Structures and properties of the late pleistocene paleosols of the loess-soil section of Obi-Mazar (Tajikistan)

全文:

Введение

С 1970-х годов на территории Афгано-Таджикской депрессии проводились исследования лёссово-почвенных серий (ЛПС), изначально направленные на разработку региональной стратиграфической схемы (Лазаренко и др., 1977). Обнаруженные в ходе геологических изысканий каменные артефакты привлекли большое внимание, создав основу для организации широкомасштабных исследований каменного века под руководством В.А. Ранова (Ранов, Шефер, 2000). Позднее для ряда изученных разрезов были собраны данные о стратиграфии, возрасте, литологических и палеопочвенных свойствах ЛПС (Ломов и др., 1982; Dodonov and Baiguzina, 1995). На основе этих данных была создана стратиграфическая схема (Schäfer et al., 1996), позволившая провести корреляцию с изотопно-кислородной кривой (Shackleton et al., 1995) и опорными разрезами Лёссового плато Китая (Ding et al., 2002). Обобщение обширного материала по ЛПС Таджикистана проведено А.Е. Додоновым (2002).

По современным представлениям, лёссы Афгано-Таджикской депрессии имеют эоловый генезис (Додонов, 2002). Пылеватый материал приносился сюда региональными западными ветрами из пустынь Каракумы и Кызылкум (Yang et al., 2006) как в холодные, так и в теплые эпохи плейстоцена (Додонов, 2002; Ранов, Шефер, 2000).

Несмотря на длительную историю изучения, большинство опубликованных материалов по лёссам Афгано-Таджикской депрессии посвящено лишь отдельным аспектам стратиграфии и палеогеографии, среди которых наименее затронутым оказалось изучение палеопочв. Характеристика педокомплексов (PC, pedocomplex) обычно приводится фоном и зачастую исчерпывается полевым описанием и ограниченными аналитическими данными. Анализ материалов по палеопочвам ЛПС Таджикистана показал, что все педокомплексы имеют синлитогенное происхождение, из-за чего имеют значительную мощность и целый ряд других особенностей (Ломов и др., 1982). Степень развитости (зрелости) палеопочв в ЛПС Таджикистана различна, причем часть исследователей связывает этот феномен со своеобразием регионального климата (Bronger et al., 1998).

Считается, что формирование всех почв в течение межледниковых эпох происходило в трех климатических фазах: “начальная” – переход от ледниковья к межледниковью с пустынно-степными ландшафтами, “оптимальная” – в самый влажный и теплый период при развитии лесной растительности, и “заключительная” при постепенной аридизации в условиях степных и пустынно-степных ландшафтов (Ломов, Сосин, 1976). Этап лёссообразования, соответствующий ледниковой эпохе в предгорьях Центральной Азии, происходил в условиях аридного и резко континентального климата (Додонов и др., 1999) позднего плейстоцена. Развитые палеопочвы соответствуют теплым и влажным интервалам (Dodonov and Baiguzina, 1995). В разрезах плато Ховалинг минералогический анализ не выявил значимых различий в горизонтах B и Bt погребенных и голоценовой почв. В межледниковье, соответствующее верхнему педокомплексу PC1, климат был несколько более влажным, чем в голоцене (Bronger et al., 1998). Результаты термолюминесцентного (ТЛ) датирования указывают на возраст PC1 в диапазоне 71–127 тыс. л.н. (Frechen and Dodonov, 1998).

Палеопедологические исследования ЛПС Афгано-Таджикской депрессии с привлечением современных методов являются актуальными, так как они позволяют значительно детализировать представления о строении климатических оптимумов и стратиграфии Центральной Азии. Разработанная на основе материалов конца XX в. хроностратиграфическая схема региона требует некоторого обновления и уточнения. Изучение свойств палеопочв необходимо также для реконструкции палеогеографических условий заселения Центральной Азии древним человеком, свидетельства которого выражены в виде серии палеолитических стоянок. В основном культуросодержащие горизонты связаны именно с палеопочвами, в то время как в лёссах находки единичны. Однако и в PC1 количество найденных артефактов пока невелико (Курбанов и др., 2022).

В настоящее время для верхней части разреза Оби-Мазар существует только стратиграфическая схема и приведены базовые литологические свойства (Додонов, 2002; Schäfer et al., 1998), тогда как основное внимание было приковано к PC4–PC6, давшим большую коллекцию каменных артефактов (Ranov, 1996). Цель данного исследования – дать более детальную характеристику строения верхнего педокомплекса ЛПС плато Ховалинг на примере разреза Оби-Мазар, который является одним из наиболее детальных в регионе. Нами была изучена верхняя часть разреза мощностью 19 м, выполнено макро- и микроморфологическое исследование горизонтов лёсса и PC1, дополненное измерением магнитной восприимчивости, гранулометрического и химического состава.

Объект и методы исследования

Лёссовое плато Ховалинг занимает северную часть Афгано-Таджикской депрессии, расположенную между горными системами Гиндукуша, Памира и Гиссаро-Алая (рис. 1а). Плато расположено в предгорьях и среднегорьях на абсолютных высотах в диапазоне до 2500 м и сложено мощными (до 200 м) лёссово-почвенными сериями.

 

Рис. 1. Карта расположения (а) и общий вид обнажения и разреза Оби-Мазар (б). Красной точкой (а) показано местоположение изученного разреза, желтыми линиями (б) – залегание шести выделенных педокомплексов (PC).

 

В настоящее время среднегодовая температура в этом районе составляет около 11–13°C, сумма осадков – 800 мм, из которых 70% приходится на холодный период (январь–май) и выпадает, в основном, в ливневом режиме (Yang and Ding, 2006). Летом в регионе господствуют пыльные бури, западные ветры приносят из среднеазиатских пустынь эоловую пыль, которая быстро оседает при встрече с Памирской горной системой (Dodonov and Baiguzina, 1995).

Разрез Оби-Мазар (38°17′52.1″ с.ш., 69°53′01.6″ в.д., 1340 м над ур. м.), расположен напротив кишлака Лахути в Ховалингском районе Таджикистана. Субаэральная лёссово-почвенная толща имеет мощность около 75 м и включает 7 педокомплексов, которые были описаны ранее (Додонов, 2002). Лёссовые отложения подстилаются галечником, песчаным и глинистым аллювием. Нами изучена верхняя часть ЛПС мощностью 19 м в обнажении в правом борту долины Оби-Мазар, в эрозионном цирке, образовавшемся за счет подмыва рекой (рис. 1б). Разрез был заложен на краю междуречного плато, не доходя до параллельного реке древнего склона, где вскрываются наиболее полные серии лёссов и палеопочв позднего плейстоцена с минимальными потерями за счет эрозии.

Обнажение мощностью около 150 м представляет собой отвесную стенку (рис. 2в), что создает сложности для изучения в полевых условиях. В связи с этим были подготовлены три отдельных вертикальных зачистки: верхняя – для характеристики голоценовой части, вторая – для лёсса над PС1, и третья – для изучения палеопочв PС1. В каждой зачистке были подготовлены вертикальные стенки, разделенные на пикеты. Пикеты нумеровали сверху вниз, горизонтальную проекцию высот между смежными пикетами проводили с использованием водяного уровня. Зачистки закладывались в ненарушенной оползневыми процессами толще лёссов и палеопочв. В зачистках было выполнено подробное макроморфологическое описание палеопочв и лёссов.

 

Рис. 2. Стратиграфическая колонка разреза Оби-Мазар (а); строение верхней части разреза Оби-Мазар (б); общий вид обнажения Оби-Мазар (Schäfer and Sosin, 2013) (в); темными полосами выделены PC; карбонаты по порам и гумусированная зона в пачке L1 (г); карбонаты по порам и органо-минеральные кутаны по корневым ходам, гор. 2ABwk (д); биолиты-камеры беспозвоночных с твердыми окарбоначенными стенками в гор. 2BAk (е); карбонаты по порам и Fe-Mn кутаны по ходам корней, гор. 3Bk (ж).

 

По всему разрезу была измерена полевая магнитная восприимчивость с помощью портативного каппаметра PIMV. Для гранулометрического анализа образцы отбирались с интервалом каждые 2 см на всю мощность разреза. Из каждого генетического горизонта палеопочв и отдельных морфологически отличимых слоев лёссов для анализа химического состава отбирались рыхлые образцы, а для микроморфологических исследований – монолиты с ненарушенной структурой. В лаборатории для сухих образцов из каждого почвенного горизонта был определен цвет по шкале Манселла (Munsell, 2000).

Микроморфологическое строение изучено в шлифах размером 4 × 5 см, изготовленных в Лаборатории минералогии и микроморфологии почв Почвенного института имени В.В. Докучаева (патент по изготовлению шлифов № 2728926). Описание микростроения проведено по международной классификации (Stoops, 2021) с использованием поляризационного микроскопа Olympus BX51 с цифровой камерой Olympus DP26. Результаты описания представлены в табличной форме. На основе относительного содержания основных типов почвенных новообразований реконструированы почвообразовательные процессы.

Для гранулометрического анализа пробоподготовка включала растирание материала, последовательное удаление карбонатов (HCl) и органического вещества (H₂O₂), пептизацию (Na₄P₂O₇), а также дополнительное диспергирование ультразвуком (Mazneva et al., 2021; Varga et al., 2019). Гранулометрический состав определен на лазерном дифрактометре Malvern Mastersizer 3000 в Институте географии РАН в Лаборатории палеоархивов природной среды. После добавления образца в диспергирующий блок HydroEV материал подвергался ультразвуковой обработке мощностью 70% в течение 100 секунд. После выключения ультразвука было выполнено семь повторных измерений, а затем усреднение результатов в приложении Mastersizer v.3.62. Размер частиц рассчитывали по теории Ми со значениями показателя преломления диспергатора n = 1.33, частиц n = 1.55 и коэффициента поглощения k = 0.1 (Ozer et al., 2010). Всего исследовано 236 образцов. На основе международной шкалы ISO 14688-1:2002 выделены следующие размерные фракции частиц: ил <2, тонкая пыль 2–6.3, средняя пыль 6.3–20, крупная пыль 20–63, мелкий песок 63–200, средний песок 200–630, крупный песок 630–2000, гравий >2000 μm (микрон). Также выделена фракция <1 μm. По измерениям 40 случайно выбранных образцов из пачек L1 и PC1 построены кривые распределения гранулометрического состава, показывающие объем частиц (%) определенного размера (μm). По результатам измерений с помощью встроенных функций в приложение Mastersizer v.3.62 были рассчитаны статистические параметры для размеров частиц: среднее арифметическое, медиана, мода, асимметрия и эксцесс. Рассчитан индекс U-ratio (отношение фракций 16–44 μm / 5.5–16 μm), который отражает силу ветрового потока при осадконакоплении (Vandenberghe et al., 1997), и гранулометрический индекс (ГИ) – “grain-size index” (отношение фракций 20–50 и <20 μm), предложенный в качестве индикатора силы ветра и эолового происхождения материала (Rousseau et al., 2002).

Для валового химического анализа из срединной части каждого горизонта палеопочв отбиралась усредненная проба. Просеянные через сито 1 мм образцы анализировались на содержание макро- и микроэлементов методом энерго-дисперсионной рентгеновской спектроскопии по ГОСТ 33850-2016 в Отделе химии и физикохимии почв Почвенного института имени В.В. Докучаева на рентгенофлуоресцентном спектрометре РеСпект (ООО “Толоконников”, Москва, Россия). Содержания элементов рассчитаны на непрокаленную навеску. Содержание гумуса определено в Лаборатории водных процессов и гидрофизических процессов ИВПГИЭ НАНТ (Душанбе) методом Тюрина (Воробьева, 1998), без предварительного удаления карбонатов.

Результаты и их обсуждение

Строение разреза

Изученная часть разреза Оби-Мазар представлена лёссово-почвенной серией и разделена на пачки, соответствующие лёссам или педокомплексам. Вся толща в той или иной степени проработана почвообразующими процессами, однако выделяются слои лёсса с более яркими признаками педогенеза, которым присваивался индекс s. В строении разреза (рис. 2б) сверху вниз вскрыты 4 пачки:

Пачка 1 (HS, голоценовая почва), 0–1 м – бывшая пахотная почва, сильно эродированная из-за высокой пастбищной нагрузки и склоновой эрозии. По IUSS Working Group WRB (2015) данная почва относится к группе Regosols Protocalcic. В данной работе свойства современной почвы рассматриваться не будут.

Пачка 2 (L1), 1–12.85 м – лёсс, перекрывающий педокомплекс PC1, с характерной вертикальной стенкой, карбонатный, со слабыми признаками почвообразования, желто-палевый (10 YR 6/4d по Манселлу) бесструктурный, среднесуглинистый, уплотненный, поры тонкие в небольшом количестве. В строении пачки выделяются 5 слоев с различной степенью выраженности биологической проработки:

• 1, 1–5 м – лёсс с единичными мелкими плотными карбонатными конкрециями до 2 мм в диаметре;
• 2, 5–7 м – лёсс однородный без новообразований;
• 3, 7–10 м – лёсс с редкими включениями биолитов-капсул с твердой оболочкой;
• 4s, 10–11 м – лёсс с бóльшим количеством включений биолитов-капсул, чем выше, и редкими карбонатными конкрециями до 2 мм в диаметре;
• 5, 11–12.85 м – лёсс с единичными биолитами-капсулами.

Пачка 3 (PC1), 12.85–16.1 м – педокомплекс, светло-коричневый, среднесуглинистый, слабо оструктуренный, преимущественно содержит карбонатные конкреции. В нем выделяется 7 почвенных горизонтов, объединенных в 3 спаянных палеопочвы. Подробное описание почвенных горизонтов приведено в табл. 1.

• 1, 12.85–13.8 м – верхняя палеопочва с профилем 1ABk–1BAk (индексы даны в соответствии с WRB (2015)), с карбонатными новообразованиями по порам (далее – прожилки) и биолитами-капсулами в 1BAk;
• 2, 13.8–14.83 м – средняя палеопочва с профилем 2ABwk–2BAk, с большим количеством биолитов-капсул и более сильной карбонатной пропиткой;
• 3, 14.83–16.1 м – нижняя палеопочва с профилем 3Ak–3Bk–3BCwk, с карбонатными прожилками.

 

Таблица 1. Краткое макро- и микроморфологическое описание горизонтов РС1, слоев лёссов L1 и L2 разреза Оби-Мазар

Глубина и мощность, м	Слой	Горизонт	Макроморфологические свойства			Микроморфологические свойства
						Микроструктура/ b-fabric	Новообразования
			Цвет	Гранулометрический состав и структура	Особые свойства		CaCO3	Органоминеральные	Тонкопылеватые	Fe-Mn
11–12.85 1.85	L1.5	Ck	Палевый, 10 YR 6/4d	Средний суглинок, бесструктурный, плотный	Ед. биолиты-капсулы, раковины моллюсков	Массивная/ Кристаллитовая	к. и г/к.; сростки спарита	г/к.
12.85–13.15 0.3	PC1.1	1ABk	Темно-желтый со слабо коричневым оттенком, 10 YR 5/4d	Средний суглинок, бесструктурный, плотный	CaCO3 прожилки, раковины моллюсков	Зернистая с гумусовой пропиткой/ Кристаллитовая, раздельно-чешуйчатая	к. и г/к.; к. и инф. сростками спарита	г/к.	к. и инф.	г/к.; нодули
13.15–13.8 0.65		1BAk	Коричневато-желтоватый, 10 YR 6/4d	Средний суглинок, глыбистая, плотный	Биолиты-капсулы, больше CaCO3 прожилок	Канальная/ Кристаллитовая	к. и г/к.; нодули		к. и инф.
13.8–14.07 0.27	PC1.2	2ABwk	Палевый, 10 YR 7/3d	Средний суглинок, глыбистая, более плотный	Биолиты-капсулы, больше CaCO3 в пропитке и прожилках	Комковатая с гумусовой пропиткой/ Кристаллитовая, раздельно-чешуйчатая	к. и г/к.; сростки спарита	г/к.	Слоистые к. и инф. + глинистые к.
14.07–14.83 0.76		2BAk	Светло-коричневый с желтым оттенком, 10 YR 5/4d	Средний суглинок, комковато-глыбистая, плотный	Биолиты-капсулы, горизонтальные прослойки CaCO3 до 8 мм в верхней части гор., кротовины до 4 см Ø со светлым материалом (из 2ABwk)	Зернистая/ Раздельно-чешуйчатая, кристаллитовая	к. и г/к.; нодули; сростки спарита		двухслойные к. и инф.	г/к.; нодули
14.83–15.05 0.22	PC1.3	3Ak	Светло-коричневый, 10 YR 6/4d	Средне-тяжелый суглинок, глыбисто-комковатая, менее плотный	Ед. прожилки CaCO3	Зернистая с гумусовой пропиткой/ Раздельно-чешуйчатая, кристаллитовая	к. + игольчатый; г/к.; нодули; сростки спарита
15.05–15.7 0.65		3Bk	Темно-желтый с коричневым оттенком, 10 YR 7/3d	Средний суглинок, комковато-глыбистая, плотный	Прожилки CaCO3	Канальная/ Кристаллитовая	к. + игольчатый; г/к.; инф.; нодули; сростки спарита		Слоистые к. и инф.	г/к.; нодули
15.7–16.1 0.40		3BCwk	Темно-желтый со слабым коричневым оттенком, 10 YR 7/4d	Средний суглинок, глыбистая, плотный	CaCO3 прожилки по мелким порам, много конкреций до 1 см Ø	Массивная/Кристаллитовая, раздельно-чешуйчатая	к. и г/к.; нодули; сростки спарита	г/к.	Слоистые к. и инф. + глинистые фрагментарные к.	г/к.; нодули
16.1–17.96 1.86	L2.1	Ck	Палевый, 10 YR 7/4d	Средний суглинок, бесструктурный, менее плотный	CaCO3 прожилки по мелким порам, много конкреций до 1 см Ø	Массивная/ Раздельно-чешуйчатая, кристаллитовая	к. и г/к.; нодули; сростки спарита		Слоистые к. и инф.	нодули
17.96–18.68 0.72	L2.2	Ck	Палевый, 10 YR 7/4d	Средний суглинок, бесструктурный, менее плотный	Прожилки CaCO3	Массивная/ Раздельно-чешуйчатая, кристаллитовая	к. и г/к.; нодули; сростки спарита		Слоистые к. и инф.	нодули

Примечание. Полужирным шрифтом выделены особые свойства. b-fabric – оптическая ориентация тонкодисперсной массы; ед. – единичные; Ø – диаметр; к. – кутаны; г/к. – гипокутаны; инф. – инфиллинги, слоистые – слоистые пылевато-карбонатные кутаны.

 

Пачка 4 (L2), 16.1–18.68 м – подстилающий педокомплекс карбонатный лёсс, палевый, среднесуглинистый, слабо пористый, бесструктурный, с конкрециями карбонатов. Выделяются два слоя:

• 1, 16.1–17.96 м – лёсс с карбонатными прожилками и большим количеством мелких конкреций;
• 2, 17.96–18.68 м – лёсс с единичными карбонатными прожилками.

Отмеченные биолиты-капсулы являются камерами-гнездами, образованными в результате жизнедеятельности жуков родов чернотелок и хрущей. Они описаны преимущественно для сероземов и представляют собой гнезда окукленных личинок с уплотненной стенкой. Переходя в погребенное состояние, капсулы заполняются окружающим почвенным материалом (Валиахмедов, 1977).

Макро- и микростроение палеопочв

На макроуровне пачки L1, PC1 и L2 имеют среднесуглинистый состав с окраской от желто-палевой для лёссов до коричневой для почвенных горизонтов. На микроуровне данные пачки схожи по порфировидному микросложению – со значительным преобладанием в составе пылеватой фракции и редкими разбросанными песчаными зернами. В минеральном составе выделяются кварц, полевые шпаты, рудные минералы, в том числе гематит, слюды и их выветрелые формы. Внутрипедная масса (ВПМ) этих отложений характеризуется микритовой пропиткой с разной степенью биогенной переработки, а также небольшим содержанием органо-минеральных сгустков. В порах всех лёссовых слоев и почвенных горизонтов обнаружены округлые экскременты, обыкновенно окарбоначенные, но в почвенных горизонтах их количество значительно больше.

В лёссовом слое L1.5 (11–12.85 м) микроморфологический анализ показал наличие признаков слабого почвообразования (рис. 3а) – перераспределение карбонатов, невысокое содержание аморфного тонкодисперсного органического материала в комплексе с Fe и Mn около пор – остатки ризолитов, а также признаки биологической переработки – экскременты педофауны беспозвоночных, обломки раковин моллюсков. В ВПМ присутствуют кристаллические сростки спарита, которые, скорее всего, унаследованы от лёссового материала (см. табл. 1).

 

Рис. 3. Микроморфологические особенности горизонтов почв и слоев лёссов в верхней части разреза Оби-Мазар. Красные стрелки указывают на описанные признаки. CaCO₃ гипокутаны у поры, заполненной ВПМ – L1.5 (XPL) (а); сростки спарита, 1ABk (XPL) (б); копрогенная микроструктура, илисто-пылеватые кутаны и инфиллиги, CaCO₃ кутаны, 1BAk (PPL) (в); сростки спарита, пытеватые кутаны и инфиллинги, CaCO₃ гипокутаны, 2ABwk (XPL) (г); илисто-пылеватые инфиллинги, мощные CaCO₃ гипокутаны, слабоокарбоначенная ВПМ, 2BAk (XPL) (д); окарбоначенные экскременты в порах и карбонатные микронодули, 3Ak (XPL) (е); округлый гумусированный агрегат с CaCO₃ покровами, унаследованный от трансформированного гумусового горизонта, 3Bk (XPL) (ж); мощный CaCO₃ инфиллинг с пористостью и Fe-сгустками внутри, 3BCwk (PPL) (з); илисто-пылеватое заполнение с серповидной слоистостью, 3BCwk (PPL) (и); биогенные каналы, микритовый инфилинг, экскременты, L2.2 (PPL) (к).

 

В педокомплексе PC1 (мощность 3.25 м) выделено 7 горизонтов. По особенностям профильного распределения диагностических макро- и микропризнаков эти горизонты образуют 3 наложенных одна на другую палеопочвы. Границы между горизонтами почв ровные, переходы постепенные.

Верхняя палеопочва PC1.1 (мощность 0.95 м) представлена горизонтами 1ABk–1BAk со слабо выраженными на макроуровне признаками почвообразования (см. табл. 1). В гор. 1BAk обнаружены биолиты-капсулы.

На микроуровне в PC1.1 признаки почвообразования выражены достаточно отчетливо (рис. 4). Особенностями гор. 1ABk являются гумусовая пропитка, зернистая структура, разнообразные по составу кутаны – карбонатные и Fe-Mn. Карбонатные кутаны могут быть результатом привноса карбонатов из верхнего горизонта, поскольку они отмечены в порах слабо окарбоначенного гумусово-глинистого материала. Сростки спарита (рис. 3б), скорее всего, унаследованы от почвообразующего материала. Нижележащий гор. 1BAk также имеет в отдельных микрозонах зернистую микроструктуру, небольшое количество сгустков аморфного органо-минерального вещества и кутаны (см. табл. 1). Горизонт сильно переработан биотой, отмечены включения глинисто-гумусовых бескарбонатных агрегатов, которые могут быть свидетелями наличия гумусового горизонта, который позже трансформировался в срединный горизонт. В отличие от 1ABk он имеет более мощную микритовую пропитку, пылеватые кутаны и инфиллинги (рис. 3в), но лишен сростков спарита и Fe-Mn гипокутан и нодулей. Внутрипрофильное изменение этих показателей позволяет предполагать наличие более влажных сезонов/годов. Карбонатные и Fe-Mn признаки в PC1.1 могут свидетельствовать о слабом кратковременном увлажнении со сменой окислительно-восстановительного потенциала.

 

Рис. 4. Степень выраженности микропризнаков в изученных горизонтах палеопочв. Ширина колонки в схеме отражает частоту встречаемости генетического микропризнака для каждого горизонта. ВПМ – внутрипедная масса. НО – новообразования. Пыл. и глин. – илисто-пылеватые и глинистые кутаны. В колонке по микритовой пропитке ВПМ более сильная пропитка отмечена более темным цветом.

 

По совокупности признаков PC1.1 предварительно сопоставляется нами с Haplic Calcisol (WRB, 2015), или сероземом (Классификация …, 1977). Данная почва указывает на семиаридный климат с контрастным режимом годовых осадков 170–600 мм и при сумме активных температур 3500–5800°С. Растительность представлена пустынно-степным фитоценозом и образует сомкнутый покров из эфемеров и эфемероидов, развивающихся на предгорьях.

Средняя (вторая) палеопочва PC1.2 (мощность 1.03 м) представлена горизонтами 2ABwk–2BAk. На макроуровне признаки почвообразования выражены более отчетливо и диагностируются по наличию комковато-глыбистой структуры, увеличению прожилок карбонатов по порам (рис. 2д), по сравнению с PC1.1. Особенностью 2BAk является наличие карбонатных прослоек толщиной 6–8 мм в верхней его части и биолитов-капсул в его нижней части, а также ходов педофауны и кротовин с материалом из верхнего горизонта.

На микроуровне PC1.2 отличается от PC1.1 появлением большего числа остаточных зон и агрегатов со слабо окарбоначенной глинисто-гумусовой плазмой в гор. 2BAk (рис. 3д), и многослойных карбонатно-гумусово-пылеватых кутан (рис. 3г) и инфиллингов в гор. 2ABwk. Также наблюдается большее содержание сростков спарита. В гор. 2BАk отмеченные сложные многослойные покровы пор (илисто-пылеватые поверх карбонатных) позволяют говорить о смене аридных условий на более гумидные. Таким образом, на микроуровне отмечены полигенетичные микропризнаки развития этой палеопочвы, отражающие смену ландшафтно-климатических условий.

Палеопочва PC1.2 предварительно сопоставляется нами с Calcic Luvic Kastanozems, или коричневыми карбонатными почвами. Выявленные признаки этой палеопочвы позволяют говорить о среднегодовом количестве осадков 400–500 мм и коэффициенте увлажнения 0.5–0.6. Для нее характерно накопление по всему профилю вторичных карбонатов, наложенных на бескарбонатный гумусированный материал. Естественная растительность представлена низкорослыми кустарниковыми лесами.

Нижняя палеопочва PC1.3 (мощность 1.27 м) имеет более развитый профиль 3Ak–3Bk–3BCwk. На макроуровне отличается повышенным количеством мелких прожилок карбонатов-ризоидов, но отсутствием биолитов.

На микроуровне гор. 3Ak отличается пропиточной гумусированностью, большим разнообразием карбонатных новообразований за счет меж- и внутригоризонтной миграции кальцита с образованием кутан, гипокутан и нодулей (рис. 3е). В нижних горизонтах 3Bk–3BCwk присутствуют илисто-пылеватые кутаны, Fe-Mn нодули и гипокутаны, которые указывают на периодическую (сезонную) смену окислительно-восстановительных условий. В гор. 3BCwk встречаются крупные инфиллинги сильно окарбоначенного материала – мощные карбонатные “языковатые” затеки с Fe-сгустками (рис. 3з), а также фрагментарные глинистые кутаны, илисто-пылеватые инфиллинги с серповидной слоистостью – биогенные инфиллинги (рис. 3и). Предполагается, что они связаны с влиянием латерального внутригрунтового потока. Горизонты 3Bk и 3BCwk имеют включения пылевато-глинистых агрегатов без пропитки микритом (рис. 3ж). Их появление можно объяснить активной межгоризонтной биологической педотурбацией. Вся PC1.3 характеризуется наличием кутан из игольчатого кальцита, которые могут указывать на развитие грибного мицелия (Becze-Deàk et al., 1997).

Палеопочва PC1.3 сопоставляется нами с Luvic Kastanozems, или коричневыми выщелоченными почвами, которые часто образуются на лёссовых породах и приурочены к сухому и континентальному климату с относительно холодной зимой и жарким летом. Среднегодовое количество осадков 550–650 мм, коэффициент увлажнения 0.75–0.9. Они формируются под дубовыми или грабово-дубовыми лесами с орешником, алычой и т.п.

Подстилающая данный педокомплекс пачка лёсса L2 по макропризнакам отличается от лёсса L1 меньшей плотностью, наличием более мелких конкреций карбонатов и отсутствием биолитов. Слой L2.1 на микроуровне характеризуется присутствием признаков биотурбаций, о чем свидетельствуют фрагменты гумусированного материала и большим количеством экскрементов педофауны (рис. 3к). Слой L2.2 отличается наличием пор выщелачивания от единичных кристаллов гипса, которые ранее были образованы в более аридных условиях при количестве осадков <300 мм/год (Khormali and Abtahi, 2003). При последующем промывном режиме гипс был выщелочен из этого слоя лёсса.

Таким образом, в позднеплейстоценовой части разреза Оби-Мазар слои лёсса имеют признаки почвообразования, но существенно менее выраженные, чем в палеопочвах. Эти признаки не противоречат литературным материалам по свойствам лёссовых отложений (Makeev, 2009).

Гранулометрический состав отложений

Профильное распределение параметров гранулометрического анализа приведены на рис. 5, а их усредненные значения по пачкам L1, L2 и палеопочвам PC1 – в табл. 2. Изученные отложения в разрезе Оби-Мазар отличаются пылеватым гранулометрическим составом с высокой сортированностью, из-за чего стратификация внутри разреза по составу слабо выражена. В отложениях преобладает фракция пыли (2–63 μm), содержание которой колеблется от 87 до 89%, а содержание илистой фракции (<2 μm) в лёссах составляет 9.5%, а в палеопочвах варьируется в диапазоне от 11 до 12% (см. табл. 2). Среднее содержание песка в слоях обычно не превышает 1%, однако, наблюдаются локальные пики (см. рис. 5а).

 

Рис. 5. Профильное распределение результатов магнитометрического и гранулометрического анализов. HS – голоценовая почва. ПМВ – полевая магнитная восприимчивость (ед. СИ). Ил – частицы <1 μm отмечены зеленой линией, <2 μm – черной линией (а). Профильное распределение результатов химического анализа (б).

 

Таблица 2. Усредненные значения параметров и индексов гранулометрического анализа для стратиграфических пачек L1, L2 и палеопочв PC1 разреза Оби-Мазар

Пачка/ Слой	Мощность, см	Содержание фракций, %			Характерный диаметр частиц, μm			Параметры распределения		Индекс
		Ил	Пыль	Песок	Среднее	Медиана	Мода	Асимметрия	Эксцесс	U-ratio	ГИ
HS	100	9.8 ± 1.5	87.8 ± 3.5	2.4 ± 2.9	19.5 ± 5.8	12.2 ± 0.9	18.1 ± 0.6	1.4 ± 0.1	2.6 ± 0.3	1.01 ± 0.04	0.38 ± 0.03
L1	1185	9.5 ± 0.9	89.4 ± 0.8	1.1 ± 0.9	16.1 ± 2.0	12.1 ± 1.0	17.8 ± 1.2	1.5 ± 0.1	2.7 ± 0.6	0.97 ± 0.09	0.37 ± 0.04
PC1.1	95	11.8 ± 0.7	87.4 ± 0.7	0.8 ± 0.7	14.5 ± 3.0	9.7 ± 0.5	15.1 ± 0.6	1.6 ± 0.1	3.1 ± 0.7	0.78 ± 0.04	0.27 ± 0.02
PC1.2	103	12.0 ± 1.3	87.2 ± 1.1	0.8 ± 0.8	13.9 ± 2.3	9.5 ± 0.5	15.1 ± 0.3	1.5 ± 0.1	2.7 ± 0.3	0.76 ± 0.02	0.26 ± 0.01
PC1.3	127	10.9 ± 1.3	88.6 ± 1.4	0.6 ± 0.5	14.1 ± 2.1	10.2 ± 1.0	15.9 ± 1.2	1.5 ± 0.1	2.5 ± 0.3	0.80 ± 0.05	0.28 ± 0.03
L2	258	9.5 ± 1.3	89.6 ± 1.2	0.9 ± 0.5	15.6 ± 2.1	11.6 ± 1.3	17.2 ± 1.5	1.5 ± 0.2	2.9 ± 1.1	0.92 ± 0.13	0.35 ± 0.07

Примечание. Параметры “среднее”, “медиана”, “мода” рассчитаны для размера частиц. HS – голоценовая почва. Индекс U-ratio – отношение фракций 16–44 μm / 5.5–16 μm, индекс ГИ – отношение фракций 20–50 μm / (<20 μm).

 

Средний размер частиц в позднеплейстоценовой толще разреза Оби-Мазар достаточно однородный (см. рис. 5а) и колеблется около 16 μm в лессах и около 14 μm в палеопочвах (см. табл. 2). Во всех палеопочвах размер частиц меньше, чем в лессах. Минимальное значение среднего размера частиц наблюдается в палеопочве PC1.2 (13.9 μm) из-за увеличения содержания илистой фракции (12%). Медианный размер частиц колеблется около 11–12 μm в лессах и 9–10 μm в палеопочвах, а модальный – около 17 μm в лессах и 15–16 μm в палеопочвах. Фракции имеют мономодальное распределение с модой в фракции крупной пыли (рис. 6). Распределение частиц, измеренное по каждому образцу, имеет положительную асимметрию и положительный, островершинный, эксцесс, то есть небольшой разброс в размерности зерен. На протяжении всей толщи асимметрия практически не изменяется (см. рис. 5а).

 

Рис. 6. Сопоставление кривых распределения гранулометрического состава по пачкам L1 и PC1, построенное на измерениях 40 случайно выбранных образцов из соответствующих пачек.

 

Изменение медианы имеет выраженную тенденцию уменьшения от верхней части пачки L1 к средней палеопочве PC1.2, а ниже увеличивается в середине толщи L2, что согласуется с содержанием илистой и песчаной фракций. В позднеплейстоценовой толще Оби-Мазара увеличение содержания песка более приурочено к верхней палеопочве PC1.1 и слою L2.1, что, вероятно, связано с кратковременным влиянием близкорасположенных источников материала. Аккумуляция песчаной фракции может быть связана как с различными событиями, определявшими развитие флювиальных процессов (перестройку долин, врезание рек), так и с резким уменьшением плотности растительного покрова в долинах рек и на склонах.

Индексы U-ratio и ГИ показали практические идентичные кривые, очень схожие по профильному распределению с медианой. Для изученной толщи оба индекса имеют низкие значения, практически не превышая 0.97 и 0.37 соответственно. Для пачек L1 и L2 индекс U-ratio в среднем составляет 0.95, что характерно для холодных эпох с сильными ветрами, и уменьшается в среднем до 0.78 в палеопочвах (см. табл. 2). Аналогичная картина наблюдается для ГИ, где значения уменьшаются от 0.36 в лёссах до 0.27 в палеопочвах.

На кривых этих индексов слои L2.1 и L2.2 различаются, что, вероятно, указывает на сильные различия в циркуляции атмосферы в периоды их формирования. Для L2.1 характерна большая сила ветра и высокое содержание пыли в атмосфере, тогда как для L2.2 значения U-ratio и ГИ идентичны слоям палеопочв. Предположительно, изменения в слоях L2.1 и L2.2 указывают на переломный момент в динамике температур и увлажнения, оказавших определяющее значение для развития растительного покрова, который удерживает материал от переноса. Это подтверждает наш вывод о разной интенсивности проявления почвообразования, сделанный по результатам микроморфологического анализа.

Химический состав отложений

Содержание Na₂O и K₂O слабо отличается между почвенными горизонтами и слоями лёссов (см. рис. 5б). В горизонтах PC1.3 отмечается немного более активное выщелачивание Na, чем K, особенно из 3Bk и 3BCwk. Такая же тенденция отмечается для более древних педокомплексов ЛПС Таджикистана (Yang et al., 2006), где более низкое содержание Na и K в палеопочвах, чем в лёссах, связывают с более интенсивным выветриванием и процессами почвообразования. По сравнению с этими элементами Mg выщелачивается меньше (Yang et al., 2006).

Незначительные изменения содержания SiO₂, Al₂O₃ и Fe₂O₃ в изученной толще можно объяснить единым источником лёссового материала и отсутствием сильного выветривания силикатных минералов. CaO и P₂O₅ являются наиболее мобильными соединениями, причем в одних горизонтах, таких как 2ABwk и 3Bk, их содержание изменяется сильнее, чем в других (см. рис. 5б). Повышенное содержание CaO в некоторых почвенных горизонтах (2ABwk, 3Bk–3BCwk) связано с сильным окарбоначиванием, что хорошо согласуется с микроморфологическими признаками. В то же время содержание P₂O₅ имеет обратную тенденцию.

В позднеплейстоценовой толще содержание гумуса невелико, около 0.3%. Пачка L1 обладает большой мощностью, и содержание органического вещества в ней варьирует в пределах 0.06–0.70%, что связано с различной интенсивностью процессов почвообразования и колебаниями в особенностях его минерализации после погребения. В гор. 1ABk верхней палеопочвы и гор. 3Ak нижней палеопочвы отмечается повышенное содержание гумуса по сравнению с нижележащими горизонтами и составляет ~0.42%, уменьшаясь в срединных горизонтах до 0.26%. В горизонтах нижней палеопочвы (3Bk, 3BCwk) и в L2 содержание составляет ~0.14%. Таким образом, максимальное содержание гумуса отмечается для верхних горизонтов палеопочв.

Условия формирования палеопочв

В позднеплейстоценовой части разреза Оби-Мазар описан педокомплекс PC1, состоящий из трех спаянных палеопочв. PC1 имеет региональное развитие в Афгано-Таджикской депрессии (Додонов, 2002). Опубликованные ранее абсолютные даты по PC1 в бассейне р. Оби-Мазар (Frechen and Dodonov, 1998), позволяют уверенно коррелировать изученный нами PC1 разреза Оби-Мазар со стадией МИС 5, а перекрывающий лёсс L1 – с интервалом МИС 4–МИС 2.

Диагностика палеопочв затруднена из-за признаков синлитогенного почвообразования и возможной эрозии из-за расположения разреза в верхней части склона. В голоцене темпы накопления атмосферной пыли в Южном Таджикистане составляют в среднем 0.2 мм/ год (Finaev, 1995). Если допустить, что в стадию МИС 5 скорость накопления пыли была аналогично низкой, то, возможно, объема приносимой пыли было недостаточно для интенсивного “роста” почвенного профиля верх, вследствие чего палеопочвы “росли” преимущественно вниз, прорабатывая нижележащую палеопочву и образуя таким образом спаянный профиль.

Еще одной неопределенностью в реконструкции ландшафта по палеопочвам является их полигенетичность, т.е. их формирование при направленно меняющихся во времени факторах почвообразования. Это приводит к “размыванию” четкого морфологического облика почвы, что затрудняет их диагностику. В педокомплексе PC1 ЛПС Таджикистана выделяется три палеопочвы (Ломов, Сосин, 1976). Согласно Сиренко и Турло (1986), нижняя палеопочва соответствует начальной стадии перехода от ледниковой эпохи к межледниковью, самая развитая срединная формируется в оптимальную (самую влажную и теплую) фазу межледниковья, и верхняя соответствует заключительной стадии межледниковья, когда происходила постепенная аридизация и процессы гумидного почвообразования затухали.

В PС1 наблюдаются значительные различия между выделенными палеопочвами. Для всех трех палеопочв по сравнению с лёссовыми слоями характерно более высокое содержание илистой фракции (см. рис. 5). Максимальное содержание ила отмечено в нижней части срединной почвы. При этом для всех палеопочв на микроуровне отмечается увеличение иллювиирования илисто-пылеватой фракции к низу профилей палеопочв с образованием кутан и инфиллингов в порах. Для PC1 в ЛПС Таджикистана отмечается увеличение содержания глинистых частиц, что может быть результатом педогенеза в процессе выветривания in situ под лесной растительностью (Bronger et al., 1998; Dodonov et al., 2006). Изученная нами срединная палеопочва (PC1.2), соответствующая оптимальной климатической стадии, имеет в горизонте 2ABwk глинистые кутаны, которые характерны для почв лесных ландшафтов, то есть свидетельствуют о гумидном климате. Об этом также свидетельствует наличие декарбонатизированных зон в верхней и особенно в срединной палеопочвах.

В процессе частичного выщелачивания карбонатов из горизонта 2ABwk срединной палеопочвы в верхнюю часть горизонта 2BAk отмечается образование тонких горизонтальных карбонатных прослоек. Мы предполагаем, что они являются начальной стадией образования карбонатной коры и образованы за счет локального обводнения. В целом для срединной палеопочвы (PC1.2) отмечено максимальное окарбоначивание, выражающееся в большом количестве карбонатных прожилок и кутан, что также говорит об активном внутригоризонтном перераспределении породных карбонатов, связанных с более гумидной фазой почвообразования.

Результаты гранулометрического анализа указывают на то, что позднеплейстоценовая толща разреза Оби-Мазар является достаточно однородной, что может свидетельствовать о едином источнике переноса лёсса. По сравнению с аналогичными по генезису отложениями Южного Таджикистана (Ding F. and Ding Z., 2003), изученные лёссовые отложения имеют более пылеватый гранулометрический состав и содержат пониженное количество песка. Предположительно, в позднем плейстоцене отложения формировались в достаточно стабильных условиях седиментации без длительных перерывов и эрозии. Пики содержания песка могут указывать на короткие этапы локального усиления ветровой эрозии. Отмечается закономерное увеличение содержание ила в палеопочвах и песка в лёссах. Более низкие значения индекса U-ratio для холодных стадий также отмечались для разреза Чашманигар в ЛПС плато Ховалинг (Ding et al., 2002). Отмечаются также более низкие значения индексов U-ratio и ГИ для ЛПС Таджикистана.

Изученная толща верхней части разреза отличается относительно более низкими средним и модальным значениями размеров частиц, по сравнению с другими регионами распространениями лёссов, например, расположенными вблизи источников пыли в Дунайской лёссовой провинции (Újvári et al., 2016), Нижнем Поволжье (Költringer et al., 2021), Предкавказье (Konstantinov et al., 2022), или расположенными на более значительном расстоянии – лёссовым плато Ирана (Vlaminck et al., 2016) и Китайским лёссовым плато (Vandenberghe et al., 1997).

Одним из дискуссионных вопросов эволюции ЛПС плато Ховалинг является проблема выделения палеопочвы этапа МИС 3. Как известно, это кратковременное потепление выразилось в формировании от одной до трех палеопочв в различных регионах мира. Так, на Русской равнине выделяют брянскую почву (Величко, 1975), в Восточной и Западной Сибири – искитимский педокомплекс (Volvakh et al., 2021), а на Китайском лёссовом плато – от одной до трех эмбриональных палеопочв (Kukla, 1987).

По результатам макроморфологического описания и гранулометрического анализа палеопочва стадии МИС 3 в Оби-Мазаре выражена достаточно слабо, что ранее уже было отмечено для данного региона (Додонов, 2002). В пачке L1 на глубине 7–10 м наблюдается слабое увеличение магнитной восприимчивости к низу этого интервала, что может свидетельствовать о слабом проявлении педогенных процессов и увеличении количества атмосферных осадков в период формирования слоя L1.3. Для этого слоя отмечаются более выровненные значения индексов U-ratio и ГИ, что может указывать на чуть более равномерную силу ветра при осадконакоплении и более стабильную динамику в областях ближайших источников материала. При этом в слое L1.4s под палеопочвой МИС 3 отмечается аккумуляция карбонатов и формирование небольших конкреций, в нем также отмечена высокая концентрация биолитов. В слое L1.5 явные макро- и микропризнаки почвообразования в совокупности с повышенными значениями магнитной восприимчивости и увеличением содержания илистой фракции могут свидетельствовать о коротком и плавном переходе между МИС 5 и МИС 4.

Заключение

Позднеплейстоценовая толща разреза Оби-Мазар состоит из двух пачек лёсса и первого педокомплекса (РС1), состоящего из трех палеопочв, сформированных в разных климатических условиях. Вся толща имеет сильно пылеватый состав (87–90% фракции 2–64 μm), а также очень низкое содержание песка (частицы крупностью >63 μm), что значительно отличает их от ЛПС Центральной Азии, Центральной и Восточной Европы. Изученная толща разреза Оби-Мазар является достаточно однородной по гранулометрическому составу, что может быть свидетельством дальнего расположения источника материала при отсутствии значительных эпизодов эрозии. В криохроны преобладали сильные ветры и высокое содержание пыли в атмосфере. В межледниковья количество пыли уменьшалось, но ее поступление не прекращалось полностью. Это обусловило синлитогенный генезис и формирование слитых профилей палеопочв на фоне незначительных изменений климатических условий внутри термохронов.

Содержание гумуса в изученной толще низкое, что может быть связано с высокой скоростью минерализацией органических веществ и образованием органо-минеральных соединений после погребения палеопочв. По неизменному содержанию Si, Fe, Al по профилю отложений можно говорить о слабом выветривании минералов и едином источнике материала. В почвенных горизонтах происходит выщелачивание Na и K, а Mg относительно увеличивается по сравнению с лёссами.

В пачке L1 выделено 5 слоев по степени выраженности почвообразующих процессов. Предварительные данные указывают на наличие слабовыраженной палеопочвы МИС 3 в слое L1.3. Отложения интервала МИС 4 – МИС 2 имели достаточно схожие условия лёссонакопления и лёссообразования при слабом проявлении педогенеза в стадию МИС 3.

Развитый педокомплекс PC1 Оби-Мазара по стратиграфическому положению, особенностям макро- и микростроения, данным магнитной восприимчивости схож с PC1 других разрезов в Афгано-Таджикской депрессии. Выделенные в строении PC1 три палеопочвы соотносятся с фазами межледникового потепления МИС 5. Наличие постепенных переходов между палеопочвами, по-видимому, указывает на низкие скорости осадконакопления в МИС 5.

Срединная и нижняя палеопочвы PC1 формировались в более гумидных условиях, предположительно под пологом широколиственных лесов, что способствовало биогенной сегрегации Fe-Mn соединений, а также внутри- и межгоризонтному перераспределению карбонатов за счет диагенетических процессов. Однако к концу последнего межледниковья происходила постепенная аридизация, из-за чего верхняя палеопочва наименее развита и не имеет явных признаков гумидного педогенеза. В ЛПС позднего плейстоцена наблюдаются признаки почвообразующих процессов и следы жизнедеятельности почвенной биоты.

Пачка подстилающего педокомплекс лёсса L2, соотносимая с МИС 6, имеет небольшую мощность и отличается значительной переработкой почвообразующими процессами. Это может быть связано с эрозией значительной части материала этого интервала в конце МИС 6, в результате чего сохранилась лишь нижняя часть пачки, отражающая этап перехода от МИС 7 к МИС 6.

Финансирование

Работа выполнена при поддержке РНФ (проект № 22-18-00568). Работы П.М. Сосина и И.К. Ашурмадова были поддержаны проектом NordForsk THOCA (105204).

Funding

The work is supported by the Russian Science Foundation (project no. 22-18-00568). Works by P.M. Sosin and I.K. Ashurmadov were supported by the NordForsk THOCA project (105204).

作者简介

O. Tokareva

Institute of Geography RAS; Institute of Archeology and Ethnography SB RAS

编辑信件的主要联系方式.
Email: tokareva1406@yandex.ru
俄罗斯联邦, Moscow; Novosibirsk

М. Lebedeva

FRC V.V. Dokuchaev Soil Science Institute

Email: m_verba@mail.ru
俄罗斯联邦, Moscow

P. Sosin

Institute of Water Problems, Hydropower and Ecology NAST

Email: sosin.paleosol@gmail.com
塔吉克斯坦, Dushanbe

I. Ashurmadov

Institute of History, Archeology and Ethnography of NAST

Email: muhammad.islomov.2017@mail.ru
塔吉克斯坦, Dushanbe

R. Kurbanov

Institute of Geography RAS; Institute of Archeology and Ethnography SB RAS; Lomonosov Moscow State University

Email: roger.kurbanov@gmail.com

Faculty of Geography

俄罗斯联邦, Moscow; Novosibirsk; Moscow

参考

补充文件