Почвоведение, 2023, № 12, стр. 1580-1595

ВВЕДЕНИЕ

В конце XX и начале XXI вв. объектами изучения специалистов разных направлений стали соленые и содовые озера внутриконтинентальных аридных и семиаридных территорий Мира, в том числе Восточно-Степной и Гобийской ландшафтных областей Монголии, равнинных районов Казахстана, Средней Азии, Китая [27, 37, 39, 40, 47, 49, 51, 55, 57–60]. Эти озера являются уникальными природными индикаторами естественных и антропогенных изменений [6], обусловливающих изменение механизмов направления и перемещения веществ [2, 46, 53].

Особый интерес представляет трансграничный бессточный Центрально-Азиатский бассейн (степная зона Восточно-Монгольской равнины: Монголия, Китай, Россия) с многочисленными бессточными озерами (около 5000). Несколько сотен их находятся в юго-восточном Забайкалье [37], территория которого представляет собой контактную зону южной границы мерзлоты и северной границы обширной аридной зоны. Во влажные климатические фазы большинство озер наполняется, а в периоды аридизации значительно понижается уровень озер, сокращается площадь, нередко они полностью пересыхают. Продолжительность этих циклов составляет 25–30 лет [32, 51]. Эволюция озерных экосистем связана не только с климатическими изменениями, но и с новейшей геодинамикой [28]. Приозерные почвы этого региона слабо изучены. Имеются лишь единичные и фрагментарные данные по засоленным почвам прибрежной зоны содовых озер Хара-Нур [2], Большой Чиндант [29, 30, 42] и Торейских озер [44]. Учитывая, что засоление почв в условиях горно-котловинного рельефа юга Восточной Сибири сильно отличается по конкретным факторам соленакопления в ландшафте отдельно взятой котловины, практически невозможно экстраполировать имеющиеся разрозненные данные на обширную территорию области внутреннего стока Центральной Азии [45].

По приозерным почвам высокоминерализованных хлоридных озер нестабильного уровневого режима каких-либо данных не обнаружено. Эти почвы можно отнести к почвам экстремальных условий формирования [10]. Наряду с почвами морских побережий и дельт рек, приозерные почвы периодически затапливаются, в результате происходит изменение водного режима, смена окислительно-восстановительных и щелочно-кислотных условий, засоления, гумусообразования, геохимической специализации ландшафтов [20, 52, 56]. В регрессивную фазу в почвах бассейнов приморских крупных соленых озер (Каспий, Арал и др.) преобладают процессы засоления, слабого гумусонакопления, эолового выноса солей и тонких фракций силикатного материала, а в трансгрессивную – сульфидогенеза, глеегенеза, оксидогенеза, накопления органического вещества [9, 20].

Изучение почв приозерных ландшафтов внутриконтинентального Центрально-Азиатского бассейна, как ключевого компонента экосистем, представляется весьма актуальным как в теоретическом, так и в практическом отношении. Отсутствие данных не позволяет получить целостное представление о степных экосистемах с многочисленными бессточными озерными котловинами этого региона, формирующимися в условиях экстраконтинентального климата с выраженными мерзлотными процессами. Это осложняет решение широкого круга задач природопользования степной зоны, в том числе мониторинга заповедных и рекреационных зон. Поэтому целью настоящего исследования было представление сведений о морфологии, физико-химических свойствах и геохимических особенностях почв, формирующихся на супераквально-субаквальных, супераквальных, элювиально-супераквальных позициях приозерных понижений хлоридных озер.

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ

Исследовали приозерные почвы хлоридного озера Бабье, которое расположено в Онон-Аргунской провинции Центральной Азии [41] (рис. 1). Главными морфоструктурами этой территории являются аккумулятивные и денудационные равнины и островные низкогорные массивы [8, 11]. Основные черты морфологии формировались при определяющем процессе педипланации [31] и связаны преимущественно с новейшими опусканиями [11, 28].

Рис. 1.

Географическое (а), административное (b) положение, орография (c) района исследований; космоснимки приозерных ландшафтов оз. Бабье (d, e); места закладки ключевых площадок (e) и профили опорных почвенных разрезов: а – граница Забайкальского края; район исследований (границы врезки b); b, с – положение оз. Бабье (граница врезки d); d – граница врезки e; e – разрезы Б-1, Б-2, Б-3; уточняющие полуямы.

Территория исследования расположена в зоне сочленения Центрально-Азиатского подвижного пояса и Сибирской плиты [11]. По морфоструктурному районированию она относится к области внутригорного Агинского бассейна [8]. Определяющую роль для тектонического строения бассейна оз. Бабье имеют ответвления Агинского разлома, разграничивающие разнородные и разновозрастные Среднеононский, Ононский, Уртуйский, Борзинский формации [34]. Породы включают осадочные и вулканогенно-осадочные образования борзинской свиты пермского возраста (алевролиты, туфоалевриты, хлидолиты, известняки), тургинской раннемеловой свиты (трахибазальты, трахиандезиты, андезибазальты, риолиты), позднерифейской уртуйской, раннекарбоновой верхнеуртуской свит, а также четвертичные отложения ножийской свиты (галечники, валуны, с линзами песков и глин) и продукты выветривания гранитных пород островных гор [11].

К основным чертам климата исследуемой территории относятся: резкая континентальность, отрицательные среднегодовые температуры, недостаточная увлажненность (среднегодовое количество осадков равно 150–400 мм) и неравномерный характер их выпадения по сезонам. Во время действия тихоокеанского циклона в июльско-августовский период происходит концентрированная разгрузка атмосферных осадков ливневого характера, обусловливающих интенсивный склоновый смыв материала в многочисленные бессточные бассейны малых рек [2, 24]. Характерной чертой климата исследуемой территории является цикличность – чередование влажных и сухих периодов длительностью около 30 лет [13, 21, 32, 33]. В аридную фазу происходит уменьшение запасов влаги в почвах до уровня влажности завядания и ниже; повсеместное усыхание и гибель древостоев; ксерофитизация и снижение в 1.5–2 раза продуктивности лугово-степных и степных фитоценозов, снижение уровня воды в озерах вплоть до полного их исчезновения [14]. С циклами выпадения атмосферных осадков связан уровень водности озер региона [21, 32, 33, 49, 51]. В аридную фазу отмечается увеличение площади солончаков за счет днищ сухих озер [14].

Основной чертой пространственной структуры растительности района исследования является гетерогенность сообществ. В центре соленакопления произрастают галофитные сообщества, далее в зависимости от увлажнения и засоленности развиваются, как правило, бескильницевые луга, ползучеосоковые, полынные сообщества, сазовые степи. Это типичная концентрическая полосность (пояса) вокруг озер. В засушливую фазу отмечается возрастание площади галофитных лугов и пионерной галофитной растительности с доминированием однолетних маревых [15, 43]. Заселение местообитаний видами иной биогеохимической специализации по сравнению с прежними видами-доминантами является показателем глубокой трансформации геосистем [13].

Почвенные исследования проводили на супераквально-субаквальных, супераквальных и элювиально-супераквальных позициях приозерного ландшафта. Было заложено 3 ключевых опорных разреза и 9 вспомогательных. Ниже приводим морфологическое описание ключевых разрезов (рис. 1е).

Разрез Б-1 (50.29955° N, 116.38027° Е) заложен в приозерном понижении, в 50 м от береговой линии оз. Бабье под шведово-соссюрейным сообществом. Проективное покрытие 20%. Растительный покров мозаичный, чередуются растительные ассоциации и оголенные участки.

Sg,ca, 0–5 см. Слоистый, иловатый легкоглинистый наилок, с чередованием сизого и прогумусированного слоев, влажный, рыхлый, встречаются корни, бурно вскипает от HCl. Переход выражен по цвету, плотности, гранулометрическому составу.

Сg,ox,s,ca, 5–20(22) см. Ржаво-охристый фон с сизоватыми прослойками, влажный, супесчаный, бесструктурный, уплотненный, встречаются корни травянистой растительности, бурно вскипает от HCl. Переход выражен по цвету и гранулометрическому составу.

СGs, 20(22)–80 см. Белесовато-сизый, заиленный суглинок, чередующийся с иловатыми более темными тяжелосуглинистыми слоями, сырой, с 80 см выступает грунтовая вода.

Почва: солончак глеевый (Gleyic Solonchak (Loamic, Chloridic)).

Разрез Б-2 (50.30025° N, 116.37903° Е) заложен в приозерном понижении, в 153 м от береговой линии оз. Бабье под бескильницево-полынно-ячменевым сообществом. Проективное покрытие 40%. Растительный покров мозаичный, чередуются растительные ассоциации и оголенные участки. На поверхности почвы встречается мелкая галька.

AJca,s, 0–15(18) см. Темно-серый с черным оттенком, увлажненный, супесчаный, непрочно-комковатый, уплотненный, обильно пронизанный корнями травянистой растительности, вскипает от HCl. Переход выражен по цвету, граница слабоволнистая.

AСca,s, 15(18)–34(39) см. Желтовато-коричневый, влажный, супесчаный, бесструктурный, уплотненный, встречаются единичные корни травянистой растительности, вскипает от HCl. Переход резкий, выражен по цвету, гранулометрическому составу.

СGca,s, 34(39)–65 см. Однородно окрашенный слой оглеенного песка, сырой, вскипает от HCl.

Почва: гумусово-глеевая засоленная (Calcaric Mollic Gleysol (Arenic, Endosalic, Sodic)).

Разрез Б-3 (50.30074° N, 116.37787° Е) заложен в 400 м от береговой линии оз. Бабье под ковыльной степью. Проективное покрытие 60%.

AJca, 0–33(39) см. Темно-каштановый, свежий, супесчаный, уплотненный, непрочно-комковатый, обильно пронизан корнями травянистой растительности, очень слабо вскипает от HCl. Переход выражен по цвету, плотности, карбонатным новообразованиям, граница слабоволнистая.

AСca,dc,s, 33(39)–44(47) см. Светло-серый с белесыми пятнами карбонатов, по всей мощности горизонта видны гумусовые затеки, легкосуглинистый, свежий, плотный, в горизонте много корней травянистой растительности, вскипает от HCl. Переход заметный по цвету, плотности, влажности. Граница перехода слабоволнистая.

Сca,s, 44(47)–60 см. Светло-коричневый с желтоватым оттенком, суглинистый, рыхлый, вскипает от HCl.

Почва: светлогумусовая засоленная (Fluvic Kastanozem (Epiarenic, Amphiloamic, Sodic)).

При изучении почв использовали морфологические, физико-химические, геохимические методы исследования [7, 36]. Почвы классифицировали по диагностическим критериям по [23, 35, 50]. Для всех объектов фиксировали географические координаты с помощью приемника GPS. Активности ионов Na⁺, Ca²⁺, Cl^–, рН определяли в почвенных пастах с влажностью 30 мас. % с помощью ионоселективных электродов ЭЛИС на регистрирующем иономере Экотест-120 в 2–3-кратной повторности. В почвенных образцах определяли содержание органического углерода С_орг методом мокрого сжигания по Тюрину [7], обменные катионы методом Пфеффера в модификации Молодцова и Игнатовой [36], оценка химизма, степени засоления, расчет гипотетических солей проводили по [3], гранулометрический состав методом Качинского. Дополнительно использовали расчетные параметры:

– D_cp – средний размер зерна, рассчитан как средневзвешенное значение [12].

– F – динамический фактор, представляющий собой отношение количества физического песка к количеству физической глины. Параметр характеризует условия осадконакопления: при F > 1 преобладает принос обломочного материала из ближних и средних источников посредством волочения и сальтации (~до десятка км), что, скорее всего, имеет место в высокодинамичной среде при сильных порывистых ветрах; при F < 1 поступление материала сокращается и поступает в виде воздушных аэрозолей, в основном, из дальних источников, преобладают постседиментационные преобразования осадков in situ, основными из которых являются почвообразовательные [18];

– K – показатель дисперсности, отражающий характер глинистых компонентов, связанных с трансформацией, переносом и локализацией тонкодисперсного вещества в различных отложениях. Он рассчитывается по формуле K = (lnФ₅ – lnФ₁)/1.609, где Ф₅ – содержание частиц (%) диаметром <5 мкм; Ф₁ – содержание частиц (%) диаметром <1 мкм [4].

Для подробного анализа геохимического состояния выбраны 26 элементов, наиболее типичных для засоленных почв. Количественное определение валовых содержаний элементов выполнялось в аккредитованной испытательной лаборатории “Республиканского аналитического центра” атомно-эмиссионным методом с индуктивно связанной плазмой (ICP), спектрометром Spectroarcos. Для разложения почвенных образцов использовали смесь фтористоводородной (HF), хлорной (HClO₄) и азотной (HNO₃) кислот (ГОСТ ПНД Ф 16.1:2.3:3.11-98). Для выявления особенностей распределения элементов в засоленных почвах рассчитаны коэффициенты концентрации и коэффициенты рассеяния по отношению к литосфере по [19].

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Озера аридных территорий юго-восточного Забайкалья характеризуются высокой динамичностью [6]. Минерализация воды (М) в озере Бабьем в зависимости от гумидной или аридной фаз была от 1.5 до 85 г/л [5] (рис. 2). Существенно изменялось соотношение анионов, поэтому химизм вод по этому показателю в гумидную фазу был хлоридно-содовым (2009), а в аридную – хлоридным (2013) или сульфатно-хлоридным (2022). В зависимости от химизма озерных вод, солености, величины pH, температуры, органической продуктивности озера происходит осаждение тех или иных минералов [53]. При насыщении воды карбонатами образуются магнезиальные кальциты (Ca, Mg)CO₃ и Са-избыточные доломиты CaMg[CO₃]₂ [40]. Гипсовая стадия минералообразования в водах отсутствует. Кроме карбонатных минералов, в донных осадках встречаются магнетит, лепидокрокит, гетит, каолинит, монтмориллонит [5, 6, 49], терригенная составляющая представлена альбитом, ортоклазом, микроклином, кварцем и кальцитом [5].

Рис. 2.

Химический состав вод оз. Бабье в гумидную и аридную фазы; состав анионов и катионов, % от суммы: данные за 2009, 2013 гг., по [6], за 2022 г., авторов статьи.

Первый модельный полигон расположен на наиболее динамичном участке приозерного понижения. В засушливый период при обмелении и усыхании озер на прибрежной части формируются солончаки, во влажный климатический цикл при наполнении озер происходит их затопление. По [9] и нашему мнению, это циклическая супераквальная–субаквальная позиция.

Морфологическое строение солончаков характеризуется резкой морфологической дифференциацией профиля. Близкий уровень грунтовых вод (80 см) оказывает большое влияние на окислительно-восстановительный режим почв. Формирование тяжелосуглинистого солончакового горизонта, вероятнее всего, происходит под воздействием соленых вод озера, выходящих на поверхность при периодическом влиянии озерных заплесков. По системе генетических горизонтов (Sg,ca–Сg,ox,s,ca–CGca,s) этот тип почвы относится к солончакам глеевым (Gleyic Solonchak (Loamic, Chloridic, Calcaric)) [23, 35, 50].

По гранулометрическому составу седиментационная толща солончаков глеевых состоит из тяжелосуглинистого (0–5 см), супесчаного (5–20(22) см) и среднесуглинистого (30–80 см) горизонтов. По средневзвешенной составляющей (D_cр) преобладают частицы мелкого и среднего песка и илистой фракции (рис. 3). Анализ динамического фактора (F), характеризующего условия осадконакопления, показывает различные этапы седиментогенеза во вскрытой толще. Верхний 0–5 и 30–80 см слои соответствуют озерным условиям осадконакопления (F ≤ 1) с тонко-коллоидальным глинистым компонентом (К), а супесчаная толща (F ≥ 3) с более крупными частицами (D, К) отражает возрастание роли эоловых процессов при аридизации климата и сокращении площадей озер [4, 12, 18].

Рис. 3.

Профильное распределение гранулометрического состава, фракций среднего (СП), мелкого (МП) песка и крупной пыли (КП), динамический фактор (F), средний размер зерна (D_cp) и показатель дисперсности отложений (K) в разрезах Б-1, Б-2 и Б-3: 1 – физический песок, 2 – физическая глина, 3 – средний песок, 4 – мелкий песок, 5 – крупная пыль.

Для солончака характерны щелочные и сильнощелочные значения рН (табл. 1). В горизонте Sg,ca содержится достаточно высокое количество С_орг. Так как на данном участке высшая растительность представлена только монодоминантными сообществами галофитов с низким проективным покрытием, то доминирующим источником органического вещества, вероятно, являются цианобактериальные маты [1].

Содержание СО₂ карбонатов в почвах высокое (2.3–9.4%). Максимальное количество его отмечается в горизонте Sg,ca и озерных отложениях и связано соответственно с испарительной концентрацией и гидрогенной аккумуляцией. Максимальные значения емкости катионного обмена (ЕКО) (27.5 смоль(экв)/кг почвы) характерны для солончакового горизонта, с глубиной поглотительная способность заметно снижается. В составе обменных катионов по всему профилю преобладают обменный натрий и магний.

В солончаках очень сильно засолены горизонты Sg,ca и Сg,ox,s,ca и сильно засолена глеевая толща (СGs,ca) (табл. 2).

Источниками солей являются минерализованные воды, а механизм засоления связан с температурным градиентом криоаридного климата и влиянием мерзлотного фактора [22, 26, 45]. Характер распределения солей по профилю аккумулятивный, химизм засоления хлоридно-натриевый. В составе анионов существенно доминирует Cl^–. Максимальная его концентрация отмечается в солончаковом горизонте, глубже количество Cl^– снижается, но остается достаточно высоким (6.02–8.64 смоль(экв)/кг). Содержание ${\text{СО}}_{3}^{{2 - }}$ и ${\text{HCO}}_{{3\,\,{\text{общ}}}}^{ - }$ в солончаке глеевом низкое, профильное распределение равномерное. Количество сульфат-ионов изменяется от 1.25 до 4.13 смоль(экв)/кг почвы, максимальные значения встречаются в горизонте Sg,ca. В составе анионов доля ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ варьирует от 9 до 21%. Тип химизма в солончаках по катионам натриевый. Содержание Na⁺ преобладает в составе катионов (91–94% от суммы катионов).

Расчет гипотетических солей показал [3], что в солончаках новообразования представлены в основном галитом (NaCl). Его содержание в горизонте Sg,ca равно 75.9 смоль(экв)/кг, что составляет 2.2 при плотном остатке 2.7.

Второй модельный полигон расположен на супераквальных позициях приозерного понижения. Предшествующая череда сухих лет, мелководья и усыхания озер способствовали снижению уровня грунтовых вод, которые на момент исследования в профиле почв отсутствовали, поэтому окислительно-восстановительные условия были достаточно стабильные. Тип профиля представлен следующей системой генетических горизонтов: AJca,s–АСca,s–CGca,s и по [23, 35, 50] соответствует гумусово-глеевой засоленной почве (Calcaric Mollic Gleysol (Arenic, Endosalic, Sodic)).

Изученные почвы имеют неоднородный гранулометрический состав: выделяются супесчаная (0–34(39) см) и среднесуглинистая (34(39)–65 см) толщи. По динамическому коэффициенту верхние слои диагностируют эоловые (F > 3), а нижние – озерные (F < 1) условия седиментации. Отмечаются и различия по дисперсности глинистой компоненты (К): коллоидно-илистой в светлогумусовом горизонте и тонкой коллоидной в озерных отложениях (рис. 3).

Гумусово-глеевая засоленная почва характеризуется сильнощелочными значения рН, максимальные значения этого показателя встречаются в нижних горизонтах почвы (9.7–9.6). Содержание карбонатов варьирует от 1.6 (ACca,s) до 6.0% (CGca,s). Почвы малогумусные, поэтому сложно диагностировать верхний горизонт как темногумусовый. На данном этапе исследований ввели обозначение AJ. Изученные почвы имеют низкую поглотительную способность. Среди обменных катионов в верхней части профиля более 50% приходится на Mg²⁺ и 33% на Ca²⁺. В горизонтах ACca,s и CGca,s наблюдается резкое увеличение доли натрия – до 53% от суммы катионов.

Изученная почва (разрез Б-2) является засоленной: в слое 0–15(18) см – слабо, а глубже отмечается увеличение содержания легкорастворимых солей до средней степени засоления. Распределение легкорастворимых солей по профилю соответствует элювиально-иллювиальному типу. Химизм засоления по анионам в горизонте AJca,s содово-хлоридный, в горизонтах ACca,s и CGca,s – хлоридно-содовый; по катионам однотипный – натриевый. Содержание Cl^– в изученной почве ниже в 10 раз по сравнению с солончаками. В составе анионов его доля от суммы анионов изменяется от 60% в гор. AJca,s, до 19 и 2% соответственно в гор. ACca,s и CGca,s. Максимальное содержание ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ отмечается в нижней части профиля. В составе катионов во всех горизонтах преобладает Na⁺ (68–81% от суммы катионов). В горизонтах AJca,s и ACca,s заметно возрастает содержание Ca²⁺ и Mg²⁺. Увеличение этих катионов отразилось и на составе гипотетических солей. В их составе возрастает роль карбонатных образований (56% от суммы солей, преимущественно за счет Na₂CO₃ и NaHCO₃) и резко снижается хлоридных (до 10%) и сульфатных (4–6%).

Третий модельный полигон заложен на пологом склоне элювиально-супераквального (приозерно-зонального) участка палеогидроморфной позиции озерной депрессии. Морфологическое строение почв (Б-3) имеет следующую формулу: AJca–ACca,dc,s–Cca,s и диагностирует тип светлогумусовой засоленной почвы (Fluvic Kastanozem (Epiarenic, Amphiloamic, Sodic)) [23, 35, 50].

Горизонт AJca имеет слабощелочную реакцию среды (pH 7.5), ниже по профилю отмечается резкое возрастание этого показателя до сильнощелочных значений (9.2–9.4). Содержание карбонатов низкое. Почвы малогумусные, характер распределения органического вещества постепенно убывающий. Емкость катионного обмена изменяется от 8.6 до 20.7 смоль(экв)/кг. Минимальные значения этого показателя отмечаются в верхнем светлогумусовом горизонте, соотношение обменных катионов в нем типичное для зональных почв. С глубиной (ACca,s, Cca,s) значения емкости поглощения увеличивается в 2 раза преимущественно за счет возрастание доли обменного натрия в составе катионов – до 59–66%.

Почвы имеют различную степень засоления. Верхний гумусовый горизонт не засолен, тогда как в горизонтах АСca,s и Cca,s содержание солей увеличивается соответственно в 5 и 7 раз по сравнению с AJca и соответствует средней (ACca,s) и сильной (Cca,s) степеням засоления. Распределение легкорастворимых солей по профилю имеет грунтово-аккумулятивный тип. Профильное распределение ${\text{СО}}_{3}^{{2 - }}$ и ${\text{CO}}_{3}^{{2 - }}$ + ${\text{HCO}}_{3}^{ - }$ неравномерное: в светлогумусовом горизонте их содержание минимальное, в озерных отложениях – максимальное. Такая высокая концентрация гидрокарбонатных ионов обусловливает содовый химизм засоления. Содержание хлоридов невысокое (0.64–1.44 смоль(экв)/кг), с глубиной в засоленных горизонтах его содержание увеличивается (табл. 3). Содержание сульфат-ионов в светлогумусовой засоленной почве низкое, с глубиной отмечается постепенное увеличение этого показателя. Среди катионов доминирует натрий. Обращает внимание различное долевого участие его в катионном составе. В незасоленном горизонте она составляет 61% от суммы катионов, в засоленных – 80–89%. Химизм засоления изученных почв по анионам содово-хлоридный и хлоридно-содовый; по катионам – натриевый. В составе гипотетических солей светлогумусовой засоленной почвы в горизонте AJca образуется нетоксичный карбонат кальция и галит. Самые высокие значения солей встречаются в горизонте ACca,s, доминируют NaHCO₃, Na₂CO₃·NaHCO₃·2H₂O, Na₂CO₃·10H₂O, также участвуют NaHCO₃, Ca(HCO₃)₂, Mg(HCO₃)₂. В горизонте Cca,s отмечена аккумуляция галита NaCl и тенардита Na₂SO₄.

Для оценки геохимической специализации приозерных почв был изучен элементный состав генетических горизонтов, почвообразующих озерных и озерно-эоловых отложений. Установлена высокая вариабельность для S, P, щелочноземельных элементов (Mg, Ca, Sr), элементов группы железа (Cr, Mn, Co, Ni) (V > 50%). Также достаточно широкий разброс данных выражен для Li, Zn, Y, La, Pb, V (V = 33–50%). Наименьший же диапазон варьирования встречается для As, Fe (V = 20–33%) и Na, K, Ba, Be, Al (V =10–20%).

Процессы засоления способствуют концентрированию элементов, особенно в горизонте Sg,ca солончаков глеевых, для которого характерно совмещение испарительного, окислительного и сорбционного барьеров. Геохимическая специализация этого горизонта определяется накоплением следующих элементов: As_4.0Sr_3.9Li_2.8S_2.4Mg_2.0Ca_2.0Pb_1.7. В озерных осадках этой почвы аккумулируются Ca_2.7Sr_2.3As_1.7Li_1.7Ba_1.4 (рис. 4). Средняя контрастность радиальной дифференциации в солончаках характерна для S, As, Mg, Sr, Li. В светлогумусовой почве содержание элементов выше кларковых значений отмечается только для As_2.4–3.1Pb_1.4–1.6Ba_1.1–1.5Li_1.2–1.4 и низкое содержание (КК < 0.2–0.3) для Ca, Mg (гор. AJca, ACca,s), Cu, P, V, Cr (весь профиль).

Рис. 4.

Геохимические спектры химических элементов приозерных почв оз. Бабье по отношению к кларку литосферы: КК – кларки концентрации; КР – кларки рассеивания; горизонты: 1 – Sg,ca, 2 – Cg,ox,ca,s, 3 – CGs,ca, 4 – 2CGs,ca; 5 – AJca,s, 6 – ACca,s, 7 – CGca,s; 8 – AJca, 9 – ACca,dc,s, 10 – Сca,s.

Процессы окарбоначивания отражаются в поведении щелочноземельных элементов, в первую очередь Ca, Mg, Sr, в меньшей степени Ba. Содержание кальция во всех изученных почвах изменяется от 0.71 до 7.16% (в 10 раз). В светлогумусовой почве количество его минимальное (0.71–1.36%), в горизонте AJca гумусово-глеевой почвы (7.16%) и в Sg,ca солончаков (5.06%) – максимальное. Содержание и характер распределения Мg аналогичен Ca. Коэффициент окарбоначивания (СаО + MgO/Al₂O₃), показывающий накопление кальцита и доломита [54], в светлогумусовой почве низкий (0.1–0.3). В верхнем горизонте (1.4) и озерных отложениях (1.2) солончака глеевого и гумусовом горизонте гумусово-глеевой почвы (1.1) это отношение увеличивается по сравнению с зональной почвой в 4–10 раз. Увеличение кальция в донных осадках связано с поступлением его в озера с подземным и поверхностным стоком, и минерализацией растворенных и накапливающихся в донных осадках веществ [1, 40, 49]. В юго-восточном Забайкалье, Северной Корее, во многих районах Китая отмечается развитие эндемичной болезни Кашина–Бека (уровская болезнь) [17]. Высказано свыше 20 гипотез ее происхождения, но среди них доминирует биогеохимическая Ca–Sr гипотеза Ковальского, согласно которой болезнь развивается при недостатке Ca и избытке Sr [25]. Повышенное содержание Sr в почвах, водах, растениях [16, 17, 25] и пониженное Ca является фактором экологического риска для жизни людей. В почвах эндемичных районов значение Ca/Sr составляет в среднем 36 ± 11 [16]. В солончаках и гумусово-глеевой почвах это отношение изменяется от 35 до 108 и соответствует фоновым (не загрязненным) почвам, а в светлогумусовой – отношение Ca/Sr варьирует от 25 до 29, характеризуется как неблагополучное, соответствующее почвам эндемичных районов [16].

Геохимическими особенностями изученных почв является повышенное содержание As. КК изменяется от 1.7–4.0. Накопление мышьяка, вероятно связано с близким расположением района исследования (в 24 км) к Шерловогорской мышьяковой биогеохимической провинции с повышенными и ураганными значения As (КК = 1183) [38, 48].

Для установления влияния озерных вод на почвы полученные материалы по разным показателям были обработаны методом кластерного анализа. По гранулометрическому составу слои почвы сгруппировались в четыре кластера (рис. 5). Пороговые расстояния, разграничивают супесчаные и легкосуглинистые слои (1.2 кластер); средне- и тяжелосуглинистые (3) и глинистые (4). В солончаке ранжировалось 3 кластера: глинистые, супесчаные и средне- и тяжелосуглинистые слои. Гумусово-глеевая и светлогумусовая почвы имеют однотипное чередование слоев: в верхней части – супесчаных, в нижней – среднесуглинистых.

Рис. 5.

Дендрограмма сходства и ранжирования почв по данным гранулометрического состава (а, b); физико-химическим свойствам (c, d) и элементному составу почв (e, f). Номера точек: Б-1: 1 – Sg,ca (0–5 см); 2 – Cg,ox,ca,s (5–20/22 см); 3 – CGs,ca (20/22–30 см); 4 – 2CGs,ca (30–80 см); 5 – AJs (0–15/18 см); 6 – ACca,s (15/18–34/39 см); 7 – CGca,s (34/39–65 см); 8 – AJca (0–33/39 см); 9 – ACca,dc,s (33/39–44/47 см); 10 – Cca,s (44/47–60 см).

Физико-химические свойства (рН, CO₂ карбонатов, содержание легкорастворимых, токсичных солей, водорастворимых анионов и катионов, обменные Ca²⁺, Mg²⁺, Na⁺, K⁺, активности aNa⁺, aCl^–, содержание С_орг) ранжировались на три кластера (рис. 5c). В первый объединились все горизонты светлогумусовой и гумусово-глеевой почвы. В солончаках горизонт Sg,ca занимает отдельный кластер. Глеевый горизонт и озерные отложения объединились в один кластер (рис. 5d).

По химическим элементам изученные почвы ранжировались на 4 кластера (рис. 5e). В светлогумусовой засоленной почве все горизонты объединились в один кластер. Наиболее контрастная дифференциация профиля отмечается для солончаков глеевых. В солончаковом, глеевом горизонтах и озерных отложениях отмечается различная геохимическая специализация. По элементному составу проявляется однотипность состава солончаков и гумусово-глеевых почв (рис. 5e, 5f). Это показывает влияние озерных минерализованных вод на почвы, формирующиеся на супераквально-субаквальных (солончаки глеевые) и супераквальных позициях (гумусово-глеевая). Чередование затопления и регрессии береговой линии способствуют однотипности элементного состава.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования показали, что почвообразование в приозерных ландшафтах степной зоны юго-восточного Забайкалья протекает на фоне циклических изменений уровня озер. Морфологическое строение, а также данные вещественного состава показывают проявление современных процессов засоления и гидрогенного окарбоначивания.

Наряду с очень важной ролью гидрогеологического фактора, на формирование приозерных почв немаловажное значение оказывает эоловая составляющая. Выявлена высокая вариабельность в изученных почвах гранулометрического состава, рН, степени засоления, активности ионов, состава обменных катионов. В меньшей степени проявляются различия по химизму засоления.

Наибольшая концентрация элементов характерна для солончакового горизонта, в котором совмещается испарительный, окислительный, сорбционный барьеры. Его геохимическая специализация определяется накоплением As, Sr, Li, S, Mg, Ca, Pb. В озерных осадках аккумулируются As, Mg, Ca, Li, Sr, Ba. В светлогумусовой почве выше кларковых значений содержится As и Pb, КК в пределах 1.2–1.5 отмечается для Ba и Li, отмечается однотипное с эндемичными почвами районов проявления болезни Кашина-Бека соотношение Ca/Sr.

Региональные геохимические особенности изученных почв связаны с высоким содержанием As в почвообразующих породах.

Наиболее информативные индикаторные свойства имеет гумусово-глеевая почва. По физико-химическим показателям она близка к светлогумусовой почве, по элементному составу – к солончаку. Этот тип почв можно использовать как основной при проведении мониторинговых наблюдений динамики экосистем.

Выражаем надежду, что исследования по изучению приозерных почв внутриконтинентальных районов Евразии дадут дополнительный материал для развития представлений о многообразии процессов, происходящих в засоленных длительно сезонно-мерзлотных почвах. Продолжение исследований будет связано с дальнейшим изучением разнообразия, генезиса, свойств, геохимической специализации и классификации приозерных почв содового и сульфатного типов засоления.