Фитолитные и Палеоландшафтные свидетельства изменения окружающей среды на юге Восточно-Европейской равнины в плейстоцене

Полный текст

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.

Об авторах

П. И. Калинин

Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: kalinin331@rambler.ru
ORCID iD: 0000-0002-7252-2997
Россия, ул. Институтская, 2, Пущино, Московская область, 142290

О. Г. Занина

Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН

Email: kalinin331@rambler.ru
Россия, ул. Институтская, 2, Пущино, Московская область, 142290

П. Г. Панин

Институт географии РАН

Email: kalinin331@rambler.ru
Россия, Старомонетный пер., 29, Москва, 119017

И. Ю. Кудреватых

Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН

Email: kalinin331@rambler.ru
Россия, ул. Институтская, 2, Пущино, Московская область, 142290

Список литературы

Дополнительные файлы