Phytolithic and Paleolandscape Evidence of Environmental Change in the South of the East European Plain in the Pleistocene

Texto integral

ВВЕДЕНИЕ

Анализ естественной эволюции климата и ландшафтов необходим для моделирования глобальных климатических изменений и их последствий для экологии и хозяйственной деятельности человека. Современный этап развития биосферы характеризуется резким уменьшением биологического и ландшафтного разнообразия, снижением равновесия и устойчивости природных комплексов на фоне изменения климата [5]. Этот короткий тренд совпадает по своей направленности с длительной эволюцией межледниковых ландшафтов Восточно-Европейской равнины в плейстоцене, которая характеризовалась постепенной аридизацией климата и изменением структуры растительности [9]. Поэтому определение закономерностей влияния динамики климата на растительность в плейстоцене является ключом для понимания возможных изменений современных ландшафтов в будущем. Особенно важным это является для степной зоны Восточно-Европейской равнины, ландшафты которой, в силу небольшой скорости накопления биомассы, по уровню самоорганизации и устойчивости уступают многим другим природным зонам [5].

Палеопочвы относятся к одним из наиболее полных и надежных носителей информации о палеоклимате, потенциал которых продолжает расти вместе с развитием новых технологий и усовершенствованием методов исследования. Диагностика типов почвообразования наилучшим образом отражает региональную динамику экосистем, позволяя уточнить и дополнить количественные реконструкции климатических параметров [25, 45].

Приазовье является важным в палеогеографическом отношении регионом Восточно-Европейской равнины, где лёссово-почвенные серии достигают мощности до нескольких десятков метров, а историю изменения ландшафтов можно проследить вплоть до раннего плейстоцена [10]. Лёссово-почвенные серии Приазовья хорошо изучены с точки зрения палеогеографии [48, 50], почвообразования [24, 42, 43], стратиграфии [10, 11, 31, 32], литологических особенностей [19, 20, 37]. Но по-прежнему остается много дискуссионных вопросов, касающихся палеоклиматических реконструкций, закономерностей эволюции палеопочв, происхождения и механизмов формирования лёссов.

Для лёссовой формации Приазовья редки палеоботанические исследования. В первую очередь, это связано с низкой насыщенностью пыльцой и ее плохой сохранностью в специфических щелочных условиях степного почвообразования [7]. Единичные палинологические исследования проводились в северной части Таганрогского залива и Таманском полуострове, выявив степную стадию развития региона в позднем плейстоцене [10, 27]. Попытки фитолитного анализа палеопочв осуществлялись в Сибири, Средней Азии и центре Восточно-Европейской равнины [14, 22], но качественный и количественный состав фитолитов в лёссово-почвенных сериях Приазовья не изучался.

Из-за бедности лёссов палинологическими остатками, анализ фитолитов может быть полезным для определения эволюции растительного покрова в плейстоцене и решении вопроса о механизмах накопления и удержания эоловой пыли. С его помощью можно установить, что происходит с эоловой пылью после осаждения и оценить роль растительного покрова и, в целом, почвообразования в этом процессе [33, 34, 40, 47]. Такие исследования важны в контексте глобальной дискуссии о процессе лёссификации и тех диагенетических изменениях, которые превращают эоловую пыль в лёсс [6].

Благодаря обилию фитолитов в почвах и возможности с их помощью дифференцировать злаковые растения, они имеют большой потенциал для реконструкции палеорастительности и палеоклимата. Но возможности фитолитного анализа в лёссово-почвенных сериях не до конца понятны, так как сохранность фитолитов при диагенезе, смене химизма среды и длительности захоронения до сих пор подробно не изучены [16, 30]. С одной стороны, фитолиты устойчивы и могут сохраняться длительное время, с другой, известны случаи их переноса с пыльными бурями [36] и разрушения при нахождении в сезонноталом слое [17].

Цель работы – определение палеоклиматических закономерностей формирования лёссово-почвенной серии разреза Чумбур-Коса и оценка возможности использования фитолитного анализа для реконструкции растительности в ледниковые и межледниковые периоды плейстоцена. Для оценки динамики климата изучены геохимические особенности и магнитные свойства лёссов, межледниковых и интерстадиальных палеопочв. По усовершенствованной методике проведено выделение микрофоссилий и выполнен фитолитный анализ. Настоящая работа является первым шагом на пути к пониманию экологической значимости фитолитов для изучения лёссовых отложений Восточно-Европейской равнины и реконструкции плейстоценовых палеоландшафтов.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Объекты. Лёссово-почвенный разрез Чумбур-Коса, мощностью 16 м, расположен в южной части Таганрогского залива вблизи одноименного хутора Чумбур-Коса (46°58ʹ N, 39°01ʹ E) (рис. 1).

 

Рис. 1. Строение лёссово-почвенной серии Чумбур-Коса и ее географическое положение.

 

Район исследования по климатической классификации Кеппена относится к региону Dfa (континентальный климат с жарким летом) [29]. В период с 1992 по 2000 гг. средний годовой уровень атмосферных осадков (МАР) составил 560–580 мм/год, а средняя годовая температура (MAT) – 9.2°С за последние годы выросла до 11.2°С [4]. Широтно-зональный тип местного ландшафта – сухостепной, подтип настоящие степи, сформированные на равнине лёссового (смешанного) происхождения [21]. Растительность территории представлена разнотравно-злаковыми ассоциациями [8]. Характерной особенностью изученной территории является ее удаленность (>700 км) от других типов природных зон (смешанных лесов и пустынь).

Лёссово-почвенная серия разреза Чумбур-Коса, ранее была изучена группой исследователей под руководством проф. А.А. Величко. Непосредственно им было сделано описание разреза и выделены палеопочвенные уровни. Интерпретация генезиса и диагностика палеопочв, морфологические и микроморфологические особенности их строения отражены в работе [42]. В настоящей работе приведены результаты только фитолитного анализа и палеоклиматических реконструкций на основе показателя магнитной восприимчивости и геохимических коэффициентов.

Краткая характеристика лёссово-почвенной серии разреза Чумбур-Коса. Современная почва (Hol) в разрезе представлена черноземом обыкновенным (Chernozem Pachic) [42], ниже вскрыты ржакинская межледниковая палеопочва (RZH) и четыре педокомплекса (ПК): воронский (VR), инжавинский (INZH), каменский (KAM) и мезинский (MZ). Педокомплексы отделяются четырьмя горизонтами лёссов: окским (Ok), борисоглебским (Bor), днепровским (Dn) и валдайским (Val). Cтратиграфическое расчленение разреза Чумбур-Коса приведено в соответствии с хроностратиграфической схемой Восточно-Европейской равнины [11, 12, 51]. В верхней части разреза ранее полученные с помощью оптически стимулируемого люминесцентного датирования даты [31, 32], позволили уточнить возраст палеопочв мезинского ПК.

Ржакинская межледниковая палеопочва эродирована, ее профиль представлен горизонтом АB мощностью 1.65 м [42]. По данным морфологического и микроморфологического анализов, палеопочва развивалась под лугово-разнотравной растительностью с преобладанием гумусово-аккумулятивных процессов и оглеения [42]. Современными аналогами ржакинской палеопочвы могут служит лугово-каштановые почвы (Gleyic Kastanozems).

В воронский ПК входит ранневоронская межледниковая и поздневоронская интерстадиальная палеопочвы. Первая состоит из серии горизонтов Ak–ABk–Bk–BCk, с преобладанием в профиле ярко-красных тонов. В микростроении этой палеопочвы присутствуют Fe–Mn новообразования и карбонатные конкреции. Ее можно сопоставить с почвами средиземноморского субтропического региона (Chromic Calcaric Cambisol). Поздневоронская интерстадиальная палеопочва представлена гумусовым горизонтом коричневого цвета. Ее современными аналогами также могут быть почвы, распространенные в районе Средиземного моря (Chromic Cambisol) [11, 42, 49].

Мощность инжавинского ПК составляет 2.6 м. Он представлен раннеинжавинской межледниковой и позднеинжавинской интерстадиальной палеопочвами. Профиль межледниковой палеопочвы состоит из горизонтов Ak–ABk серо-коричневого цвета со слабым желтоватым оттенком, содержащим большое количество карбонатов. Ее современными аналогами могут являться лугово-черноземные почвы (Calcic Chernozems). Для интерстадиальной палеопочвы характерно наличие гумусового темно-коричневого горизонта, с Fe–Mn примазками. Ее можно соотнести с современной лугово-черноземной (Chernozems Siltic) почвой.

Каменский ПК состоит из раннекаменской межледниковой палеопочвы, имеющей строение профиля ABk–Bk–Bk. Для ее микростроения характерно большое количество Fe–Mn новообразований. Она схожа с современной лугово-каштановой (Someric Kastanozems) почвой. Позднекаменская интерстадиальная палеопочва, состоящая из гумусированных горизонтов Ak–ABk, можно соотнести с лугово-черноземной слаборазвитой почвой (Regosolos).

Мезинский ПК состоит из салынской межледниковой и крутицкой интерстадиальной палеопочв. Профиль первой имеет строение АВy–Bky1–Bky2–Bk и схож с черноземом обыкновенным (Calcic Chernozems Sodic). Интерстадиальная палеопочва представлена одним горизонтом Aky и соотносится с черноземом южным (Chernozems Sodic). В ней преобладают коричневые с сероватым оттенком цвета. Комплекс насыщен тонкими пылеватыми карбонатами и гипсом.

Методы. Из разреза сплошным методом каждые 5 см отобрали 322 образца. Их высушивали на воздухе, доставляли в лабораторию, просеивали (ячейки 1 мм). В подготовленных образцах с помощью рентгенфлуоресцентного анализа на рентгеновском аппарате Спектроскан Макс-GV по методике измерения массовой доли металлов и оксидов металлов в порошковых пробах (методика № 309/242 (01.00250–2008) 2012) измеряли элементный состав. Показатель удельной магнитной восприимчивости (МВ) исследовали в лабораторных условиях на приборе Каррabridge KLY-2 по стандартной методике [39].

Для фитолитного анализа отбирали усредненную пробу, весом до 100 г (из-за предполагаемой бедности лёссового материала фитофоссилиями взяли увеличенную навеску и модифицировали стандартную методику обработки образцов). Далее образец заливали на 12 ч 10% HCl и затем кипятили около 10 мин. Раствор освобождали от кислоты до нейтральной реакции и промывкой дистиллированной водой на сите 0.25 мм, удаляли крупную фракцию (в тот числе песок). Затем образец флотировали. Полученный осадок разделяли центрифугированием в тяжелых жидкостях с градиентом увеличения плотности 1.8–2.0–2.2 г/см³. Отделяли легкую, биогенную фракцию образца, промывали и затем высушивали. Основной анализ полученных материалов проводили в препаратах с глицерином с помощью оптического микроскопа Carl Zeiss Axiolab A1 при увеличении в 100 и 400 раз c применением фазового контраста. Морфологию отдельных микробиоморф, их элементного состава и фотофиксация уточняли с помощью сканирующего электронного микроскопа Vega 3 Tescan в режиме высокого и переменного вакуума с использованием анализаторов BSE и SE и системы энергодисперсионного микроанализа AztecLive Lite Xplore 30. Подсчет фитолитов в оптическом микроскопе из-за малой насыщенности производили в три вертикальных рядах пяти препаратов размером 24 × 24 мм. Микробиоморфы разделили на ряд групп по морфотипам – формам, различающимся проекциями в различных плоскостях, характером поверхности и некоторым другим признакам. При описании форм фитолитов название по Международному коду номенклатуры фитолитов ICPN 2.0 [41] даны в скобках. Определение форм рода Phragmites проводили согласно авторской коллекции современных видов.

Геохимические коэффициенты Fe₂O₃/TiO₂, P₂O₅/TiO₂, (CaO + MgO)/Al₂O₃ рассчитывали как молярные отношения оксидов [3]. Для лёссов Приазовья характерно высокое содержание CaO, который находится здесь преимущественно в виде карбонатов (кальцит, доломит), [18, 23]. Поэтому для оценки степени выщелачивания карбонатов применили показатель (CaO + MgO)/Al₂O₃ [45]. Геохимические коэффициенты Fe₂O₃/TiO₂ и P₂O₅/TiO₂ были предложены в связи с тем, что палеопочвы обогащены биофильными соединениями (Fe₂O₃ и P₂O₅), являющимися маркерами биологической активности и биопродуктивности [19, 26]. Корневые системы степной растительности создают кислую среду, активизируя процессы гидролиза силикатных минералов в ризосфере. Под воздействием атмосферных осадков Fe₂O₃ может переходить в раствор и активно вовлекаться в биогеохимический круговорот, накапливаясь в гумусовых горизонтах степных почв [35]. Но распределение Fe₂O₃ в лёссово-почвенных сериях осложняется тем, что палеопочвы, как правило, имеют более глинистый состав [43, 48], а железо часто находится в оксидах, гидроксидах, слюдах и глинистых минералах, таких как смектиты, хлориты и иллит, что приводит к росту содержания Fe₂O₃ с увеличением количества илистой фракции [52]. Чтобы по возможности исключить влияние гранулометрического состава на содержание фосфора и железа, для анализа биологической активности железо и фосфор нормировали по титану. TiO₂ находится в устойчивых к выветриванию ильмените и рутиле. В лёссах он также коррелирует с содержанием илистой фракции [28], но в меньшей степени подвижен при текстурной дифференциации и оглинивании в процессе почвообразования. Поэтому расчет относительно TiO₂ позволяет, с одной стороны, сделать нормировку по устойчивому элементу, а с другой, по возможности учесть влияние гранулометрического состава на геохимические коэффициенты.

Удельная магнитная восприимчивость является чувствительным параметром, хорошо отражающим палеоклиматические условия почвообразования в семиаридных регионах [1, 2]. В многочисленных исследованиях показано, что прирост МВ в почве относительно лёсса, являющегося почвообразующей породой, позволяет проводить реконструкции среднего годового количества осадков [38, 39]. В данном исследовании расчет выполнен по формуле:

MAP = 222 + 199lg(χB – χC),

где (χB – χC) – прирост МВ в результате почвообразования относительно почвообразующей породы.

Формула основана на зависимости показателя МВ в современных почвах Китайского лёссового плато от среднего годового количества атмосферных осадков в регионе [39].

Реконструированное количество осадков для современной почвы составило 560 мм/год, что в целом, сопоставимо с данными по метеорологическим станциям для района исследования (560–580 мм/год). Такая близкая сходимость результатов позволяет применить данную формулу для оценочного расчета количества осадков в плейстоцене.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Магнитная восприимчивость и реконструкция осадков. В разрезе Чумбур-Коса среднее значение показателя МВ в лёссах составляет 26 × 10⁻⁸ м³/кг, в палеолеопочвах оно возрастают до 73 × 10⁻⁸ м³/кг (рис. 2). Такая закономерность указывает на педогенное распределение МВ, при котором почвенные процессы способствуют формированию ферримагнитных минералов. Относительно высокие показатели МВ в лёссах свидетельствуют об их значительной степени проработки почвообразованием.

 

Рис. 2. Реконструкция среднего годового количества атмосферных осадков на основе показателя магнитной восприимчивости (МВ), а также геохимические коэффициенты, используемые для оценки биологической активности, биопродуктивности, карбонатности и выветривания в лёссово-почвенной серии Чумбур-Коса. Красными точками показаны данные оптически стимулируемого люминесцентного датирования (ОСЛ), полученные для этих горизонтов в работах [31, 32]. Колонка нарисована Величко [12].

 

В нижних горизонтах ржакинской и раннекаменской палеопочв диагностированы процессы оглеения, которые могли создавать восстановительную среду и снижать МВ. Признаки глеевого процесса здесь выражаются, прежде всего, в увеличении количества Fe–Mn образований без характерных сизых пятен оглеения [42]. Локальное оглеение отдельных горизонтов не влияет на основной пик МВ, однако этот факт стоит учитывать при палеоклиматических реконструкциях, в особенности для ржакинской палеопочвы, в которой значения MAP могут быть занижены.

Среднее значение МВ для воронского ПК составляет 89 × 10⁻⁸ м³/кг, для инжавинского – 66 × 10⁻⁸ м³/кг, в мезинском – 56 × 10⁻⁸ м³/кг, в гумусовом горизонте современной почвы МВ – 65 × 10⁻⁸ м³/кг. В целом МВ в палеопочвах разреза снижается от более древних к более молодым. Но современная почва характеризуется более высокими по сравнению с мезинским ПК значениями. Обращает на себя внимание отсутствие прироста МВ в каменском ПК, где значение МВ составляет всего 23 × 10⁻⁸ м³/кг. Для верхней части ПК характерны вертикально ориентированные трещины, заполненные материалом из вышележащего слоя, отражающие влияние криогенных процессов [42]. Из-за интенсивной эрозии вначале днепровского оледенения, наиболее обогащенный ферримагнитными минералами гумусовый горизонт раннекаменской палеопочвы был разрушен, что обусловило низкие значения МВ.

Среднее годовое количество осадков в межледниковые периоды составляло, в среднем 550–600 мм/год. В течение плейстоцена оно постепенно снижалось: в интервале МИС-13/15, когда формировался воронский ПК, MAP составляло 600 мм/год; в МИС-8/9 (инжавинский ПК) снизилось до 550 мм/год и достигло минимума в МИС-5 (мезинский ПК), когда количество атмосферных осадков не превышало 550 мм/год. Полученные данные показывают, что в МИС-5 были несколько более аридные условия по сравнению с современными, но эта разница была незначительной. Таким образом, в межледниковые периоды в течение плейстоцена нарастала аридизация, что соответствует ранее полученным данным по Приазовью [12, 19], но изменения не были масштабными и тип почвообразования соответствовал степному на всем протяжении рассматриваемого интервала [43].

В ледниковые периоды выпадало значительно меньше атмосферных осадков, согласно реконструкциям, в среднем 300–350 мм/год. Расчет показывает, что наиболее аридные условия были в МИС-6 (днепровское оледенение), где MAP снижалось до 250 мм/год. Вероятно, это было достаточно холодное время, о чем свидетельствуют криогенные признаки и эрозия верхних горизонтов каменской палеопочвы [42]. Но низкие значения МВ также могут быть связаны с тем, что днепровский лёсс в наименьшей степени изменен последующим педогенезом. Расчет количества осадков для этого этапа можно рассматривать как наиболее приближенный к реальным значениям в ледниковые периоды, когда MAP, вероятно, могло снижаться до 200–250 мм/год, а синлитогенное почвообразование характеризовалось процессами, протекающими в современных бурых полупустынных почвах юга Восточно-Европейской равнины [34].

Геохимические показатели. Максимальные значения коэффициента Fe₂O₃/TiO₂ фиксируются в палеопочвах, указывая на активизацию биогеохимических процессов в межледниковые периоды. Значения демонстрируют поэтапное снижение от более древних палеопочв к современной, в целом коррелируя с показателями МВ и MAP. Но в отличие от МВ, минимальные значения Fe₂O₃/TiO₂ характерны не для мезинского ПК, а для современной почвы. Отчетливые пики фиксируются не только в межледниковых, но и в интерстадиальных палеопочвах, которые не всегда выделяются с помощью показателя МВ. Более того, распределение Fe₂O₃/TiO₂ очень хорошо маркирует эродированную раннекаменскую палеопочву, в которой сигнал магнитной восприимчивости слаб. Это указывает на высокую чувствительность коэффициента Fe₂O₃/TiO₂ к педогенным процессам даже при разрушении гумусового горизонта.

Коэффициент P₂O₅/TiO₂ также возрастает в палеопочвах по сравнению с лёссовыми горизонтами. Для него характерен тренд на уменьшение от более древних палеопочв к более молодым, но начиная с мезинского ПК значения возрастают, достигая максимума в современной почве. Такой рост, по всей вероятности, связан с присутствием современного органического вещества и внесением фосфатных удобрений в чернозем. Распределение значений P₂O₅/TiO₂ также хорошо коррелирует с показателями МВ и MAP. Но в отличие от показателя Fe₂O₃/TiO₂, P₂O₅/TiO₂ не маркирует эродированную раннекаменскую палеопочву, что говорит о том, что P₂O₅ распределен в профиле палеопочв более локально по сравнению с Fe₂O₃ и тяготеет к гумусовым горизонтам, хотя может активно выщелачиваться в нижние части профиля при повышении осадков [46].

Значения коэффициента (CaO + MgO)/Al₂O₃ максимальны в карбонатных горизонтах более древних воронского, инжавинского и каменского ПК, что говорит о более интенсивном по сравнению с мезинским ПК и современной почвой процессе растворения и выщелачивания карбонатов. Слабое перераспределение карбонатов в мезинском ПК и современной почве косвенно подтверждает вывод о более сухих условиях в позднем плейстоцене и голоцене по сравнению с этапами почвообразования в раннем и среднем плейстоцене.

Уменьшение значений показателей Fe₂O₃/TiO₂, P₂O₅/TiO₂ и (CaO + MgO)/Al₂O₃ в палеопочвах вверх по разрезу указывает на снижение степени биологической активности, биопродуктивности и выветривания. Эти данные подтверждают результаты палеоклиматических реконструкций с помощью МВ и фиксируют направленную аридизацию климата и ландшафтов в течение плейстоцена.

Фитолитный анализ лёссово-почвенной серии разреза Чумбур-Коса показал, что количество фитолитов в ней относительно невелико (от 3 до 190 экз. в 15 вертикальных рядах препарата). Сумма фитолитов растет в ряду от более древних отложений к более молодым, достигая максимального количества в гумусовом горизонте современной почвы. В ржакинской и ранневоронской палеопочвах обнаружены только остатки растительных тканей (рис. 3). В целом количество фитолитов в палеопочвах выше, чем в лёссах. Исключение составляют поздневоронская и верхняя часть раннекаменской палеопочвы, в которых находки фитолитов единичны. Среди лёссов наиболее насыщенным является валдайский.

 

Рис. 3. Сумма фитолитов и количество морфотипов в лёссово-почвенной серии Чумбур-Коса; распределение основных экологических групп фитолитов в наиболее представительных фитолитных спектрах инжавинского, мезинского педокомплексов и борисоглебского, валдайского лёссов.

 

Фитолитный спектр палеопочв разнообразен (более 18 форм), но, вероятно, не перекрывает всего возможного многообразия фитолитов, присутствующего в современных почвах и растениях региона. Лёссовые горизонты гораздо беднее по морфологическому разнообразию фитолитов (4–8 морфотипа). В каменском педокомплексе, несмотря на небольшое число фитолитов в эродированных горизонтах, количество морфотипов все равно больше, чем в лёссе, что указывает на сохранение сигнала межледникового биоразнообразия, несмотря на диагенетические изменения. В целом разнообразие форм фитолитов, так же как, их количество увеличивается от более древних к более молодым отложениям.

В общем составе фитолитного комплекса преобладают морфотипы луговых злаков и двудольных трав, заметны группы веерообразных (bulliform flabellate), килевидных (acute bulbosus) и трапециевидных лопастных (crenate) форм, единично представлена группа усеченно-конических (rondel) и округлых форм (spheroid psilate) (рис. 4). Наиболее разнообразной группой фитолитов являются удлиненные (elongate) морфотипы, среди которых выделены виды, отличающиеся размером и характером сечения, рисунка поверхности и краев (гладкие, иглистые, ямчатые, цилиндрические и т. д.). Удлиненные цилиндрические гладкие формы являются наиболее характерными для двудольных трав, но они наименее диагностически значимы, так как могут формироваться в широком спектре растений [13]. Выявленное разнообразие внутри группы лопастных трапециевидных симметричных и ассиметричных форм фитолитов косвенно подтверждает обилие произраставшей в регионе злаковой растительности. Килевидный морфотип представлен формой с широким основанием и отсутствием ости. Морфологическое разнообразие этой группы небольшое. Отличия заключаются лишь в степени удлинения фитолита и ширине основания (рис. 4). Группа веерообразных форм довольно заметна и разнообразна в спектрах погребенных почв. Наибольшее количество этих форм отмечено в мезинском и инжавинском ПК, единично они присутствуют в современной почве и днепровском лёссе. Эта группа форм характерна для тростника Phragmites spp. и имеет диагностическое значение для определения повышенного гидроморфизма.

В изученных комплексах микрофосиилий выбраны основные диагностические формы фитолитов, характеризующие различные биоценозы согласно экологическому подходу [13]. На рис. 3 показано распределение групп фитолитов в наиболее представительных фитолитных спектрах инжавинского и мезинского ПК, а также борисоглебского и валдайского лёссов.

В палеопочвах по сравнению с лёссами больше доля влаголюбивой части злаков и тростниковых сообществ, но меньше степных групп. Это означает, что летняя теплообеспеченность и увлажнение в межледниковые периоды были достаточным для произрастания лугово-разнотравных группировок. Но в течение плейстоцена доля степных форм в палеопочвах возрастала, что является косвенным доказательством ксерофитизации растительных сообществ. В то же время количество степных форм в ледниковые периоды оставалось на одном уровне.

 

Рис. 4. Формы, выделенные из палеопочв: 1, 4, 9, 16 – килевидные; 2, 3, 20–22 – веерообразные; 5–8, 10, 18 – трапециевидные лопастные; 11–14, 17, 19, 23 – удлиненные; 24–26 – усеченно-конические; 15 – округлая. Масштаб 20 мкм, если не указано другое. a – современная почва (агрочернозем), b – палеопочвы.

 

Наличие остатков тростника в палеопочвах является свидетельством поднятия грунтовых вод в межледниковые периоды. Это солевыносливое прибрежно-водное растительное сообщество могло развиваться не только в дельте Дона, но и при поступлении соленых грунтовых вод, связанных с Азовским морем. Близкое залегание грунтовых вод также выражалось в наличии локального глеевого процесса в нижних горизонтах некоторых палеопочв [42, 43].

Наличие значительного количества фитолитов в лёссовых горизонтах и отсутствие в них признаков эолового переноса, таких как окатанность и трассированность, предполагает широкое распространение лугово-степного растительного покрова и, следовательно, развитие процессов синлитогенного почвообразования в ледниковые периоды. Находка в валдайском лёссе остатков крупного детрита (>200 мкм) указывает на автохтонность остатков тканей растений и исключают их миграцию из вышележащей почвы (рис. 5). Кроме того, клеточное строение детрита соответствует листьям злаков и не позволяет отнести его к корневым остаткам, что подтверждает заключение о том, что рост и разложение растительности происходил одновременно с накоплением эолового материала.

 

Рис. 5. Фитолиты из валдайского лёсса: 1 – ткань злака с фитолитами, на вставке показан фитолит, который обособится, когда ткань разрушится. 2–9 – формы с нарушениями: 2 – разрушение части формы, 3 – разрушение верхнего слоя с изъязвлением внутренней части, 4–6 – коррозия поверхности, 7 – фестончатое изъязвление, 8–9 – прободение формы.

 

Таким образом, различие количественного и качественного составов фитолитного спектра в педокомплексах и лёссах может диагностировать как смену условий осадконакопления – переход от эпигенного почвообразования (педокомплексы) к синлитогенному (лёсс), так и смену растительного покрова в сторону увеличения доли степных видов в оледенения и, в целом, в течение плейстоцена.

Резкое уменьшение количества фитолитов вниз по разрезу, вероятно, следует связывать с разрушением фитолитов с возрастом. Это подтверждается увеличением доли кородированных фитолитов с глубиной. Выявленные признаки разрушения фитолитов показывают их сходство с нарушениями криогенного происхождения, а также с признаками химического выветривания. Так, оплавленность форм может являться следствием щелочного выветривания при растворении карбонатов, так как фитолиты не устойчивы к щелочному разрушению [44]. Подобные результаты подчеркивают необходимость рассмотрения, наряду с морфологическим изучением фитолитов, тафономических процессов, которые происходили в осадочную и постседиментационную историю отложений. Этот подход поможет уточнить палеоэкологические и информационные возможности комплексов фитолитов, что позволит более достоверно реконструировать среду прошлого.

Динамика природной среды в плейстоцене. Данные морфологического анализа палеопочв указывают на преимущественно степной тип почвообразования в Приазовье в плейстоцене, характерный для территории современного Черноморско-Каспийского региона [42] (табл. 1).

 

Таблица 1. Местное стратиграфическое название [11], привязка палеопочв к морским изотопным стадиям (МИС) [12, 31, 32], современные аналоги палеопочв [11, 15, 42], реконструированное по магнитным данным среднее годовое количество атмосферных осадков (МАР) и тип климата по климатической классификации Кеппена [29]

Педокомплекс	Палеопочва	МИС (межледниковье)	Современные аналоги почв	МАР, мм	Тип климата
–	Современная почва	1	Чернозем обыкновенный (Chernozems Pachic)	560	Dfa
Мезинский (MZ)	Крутицкая интерстадиальная	5с	Чернозем южный (Chernozems Sodic)
	Салынская межледниковая	5e (микулинское)	Чернозем обыкновенный (Calcic Chernozems Sodic) или Темно-каштановая солонцеватая и солончаковая (Kastanozems Sodic)	540	Dfa/BSk
Каменский (KAM)	Позднекаменская интерстадиальная	6	Лугово-черноземная слаборазвитая (Regosolos)
	Раннекаменская межледниковая	7 (каменское)	Лугово-каштановая (Someric Kastanozems)	?	Dfa/BSk
Инжавинский (INZH)	Позднеинжавинская интерстадиальная	8	Лугово-черноземная (Chernozems Siltic)
	Раннеинжавинская межледниковая	9 (лихвинское)	Лугово-черноземная (Calcic Chernozems)	560	Cfa/Dfa
Воронский (VOR)	Поздневоронская интерстадиальная		Почва средиземноморского типа (Chromic Cambisol)
	Ранневоронская межледниковая	13/15 (мучкапское)	Почва средиземноморского типа (Chromic Calcaric Cambisol)	600	Csa/Cfa
–	Ржакинская межледниковая	17 (окатовское)	Лугово-каштановая (Gleyic Kastanozems)	?	?

 

Лишь в раннем плейстоцене (МИС-13–15) почвы развивались по типу средиземноморских, которые распространены сейчас на западе Турции, юге Испании и Хорватии [11, 49]. Однако для этих регионов также типичны засушливое лето и малоснежные зимы. В то же время результаты количественных палеореконструкций демонстрируют, что в течение среднего и позднего плейстоцена происходило снижение MAP с 600 до 550 мм/год. Расчет геохимических коэффициентов и анализ фитолитов подтверждают общую тенденцию нарастания аридизации климата, ксерофитизации растительных сообществ и снижения биологического и ландшафтного разнообразия в течение межледниковых периодов. В результате тип межледниковых почв сменялся в цепочке: почвы средиземноморского типа (Chromic Calcaric Cambisol) – лугово-черноземная (Calcic Chernozems) – лугово-каштановая (Someric Kastanozems) – чернозем обыкновенный (Calcic Chernozems Sodic) – чернозем обыкновенный (Chernozems Pachic) [42]. Эволюция почвообразования была направлена в сторону формирования более сухих подтипов, однако эти изменения были менее значительными, чем могло ожидаться исходя из возраста отложений. В то же время в ледниковые периоды доля степных сообществ оставалась на одном уровне, указывая на схожесть ледниковых ландшафтов Приазовья на всем рассматриваемом временном интервале.

Развитие степного почвообразования и незначительное изменение MAP в раннем, среднем и позднем плейстоцене указывает на то, что природно-климатические зоны в Приазовье лишь незначительно смещались относительно современных границ, демонстрируя устойчивость ландшафтов, далеких от приграничных, к глобальным климатическим изменениям. Сопоставление с современной почвенно-климатической зональностью позволяет предположить, что раннеплейстоценовая ранневоронская палеопочва формировалась при переходе от средиземноморского к теплому умеренному климату (Csa/Cfa). Среднеплейстоценовая раннеинжавинская палеопочва развивалась на границе между теплым умеренным и континентальным климатом (Cfa/Dfa). Раннекаменская и салынская палеопочвы формировались на границе континентального и семиаридного климата (Dfa/Bsk).

Данные фитолитного анализа показывают, что режим и баланс грунтовых вод в межледниковые периоды отличались от ледниковых эпох. Эволюция дельты палео-Дона и формирование Таганрогского залива приводили к поднятию их уровня. В результате одновременно с трендом нарастания ксерофитизации растительных сообществ, связанной с аридизацией климата, в межледниковые периоды активизировались локальные процессы гидроморфизма территории, результатом чего стало широкое распространение тростниковых сообществ в районе исследования. Поднятие грунтовых вод не приводило к масштабному процессу оглеения в почвах, однако их уровень был достаточно высок для того, чтобы влаголюбивые ассоциации, подобные тростнику, могли активно развиваться. В целом похожие биогеоценозы распространены сейчас на Азово-Кубанской низменности, где в относительно засушливой среде развиты локальные островки тростников и осок.

Наличие фрагментов высших растений в субаэральных отложениях является ключевым признаком педогенеза [47]. Значительное количество фитолитов и остатков злаков в лёссах подразумевает, что процессы почвообразования не прерывались даже в холодные ледниковые периоды плейстоцена при снижении среднего годового количества осадков до 200–250 мм/год. Вероятно, лёссы можно рассматривать как примитивные синлитогенные почвы, формировавшиеся в щелочной ландшафтно-геохимической обстановке перигляциальных степей. Они развивались в холодном аридном климате (BWk) по типу светло-каштановых и бурых полупустынных почв [34]. Степное синлитогенное почвообразование является основным кандидатом на роль лёссификации, так как может объяснить появление большинства характерных признаков лёсса: образование биогенных пор, перераспределение карбонатов, цементацию минеральных зерен, формирование щелочных и испарительных геохимических барьеров. Полученные результаты реконструкции климата, типа растительных сообществ и продолжительности вегетационного периода в ледниковые эпохи в будущем могут помочь в определении механизмов лёссификации и разделении признаков педогенных и диагенетических процессов в лёссе.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате комплексного анализа лёссово-почвенной серии разреза Чумбур-Коса с применением палеопочвенных, геохимических и палеоботанических методов были реконструированы условия лёссо- и почвообразования в Приазовье в плейстоцене.

С помощью фитолитного анализа удалось установить преобладание лугово-разнотравных ассоциаций в межледниковые и более остепненных в ледниковые периоды. В течение плейстоцена происходила направленная смена климата в сторону аридизации, при которой в межледниковые периоды снижалось среднее годовое количество атмосферных осадков (с 600 до 550 мм/год), нарастала ксерофитизация растительных сообществ, снижался уровень биопродуктивности и ландшафтного разнообразия. Из-за поднятия грунтовых вод в межледниковые периоды активизировались локальные процессы гидроморфизма, результатом было широкое развитие тростниковых сообществ. В ледниковые периоды среднее годовое количество атмосферных осадков уменьшалось до 200–250 мм/год, а более влаголюбивая часть злаков и тростниковая растительность исчезала.

Несмотря на снижение атмосферной увлажненности и изменения растительных спектров, Приазовье на протяжении всего среднего и позднего плейстоцена оставалось степным регионом. Эволюция почвообразования была направлена в сторону формирования более сухих подтипов, однако природно-климатические зоны лишь незначительно смещались относительно современных границ, демонстрируя устойчивость степных ландшафтов к глобальным климатическим изменениям.

Для лёссовых отложений региона были впервые охарактеризованы фитолитные спектры, выявлены их особенности и возможности использования для решения вопросов эволюции почв и корректировки истории развития территории в плейстоцене. Фитолитные комплексы палеопочв могут являться надежными индикаторами для палеоландшафтной реконструкции природной среды в течение длительного времени. Снижение количества и разнообразия фитолитов в более древних отложениях следует в большей мере связывать с их разрушением при диагенезе. К диагенетическим процессам более чувствительна количественная характеристика фитолитов, в то время как разнообразие морфотипов в большей степени сохраняет различие между ледниковыми и межледниковыми ландшафтами. Геохимические показатели Fe₂O₃/TiO₂ и P₂O₅/TiO₂ могут быть важными маркерами биологической активности, биопродуктивности и выветривания и хорошо дополняют климатический сигнал, полученный с помощью показателя магнитной восприимчивости и фитолитного анализа.

БЛАГОДАРНОСТЬ

Авторы выражают признательность коллективу лаборатории эволюционной географии ИГ РАН под руководством А.А. Величко за помощь в проведении полевых работ и лабораторные исследования.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена при поддержке Российского научного фонда (грант РНФ 23-27-00145).

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.

Sobre autores

P. Kalinin

Institute of Physicochemical and Biological Problems in Soil Science of the Russian Academy of Sciences

Autor responsável pela correspondência
Email: kalinin331@rambler.ru
ORCID ID: 0000-0002-7252-2997
Rússia, Pushchino, 142290

O. Zanina

Institute of Physicochemical and Biological Problems in Soil Science of the Russian Academy of Sciences

Email: kalinin331@rambler.ru
Rússia, Pushchino, 142290

P. Panin

Institute of Geography of the Russian Academy of Sciences

Email: kalinin331@rambler.ru
Rússia, Moscow, 119017

I. Kudrevatykh

Institute of Physicochemical and Biological Problems in Soil Science of the Russian Academy of Sciences

Email: kalinin331@rambler.ru
Rússia, Pushchino, 142290

Bibliografia

Arquivos suplementares