморфной истории формирования почвообразующих пород, индикаторами которых являются Fe–Mn ортштейны, с последующим их аэральным или делювиальным переносом, во время которого сформированы оболочки вокруг микроортштейнов, а также местами почвообразующая порода приобрела ооидную структуру вследствие палеокриогенной проработанности.

Описанные выше сравнительно крупные Fe-глинистые кутаны в иллювиальной части изучаемых почв, разбитые сетью трещин на неупорядоченные обломки, возможно, относятся не к современному этапу почвообразования, а индицируют этап сравнительно интенсивного развития процессов формирования текстурно-дифференцированного профиля, трансформированного последующим палеокриогенезом. Процессы иллювиирования глины протекают и сейчас, но они несопоставимо менее выраженные и интенсивные, чем ранее описанные. Слабоокрашенные и занимающие поры лишь капиллярного размера Fe-глинистые кутаны можно, вероятно, отнести к современному этапу развития процессов иллювиирования глины в изучаемых почвах.

Итак, процессы биогенного оструктуривания, гумусообразования, оглеения, оподзоливания и иллювиирования с вариациями по интенсивности и проявлению в профиле в зависимости от положения почвы в микрорельефе, рассмотренные выше, могут быть отнесены к современному (голоценовому) этапу почвообразования рассматриваемых почв.

На участке “Фрол” в обеих почвах фиксируются наибольшие значения содержания С_орг в верхней части профиля до глубины около 35–40 см: почвы блока (разрез 5-2012) в горизонтах Ap (Апах), BELd (А2В) (кроме горизонта E@ (А2), где отмечено наименьшее содержание С_орг по профилю) и в почве межблочья (разрез 6-2012) в системе генетических горизонтов Apdg–BELg (А–А2Вg) (табл. 3). Ниже по профилям с глубины 35–40 см содержание С_орг в слоях с разным гранулометрическим составом уменьшается и остается практически неизменным до самого низа.

Аналогичный характер распределения С_орг отмечается в почвах блока (разрез 9-2012) и межблочья (разрез 8-2012) участка “Грязовец”. С глубиной содержание С_орг уменьшается, начиная с подзолистого горизонта.

В целом, содержание С_орг в почвах межблочий в 2–2.5 раза больше по сравнению с почвами, сформированными на блоках. Исключение составляют верхние горизонты разреза 9-2012, участка “Грязовец”, расположенного в лесу.

Верхние горизонты дерново-подзолистых почв на блоке (разрез 5-2012) и в межблочье (разрез 6-2012) характеризуются кислой реакцией среды, близкой к нейтральной и слабокислой. Нижележащие генетические горизонты почв имеют щелочные значения рН (табл. 3). Верхние горизонты дерново-подзолистых почв, сформированных на блоке (разрез 9-2012) и в межблочье (разрез 8-2012), характеризуются кислой и слабокислой реакцией среды. Такие значения рН связаны с длительной сельскохозяйственной обработкой земель в прошлом веке и возможным известкованием. Изменение рН по профилю почв на разных элементах палеокриогенного микрорельефа обусловлено характером растворения, перераспределения и накопления элементов в средней и нижней его частях.

В современной дерново-подзолистой почве блоков и межблочий распределение обменных катионов Ca²⁺ и Mg²⁺ по профилю носит элювиально-иллювиальной характер, исключение составляет разрез 6-2012 в межблочье, где накопление происходит в средней части профиля и связано с гранулометрическим составом. В почвах блоков и межблочий минимальное значение отмечается в слое 0–30 см, т.е. в горизонте распределения корней растений. В нижележащих горизонтах почвы содержание обменных катионов значительно выше. Такое распределение химических элементов связано со свойствами пород, водным режимом почв, а также обусловлено подчиненностью почв межблочий почвам на блоках. Концентрация обменного Ca²⁺ увеличивается, что, вероятно, связано с нарастанием степени оглеения. Обеспеченность подвижными формами Р₂О₅ и K₂О в почвах межблочий несколько лучше, чем в почвах блоков в результате дополнительно поступающей влаги с повышенных форм микрорельефа.

По распределению СО₂ карбонатов почвы участка “Фрол” незначительно различаются. Некоторые отличия связаны с рН и разным водным режимом почв. На участке “Грязовец” разница по содержанию СО₂ карбонатов также невелика.

Исследуемые почвы участка “Фрол” прошли стадию сельскохозяйственного использования, включающую применение удобрений и, возможно, известкование, что несомненно привело к количественному изменению содержания щелочноземельных обменных катионов. Однако пребывание почв в режиме залежи под естественной растительностью обеспечило естественный ход почвообразовательного процесса на бывшей пахотной почве и привело к некоторому изменению рассмотренных свойств.

На участке “Фрол” по значениям МВ почвы также отличаются незначительно. Магнитный профиль почвы блока более однороден, за исключением горизонта E@ (А2), и характеризуется средними для дерново-подзолистых почв величинами МВ. Такое распределение МВ связано с распашкой территории и более быстрым просыханием пахотного слоя на блоке, по сравнению с межблочьем. На участке “Грязовец” в дерново-подзолистых почвах магнитный профиль дифференцирован. Наибольшие значения МВ выявлены в профиле почвы на блоке и приурочены к иллювиальным горизонтам.

Распределение значений МВ двух участков показывает, что в почвах межблочных понижений преобладают восстановительные условия, связанные с застоем влаги и процессами оглеения. Большие значения МВ на участке “Грязовец” связаны с иссушением нижней части профиля, где сосредоточены крупные корни древесной растительности.

Процессы позднеплейстоценового криолитогенеза сформировали палеокриогенный микрорельеф, который обусловил разные сценарии педогенеза на разных его элементах в голоцене. В зоне распространения дерново-подзолистых почв, в районах с избыточным увлажнением и выраженным микрорельефом, перераспределяющим влагу, процессы ожелезнения более интенсивно протекают на блочных повышениях, что определяется ростом значений МВ, а в межблочных понижениях ярко выражены процессы оглеения.

Мессбауэровские спектры образцов почв, полученных при комнатной температуре, представляют собой суперпозицию линий дублетов Fe³⁺ и Fe²⁺ и показывают, что в составе соединений железа отсутствуют крупнодисперсные минералы оксидов и гидрооксидов в магнитоупорядоченном состоянии.

В исследуемых образцах участка “Фрол” железо в основном находится в форме Fe³⁺. Наибольшее содержание Fe²⁺ наблюдается в иллювиальных горизонтах за счет накопления илистой фракции, в которой сосредоточено железо. В этих горизонтах происходит смена окислительных процессов на восстановительные, свойственные горизонтам дерново-подзолистых почв. Контрастный окислительно-восстановительный режим с развитием восстановительных сезонных процессов приводит к восстановлению Fe³⁺ в верхней части профиля изученных дерново-подзолистых почв, выносу железа и осаждению его в нижележащем иллювиальном горизонте, где наблюдался максимум двухвалентного железа. Разница в содержании Fe²⁺ в иллювиальных горизонтах между почвой, сформированной на блоке, и почвой межблочья составляет 3% и может определяться более интенсивными восстановительными процессами в последней.

Таким образом, в зоне дерново-подзолистых почв палеокриолитопедогенез выступает как совокупный и длительный процесс формирования почв и приводит к появлению контрастного почвенного покрова, состоящего из палеокриолитогенных почвенных комбинаций. Поздневалдайский криолитогенез сформировал пространственную неоднородность почвообразующих пород, неоднородность дневной поверхности, дифференцировал морфологию горизонтов и гранулометрический состав на блоках и в межблочьях. Почвообразующие породы почв блоков и межблочий в позднем плейстоцене прошли криолитогенную стадию преобразования, что сформировало палеокриогенный микрорельеф, который в дальнейшем определил разные сценарии голоценового почвообразования на разных его элементах. Палеокриолитогенные почвенные комбинации состоят из сочетания почв блоков и межблочий, представленных разными ЭПА, различающихся на уровне типа, подтипа, рода и вида почв. В связи с этим для территорий, прошедших стадию криогенного преобразования в прошлом, и почв, сформированных на палеокриогенном микрорельефе, предлагается выделять палеокриолитогенные почвенные комбинации.

ВЫВОДЫ

1. На территории центра Восточно-Европейской равнины в перигляциальной зоне валдайского оледенения в зоне распространения дерново-подзолистых почв выявлен палеокриогенный полигонально-блочный (или бугристо-западинный) микрорельеф в виде блоков-повышений и разделяющих их межблочных понижений.

2. Показано, что палеокриогенез определил литологическую неоднородность генетических горизонтов почв и почвообразующих пород. В профилях почв по морфологии идентифицированы палеокриогенные структуры, заполненные разным по гранулометрическому составу материалом. Криогенные структуры в поздневалдайское время преобразовали горизонты почвообразующих пород в межблочьях, определив разные сценарии почвообразования в голоцене на разных элементах микрорельефа.

3. Показано, что совокупность действия процессов крио- и литогенеза в перигляциальной зоне валдайского оледенения явилась фактором для голоценового педогенеза и дифференциации дерново-подзолистых почв таежной зоны северо-востока Восточно-Европейской равнины на разных элементах микрорельефа и исходно разных почвообразующих породах на этих элементах.

4. Криолитопедогенез, как совокупный и длительный процесс в перигляциальной зоне, сформировал палеокриолитогенные почвенные комбинации в структуре современного почвенного покрова дерново-подзолистых почв таежной зоны северо-востока Восточно-Европейской равнины. Термин “палеокриолитогенные” предлагается применять к почвенным комбинациям, сформированным на палеокриогенном микрорельефе, выступающим фактором, дифференцирующим почвы на разных его элементах. Показано, что почвы на разных элементах палеокриогенного микрорельефа состоят из ЭПА, различающихся на разных высоких классификационных уровнях.

5. Предлагается выделять палеокриолитогенные почвенные комбинации в отдельную общность почв для территорий, прошедших стадию палеокриолитогенного преобразования.