Loess, palaeosols and paleogeographic of quarter of the southeast of Russian plain – Voronezh:...

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ГОСУДАРСТВЕННОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ

ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

«ВОРОНЕЖСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

ИНСТИТУТ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ И БИОЛОГИЧЕСКИХ ПРОБЛЕМ

ПОЧВОВЕДЕНИЯ РАН

НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ

ТРУДЫ

Издаются с 2001 года

ВЫПУСК 58

П.И. Калинин, А.О. Алексеев, А.Д. Савко

ЛЁССЫ, ПАЛЕОПОЧВЫ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ

КВАРТЕРА ЮГО-ВОСТОКА РУССКОЙ РАВНИНЫ

ВОРОНЕЖ 2009

2

552.5: 551.89

Труды научно-исследовательского института геологии Воронежского государ-

ственного университета. Вып. 56. Калинин П.И., Алексеев А.О.,Савко А.Д Лёссы, па-

леопочвы и палеогеография квартера юго-востока Русской равнины – Воронеж: Воронеж-

ский государственный университет, 2009. - 139 с.: ил. 106 , табл. 14, библиогр. назв. 125

ISSN 1608-5833

На основе литологических, минералогических и геохимических исследований па-

леопочв и почвенно-лессовых комплексов проводится реконструкция условий их форми-

рования. Показано, что в течение плейстоцена и голоцена на всей территории юго-востока

Русской равнины существовали схожие условия осадконакопления с направленным сдви-

гом гидротермического режима с высокими влагообеспеченностью, биологической актив-

ностью и интенсивностью процессов выветривания к нарастанию аридизации и ослабле-

нию процессов выветривания. Наиболее гумидными условиями отличались эпохи лихвин-

ского и рославльского межледниковий, наиболее аридными – микулинское межледнико-

вье. Среди ледниковых эпох наибольтший уровень атмосферной увлажненности отвечает

окскому, наименьший – валдайскому оледененям.

Книга рассчитана на широкий круг геологов и литологов, занимающихся изучением

четвертичных отложений..

552.5; 551.89

Proceedings of the Science-and Research Institute of Geology of the Voronezh state

university. Issue 58. Kalinin P., Alekseev A.O., Savko A. D. Loess, palaeosols and paleogeo-

graphic of quarter of the southeast of Russian plain – Voronezh: Vorinezh state university, 2009.

– 139 p.: 106 fig., 14 tables, 125 references.

ISSN 1608-5833

The reconstruction of some conditions of forming of palaeosols and soil-loessial com-

plexes is made by litological, mineralogical and geochemical researches. It is shown that during

pleistocene and holocene in all territory of the southeast of Russian plain were similar condi-

tions of sedimentary with directed shift of hydrothermal mode with high humidification, biolog-

ical activity and intensity of processes of weathering to increase aridization and decrease pro-

cesses of weathering. The most humidity conditions characterize epoch lihvin and roslavl inter-

glacial, the most arid – mikulin interglacial. Among glacial epoch the most level atmospheric

precipitations answers oksk, the least – Valdai glacial.

The book is intending for a wide range of geologists and litologist, engaged in studying

quaternary sidements.

Научный редактор –

д-р геол.-мин. наук проф. Г.В. Холмовой

Воронежский государственный

университет, 2009

ISSN 1608-5833

Воронеж 2009

3

Оглавление

Введение…………………………………………………………………………………….....…......3

Глава 1. Общие понятия о корах выветривания и почвах………………………………....4

1.1. Соотношение почвы с корой выветривания и материнскими породами…………………4

1.2. Датируемые почвы и коры выветривания - индикаторы климата

четвертичного периода……………………………………………………………………..…….…….5

Глава 2. Общие черты геохимии степей…………………………………………………………….....6

2.1. Методика работ…………….…………………………………………………………...………..6

2.2. Биогеохимический круговорот элементов………………………………………………….…....9

Глава 3. Объекты и методы исследований……………………..………………….………..11

4.1. Объекты исследований……………………………………………………………..…...11

4.2. Методы исследований.………………………………..…………………...…………....12

Глава 4. Геологическое строение и природные условия района исследований……14

4.1. Приволжская возвышенность, Ергенинская возвышенность, Прикаспийская низмен-

ность…………………………………………………………………………………………….……..14

4.2. Терско-Кумской равнина………………………………………………………...……..16

4.3. Азово-Кубанская низменность……………………………………………….……...…17

Глава 5. Исследование голоценовых палеопочв юго-востока Русской равнины….19

5.1. Курганная группа «Авилово»……………………………………………..…….……...19

5.2. Курганная группа «Калмыкия»……………………………………………....................37

5.3. Курганная группа «Колобовка»………………………………………………….……..43

5.4. Курганная группа «Маляевка»…………………………………………….....................50

5.5. Курганная группа «Перегрузное»…………………………………………………........56

5.6. Статистический анализ химического состава палеопочв юго-востока

Русской равнины…………………………………..……………………………………........63

5.7. Изучение диагенетических изменений в почвах, погребенных

под курганной насыпью………………………………..………………………………..…...65

5.8. Минералогические свойства голоценовых палеопочв юго-востока

Русской равнины……………………………………………………….………………..........68

5.9. Обсуждение………………………………………………….…………………….….….75

Глава 6. Изменение концентраций рубидия в гумусо-аккумулятивных

горизонтах разновозрастных палеопочв относительно фоновых значений

как индикатор динамики климата в голоцене…………………………………………….77

Глава 7. Исследование плейстоценовых лессово-почвенных комплексов

юго-востока Русской равнины……………………………………………………………..…..81

7.1. Основные проблемы стратиграфии и палеогеографии

лессово-почвенной формации………………………………………………..…………....…82

7.2. Лессово-почвенный комплекс «Отказное»…………………………………...….…..…83

7.2.1. Статистический анализ химического состава отложений

лессово-почвенного комплекса «Отказное»……………………………………...…..……..96

7.3. Лессово-почвенный комплекс «Порт-Катон»……………………………………...…...99


лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон»……………………………...…….……....100

7.4. Лессово-почвенный комплекс «Шабельское»…………………………………………110


лессово-почвенного комплекса «Шабельское»…………………………………………….121

7.5. Обсуждение……………………………………………………………………..……..…121

Заключение……………………………………………………….……………………..…………..132

Список литературы…………………………………………………………………………...…...133

4

Введение.

Вопросы плейстоценовой и голоценовой истории лёссо- и почвообразования, использова-

ние различных свойств палеопочв как индикаторов динамики природной обстановки, привлекают

все большее внимание исследователей в связи с разработкой решений теоретических и приклад-

ных проблем изучения и использования природных ресурсов, для оценки возможных последствий

глобальных изменений окружающей среды и климата. Полнота и достоверность палеогеографиче-

ских реконструкций определяется, прежде всего, объектами исследования, среди которых репре-

зентативными многими авторами признаны лёссово-почвенные толщи, содержащие серии ископа-

емых почв плейстоцена и голоцена, а также палеопочвы археологических памятников, в частности

курганов, древних поселений, городищ и др.

Исследование лёссово-почвенных толщ дает возможность оценить особенности изменения

окружающей среды и осадконакопления в плейстоцене, в том числе характер трансформации гид-

ротермического режима на протяжении межледниковых и ледниковых эпох четвертичного перио-

да вплоть до современности и тем самым проследить тренд процессов осадконакопления в иссле-

дуемом регионе [29]. Лёссы содержат важную информацию об истории формирования внеледни-

ковых территорий в плейстоцене. В этом отношении их можно сравнить с ледниковой формацией

районов покровных оледенений. Однако лёссовая формация содержит гораздо более богатый и

полный материал для познания истории плейстоцена умеренного пояса, чем ледниковая, так как

изучение слагающих ее толщ нередко позволяет последовательно, без очевидных перерывов про-

следить по чередованию горизонтов лессов и ископаемых почв главные черты изменения приро-

ды конкретной территории в течение всего плейстоцена, так как в едином почти непрерывном

разрезе они часто содержат геохронологическую и палеогеографическую информацию об одном,

двух или всех звеньях плейстоцена.

Сравнительный анализ разновозрастных почвенных профилей позволяет получить пред-

ставления об эволюции почв и почвенных свойств и процессов, реконструировать климатические

условия в различные исторические и геологические периоды. В течение раннего педогенеза, хи-

мический и минералогический состав почвы в большей степени определяется составом материн-

ской породы, тогда как химический состав зрелых почв в большей степени отражает эффекты вы-

ветривания. Со временем, состав почвы все более отличается от материнской породы под влияни-

ем почвенных процессов, определяемых топографией и растительностью, климатом.

К числу важнейших диагностических параметров динамики условий лёссо- и почвообразо-

вания относится состояние минеральных компонентов этих отложений. На протяжении геохими-

ческой истории ландшафтов, колебания климата влекут за собой изменения в соотношении скоро-

стей выветривания, что в свою очередь отражается в направленности литогенеза и почвообразова-

тельного процесса. Проблемы исследования эволюции природных процессов в плейстоцене и го-

лоцене на основании изучения вещественных характеристик лессов и палеопочв этого времени

является необходимыми для рационального использования природных ресурсов, а также оценки

возможных последствий глобальных изменений окружающей среды и климата.

Одной из важных задач, которым посвещена настоящая книга, является изучение возмож-

ностей использования различных геохимических параметров для изучения эволюции окружающей

среды степной и сухостепной зоны юго-востока Русской равнины в квартере. В работе обобщен

опыт использования различных геохимических параметров для реконструкций условий окружаю-

щей среды и осадконакопления по данным предыдущих исследований в различных природных

зонах с разновозрастными отложениями.

5

Глава 1. Общие понятия о корах выветривания и почвах.

1.1. Соотношение почвы с корой выветривания и материнскими породами.

Коры выветривания и почвы являются частью стратисферы, подвергшиеся интенсивному

влиянию различных экзогенных факторов. Связь живых организмов и неорганической материи

впервые была установлена В. В. Докучаевым во второй половине XIX столетия. Развивая идеи В.

В. Докучаева, В. И. Вернадский сформулировал понятие о биокосных телах, которые состоят из

живых и косных тел, тесно взаимосвязанных и образующих единое целое.

В дальнейшем представления о биокосных системах были развиты и систематизированы

А. И. Перельманом [70, 72]. В биокосных системах он выделяет различные уровни организации. К

наиболее низкому уровню относятся почвы, илы, коры выветривания, водоносные горизонты. Да-

лее следуют ландшафты, артезианские бассейны и моря. Самый высокий уровень занимает био-

сфера в целом. Почвы и коры выветривания являются типичным примером биокосных систем.

Неорганическая материя в них и живое вещество тесно связаны между собой, взаимообусловлены

и образуют единое целое. По сравнению с почвами в корах выветривания биогенная аккумуляция

элементов под влиянием растений развита в меньшей степени, хотя нередки находки минерализо-

ванных корней и древесных фрагментов.

Термин "кора выветривания" был впервые введен в геологическую литературу швейцар-

ским геологом А. Геймом в 1879 году. Работы К. Д. Глинки и И. И. Гинзбурга положили начало со-

временным представлениям о процессе выветривания, которые были продолжены А. Е. Ферсманом,

Б. Б. Полыновым, В.В. Добровольским, В. П. Петровым и др. Под корой выветривания понимают

комплекс горных пород, образовавшихся в континентальных субаэральных условиях в результате

физического и химического изменения исходных горных пород верхней части литосферы под воз-

действием климатических, геолого-структурных, геоморфологических, гидрогеохимических и био-

химических факторов [81].

Существует два типа выветривания: физическое и химическое. Физическое представляет

собой механическое разрушение материнских пород и превращение их в осадочные кристалличе-

ские образования – гравий, песок, алеврит, глину и т. п. Основными факторами физического вывет-

ривания являются колебания температуры, гравитационные явления, замерзание воды в порах и тре-

щинах. Химическое выветривание представляет собой результат химико-минералогических преобразо-

ваний кристаллических пород под действием атмосферных вод. В целом, образование кор выветрива-

ния определяется двумя факторами – климатом и тектоникой [63, 88].

Под зоной коры выветривания понимается ее часть в вертикальном разрезе, обладающая

более или менее определенным минеральным составом, физическими свойствами и структурно-

текстурными особенностями и характеризующаяся определенным комплексом происходящих в

ней геохимических процессов [45]. Переход одной зоны в другую может быть плавный, постепен-

ный или резкий.

Границей зоны коры выветривания называют условную и обычно неровную поверхность,

устанавливаемую приблизительно при видимой смене продуктов выветривания или на основании

изучения минерального состава пород лабораторными методами. Характерная для каждого типа

коры выветривания последовательность различных зон называется зональностью коры выветри-

вания, Различают вертикальную и горизонтальную зональности - смену зон коры выветривания по

вертикали и горизонтали, отображаемые и на плане и на разрезах. Вертикальная зональность мо-

жет быть прямой, когда разложенные породы сменяются сверху вниз более свежими и обратной,

когда исходные породы сверху вниз сменяются выветрелыми. Первая характерна для площадных

кор выветривания, вторая для линейных и смешанных кор. Профилем коры выветривания называ-

ется совокупность зон выветривания, развивающихся на определенной горной породе под воздей-

ствием гипергенных процессов.

В результате исследований В. В. Докучаева, К. Д. Глинки, С. С. Неустроева, К. К. Гедрой-

ца, С. А. Захарова, Л. И. Прасолова, Б. Б. Полынова, А. И. Перельмана было установлено, что поч-

вы представляют собой биологически активную структурную пористую систему, сформировав-

шуюся на дневной поверхности континентов планеты. Почвы являются верхним горизонтом лито-

сферы, вовлеченном в биологический круговорот при участии растений, животных и микроорга-

низмов. Тип почв и геохимический результат почвообразования зависит главным образом от

влажности климата и количества выпадающих годовых осадков.

6

В целом почвы представляют собой автономные системы, которые в своем распростране-

нии могут быть тесно связаны с элювием химических кор выветривания, но также могут слагать

самостоятельные тела, залегающие на слабо измененных коренных породах и на вновь образован-

ных континентальных наносах. Почвы можно рассматривать или как заключительную стадию

континентальной эрозии или как раннюю стадию континентального осадкообразования. Однако

во всех случаях они отражают развитие наземной растительности и концентрации микроорганиз-

мов, т. е. являются типично биокосными телами биосферы [42].

Важное значение имело развитие учения о происхождении древних кор выветривания, ос-

нованное на почвенно-биологической гипотезе, разработанное В. П. Петровым [73]. Его учение

положило начало дальнейшим исследованиям в этом направлении. Наибольший интерес пред-

ставляет привлечение Петровым внимания к почвенной природе древних кор выветривания. Он

одним их первых встал на путь сопряженного рассмотрения почво- и корообразования. Петров

полагал, что только продукты изменения (выветривания) материнских, оставшихся на месте их

первоначального залегания пород, образуют древние коры выветривания – элювий или остаточ-

ные продукты выветривания. Остатки мощных толщ элювия говорят об интенсивной органиче-

ской жизни и, в известной мере, отражают условия, господствовавшие в то время.

В настоящее время вопрос о взаимосвязи почва→кора выветривания и кора выветрива-

ния→почва остается дискуссионным, что позволяет выдвинуть проблему глобального понимания

эволюции почв с учетом не только развития, но и временного - почвенно-геологического восста-

новления прошлых стадий почвообразования [55]. Такое представление может состоять из следу-

ющих стадий: 1) предпочва – образование из двух горизонтов А1 и Д – дезинтегрированной мас-

сивной каменистой породы; 2) собственно почва – полнопрофильное образование (тело) с увели-

чивающейся мощностью горизонтов сверху вниз и снизу вверх, оно дает начало образованию кор

выветривания или промежуточной стадии между почвой и горной породой (элювий - коренной и

осадочный); 3) палеопочва – погребенная полнопрофильная почва; 4) постпочвенные фрагменты

горизонтов с признаками и свойствами, позволяющими восстановить ее генетическую типовую

принадлежность. Погребенные остатки горизонтов В и ВС, разделенные толщами более молодых

отложений; 5) протеро почвенные останцовые признаки и свойства, главным образом древних кор

выветривания, по которым возможно восстановление лишь проблематичного характера почвооб-

разования.

Подобное разделение может служить основой для дальнейших исследований в этом

направлении, необходимом для углубления подходов к построению современных и восстановлен-

ных классификаций геологических этапов.

1.2. Датируемые почвы и коры выветривания - индикаторы климата четвертичного периода.

Почвы и коры выветривания образовались под воздействием гипергенных процессов и поэто-

му могут являться индикаторами палеоклиматов в геологической истории Земли. Климат играет опре-

делённую роль в формировании того или иного минерального типа коры - одна и та же порода в не-

одинаковых ландшафтно-климатических условиях образует различные продукты выветривания. В

свою очередь, региональный характер развития мощного элювиального чехла меняет облик земной

поверхности (выравнивание территории, смена растительного покрова и пр.) и приводит к значитель-

ным изменениям окружающей среды и климата. Таким образом, данные по закономерностям разме-

щения, возрасту и минеральному составу кор могут быть использованы в качестве индикатора и вре-

менного репера определённых климатических и физико-географических условий.

7

Глава 2. Общие черты геохимии степей.

2.1. Методика работ.

В последнее время при проведении палеогеографических реконструкций природной среды,

анализа современных и древних условий осадконакопления и почвообразования, а также иденти-

фикации свойств почв, унаследованных от предшествующих этапов ее эволюционного развития,

стал применяться геохимический метод исследований, в частности, использование различных гео-

химических коэффициентов – отношения макро- и микроэлементов [52, 57,90, 95, 99, 109, 111.114,

116, 117,121, 123, 124]. По литературным данным основными геохимическими показателями для

реконструкций условий осадконакопления и почвообразования, являются следующие:

1) Коэффициенты выветривания:

- CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]100 (CaO бескарбонатный). Отражает соотноше-

ние первичных и вторичных минералов в валовом образце. Может быть использован как климати-

ческий показатель [111].

- Al2О3/(СаО+Na2O+K2O+MgO). Представляет отношение Al2O3 (глинистая составляю-

щая), к основным катионам, выносимым в почвенные растворы [116, 117].

- Rb/Sr. Предложен на основании разницы в устойчивости различных минералов к вывет-

риванию, а именно слюд и КПШ, с которыми в ассоциации находится Rb, и карбонатов, с которы-

ми ассоциирует Sr [99].

2) Ba/Sr. Характеризует гидротермические условия осадконакопления, в частности, про-

цесс выщелачивания [52, 116, 117]. Ba находится в ассоциации с КПШ и выносится из почв слабее

Sr, который ассоциирует с карбонатами [72].

3) (Fe2O3+MnO)/Al2O3. Характеризует интенсивность окисления почвенного материала

[116, 117].

4) MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/ Fe2O3. Позволяют судить об уровне биологиче-

ской активности и биопродуктивности [114].

6) (CaO+MgO)/Al2O3. Отражает накопление почвенного кальцита и доломита [116, 117].

7) Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3. Характеризуют поведение легкорастворимых

солей в профиле почвы [116-117].

8) TiO2/Al2O3, Zr/TiO2. Позволяют оценить степень однородности материала [22, 93].

Одной из основных задач исследования была опробация использования метода геохими-

ческих коэффициентов для проведения палеогеографических реконструкций природной среды,

анализа вещественного состава отложений и условий осадконакопления в плейстоцене, в том чис-

ле, для определения характера трансформации гидротермического режима на протяжении меж-

ледниковых и ледниковых эпох четвертичного периода вплоть до современности, что позволит

проследить тренд процессов осадконакопления в исследуемом регионе. Такую возможность дает

исследование лёссово-почвенных толщ, которые содержат важную информацию об истории фор-

мирования внеледниковых территорий в плейстоцене. В этом отношении их можно сравнить с

ледниковой формацией районов покровных оледенений. Однако лёссовая формация содержит го-

раздо более богатый и полный материал для познания истории плейстоцена умеренного пояса,

чем ледниковая, так как изучение слагающих ее толщ нередко позволяет последовательно, без

очевидных перерывов проследить по чередованию горизонтов лёссов и ископаемых почв главные

черты изменения природы конкретной территории в течение всего плейстоцена, так как в едином

почти непрерывном разрезе они часто содержат геохронологическую и палеогеографическую ин-

формацию об одном, двух или всех звеньях плейстоцена.

Важным условием решения поставленной задачи является необходимость четкой корреля-

ции лессовых горизонтов и почвенных комплексов с климатическими этапами плейстоцена. Раз-

работка стратиграфических схем четвертичных отложений для всей Русской равнины и ее регио-

нов в предшествующих исследованиях проводилась как отдельными учеными, так и большими

научными коллективами [25, 26, 27, 28, 30, 31, 35, 43, 54. 65, 68, 69, 83, 85, 86]. Эти схемы созда-

вались на биоклиматостратиграфической основе с использованием палеомагнитных данных, а

также результатов абсолютного датирования (14

C, ТЛ, U/Th). Однако, несмотря на большой про-

гресс в четвертичной стратиграфии, до сих пор остается много дискуссионных вопросов, касаю-

щихся расчленения и корреляции верхнеплиоцен-четвертичных отложений в разных регионах

Русской равнины.

В связи с тем, что в плейстоценовых отложениях отсутствует четкая общепринятая дати-

ровка, было решено провести калибровку метода на более молодых, погребенных под курганными

8

насыпями, голоценовых палеопочвах, для которых существуют датировки, выполненные с помо-

щью радиоуглеродного метода, а также на основе существующей хронологии и периодизации ар-

хеологических культур, считающиеся достаточно надежными. Для решения поставленной задачи

были выбраны голоценовые палеопочвы, погребенные под археологическими памятниками раз-

личных исторических эпох за последние 6000 лет. Исследованные археологические объекты пред-

ставляют курганные группы, расположенные на небольшом расстоянии друг от друга, сооружен-

ные через короткие (~100 - 1000 лет) временные интервалы на одной и той же породе (рис. 1).

Сравнительные исследования археологических памятников, захороненных в различных

исторических эпохах и в различных природных зонах на предмет изменчивости свойств почв в

зависимости от условий природной среды и типа почвообразования, проводились многими авто-

рами. В качестве примера можно сослаться на обширную информацию по эволюции почв и при-

родной среды степной полосы Евразии, полученную на протяжении последних десятилетий при

почвенно-археологических исследованиях [3, 7, 15, 49, 92].

Суть метода состоит в сопряженном изучении современных почв и палеопочв разновоз-

растных археологических памятников, время сооружения которых определяется методами архео-

логии. Теоретической основой почвенно-археологического метода являются следующие положе-

ния [49, 50]:

- в почвенном профиле находят отражение все существенные изменения во времени таких

факторов почвообразования, как климат, рельеф, растительность, уровень грунтовых вод и др., что

выражается в формировании определенного почвенного типа в соответствии с существующей

природной обстановкой;

- все изменения направленности процесса почвообразования «записываются» в почвенном

профиле в виде свойств и признаков, которые могут сохраняться длительное время (сотни и тыся-

чи лет);

- почвы, погребенные под искусственными насыпями, сохраняют в течение нескольких

тысяч лет признаки и свойства, по которым их можно диагностировать на таксономических уров-

нях типа, подтипа, рода;

- сравнительное изучение современных почв и разновозрастных палеопочв археологиче-

ских памятников позволяет реконструировать изменение палеоэкологических условий во времени

и в пространстве, дает возможность оценить степень их влияния на древние культурно-

исторические формации.

Исследование погребенных под археологическими объектами палеопочв дает возможность

провести апробацию геохимических коэффициентов в отложениях, формировавшихся в условиях

степной и сухостепной зоны, а также сравнить их с результатами других методов с целью полу-

чить универсальные геохимические показатели, которые могли бы быть использованы как ин-

струмент для исследования вещественного состава и условий формирования более древних плей-

стоценовых отложений. Изучение подобных объектов позволяет решить еще одну важную задачу,

которой уделяется недостаточно внимания, а именно, проследить поведение отдельных химиче-

ских элементов и вариацию их концентраций во времени, в связи с природной эволюцией окру-

жающей среды, а также оценить скорость и направленность этих изменений. Более благоприятные

условия для миграции некоторых микроэлементов создаются в щелочной и сильнощелочной об-

становке, в которой увеличивается подвижность многих анионогенных элементов и элементов-

комплексообразователей за счет формирования ими растворимых комплексных соединений с кар-

бонатами и бикарбонатами щелочей или гидроксокомплексов [91,70, 46]. В щелочной среде также

имеет место миграция ряда микроэлементов и в виде золей высокодисперсных частиц [51].

Геохимическая дифференциация степных ландшафтов определяется господством окисли-

тельной щелочной и нейтральной сред в почвах и водах, локальным распространением восстано-

вительной обстановки, высокой контрастностью автономных и подчиненных ландшафтов по со-

держанию легкорастворимых солей и ряда микроэлементов, увеличением роли испарительной

концентрации элементов, специфическими видами геохимических барьеров и зон выщелачивания,

ассоциациями мигрирующих и концентрирующихся элементов [58]. В степных и пустынных поч-

вах большая часть микроэлементов прочно связана с высоко дисперсными частицами, меньшая - с

органическим веществом, а содержание обменных и водно-растворимых форм обычно не превы-

шает 1 - 2 % от общего содержания в почве [81]. Поэтому в нейтральной и слабощелочной среде

интенсивность миграции большинства микроэлементов минимальна.

a

b

c

d

Профили современных почв

Изученные курганы

Неизученные курганы

Курганная насыпь

Тран-

шея

Современная

почва

Погребенная почва

Ровик Ровик

Современная

почва

Рис. 1. Археологические объекты: a) типичный степной ландшафт с разновозратными курганами; b) картосхема располо-

жения археологических захоронений курганной группы «Абгонерово»; c) разрез кургана с погребенной палеопочвой; d) схематичное

расположение профиля подкурганной палеопочвы.

10

2.2. Биогеохимический круговорот элементов.

Биогеохимический круговорот макроэлементов. Биомасса в степях на порядок меньше,

чем в лесных ландшафтах: от 10 до 40 т/га, причем, в отличие от лесов, большая ее часть сосредото-

чена в корнях (70 - 90 %). Зоомасса в черноземных степях составляет n-10-1 т/га - около 6 % от био-

массы (в тайге - 0,01 %, тропических лесах - 1 %). Ежегодная продукция прироста составляет 1,3 - 5,0

т/га, то есть 30 - 50 % от биомассы (в тайге - менее 10 %). Биологический круговорот в степных эко-

системах более интенсивный, чем в лесных [58]. Во влажные годы в степях ярко выражены "волны

жизни": биомасса и число видов возрастают, бурно развивается фауна. В целинных степях практиче-

ски вся чистая продукция поступает в почву, поэтому они обладают наиболее замкнутым биогеохи-

мического круговоротом среди всех типов наземных экосистем. В засушливые годы биомасса

уменьшается, видовое разнообразие падает, ландшафт приобретает более пустынный облик.

Надземная фитомасса во влажные годы может быть в 10 раз больше, чем в засушливые.

Для степей характерны семейства злаков, сложноцветных, в меньшей степени рестоцветных,

бобовых. По сравнению с тайгой здесь меньше мхов и лишайников, во многих ландшафтах они от-

сутствуют. В крупных флористических районах (Волжско-Донском, Причерноморском и др.) число

видов высших растений в черноземных степях примерно такое же, как в широколиственных лесах, то

есть близко к 2000. Химические черты степной флоры обусловлены геохимическими особенностями

среды, так как отдельные виды и роды формировались в этих ландшафтах. По макроэлементному

составу золы (общей биогенности) делят степные травы на три группы [77].

1) злаки с высоким содержанием Si и невысоким N;

2) бобовые со значительным накоплением К, С и N;

3) разнотравье, занимающее промежуточное положение. Среди степного разнотравья сложно-

цветные имеют в основном кальциевый и кальциево-натриевый состав золы, а маревые - кальциево-

натриево-магниевый. Кальций, кремний, железо и алюминий преимущественно накапливаются в кор-

нях, а натрий и калий - в надземных органах. Содержание золы в степных растениях выше, чем в лес-

ных, и нередко достигает 10 %.

Характерной особенностью биогеохимического круговорота в степных экосистемах является

скорость. Ежегодно в биогеохимические циклы вовлекаются сотни килограммов водных мигрантов

(на га), то есть значительно больше, чем в тайге (луговые степи - 700 кг/га, южная тайга - 155). В эко-

системах луговых степей с опадом ежегодно возвращается 700 кг/га водных мигрантов, в сухих - 150 (в

ельниках южной тайги - 120) [58].

Биогеохимический круговорот микроэлементов. Микроэлементный состав флоры черно-

земных и сухих степей сходен и определяется в основном систематической, филогенетической, био-

геохимической специализацией видов, родов и семейств. Выделяются гумидокатные виды, возник-

шие в гумидных ландшафтах и обогащенные в связи с этим катионогенными элементами, более

подвижными в кислой среде и ариданитные виды, сформированные в аридных ландшафтах и ак-

тивно поглощающие анионогенные элементы. Присутствует и переходная группа растений [2]. В

большей степени такая группировка отражает биогеохимическую специализацию микроэлементов.

Биогеохимическая структура экосистем в основном обусловлена ариданитными растениями

(сложноцветные, маревые, частично злаки) с достаточно хорошо выраженной бор - молибденовой

(анионофильной) специализацией, к которой иногда добавляются и некоторые катионогенные эле-

менты (серебро, медь), образующие в щелочной среде растворимые карбонатные комплексы, доступ-

ные растениям. На этом фоне локально встречаются гумидокатные (катионофильные) растения со

стронциево-марганцево-цинковой биогеохимической специализацией, приуроченные преимуще-

ственно к переувлажненным лесоболотным незасоленным местообитаниям (береза, ива, степные

кустарники) [58].

Биогеохимическая контрастность ландшафтов. В условиях фонового содержания хи-

мических элементов в питающей растения среде важную дифференцирующую роль приобретают

ландшафтно-геохимические условия миграции элементов (окислительно-восстановительная и ще-

лочно-кислотная обстановки, степень минерализации и состав вод и др.) и связанная с ними био-

геохимическая специализация растений по видам, родам и семействам. Оба этих фактора в свою

очередь, тесно связаны с геохимией элементов, их способностью мигрировать в определенных

ландшафтно-геохимических условиях. В некоторых случаях существует зависимость химического

состава растений от палеогеохимических особенностей ландшафтов, в которых происходило ви-

дообразование [1].

11

Химический состав растений сильно варьирует в зависимости от геохимических особенно-

стей почв и почвообразующих пород, семейств, родов и видов растений, биоморф, фаз вегетации,

погодных условий и других факторов. Геохимическая контрастность степных ландшафтов в зна-

чительной степени определяет довольно четкую приуроченность отдельных видов растений к

определенным местообитаниям. Лишь немногие из них встречаются в достаточно широком диапа-

зоне ландшафтно-геохимических условий. Поэтому в степях видовая биогеохимическая специали-

зация большинства растений неразрывно связана с эколого-геохимическими условиями местооби-

таний [58].

Разнотравно-типчаково-ковыльные степи на каштановых почвах. Эти степи распро-

странены на юге европейской части России, а также на аккумулятивных, денудационных и мелко-

сопочных равнинах Мугоджар и Центрального Казахстана в автономных, транзитных и аккумуля-

тивных позициях ландшафтов. В составе растительных сообществ в этих ландшафтах доминиру-

ющее положение занимают злаки, которые относятся к переходной группе растений между гуми-

докатными и ириданитными видами, т. е. примерно в равной степени поглощают микроэлементы

в катионной и анионной формах [1].

Злаками энергично мобилизуются только самые подвижные в этих ландшафтах элементы

(бор и молибден), что обеспечивает их дальнейшую латеральную миграцию. В целом, злаки ха-

рактеризуются определенной стабильностью своего микроэлементного состава, слабо зависящего

от экологических условий местообитания и геолого-структурных позиций региона [58].

Солонцово-солончаковые ландшафтыНесколько иную биогеохимическую специализа-

цию по сравнению со злаками имеют виды растений из семейства сложноцветных (в основном

полыни) и маревые, которые доминируют в подчиненных ландшафтах на каштановых солонцева-

тых почвах, солонцах, солонцах солончаковатых и солончаках. Щелочная среда в почвах способ-

ствует увеличению подвижных форм анионогенных элементов, элементов-комплексо-

образователей (гидролизатов) и части катионогенных элементов, способных образовывать в этой

обстановке растворимые соединения, что ведет к их более энергичному биологическому поглоще-

нию. Только среди растений этих семейств встречаются виды-концентраторы элементов – гидро-

лизатов, в основном слабо поглощаемых большинством растений [2, 59].

12

Глава 3. Объекты и методы исследований. Территория исследований занимала различные районы юго-востока Русской равнины. При

исследовании применялся широкий спектр геохимических, минералогических и петрофизических

методов.

3.1. Объекты исследований.

Объектами исследований были современные фоновые каштановые и светло-каштановые

почвы и голоценовые палеопочвы археологических памятников, погребенные под курганными

насыпями на различных временных интервалах, охватывающих средний и поздний голоцен. Ис-

следовано 5 курганных могильников: «Маляевка», «Авилово», «Калмыкия», «Колобовка», «Пере-

грузное». Они приурочены к различным природным районам Нижнего Поволжья (Приволжская,

Ергенинская возвышенности, Прикаспийская низменность) и элементам рельефа (водоразделы,

равнинные участки) (рис. 2, табл. 1).

I

IIIII1

2

34

5

Рис. 2. Объекты исследований.

Лессово-почвенные комплексы: I – разрез «Отказное», II – разрез «Порт-Катон», III –

разрез «Шабельское».

Курганные группы: 1 – «Авилово», 2 – «Маляевка, 3 – «Колобовка», 4-«Перегрузное», 5 –

«Калмыкия».

Исследованные погребенные педохроноряды представлены каштановыми, светло-

каштановыми почвами и солонцами разного гранулометрического состава (глинистого, тяжело-,

средне-, легкосуглинистого и супесчаного). Курганы имели мощность насыпи от 40 - 50 см до 190

- 200 см, диаметр 20 - 30 м. Современные фоновые почвы изучались в серии разрезов (свыше 10).

Исследованные педохроноряды включают палеопочвы, датированные различными периодами,

находящимися в интервале 6000 лет.

Второй группой изученных объектов являлись разновозрастные плейстоценовые лессово-

почвенные комплексы, приуроченные к различным природным районам юго-востока Русской рав-

нины: Терско-Кумской равнине (разрез «Отказное») и Азово-Кубанской низменности (разрезы

«Порт Катон», «Шабельское»).

30о

40о

50о

44о

52о

48о

Каспийское море

Черное море

Волга Дон

13

Таблица 1.

Географическое координаты объектов исследований.

Объекты исследований Координаты

Курганная группа "Перегрузное", Волгоградская область 47°45′N; 43°36′E

Курганная группа "Маляевка", Волгоградская область 48°42′N; 45°28′E

Курганная группа "Авилово", Волгоградская область 49°23′N; 43°59′E

Курганная группа "Колобовка", Волгоградская область 48°39′N; 45°28′E

Курганная группа "Калмыкия", республика Калмыкия 45°37′N; 44°25′E

Лессово-почвенный комплекс "Отказное", Ставропольский

край 44°19′N; 43°51′E

Лессово-почвенный комплекс "Порт-Катон", Ростовская об-

ласть 46°52′N; 38°45′E

Лессово-почвенный комплекс "Шабельское", Краснодарский

край 46°51′N; 38°28′E

3.2. Методы исследований.

Химические методы. В данном исследовании, измерения концентраций макро- и микро-

элементов в породах и почвах осуществлялись на рентгеновском аппарате «СПЕКТРОСКАН

МАКС – GV» по методике измерений массовой доли металлов и оксидов металлов в порошковых

пробах методом рентгенфлуорисцентного анализа (М049-П/04). Для измерения были выбраны

следующие элементы и соединения: Na2O, MgO, Al2O3, SiO2, P2O5, K2O, CaO, TiO2, MnO, Fe2O3, V,

Cr, S, Co, Ni, Cu, Zn, As, Rb, Sr, Ba, Pb, Hg, Zr, Mo, Sn, Cd, Ce, Cs, Ga, La, Nb, Sc, Y, Yb.

Подготовку пробы к анализу проводят в соответствии с ОСТ 10 259-2000 (раздел 6.2). Вы-

сушивание пробы до воздушно-сухого состояния проводят при температуре 105 Со. Сухая проба

должна быть измельчена так, чтобы максимальный размер частиц не превышал 1 мм. Измельчен-

ная масса пробы обычно избыточна для рентгеновского анализа, поэтому для его проведения от-

бирается рабочий образец массой 15-25 г. С этой целью применяют квартование пробы. Этот при-

ем заключается в следующем. Высушенную и измельченную пробу рассыпают на ровной поверх-

ности в виде квадрата, толщиной слоя 2 мм. Квадрат делят диагоналями на четыре треугольника,

причем содержимое одной пары противоположенных треугольников объединяют вместе, образую

таким образом первый рабочий образец, а другую пару используют в качестве второго рабочего

образца (дубликата). Если полученный рабочий образец значительно превышает 25 г, то с ним

вновь проводят процедуру квартования. Рабочий образец должен быть дополнительно измельчен

до пудры на оборудовании не загрезняющем пробу. Для этого мелющие элементы оборудования

(ступки и истирателя) не должны содержать определяемых элементов. Степень измельчения счи-

тают удовлетворительной, если выход класса – 71 мкм после измельчения не менее 95 %.

Измельченная средняя проба помещалась в специальную кювету. Стандартная навеска бы-

ла не менее 200 г. Для измерения навесок, массой менее 200 мг применялись специальные калиб-

ровки и технология изготовления образцов с применением борной кислоты. Количественные ка-

либровки производились с помощью комплекта Государственных стандартных образцов состава

почв, а также стандартных образцов пород и почв, полученных от Института Геологии универси-

тета Мехико (Мексика) Измерение основано на изменении индуктивности катушки, вызванном

присутствием образца почвы. [119].

- чернозема типичного (комплект СЧТ)

- дерново-подзолистой супесчаной почвы (комплект СДПС)

- красноземной почвы (комплект СКР)

- почвы серозема карбонатного (комплект ССК).

14

- доломита (комплект IGLd-1)

- известняка (комплект IGLc-1)

- андезита (комплект IGLa-1)

- нефелинового сиенита (комплект IGLsy-1)

-эгиин-авгитового сиенита (комплект IGLsy-2)

- эгиринового сиенита (комплект IGLsy-4)

- габбро (комплект IGLgb-3)

- латеритной почвы (комплект IGLs-1)

Главным преимуществом рентгенфлуоресцентного метода является возможность анализа

твердофазных проб, возможность одновременного определения нескольких элементов. Кроме то-

го, рентгенофлуоресцентный анализ является недеструктивным, то есть с химическим составом

пробы в ходе анализа не происходит никаких изменений. Это может быть важным при малом ко-

личестве пробы.

Магнитные методы. Магнитные свойства дисперсных систем имеют существенное зна-

чение для физической характеристики почвогрунтов и при использовании магнитного поля в их

технологии. Способность вещества намагничиваться характеризуется магнитной восприимчиво-

стью. В состав почвы входят вещества, обладающие различной магнитной восприимчивостью:

1. Диамагнетики χ <0 намагничиваются в магнитном поле противоположно внешнему маг-

нитному полю. Величина χ в них колеблется в пределах (3,78—11,3) 10-6

СИ. К диамагнетикам

относятся ортоклаз, кальций, кварц, вода и органическое вещество.

2. Парамагнетики и антиферромагнетики имеют χ>0 в пределах (12,6—1172) 10-6

СИ. К

ним относятся доломит, мусковит, биотит, гематит, сидерит, лепидокрокит, гетит и др.

3. Ферромагнетики и ферримагнетики — это базальты, андезиты, габбро, магнетит, магге-

мит и др. Магнитная восприимчивость их высокая: (3,15—6,05) 10-3

СИ у базальтов, андезитов; до

(37,8—100,8) 10-3

СИ у маггемита и магнетита. Таким образом, магнитная восприимчивость почв

складывается из магнитной восприимчивости диа-, пара- и ферромагнетиков.

Магнитная восприимчивость χ наиболее изученная характеристика. Максимальное значе-

ние ее в красноземах (на базальтах и андезитах) и черноземах, минимальное — в почвах тундры и

во всех гидроморфных. В профиле почв наибольшая χ в горизонте А и иллювиальном горизонте В.

Величина χ может служить хорошим индикатором ряда элементарных почвенных процессов

(оглеение, оглинение, осолодение, дернового) для изучения железистых минералов в почве—-их

миграции и трансформации в процессе почвообразования [24].

Авторами ряда работ показано, что характер профильного распределения магнитной вос-

приимчивости в погребённых почвах позволяет судить об условиях, в которых происходила их

эволюция [24, 103. 104]. В частности, разработан новый подход для реконструкции количества

атмосферных осадков в разные исторические эпохи по результатам изучения магнитной минера-

логии палеопочв степей в голоцене и плейстоцене. Проведенные статистические расчеты проде-

монстрировали прямые корреляции величин прироста относительно материнской породы магнит-

ной восприимчивости и других магнитных характеристик современных почв со среднегодовыми

осадками (R2 >0.9). Среднегодовая норма атмосферных осадков (мм) = 86.4Ln(B - C) + 90.1, где

(B - C) – прирост магнитной восприимчивости в результате почвообразования, (R2=0.93). На ос-

новании установленной зависимости по данным магнитных измерений палеопочв отдельных хро-

норядов, возможно определение количества атмосферных осадков в прошлые исторические и гео-

логические эпохи [9, 92, 106. 107].

Измерения показателя магнитной восприимчивости проводились в лабораторных условиях

на приборе «KAPPABRIDGE KLY-2». Измерение основано на изменении индуктивности катушки,

вызванном присутствием образца почвы. [24].

Минералогические методы. Минералогический состав илистой (< 2 мкм) фракции почв

был изучен методом рентгеновской дифрактометрии на установке ДРОН-3 (CuK-излучение, Ni-

фильтр) в режиме сканирования с шагом 0.1 2 и временем сканирования 5 сек. Илистая фракция

для исследования была получена отмучиванием из растертого резиновым пестиком в состоянии

влажной пасты образца. Препараты для съемки готовили с использованием стандартной (20 мг)

навески образца методом осаждения водной суспензии на стекло размером 25 мм х 25 мм. Изуче-

ны образцы в Mg- форме, насыщенные этиленгликолем и прокаленные до 350 и 550 С. Оценку

количественного содержания групп глинистых минералов проводили по методике Бискайя.

15

Глава 4. Геологическое строение и природные условия района исследований.

Описываемая территория расположена в пределах юго-восточной части Русской равнины

и по характеру рельефа представляет собой равнинное пространство с уклонами поверхности не

превышающими 1-3о. Коэффициент густоты речной сети колеблется от 0,1 на юге до 0,2 на севере

[44]. В пределах исследуемой территории выделяются следующие крупные орографические эле-

менты: Приазовская равнина, Азово-Кубанская низменность, Ергенинская возвышенность, При-

волжская возвышенность, Прикаспийская низменность и Терско-Кумская равнина.

4.1. Приволжская возвышенность, Ергенинская возвышенность,

Прикаспийская низменность.

Описываемые орографические элементы занимают восточную часть исследуемой террито-

рии и располагаются в пределах сухих и пустынных степей, которые характеризуются дефицитом

влаги, сложной структурой почвенно-растительного покрова, разнообразием ландшафтов. В пре-

делах этой территории изучались фоновые каштановые почвы и голоценовые палеопочвы архео-

логических памятников (курганные группы «Авилово», «Калмыкия», «Маляевка», «Колобовка»),

погребенные под курганными насыпями на различных временных интервалах, охватывающих

средний и поздний голоцен.

Геология и история развития. Фундамент территории сформировался в докембрийское

время. Начиная с девонского времени и до конца палеогена, морские условия доминировали. В это

время происходило активное осадконакопление, что привело к созданию мощнейшего осадочного

чехла. Его мощность колеблется от 400 - 800 м за р. Хопёр до 10 км в Заволжье. В конце палеогена

- начале неогена на территории района существовал мелководный полтавский бассейн, в котором

откладывались белые кварцевые мелкозернистые пески мощностью до 20-25 м. В четвертичный

период территория испытала четыре ледниковые эпохи. Ранняя из них – Донская была наиболее

продолжительная. Ледник достиг низовьев р. Медведицы. О древнем распространении четвертич-

ного Каспийского моря в Нижнем Поволжье можно судить по развитым здесь древнекаспийским

отложениям, состоящим из двухярусов-нижнего (хазарского) и верхнего (хвалынского), которые

явились следствием одноимённых трансгрессий.

В значительной части территории к западу от Волги поверхность состоит из песков, песча-

ников, мела, являющихся осадками мезозойских морей. В отложениях мелового периода наблю-

даются пласты ожелезнённых песчаников. Палеогеновые осадки представлены переслаиванием

белых кварцевых и серо-зелёных кварцево-глауконитовых песков различной зернистости с песча-

никами и опоками. Пласты солей и гипса располагаются повсеместно на глубине несколько кило-

метров и только в зонах соляных куполов (Светлый Яр, Эльтон) поднимаются до нескольких со-

тен метров от поверхности. Отличительной особенностью региона является распространение по-

кровных лессовидных отложений. Они широко распространены в правобережных районах Волги.

Мощность лессовидных отложений колеблется от 10 - 20 м до 40 - 50 м. Подстилающими порода-

ми для лессовидных отложений служат пески различного геологического возраста. Прикаспийская

низменность сложена древнеморскими лессовидными отложениями, мощность которых 10 - 15 м

[56].

Рельеф. С конца миоцена на всей территории региона установились континентальные

условия. С этого времени под действием различных процессов денудации и аккумуляции первич-

ная олигоцен-миоценовая морская равнина претерпела изменения, в результате которых был вы-

работан современный рельеф территории. Средняя абсолютная высота поверхности составляет 96

м, самая высокая отметка рельефа 358 м расположена в пределах Приволжской возвышенности, а

наиболее низкая (-15 м), по берегам озера Эльтон [21].

В целом, рельеф изучаемой территории можно охарактеризовать как равнинный. Выделя-

ются следующие орографические районы: Приволжская возвышенность, Ергенинская возвышен-

ность, Прикаспийская низменность. Приволжская возвышенность расположена вдоль правого бе-

рега Волги. Наибольшей высоты она достигает между реками Медведицей и Иловлей. Здесь с се-

вера на юг, друг друга сменяют гряды – Большой Услон, Гусельско-Тетеревятский кряж, Доно-

Медведицкая гряда. Поверхность их обычно ровная, а края обрывистые, рассечённые оврагами.

Гусельско-Тетеревятский кряж - самый высокий в регионе. Его абсолютная высота достигает 358

м.

16

Ергенинская возвышенность характеризуется преобладанием волнистых водоразделов, с

плавными склонами речных долин и балок. Возвышенность довольно круто обрывается на во-

сточном направлении, а западный склон полого опускается к долине Дона. Отметки поверхности

не превышают 150 - 180 м. Высшие точки Ергеней, в их юго-восточной части, превосходят 190 м

(максимальная высота 222 м).

Значительную часть площади Нижнего Поволжья занимает Прикаспийская низменность.

Современный облик низменности обусловлен существованием здесь когда-то Хвалынского моря.

Поверхность низменности осложнена падинами и лиманами. Овражно-балочная сеть развита не-

значительно. Волго - Ахтубинская долина разделяет Прикаспийскую низменность на левобереж-

ный и правобережный участки. Поверхность глинисто-суглинистых равнин Заволжья почти со-

вершенно лишена оврагов, балок и речных долин и представляет собой почти незатронутое эрози-

ей дно древнего Каспия. Немногое исключение составляют река Еруслан и его притокТоргун, не-

большие речки Хара, Ланцуг, впадающие в котловину озера Эльтон, а также редкие овраги.

Гидрография. По территории региона протекает около 200 рек различной величины. Они

относятся к бассейнам Азовского и Каспийского морей, Прикаспийскому бессточному бассейну.

Зимой реки замерзают, ледостав обычно наступает в конце ноября - начале декабря, а заканчива-

ется в начале апреля. Продолжительность ледостава 3 - 4 месяца. Режим рек отражает особенности

континентального климата. Основная доля в питании рек за счёт талого снега, меньшую долю со-

ставляют дождевое и грунтовое питание [21].

Озёра распространены главным образом в поймах рек. Вдоль Ергеней вытянулась цепь

пресных Сарпинских озёр (Сарпа, Цаца) - следов древнего русла Волги. На Прикаспийской низ-

менности встречаются соляные озёра, образование которых связано с тектоническими впадинами

и засоленными горными породами.

Глубина залегания грунтовых вод в пределах изучаемой территории различна, что находит

своё отражение в ландшафтной структуре. Для глубины свыше 10 м характерны автоморфные

ландшафты; 10 - 7 м - практически автоморфные; 7 - 3 м - полугидроморфные; 3 - 1,5 м - гидро-

морфные с луговыми почвами; 1,5 - 1 м - гидроморфные с влажно-луговыми почвами; 1 - 0,5 м -

болотные. Минерализация грунтовых вод по территории различна. Для Приволжской возвышен-

ности до 1 г/л; на Ергенинской возвышенности 1 - 3 г/л; Хвалынская равнина характеризуется

наиболее минерализованными водами – 30 - 120 г/л [56].

Климат. Климат изучаемой территории умеренно континентальный. Атмосферная цирку-

ляция отличается по сезонам. Зимой регион находится под влиянием Сибирского (Азиатского)

антициклона. Летом наблюдается воздействие западного переноса воздушных масс Атлантическо-

го океана, которые несут циклональную погоду. В течение всего года возможно проникновение

сухого арктического воздуха. Через Нижнее Поволжье проходит ось Воейкова, по которой осу-

ществляется сезонное продвижение воздушных масс вглубь континента и наоборот.

Количество осадков в регионе выпадает неравномерно. В Заволжье в течение года выпада-

ет 270 - 300 мм осадков, на северо-западе – 400 - 500 мм. Две трети осадков приходится на тёплый

период (с апреля по октябрь). Снежный покров на севере и северо-востоке области достигает 16 -

20 см, в центральных, заволжских и южных районах 6 - 12 см. Снег удерживается в течение 80 -

120 дней и полностью сходит в конце марта - начале апреля. Коэффициент увлажнения по Н. Н.

Иванову колеблется по районам: от 0,6 на северо-западе до 0,4 на юго-востоке.

Сумма температур воздуха выше 10°С равна 3000 - 3200° для Приволжской и Ергенинской

возвышенностей, 3200 - 3400° для Заволжья и Западного Прикаспия. Средний из абсолютных го-

довых минимумов температуры воздуха для района составляет: - 25 - 30°С. Среднемесячные ам-

плитуды составляют 30 - 32°, а максимальные и минимальные – 70 - 80°. В июле суточная ампли-

туда может достигать 11 - 12°.

Средние январские температуры понижаются с юго-запада на северо-восток от -8 до -12°С.

В отдельные дни температура опускается до -20 - 26°С, абсолютный минимум -40°С Средние

июльские температуры повышаются с северо-запада на юго-восток до 22 - 24°С. В жаркие дни

воздух прогревается до 34 - 36°С, а абсолютный максимум составляет 41 - 45°С.

Нижнее Поволжье относится к районам с повышенными скоростями ветра, чему способ-

ствует преобладание открытых безлесных пространств. Среднемесячная скорость ветра наблюда-

ется с ноября по март и составляет 4,5 - 7 м/с. Летом она не превышает 4,5 м/с. За год бывает до 20

- 30 дней с сильными ветрами (скорость более 15 м/с), наибольшее число их наблюдается зимой.

Максимальная скорость ветра достигает 35 м/с. Наряду с сильными ветрами может быть от 30 до

80 штилей. В холодный период года преобладают юго-восточные и восточные ветры, а по долине

17

Волги - северо-восточные. В тёплое время года, начиная с мая, возрастает повторяемость запад-

ных ветров. Общая продолжительность солнечного сияния на изучаемой территории составляет

2100 часов на севере и увеличивается до 2300 часов на юге. Значения радиационного баланса со-

ставляют 45 - 50 ккал/см2 в год. В течение 10 месяцев радиационный баланс положительный, что

свидетельствует о хорошей обеспеченности теплом.

Растительность. Основным типом растительной ассоциации в Нижнем Поволжье являет-

ся типчаково-полынно-злаковая. Из дерновидных злаков в ассоциациях этого типа преобладают

ковыль Лессинга (Stipa Lessinqiana), типчак (Festuca sulcata), тонконог (Koeleria qracilis), ковыль

тырса (Stipa capillata), ковыль узколистная (Stipa stenophyela), полевица (Aqrostis alba); из корне-

вищных злаков - костёр безостный (Bromus inermus), пырей ползучий (Aqronyrum repens); из числа

разнотравья значение имеют - полынь австрийская (Artemisia austriaca), астрагалы (Astraqalus),

шалфей (Salvia). В некоторых ассоциациях встречаются ромашник (Pyrethrum achilleifolium),

прутняк (Kochia prostrata). Большую роль в черно-полынной ассоциации играют эфемеры: мартук

(Eremopyron), перечник (Zepidium perfoliatum), тюльпан Шренка (Tulipa schrenkii). Проективное

покрытие составляет от 30 до 100 %.

В рассматриваемом районе встречаются байрачные леса, которые занимают нижние части

склонов и днища балок. Их видовой состав следующий: дуб с подлеском из татарского клёна

(Acertataricum) с небольшой примесью бересклета бородавчатого (Evonymus verrucosa), среди раз-

нотравья преобладает звездчатка (Stellaria), мятлик боровой (Роа nemoralis), фиалка удивительная

(Viola mirabilis), ландыш (Convallaria majalis).

4.2. Терско-Кумская равнина.

Терско-Кумская равнина занимает промежуточное положение между двумя крупными

геолого-структурными областями Предкавказья - Ставропольским поднятием на западе и Каспий-

ской впадиной на востоке. Объектом изучения на данной территории являлся лессово-почвенный

комплекс «Отказное».

Геология и история развития. Район исследований расположен в пределах западного кры-

ла Терско-Кумской впадины, что определяет пологое погружение отложений верхнего плиоцена

на восток и юго-восток, увеличение в этом направлении мощности осадков и постепенное выпаде-

ние из разреза континентальных фаций. Район находится за границей морских четвертичных

трансгрессий. Осадконакопление здесь определялось положением его в перигляциальной зоне, в

области мощного лёссонакопления и почвообразования. Мощность субаэральных отложений кон-

тролировалась постоянным восточным переносом эолового материала и более быстрым, по срав-

нению с периферией, опусканием центральной части Терско-Кумской депрессии, способствовав-

шим увеличению мощностей с запада на восток.

Отложения акчагыльского яруса развиты в районе повсеместно. Они залегают трансгрес-

сивно на размытой поверхности верхнесарматских отложений. Подошва акчагыльских отложений

круто погружается на восток к Терско-Кумской впадине. Основание разреза слагают континен-

тальные лагунно-озерные жирные тонкодисперсные глины в кровле с прослоями песков, с фауной

и растительными остатками. Они перекрываются толщей песчано-глинистых морских отложений,

представленных серыми глинами и того же цвета мелко- и среднезернистыми песками с мало-

мощными прослоями песчаника, мергеля и, редко, известняка-ракушечника. В исследованном

районе мощность фаунистически охарактеризованной толщи достигает 108 м [84].

Осадки апшеронского яруса, как и акчагыльские, имеют в районе работ повсеместное

площадное развитие и представлены породами морских и континентальных фаций. Постепенное

опреснение и регрессия, которые наступили после времени максимальной акчагыльской транс-

грессии, привели к возникновению на обширной приморской равнине по мере освобождения ее

из-под вод морского бассейна фаций блуждающих русел, обширных дельт, пресноводных озер и

остаточных лиманов.

В общепринятых схемах граница между акчагыльскими и апшеронскими ярусами прово-

дится внутри этой переходной толщи, мощность которой 32 м. Морские отложения апшеронского

яруса представлены серыми (с различными оттенками) слоистыми и неяснослоистыми глинами и

разнозернистыми глинистыми песками тех же окрасок, маломощными прослоями песчаников и

мергелей.

Континентальная часть разреза апшеронского яруса представлена лиманно-озерными, ал-

лювиальными и субаэральными отложениями, слабо погружающимися на восток в глубокие части

18

Терско-Кумской впадины. В разрезе выделяются две пачки: нижняя - существенно песчаная, верх-

няя - глинистая. Нижняя представлена переслаиванием мелко- и среднезернистых глинистых се-

рых песков с желтыми песчаниками, нередко мергелистыми глинами. Верхняя часть разреза сло-

жена преимущественно пестроцветными глинами, местами ожелезненными и опесчаненными.

Мощность нижней пачки 111 м, верхней — 92 м [84].

Четвертичные отложения представлены исключительно континентальными образования-

ми. Основную часть разреза составляют субаэральные пылеватые суглинки и супеси, разделенные

почвами и педокомплексами; подчиненную роль играют песчано-гравийные, песчано-галечные

отложения аллювия древних и современных долин, песчано-глинистые озерно-болотные осадки. В

основу расчленения мощного лёссово-почвенного комплекса положены данные палеопедологиче-

ских, палеомагнитных исследований, проведенных отделом палеогеографии Института географии

АН СССР.

Максимальные мощности (до 130 - 140 м) лёссовых отложений отмечаются на водоразделе

рек Кума - Горькая Балка. На левобережье, на террасах мощность покрова составляет 5 - 15 м.

На правобережье выделено два лёссовых комплекса общей мощностью около 140 м, кото-

рые с размывом перекрывают морские акчагыльские отложения. Нижний комплекс представлен

пачкой аллювиально-пойменных отложений и лёссово-почвенной серией, включающей три гори-

зонта буро-коричневых почв, разделенных деградированными, в настоящее время обводненными,

суглинками. Общая мощность осадков этого комплекса 45 м.

Рельеф. Морфологически территория представляет собой относительно возвышенную рав-

нину, полого наклоненную на восток. Абсолютные отметки территории изменяются от 156 до 246

м [84].

Гидрография. Объект расположен в долине р. Кумы и на водоразделах этой реки с реками

Мокрый Карамык и Горькая Балка. Долина р. Кумы асимметрична, с крутым обрывистым правым

склоном (от 4 до 25°), он сильно расчленен балочно-овражными понижениями и террасированным

левым бортом долины. Река Кума — главная водная артерия района, сильно меандрирует, образуя

плавни, заболоченные участки, старицы. Ширина русла 10 - 15 м, глубина 0,5 - 1,5 м.

Климат. Климат района умеренно-континентальный, с жарким сухим летом и мягкой, с

частыми оттепелями зимой. Годовая норма осадков изменяется от 370 мм на северо-востоке до 440

мм на юго-западе. Средняя многолетняя температура воздуха колеблется в пределах плюс 10,3 -

10,4°.

Характерным для климата района являются резкие амплитуды температур летнего и зим-

него периодов и значительная испаряемость, которая превышает годовую сумму осадков в 1,5 - 2

раза. Высокой испаряемости способствуют сильные восточные ветры. Среднегодовая многолетняя

скорость ветра изменяется в пределах 4,4 - 5,6 м/с. В северо-восточной части рассматриваемого

района скорость ветра достигает иногда 25 - 30 м/с.

Согласно почвенно-географическому районированию, проведенному в 1961 г. АН СССР,

район характеризуется следующими агроклиматическими условиями: по обеспеченности растений

теплом он относится к умеренному поясу с годовой суммой температуры воздуха 3400 - 4000°; по

количеству осадков - к зоне лесостепи и степи, последняя подразделяется на слабозасушливую

подобласть (южная часть района) и засушливую (северная). Основным типом растительной ассо-

циации является типчаково-полынно-злаковая.

4.3. Азово-Кубанская низменность.

Следующий исследуемый район располагался на территории Азово-Кубанской низменно-

сти простирающейся от северных склонов Западного Кавказа до низовьев Дона и Маныча. (Спи-

ридонов А. И., 1978) На территории располагались лессово-почвенные комплексы «Порт Катон» и

«Шабельское».

Геология и история развития. Азово-Кубанская низменность в основном соответствует

Азово-Кубанской впадине Скифской плиты и Западнокубанскому (Индоло-Кубанскому) передо-

вому прогибу. Северная окраина низменности захватывает погребенный Ростовский выступ Укра-

инского кристаллического щита. Обе отрицательные структуры продолжаются к западу во впа-

дине Азовского моря.

Мэотическая и понтическая трансгрессии охватывали все Причерноморье и Приазовье,

киммерийский и куяльницкий бассейны сосредотачивались в Азово-Кубанской впадине, в Карки-

нитском, Сивашском и Индоло-Кубанском прогибах, а еще более поздние акчагыльский и апше-

19

ронский бассейны – только в продолжавших прогибаться Азово-Кубанской впадине и Индоло-

Кубанском прогибе. После умеренных плиоценовых погружений на территории Азово-Кубанской

низменности в среднем и позднем плейстоцене произошли слабые поднятия, самые низовья Куба-

ни продолжали прогибаться и в четвертичное время [82].

Большую северную часть низменности занимают лессовые аккумулятивно-эрозионные

равнины. В их основании залегают мощная толща средне- и верхнеплиоценовых солоноватовод-

ных и пресноводных отложений, представленных чередованием пестроцветных глин и песков с

прослоями гравия и галечника. Выше по разрезу залегает горизонт верхнеплиоценовых «скиф-

ских» красных глин, в свою очередь перекрывающихся четвертичными лессовидными суглинками

[82].

Рельеф. В связи с господствовавшими в новейшее время опусканиями и аккумуляцией ло-

кальные структуры Азово-Кубанской впадины слабо выражены в рельефе. Она очень полого по-

вышается в сторону Ставропольской возвышенности. Преобладающие высоты – до 120 м, от 0 у

берегов Азовского моря до 200 м вдоль южной и восточной границы [82].

Климат. Климат умеренно континентальный. Амплитуда годовых колебаний температуры

воздуха достигают 69 - 78оС. Средняя годовая температура возрастает с севера на юг от 8,3 до 9,4

оС. В наиболее холодные зимы абсолютный минимум температуры воздуха достигает -30, 4

оС.

Минимальная средняя месячная температура января -5,9оС. Наиболее теплым месяцем является

июль со средней температурой 24,1оС и абсолютным максимумом, достигающим 40,7

оС. Безмо-

розный период длиться в среднем 169 - 192 дня. Преобладают ветры восточного направления, в

летнее время они уступают место западным и юго-западным. Средние годовые скорости ветров

4,0 - 4,9 м/сек.

Количество осадков уменьшается с северо-запада на юго-восток – от 487 мм до 318 мм. На

теплый период года приходятся две трети годовой суммы осадков. Снежный покров обычно не-

устойчив, высота его от 27 см до 55 см. Превышение испарения над осадками обуславливает зна-

чительный дефицит влажности, приводящей к сухости климата. Глубина промерзания почвы не-

значительная (не более 33 - 38 см) [82].

Растительность. Естественный растительный покров представлен разнотравно-

типчаково-ковыльными степями, в которых преобладают ксерофитные злаки: ковыль, типчак, ки-

пец, пырей, тимофеевка, степной костер. К долинам Дона и Сала приурочены пойменные луга,

наиболее характерной растительностью которых, является типчак, кермек, степная осока.

Гидрография. Гидрографическая сеть в пределах района развита широко. Крупнейшими

реками являются Кубань и Егорлык. Эти реки в верховьях относятся к горным, а в нижнем тече-

нии на равнинах приобретают черты равнинных рек.

К северу от реки Кубань протекают реки равнинного типа: Кирпили, Бейсуг, Бейсужек,

Челбас, Ея. Они имеют очень малые уклоны – несколько см на 1 км, поэтому скорость их незначи-

тельна. Зимой они покрываются льдом, весной сбрасывают 70 % годового стока, а летом почти

ежегодно пересыхают. Таганрогский залив имеет длину около 150 км, ширину от 20 до 45 км.

Глубина его незначительна (5 - 6 м). Амплитуда колебаний уровня воды в течение года достигает

3 - 4 м [82].

20

Глава 5. Исследование голоценовых палеопочв юго-востока Русской равнины.

Основной задачей исследований погребенных под курганными насыпями голоценовых па-

леопочв была апробация метода геохимических коэффициентов в отложениях, формировавшихся

в природных условиях степной и сухостепной зоны, а также сравнение их с результатами других

методов с целью получения универсальных геохимических показателей, которые могли бы быть

использованы для проведения палеогеографических реконструкций природной среды, анализа ве-

щественного состава и условий осадконакопления в более древних плейстоценовых отложениях.

Также предполагалось проследить поведение отдельных химических элементов и вариацию их

концентраций во времени, в связи с природной эволюцией окружающей среды, а также оценить

скорость и направленность этих изменений.

Для решения поставленных задач, объектами исследований были выбраны современные

фоновые каштановые почвы и голоценовые палеопочвы, погребенные под курганными насыпями

археологических памятников «Авилово», «Калмыкия», «Колобовка», «Маляевка», «Перегрузное».

Они приурочены к различным природным районам Нижнего Поволжья (Приволжская, Ергенин-

ская возвышенности, Прикаспийская низменность, террасы Волги).

5.1. Курганная группа «Авилово».

Исследованный педохроноряд включает палеопочвы, развитые на территории Приволж-

ской возвышенности ~5100, ~4900, ~4000, ~1900, ~1750, ~700 лет назад. Время создания курган-

ных насыпей, а следовательно, погребения палеопочв, определялось на основе существующей

хронологии и периодизации археологических культур (табл. 2.).

Выбор курганной группы «Авилово», как объекта для калибровки, обоснован представи-

тельностью хроноряда, расположением объектов на водоразделе на небольшом расстоянии друг от

друга, а также их формированием на одной и той же породе.

Для исследования вариаций химических элементов и показателей во времени важно, чтобы

палеопочвы развивались на одной и той же материнской породе. Коэффициент TiO2/Al2O3 позво-

ляет оценить однородность почвообразующих пород и определить наличие привноса вторичного

материала [22, 93] (рис. 3). Из графика видно, что почвы являются идентичными (и литологически

однородными), сформированными на одной материнской породе. Также не отмечается поступле-

ние вторичного материала на этапах почвообразования.

По показателям, характеризующим поведение легкорастворимых солей Na2O/K2O,

(K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3 (Retallack G. J., 2001, 2003) наблюдается резкое увеличение степени

засоления на этапах ~4000 и ~1750 лет назад. В эти же периоды отмечается накопление почвенных

карбонатов, о чем свидетельствует повышение значений коэффициента (CaO+MgO)/Al2O3 (рис. 4).

На этапах, существовавших ~ 4000, ~1900 и ~1750 лет назад отмечается уменьшение ин-

тенсивности окисления и биологической активности, характеризующиеся коэффициентами

(Fe2O3+MnO)/Al2O3, MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/ Fe2O3 [114, 117]. Максимальные значе-

ния характерны для палеопочв, погребенных ~5100, ~700 лет назад и современных почв (рис. 5).

Коэффициент выветривания Al2О3/(СаО+Na2O+K2O+MgO) также показывает уменьшение

значений от ~5100 к ~4000 лет назад, где отмечается минимум развития процессов выветривания

(рис. 6). Второй минимум приходится на период ~1750 лет назад. В процессе гидролитического

выветривания идет разрушения легкорастворимых минералов в результате реакций гидролиза и

последующим выносом СаО, Na2O, K2O, MgO которые являются основными катионами, выноси-

мыми в почвенные растворы [116, 117]. Максимальные значения отмечаются ~700 лет назад и на

современном этапе. Также высокие значения характерны для рубежа в 5100 лет, что, вероятно,

связано с относительно высокой увлажненностью в этот период и выноса карбонатов из верхних

горизонтов почвы, о чем свидетельствует уменьшение значений показателя (CaO + MgO)/Al2O3

(см. рис. 4).

Из профильного распределения отношения Rb/Sr также видно, что наибольшая интенсив-

ность гидролитического выветривания отмечалась на этапах ~700 лет назад и современную эпоху,

минимум приходится на рубеж ~4000 лет назад. В эти же периоды (~700 лет назад и современный

этап) на исследуемой территории стали интенсивно проявляться процессы выщелачивания, на что

указывают значения коэффициента Ba/Sr. Минимальные значения характерны для периода ~ 4000

лет назад (см. рис. 6).

21

Результаты изучения отношения концентраций основных элементов в горизонтах А разно-

возрастных палеопочв и фоновых значений, характерных для пород района, показывают, что в

процессе почвообразования наиболее интенсивно варьируются содержания SiO2, Al2O3, Na2O,

MgO, CaO, Fe2O3 (рис. 7).

Таблица 2

Соотношения между археологическими культурами и временной шкалой,

летоисчисление до нашей эры [92] .

Археологическая эпоха Период Время, лет

назад

Радиоуглеродная датировка,

лет назад

Настоящее время XX–XXI век н.э. 0–50

Средневековье

XV–XVII век н.э. 300–500

XII–XIV век н.э. 600–800 625±25, 700±100, 700±100

Хохлова О. С. И др. (2004)

V–IX век н.э. 900–1500

Железный век

Позднесарматская культура

(II–IV век н.э.) 1800–1600

1890±60, 1825±25 Хохлова

О. С. и др. (2004)

Среднесарматская культура

(I век до н.э.– I век н.э.) 1900–2100

Раннесарматская культура

(400 лет до н.э.–100 лет до

н.э.)

2100–2400

2320±50 Алексеев А. О. и

др. (2002); 2250±50, 2325±25

Хохлова О. С. и др. (2004)

Сарматская культура

(600 лет до н. э.–400 до н.э.) 2400–2600

2510±50, 2570±50 Алексеев

А. О. и др. (2002); 2550±50

Хохлова О. С. и др. (2004)

Эпоха бронзы

Срубная культура


н.э.)

3200–4000 3960±40 Шишлина Н. И. и

др. (2000)

Катакомбная культура


н.э.)

4000–4700

4120±70, 4260±120,

4410±100 Шишлина Н. И. и

др. (2000); 4400±100 Хохло-

ва О. С. И др. (2004)

IV–III тысячелетие до н.э. 5000–6000 5100±50 Борисов А. В.

(2004) Ранняя бронза

Поздний Энеолит

22

TiO2/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,02 0,04 0,06 0,08 0,1

Глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Рис. 3. Распределение значений коэффициентов TiO2/Al2O3 в профилях разновозраст-

ных палеопочв курганной группы «Авилово».

Na2O/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,1 0,2 0,3 0,4

Гл

убина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время, лет

назад

Na2O/K2O

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3

глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время, лет

назад

(K2O+Na2O)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,2 0,3 0,4 0,5 0,6

Глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

(CaO+MgO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3 4

Гл

убина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время, лет

назад

Рис. 4. Распределение значений коэффициентов засоления (Na2O/K2O,

(K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3) и окарбоначивания (CaO+MgO)/Al2O3 в профилях разновозраст-

ных палеопочв курганной группы «Авилово».

23

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,15 0,17 0,19 0,21

Глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

MnO/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,004 0,009 0,014 0,019

Глуб

ина

, см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

MnO/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,03 0,05 0,07 0,09

Гл

убина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1,02 1,04 1,06 1,08

Глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Рис. 5. Распределение значений коэффициентов интенсивности окисления

((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности (MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3,

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3)в профилях разновозрастных палеопочв курганной группы «Авилово».

Изменения концентраций Na2O, CaO, и MgO, также как и коэффициенты Na2O/K2O,

(K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3 и (CaO+MgO)/Al2O3 отражают поведение солей и карбонатов в поч-

венном профиле.

К характерным признакам большинства почв Нижнего Поволжья относится наличие акку-

муляций легкорастворимых солей и гипса. Их содержание и особенности профильного распреде-

ления отражают условия почвообразования и, прежде всего, степень атмосферной и грунтовой

увлажненности [50]. Степная зона относится к числу природных регионов, где имеет место дефи-

цит атмосферной влаги.

Поэтому изменение количества осадков в ту или сторону существенным образом сказыва-

ется на состоянии почв и находит отражение в формировании, исчезновении или степени выра-

женности их различных свойств и признаков.

На основании полученной для современных почв региона зависимости магнитных пара-

метров от атмосферных осадков [10, 106, 107], в предшествующих исследованиях были проведены

количественные климатические реконструкции для разных археологических эпох (рис. 8) [10, 92].

В частности, расчеты показали, что ~5000 лет назад в регионе началась постепенная аридизация

климата, достигнув максимума ~3500 - 4000 лет назад с уменьшением уровня атмосферных осад-

ков до 15 % по сравнению с современной нормой, обусловив активизацию процессов соленакоп-

ления, дегумификации, окарбоначивания, эрозии почв. ~1900 лет назад отмечается некоторое уве-

личение атмосферной увлажненности, которое сменилось очередным засушливым периодом

~1750 лет назад. ~700 лет назад имел место климатический оптимум с максимумом увлажнения за

последние 5000 лет [6, 7, 8, 9, 10, 92].

24

Эти данные подтверждаются значениями индекса химического выветривания (изменения),

предложенного Г. Несбитом и Г. Янгом CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]100 и рассчитывае-

мого по молекулярным количествам петрогенных окислов. Он отражает соотношение первичных

и вторичных минералов в общем образце и может быть использован как климатический показа-

тель [111]. Невыветрелые породы характеризуются значениями CIA ~50 ед., тогда как сильно вы-

ветрелые их разности имеют CIA до 100 единиц. Показатель CIA для полевых шпатов составляет

~50; для биотита, роговой обманки и пироксена 50 - 55, 10 - 30, 0 - 10 соответственно; для вторич-

ных глинистых минералов и хлорита ~100; для иллита и смектита 80 - 85 [110].

Возможность применения индекса CIA для оценки палеоклиматических обстановок фор-

мирования тонкозернистых осадков рассматривалась для древних отложений надсерии Гурон (~

2,6 – 2,2 млрд. лет) и формации Гоуганда (~ 2,2 – 2,34 млрд. лет) [111], пермо-карбоновых гляцио-

генных и постгляциальных отложений формации Двайка из Южной Африки [123], отложений озе-

ра Байкал и ряда других объектов. Результаты реконструкций с использованием индекса CIA счи-

таются достаточно надежными. Пороговым значением для отложений формировавшихся в усло-

виях холодного климата является величина CIA 70 ед. [123].

Al2O3/(CaO+Na2O+K2O+MgO)

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,5 1 1,5 2

глубина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Rb/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,2 0,4 0,6 0,8

Гл

убина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Ba/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1 1,5 2 2,5 3

глуб

ина,

см

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Рис. 6. Распределение значений коэффициентов выветривания

(Al2О3/(СаО+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr) и выщелачивания (Ba/Sr) в профилях разновозрастных

палеопочв курганной группы «Авилово».

25

-400

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

700

Na2O MgO Al2O3 SiO2 P2O5 K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3

(ко

нц

. в г

ор

. А

-ко

нц

. в г

ор

. С

)/(с

ре

дни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Рис. 7. Диаграмма изменения концентраций основных элементов в горизонтах А раз-

новозрастных палеопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, ха-

рактерных для пород района (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

Рис. 8. Количественные реконструкции атмосферной увлажненности по магнитным свой-

ствам почв для различных временных этапов и их связь с динамикой содержания гипса и кар-

бонатов в подкурганных палеопочвах курганной группы «Авилово» [6, 7, 8, 9, 10, 92]

300

320

340

360

380

400

420

440

07001750190040004900

время, лет назад

оса

дк

и , м

м/г

од

0

50

100

150

200

250

гл

уб

ин

а,

см

Осадки гипс карбонаты

26

CIA

40

45

50

55

60

65

70

070017501900400049005100

Время, лет назад

Рис.9. Распределение значений коэффициента CIA в горизонтах А разновозрастных

палеопочв курганной группы «Авилово».

Наименьшими значениями показателя CIA в горизонте А характеризуются палеопочвы,

погребенные ~4000 (CIA~49) и ~1750 (CIA~57) лет назад (рис. 9) Такие значения говорят о слабой

преобразованности отложений в результате слабого воздействия процессов выветривания, что

подтверждает вывод о том, что в эти эпохи на территории Приволжской возвышенности господ-

ствовали засушливые условия. Значениями CIA ~66 - 68 характеризуются отложения горизонтов А

палеопочв, погребенных ~1900 и ~700 лет назад, а также современная почва, что говорит о

наибольшей интенсивности процессов выветривания на этих этапах. Это подтверждается значени-

ями других геохимических коэффициентов, а также показателями магнитной восприимчивости.

Анализ изменения концентрации MnO в горизонтах А разновозрастных подкурганных па-

леопочв относительно фоновых значений, характерных для пород района, показывает прямые кор-

реляции с реконструированным по магнитным свойствам среднегодовым уровнем атмосферных

осадков (рис. 10). Значения возрастают прямо пропорционально увеличению атмосферной увлаж-

ненности – минимальные концентрации характерны для почв, погребенных ~4000 и ~1750 лет

назад, максимальные – для почв, развитых в регионе ~700 и ~5100 лет назад (рис. 11).

В степных ландшафтах щелочная окислительная среда препятствует миграции марганца

[71], что исключает его латеральный перенос. Биофильность Mn высокая, это один из наиболее

распространенных микроэлементов. Увеличение концентрация MnO на этапах, в которых отмеча-

ется увеличение атмосферной увлажненности, может объясняться активизацией биологической

активности в эти периоды. В профильном распределении концентраций Fe2O3, отмечается его ак-

кумуляция в верхних горизонтах почв всех возрастов, кроме почвы, погребеноной ~ 4000 лет

назад (рис. 12). Причем, наибольшие концентрации в горизонте В фиксируются в почвах, разви-

тых в регионе ~1900 (4,17 %) и ~700 лет назад (4,19 %), в периоды, которым соответствует макси-

мум атмосферных осадков на исследуемой территории, а наименьшие ~4000 лет назад (3,25 %), в

период, когда отмечалась аридизация климата. В материнской породе концентрации колеблются

от 2,84 % до 3,61 %.

Накопление Fe2O3 связывается нами с биогеохимическими факторами, а именно с погло-

щением его травянистыми и кустарниковыми растениями и последующей аккумуляцией в верхних

почвенных горизонтах. В степях и пустынях в щелочной среде железо малоподвижно и такое по-

глощение возможно только при дополнительном грунтовом и поверхностном увлажнении (Пере-

льман А. И. и др., 1999). Изменения в профильном распределении Fe2O3 подтверждают ранее по-

лученные результаты изменения магнитных свойств палеопочв, использованных при количе-

ственных климатических палеореконструкциях [6, 7, 9, 10, 106, 107].

27

R2 = 0,7947

0

2

4

6

8

10

12

300 320 340 360 380 400 420 440

Осадки, мм/год

Mn

O, (к

он

ц. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р. С

)/(с

ред

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Рис. 10. Связь изменения концентрации MnO в горизонтах А разновозрастных

подкурганных палеопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значе-

ний, характерных для пород района, с реконструированным количеством атмосфер-

ных осадков.

MnO

0

2

4

6

8

10

12

070017501900400049005100


(ко

нц

. в

го

р. А

-ко

нц

. в

го

р. С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не

/КК

)100

Рис. 11. Изменение концентраций MnO в горизонтах А разновозрастных палеопочв

курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характерных для пород регио-

на (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

28

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

2 2,5 3 3,5 4 4,5

Fe2O3, %

Гл

уб

ина

, см

0

700

1750

1900

4000

5100

4900

,

Время,

лет назад

Рис. 12. Распределение концентраций Fe2O3 в профилях разновозрастных палеопочв

курганной группы «Авилово».

-2

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

V Cr Ni Cu Zn Rb Sr Ba Pb Hg Zr Mo Sn Cd Ce Cs Ga La Nb Sc Y Yb

(ко

нц

. в г

ор

. А

-ко

нц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не/К

К)1

00

0

700

1750

1900

4000

4900

5100

Время,

лет назад

Рис. 13. Диаграмма изменения концентраций микроэлементов в горизонтах А разно-

возрастных палеопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, харак-

терных для пород района (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

29

Результаты изучения отношения концентраций микроэлементов в горизонтах А разновоз-

растных палеопочв и фоновых значений, характерных для пород района, показывают, что в про-

цессе почвообразования наиболее интенсивно варьируются содержания Rb, Sr, Ba, V, Cr, Ni, Cu,

Zn, Zr, Ce, La, Y (рис. 13). Наибольшее их накопление в верхних горизонтах относительно фоно-

вых значений для пород района отмечается на этапах, для которых характерна некоторая гумиди-

зация климата, а именно ~ 5100, ~1900, ~700 лет назад.

На наш взгляд, это связано с увеличением биологической активности и биопродуктивности

в эти периоды, вследствие повышенной атмосферной увлажненности. Местная растительность

(сложноцветные, злаки, маревые и др.) является концентраторами этих микроэлементов, которые

при их отмирании накапливается в гумусовом горизонте. Щелочная среда благоприятствует обра-

зованию растворимых комплексных соединений гидролизатов и повышает доступность растениям

этих, в целом слабоподвижных элементов. (Касимов Н. С., 1988). Биогенная мобилизация элемен-

тов начинает играть существенную, а может быть и определяющую роль в их миграции.

Максимальные концентрации Sr относительно фона в районе отмечаются в почвах, разви-

тых ~700 и ~5100 лет назад, минимальные – ~1750, ~4000 и на современном этапе в фоновых поч-

вах (рис. 14). Sr в аридных ландшафтах является аналогом Ca. Им особенно богаты карбонатные и

засоленные породы. Считается, что он накапливается в результате испарительной концентрации

вместе с карбонатами и гипсом. Но в данном случае этого не наблюдается: максимум содержания

относительно фона в районе Sr в горизонте А отмечается в почвах, где не отмечается содержание

ни карбонатов, ни гипса, и для которых характерны максимальные показатели увлажнения для

изученного временного интервала.

Sr

-2

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

070017501900400049005100


(ко

нц

. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не/К

К)1

00

Рис. 14. Изменение концентраций Sr в горизонтах А разновозрастных палеопочв кур-

ганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характерных для пород района

(конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100

Это несоответствие подтверждается соотношением содержания Sr и гипса в почвенном

профиле (рис. 15). Как видно из графика, тенденции к увеличению содержания Sr при увеличении

количества гипса в почвенном профиле не наблюдается. Аналогичная картина отмечается и отно-

сительно содержания кальцита (рис. 16). Мы считаем, что накопление Sr на этих этапах связано с

увеличением биологической активности в эти периоды вследствие повышенной атмосферной

увлажненности. Местная растительность (сложноцветные, злаки, маревые и др.) является его кон-

центраторами, которые при отмирании накапливают Sr в гумусовом горизонте.

30

Соотношение содержания CaSO4 и Sr в почвенном профиле

0,012

0,014

0,016

0,018

0,02

0,022

0,024

0,026

0,028

0,03

0 2 4 6 8 10 12 14 16

CaSO4, %

Sr,

% Гор А

Гор В

Гор С

4000

1900

1750

0

4900

5100

1750

4000

1900

700

0

0

4900

4000

1750

4900

5100

700

19005100

Почвенные

горизонты

Рис. 15. Соотношение содержания CaSO4 и Sr в профилях разновозрастных палеопочв

курганной группы «Авилово»

Соотношение содержания CaCO3 и Sr в почвенном профиле

0,01

0,012

0,014

0,016

0,018

0,02

0,022

0,024

0,026

0,028

0,03

0 2 4 6 8 10 12

CaCO3, %

Sr,

%

Гор А

Гор В

Гор С

5100

4900

40000

1750

1900

700

4000

4900

4900

51001750

1900

0

700

5100

1750

4000

0

1900

700

Почвенные

горизонты

Рис. 16. Соотношение содержания CaCO3 и Sr в профилях разновозрастных палеопочв

курганной группы «Авилово».

Соотношение содержания CaCO3 и Sr в почвенных профилях

Соотношение содержания CaSO4 и Sr в почвенных профилях

31

V и Cr имеют наибольшую концентрацию ~700 лет назад и ~5100, наименьшую ~1750 и

~4000 лет назад (рис. 17). Щелочная среда благоприятствует образованию растворимых комплекс-

ных соединений гидролизатов и повышает доступность растениям этих, в целом слабоподвижных

элементов [58]. Поэтому местная растительность (полыни, маревые), часто являются их концен-

траторами. Увеличение концентраций V и Cr в горизонтах А относительно фоновых значений на

этапах, для которых характерна повышенная увлажненность, связана с повышением биологиче-

ской активности и биопродуктивности в эти периоды [57].

Обращает на себя внимание и вариации концентраций тяжелых металлов, в частности Pb

и Zn, в горизонтах А погребенных почв (рис. 18). Среднее содержание Pb в районе составляет око-

ло 28 мг/кг, что несколько выше его кларка в осадочных породах (20 мг/кг) [88]. В течение почво-

образования не отмечается его накопления в верхних горизонтах выше фоновых значений, харак-

терных для исследуемого района, однако в этих пределах существует вариации его концентрации

в течение голоцена. Максимальные значения относительно фона отмечаются ~700 лет назад, ми-

нимальные 1900. У Zn максимальные ~1900 и ~700, минимальные ~1750 и ~4000 лет назад. Это,

вероятно, также связано с биоклиматическими факторами, в частности, с аккумуляцией этих эле-

ментов растениями.

Схожие тенденции изменения концентраций в течение почвообразования в горизонте А

демонстрируют Ce и Y. Наиболее интенсивное накопление относительно фоновых значений отме-

чается в почвах, погребенных в эпохи, для которых отмечалось некоторая гумидизация климата на

данном хроноинтевале: ~ 1900 (Ce) и ~ 700 лет назад (Y), тогда как минимальные значения харак-

терны для почв, погребенных ~ 4000 (Ce) и ~ 1750 лет назад (Y), в периоды, когда на территории

исследований отмечалось некоторое уменьшение количества атмосферных осадков (рис. 19). Ce

относятся к редкоземельным элементам, которые делятся на «легкую» цериевую подгруппу (La - Gd)

и «тяжелую» иттровую (Тb - Lu). Особенностью редких земель и Y является способность к комплек-

сообразованию. Иттриевая группа способна образовывать относительно мобильные карбонатные и

органические комплексы, а цериевая - нет [71]. Однако, в данном случае, отмечается схожее поведение

этих элементов и связь их с органическими комплексами, образование которых дает возможность усваи-

вать их местной растительностью и накапливать в верхних горизонтах. На этапах, когда на исследуемой

территории в почвенном профиле происходило интенсивное корбанатообразование и соленакопление, не

отмечается увеличения интенсивности их накопления.

Cs демонстрирует схожую тенденцию накопления в горизонте А палеопочв с Al2O3. Ми-

нимальные значения отмечаются в почве, погребенной ~ 1750 лет назад, максимальные в почве,

погребенной ~ 1900 лет назад (рис. 20).Крупные ионы Cs+ изоморфно замещают K и Rb в полевых

шпатах и слюдах. Живое вещество не играет роли в его концентрации, не типичны и нераствори-

мые минералы. Поэтому единственным механизмом извлечения Cs из вод биосферы является

сорбция глинистыми минералами [71].

Концентрация Ga также изменяется идентично изменениям концентраций во времени Cs и

Al2O3 (см. рис. 20). Ga и Al2O3 химически и геохимически похожи [71]. Можно предположить, что

накопление Ga на одни и те же временные эпохи с Al2O3 также происходит в результате сорбции

глинистыми минералами.

Максимальная концентрация Ba, относительно фоновых значений в породах района, отме-

чается в верхних горизонтах почв, погребенных ~ 4900 и ~ 1900 лет назад. Минимальные значения

фиксируются в почве погребенной ~ 4000 лет назад и в современной почве. Ba является аналогом

K и их накопление большей частью идет параллельно (рис. 21).

Значительная вариация Zr в течение рассматриваемого интервала связана, по-видимому, с его спо-

собностью к образованию карбонатных и органических комплексов [71]. Какой-либо определенной тен-

денции в его распределении во времени не наблюдается. Максимальные значение фиксируется в почве,

погребенной ~5100 лет назад (рис. 22). Способность Zr к образованию карбонатных комплексов в щелоч-

ных условиях и его миграция по профилю не позволяет использовать коэффициент Zr/TiO2 наравне с ко-

эффициентом TiO2/Al2O3 для оценки однородности материала и привноса в процессе почвообразования.

Изменения концентраций остальных микроэлементов (Ni, Cu, Hg, Mo, Sn, La, Nb, Sc), от-

носительно фона в районе, менее значительны, и на изменение их концентраций во времени влия-

ет совокупность различных факторов.

32

V

-0,1

-0,05

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

070017501900400049005100


V,

(ко

нц

. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не

/КК

)10

0

Cr

-0,1

-0,05

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

070017501900400049005100


Cr,

(ко

нц

. в г

ор

А-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

Рис. 17 Изменение концентраций V и Cr в горизонтах А разновозрастных палеопочв

курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характерных для пород района

(конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

33

Pb

-0,07

-0,06

-0,05

-0,04

-0,03

-0,02

-0,01

0

0,01

070017501900400049005100


Pb, (к

онц

. в г

ор А

-конц

. в г

ор В

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе

/КК

)100

Zn

-0,1

-0,05

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

070017501900400049005100


Zn, (к

онц

. в г

ор А

-конц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе

/КК

)100

Рис. 18. Изменение концентраций Pb и Zn в горизонтах А разновозрастных палеопочв



34

Ce

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0,45

070017501900400049005100


Ce

, (к

он

ц.

в г

ор

. А

-ко

нц

. в

го

р.

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Y

0,03

0,04

0,05

0,06

0,07

0,08

0,09

070017501900400049005100


Y,

(ко

нц

. в

го

р.

А-к

он

ц.

в г

ор

. С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не

/КК

)10

0

Рис. 19. Изменение концентраций Ce и Y в горизонтах А разновозрастных палеопочв



35

Al2O3

-100

-50

0

50

100

150

200

250

300

070017501900400049005100


Al 2O

3, (к

онц.

в г

ор. А

-кон

ц. в

гор

. С)/(

сред

ний

фон

в р

айон

е/КК

)100

Cs

-0,006

-0,004

-0,002

0

0,002

0,004

0,006

0,008

0,01

0,012

0,014

070017501900400049005100


Cs,

(кон

ц. в

гор

А-к

онц.

в г

ор. С

)/(ср

едни

й ф

он в

рай

оне/

КК)1

00

Ga

-0,03

-0,02

-0,01

0

0,01

0,02

0,03

0,04

0,05

0,06

070017501900400049005100


Ga,

(кон

ц. в

гор

. А-к

онц.

в г

ор. С

)/(ср

едни

й ф

он в

рай

оне/

КК)1

00

Рис. 20. Изменение концентраций Al2O3, Cs и Ga в горизонтах А разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характерных для по-

род района (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

36

K2O

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

070017501900400049005100


K2O

, (к

он

ц.

в г

ор

А-к

он

ц.

в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Ba

-0,3

-0,2

-0,1

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

070017501900400049005100

Возраст, лет назад

Ba

, (к

он

ц.

в г

ор

А-к

он

ц.

в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Рис. 21. Изменение концентраций K2O и Ba в горизонтах А разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характерных для по-

род района (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

37

Zr

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1

070017501900400049005100


Zr,

(ко

нц

. в г

ор. А

-конц

. в г

ор. С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 22. Изменение концентраций Zr в горизонтах А разновозрастных палеопочв кур-



Таким образом, в результате исследования погребенных под курганными насыпями па-

леопочв, удалось установить, что в течение голоцена, в связи с вековой динамикой климата, цик-

лично изменялись геохимические показатели интенсивности засоления (Na2O/K2O,

(K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3), окарбоначивания ((CaO+MgO)/Al2O3), окисления

(Fe2O3+MnO)/Al2O3, биологической активности (MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Fe2O3), вы-

щелачивания (Ba/Sr) и выветривания почвообразующего материала (индексы выветриваниия

CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]x100, Al2О3/(СаО+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr).

Базируясь на принципиально новых палеопочвенных геохимических, магнитных и мине-

ралогических результатах реконструирована вековая динамика палеоэкологических условий в

степях Юго-Восточной части Русской равнины в голоцене. Полученные данные показали, что

климат на территории сухостепной зоны за последние 5000 лет носил циклический характер: пе-

риоды увлажнения сменялись аридными эпохами разной интенсивности и продолжительности. В

частности, наиболее гумидными условиями и активизацией процессов гидролитического выветри-

вания и выщелачивания характеризовались временные этапы ~1900, ~700 лет назад, а также со-

временный период. Наиболее аридные условия существовали на исследуемой территории на эта-

пах в ~4000 и ~1750 лет назад. Эти периоды ознаменовалось максимальным развитием в регионе

процессов засоления и накопления почвенных карбонатов.

Прирост содержания MnO в гумусоаккумулятивных горизонтах разновозрастных па-

леопочв относительно концентраций в почвообразующей породе демонстрируют прямые корреля-

ции с уровнем атмосферной увлажненности в регионе за последние 5000 лет, что связано с активи-

зацией биологической активности в гумидные эпохи и его аккумуляцией местной растительно-

стью. Полученный параметр может быть дополнительно использован для проведения палеоклима-

тических реконструкций.

Отмечается вариация концентраций макро и микроэлементов относительно фоновых зна-

чений, характерных для данного района на достаточно коротком временном интервале. Опреде-

ляющим фактором, влияющим на перераспределение химических элементов в почвах сухостепной

зоне в голоцене, являются тип почв и динамика климата.

38

5.2. Курганная группа «Калмыкия».

Объектами изучения были современные фоновые каштановые почвы и голоценовые па-

леопочвы археологических памятников, расположенные на территории Прикаспийской низменно-

сти. Исследованный педохроноряд включает палеопочвы, которые были развиты в регионе ~5100,

~4410, ~4260, ~4120, ~3960 лет назад. Отличительной особенностью этого хроноряда является не-

большие временные интервалы захоронения. Время создания курганных насыпей, а следователь-

но, погребения палеопочв, определялось радиоуглеродным методом, а также на основе существу-

ющей хронологии и периодизации археологических культур.

В связи с тем, что на исследуемой территории в голоцене интенсивно проявлен солонцо-

вый процесс, для изучения был выбраны горизонты В погребенных палеопочв.

Использование показателя CIA не дает каких-либо четких представлений об условиях, су-

ществовавших в этот временной интервал. Это, вероятно, связано с короткими промежутками

времени, между захоронениями. Однако другие геохимические коэффициенты позволяют рекон-

струировать условия, существовавшие на исследуемой территории между ~ 5000 - 4000 лет назад.

Коэффициент TiO2/Al2O3 позволяет оценить однородность почвообразующих пород и

определить наличие привноса вторичного материала (рис. 23). Из графика видно, что почвы явля-

ются идентичными (и литологически однородными), сформированными на одной материнской

породе. Также не отмечается поступление вторичного материала на этапах почвообразования.

Наиболее интенсивно в процессе почвообразования варьируются концентрации CaO,

Na2O, K2O, MgO, Fe2O3, SiO2, Al2O3 (Рис. 24).

TiO2/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,02 0,04 0,06 0,08 0,1 0,12 0,14

глуб

ина

, см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад


ных палеопочв курганной группы «Калмыкия».

Максимальные концентрации CaO, Na2O, MgO отмечаются ~3960 лет назад, что наряду с

резким увеличением значений показателей Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3 (рис. 25) на

этом этапе, отражающих степень окарбоначивания, а также поведение солей в почвенном профиле

[116, 117], говорит о том, что этот период ознаменовался максимальной аридизацией климата на

исследуемой территории. Это подтверждается и из реконструкций количества атмосферных осад-

ков для исследуемых временных этапов (рис. 26). Для временного этапа существовавшего ~3960

лет назад характерны минимальные значения коэффициентов выветривания (рис. 31), а также

концентрации MnO и Fe2O3 в горизонте В относительно фоновых значений, характерных для дан-

ного района, что, по-видимому, связано с низкой биологической активностью в этот период в ре-

зультате аридизации климата (см. рис. 24).

39

-400

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

Na2О MgО Al2О3 SiO2 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3

(ко

нц

. в г

ор

. В

-ко

нц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Рис. 24. Диаграмма изменения концентраций основных элементов в горизонтах В раз-

новозрастных палеопочв курганной группы «Калмыкия» относительно фоновых значений,

характерных для пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100

Такой вывод подтверждают значения коэффициентов интенсивности окисления и биоло-

гической активности (рис. 28). Из графиков видно, что наблюдается тенденция к уменьшению ин-

тенсивности биологической активности и биопродуктивности, начиная с этапа, существовавшего

~5100 лет назад к этапу ~3960 лет назад, что совпадает с общим трендом аридизации климата в

этот период на территории Прикаспийской низменности. Тенденции в вариации концентраций

макроэлементов на остальном интервале менее очевидны из-за малого промежутка времени меж-

ду периодами погребения.

Среди микроэлементов, наибольшей вариациями концентрации в течение почвообразова-

ния характеризуются V, Cr, Zn, Rb, Sr, Ba, Zr, Ce, Y (рис. 29).

В концентрации Sr относительно фона в районе наблюдается тенденция противоположная

той, что наблюдалась в почвах территории, где проводились исследования курганной группы

«Авилово» (рис. 30). Следует сказать, что содержание Sr во всех изученных палеопочвах было

ниже характерного фона в районе, однако в течение исследуемого временного интервала суще-

ствовала значительная вариация его концентрации. Наименьшие значения отмечаются ~5100,

~4260 лет назад и на современном этапе, максимальные ~4120 и ~3960 лет назад, т. е. в наиболее

засушливые периоды. Это связано с тем, что на территории, где расположена данная курганная

группа, отмечались более засушливые условия и бедный состав растительности, и определяющим

фактором, влияющим на концентрацию Sr, становилась не биологическая активность, а содержа-

ние гипса и карбонатов и их миграция в почвенном профиле. Это хорошо видно из графиков от-

ношения концентрации Sr к содержанию карбонатов и гипса (рис. 31, 32). Здесь ~3960 лет назад с

увеличением содержания гипса и карбонатов в верхних горизонтах почв увеличивается и содер-

жание Sr, тогда как на других этапах, по-видимому, определенное воздействие на распределение

содержания Sr оказывала растительность.

Тенденции в вариации концентраций во времени других микроэлементов менее очевидны,

по-видимому, из-за малых промежутков времени между периодами, однако и здесь отмечаются

вариации в течение исследуемого хроноинтервала, связанные также, на наш взгляд, с биоклимати-

ческими факторами.

Отмечается повышение концентрации V относительно фоновых значений в районе ~4410,

~4120 и ~3960 лет назад (рис. 33). Минимальные показатели характерны для этапа ~5100 лет назад

и современного этапа, т. е., для периодов, в течение которых отмечалась некоторая гумидизация

климата. Такое поведение V в течение почвообразования является прямо противоположенной его

поведению в палеопочвах курганной группы «Авилово», где максимальные концентрации отмеча-

лись в палеопочвах, развитых в наиболее гумидные периоды, где его концентраторами служила

местная растительность. Как было сказано выше, климатические особенности рассматриваемой

40

территории несколько отличаются от предыдущей более засушливыми условиями и более низким

биологическим видовым разнообразием. И здесь основным механизмом накопления V является

его концентрация на щелочных и испарительных барьерах [71].

(CaO+MgO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3

Гл

уб

ин

а,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Na2O/K2O

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,5 1 1,5 2

Гл

убина,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Na2O/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,1 0,2 0,3 0,4

Гл

убина,

см 0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

(K2O+Na2O)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7

Гл

убина,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад



ных палеопочв курганной группы «Калмыкия».

Максимальное накопление Cr в горизонте В относительно фона в районе фиксируется в

почве, погребенной ~5100 лет назад, в период, когда отмечалась некоторая гумидизация климата,

минимальное накопление характерно для почвы, погребенной ~3960 лет назад в момент наиболь-

шей аридизации для исследуемого хроноинтервала (рис. 34). Такое поведение Cr связано с изме-

нением биологической активности под влиянием климатических факторов и мобилизацией его

местной растительностью в наиболее влажные климатические эпохи.

Наименьшая концентрация Ce и Y в горизонте В относительно фона в районе отмечается в

почве, погребенной ~3960 лет назад, максимальная - в почвах, развитых в регионе 5100 лет назад

(Y) и в современный этап (Ce) (рис. 35) Аналогичная картина наблюдалась в почвах курганной группы

«Авилово». Эти элементы образуют органические комплексы, которые усваиваются местной растительно-

стью, что наиболее интенсивно проявлено в этапы с повышенной атмосферной увлажненностью (~5100

лет назад и на современном этапе). Аридные условия не способствуют биологической активности и разно-

образию и, следовательно, активной мобилизации этих элементов. Поэтому минимальные концентрации Y

и Ce отмечаются на исследуемой территории ~3960 лет назад.

Накопление в почвах Ba идет параллельно с накоплением K2O и связано, по большей части, с вы-

ветриванием первичных минералов, в частности с КПШ и слюд, а также параллельным процессом – моби-

лизацией этих элементов растениями и накапливании их в верхних горизонтах почв. Минимум развития

этих процессов приходился на этап ~3960 лет назад, с чем и связано низкое содержание Ba в этот период

(рис. 36).

41

290

300

310

320

330

340

350

360

370

380

390

400

039604120426044105100


Ос

ад

ки,

мм

/го

д

Осадки по магнитнымданным

YRb

Рис. 26. Количественные реконструкции атмосферной увлажненности для различных

временных этапов голоцена.


0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,5 1 1,5 2

Гл

убина

, см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Rb/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,2 0,4 0,6

Гл

убина, см 0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Ba/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1 1,5 2 2,5 3

Гл

уб

ина,

см 0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад



палеопочв курганной группы «Калмыкия».

42

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09

Гл

уб

ин

а,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,3 0,35 0,4 0,45 0,5Гл

убина,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

MnO/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,0024 0,0044 0,0064 0,0084 0,0104 0,0124

Гл

убина,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

MnO/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,01 0,015 0,02 0,025 0,03

Гл

убина,

см

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Время,

лет назадВремя,

лет назад


((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности ((Fe2O3+MnO)/Al2O3) (MnO/Al2O3,

MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Fe2O3) в профилях разновозрастных палеопочв курганной группы

«Калмыкия».

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

V Cr Ni Cu Zn As Rb Sr Ba Pb Hg Zr Mo Sn Cd Ce Cs Ga La Nb Sc Y Yb

(ко

нц

. в г

ор

В-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

3960

4120

4260

4410

5100

Время,

лет назад


возрастных палеопочв курганной группы «Калмыкия» относительно фоновых значений, ха-

рактерных для пород района (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

43

Sr

-1,4

-1,2

-1

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0

039604120426044105100


Sr,

(ко

нц

. в г

ор В

-ко

нц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)100

Рис. 30. Изменение концентраций Sr в горизонтах B разновозрастных палеопочв кур-

ганной группы «Калмыкия» относительно фоновых значений, характерных для пород региона


0,015

0,017

0,019

0,021

0,023

0,025

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

CaCО3,%

Sr,

% Гор А

Гор В

Гор С

4260

5100

44104120

3960

3960

3960

4260

4410

5100

4120

4260

5100

4410

4120

Горизонты

почв

Рис. 31. Соотношение содержания Sr и CaCO3 в горизонтах разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Калмыкия».

44

0,015

0,017

0,019

0,021

0,023

0,025

0,027

0 0,5 1 1,5 2 2,5 3

CaSO4,%

Sr,

%

Гор А

Гор В

Гор С4120

3960

4260

4410

5100

3960

4260

4120

4410

5100

3960

4410

5100

Горизонты

почв

Рис. 32. Соотношение содержания Sr и CaSO4 в горизонтах разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Калмыкия».

Вариации концентраций во времени остальных элементов не демонстрируют определен-

ной тенденции, что связано, по-видимому, небольшими временными промежутками между захо-

ронениеми, разной биофильностью элементов и отсутствием резкой климатической специфики

между рассматриваемыми этапами голоцена. Однако, в целом, обращает на себя внимание доста-

точно сильная вариация концентраций макро и микроэлементов относительно фоновых значений,

характерных для данного района, на достаточно коротком временном интервале. Причем, не отме-

чается их ожидаемого накопления в течение почвообразования в фоновой почве. Среди большей

части химических элементов отмечается их накопление в верхних горизонтах почв, посредством

мобилизации их местной растительностью, которая, в свою очередь зависит от вариации климата в

регионе.

Таким образом, подтверждена возможность использования геохимических коэффициентов

на коротких временных интервалах (первые сотни лет). Установлено, что на данном хроноинтер-

вале, охватывающем 1000 лет, отчетливо выделяется этап, для которого характерны наиболее

аридные условия. Они существовали ~3960 лет назад.

В сухостепной зоне в голоцене главным фактором, влияющим на аккумуляцию и мигра-

цию химических элементов, является биоклиматический фактор, который является более значи-

мым по сравнению с общей длительностью процесса выветривания или экспозиции почвы до по-

гребения, т.е. возрастом почв.

5.3. Курганная группа «Колобовка».


леопочвы археологических памятников (курганная группа «Колобовка»), расположенные на тер-

ритории Приволжской возвышенности. Исследованный педохроноряд включает палеопочвы, раз-

витые в регионе ~1950, ~1900, ~1800 лет назад и на современном этапе. Время создания курган-

ных насыпей, а следовательно, погребения палеопочв, определялось на основе существующей

хронологии и периодизации археологических культур. Для исследования были выбраны горизон-

ты А исследованных палеопочв. Особенностью данного объекта являлись малые промежутки

между захоронениями (50 - 100 лет).

45

V

-0,15

-0,1

-0,05

0

0,05

0,1

0,15

0 3960 4120 4260 4410 5100


V, (к

онц

. в г

ор. В

-конц

. в г

ор. С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 33. Изменение концентраций V в горизонтах B разновозрастных палеопочв кур-



Cr

-0,45

-0,4

-0,35

-0,3

-0,25

-0,2

-0,15

-0,1

-0,05

0

0,05

0,1

039604120426044105100


Cr,

(ко

нц

. в г

ор. В

-конц

. в г

ор. С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 34. Изменение концентраций Cr в горизонтах B разновозрастных палеопочв кур-



46

Ce

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

039604120426044105100


Ce

, (к

онц

. в г

ор.

В-к

онц

. в г

ор.

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)100

Y

0

0,01

0,02

0,03

0,04

0,05

0,06

0,07

0,08

039604120426044105100


Y, (к

онц

. в г

ор. В

-конц

. в г

ор. С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 35. Изменение концентраций Ce и Y в горизонтах B разновозрастных палеопочв

курганной группы «Калмыкия» относительно фоновых значений, характерных для пород ре-

гиона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100

47

Ba

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

039604120426044105100


Ba, (к

онц

. в г

ор. В

-конц

. в г

ор. С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 36. Изменение концентраций Ba в горизонтах B разновозрастных палеопочв кур-



Об отсутствии привноса постороннего материала и о степени однородности породы, на ко-

торой образовались исследуемые палеопочвы, говорит профильное распределение коэффициента

TiO2/Al2O3 [22, 93] (рис. 37).

Наиболее интенсивно в процессе почвообразования варьировались концентрации Na2O,

CaO, MgO, K2O, Al2O3, SiO2, Fe2O3 (рис. 38). Максимальное увеличение концентраций среди всех

палеопочв Na2O, CaO, MgO в горизонте А погребенных палеопочв относительно фона для данного

региона фиксируется ~1800 лет назад, минимальные ~ 1950 лет назад (для MgO) и на современ-

ном этапе (для Na2O и CaO). Обратная тенденция прослеживается для концентраций K2O и Al2O3.

Максимальные значения фиксируются в современной почве, минимальные в почве, погребенной

~1800 лет назад. Наибольшее увеличение концентрации SiO2 характерно для горизонта А совре-

менной почвы, минимальные значения фиксируются для почвы, погребенной ~1950 лет назад.

Вариации значений концентраций Fe2O3 и MnO относительно фона связаны с биологиче-

скими факторами, а именно с показателями биологической активности, которая, свою очередь,

связана с палеоклиматическими изменениями. Максимальное увеличение значений фиксируется

для фоновой почвы и почвы, погребенной ~1900 лет назад. Минимальные значения для временно-

го этапа в ~1800 лет назад (рис. 39). По этим данным можно сделать вывод о том, что наиболее

засушливые условия в регионе существовали ~1800 лет назад, что подтверждается увеличением

на этом этапе концентраций Na2O, CaO, MgO (см. рис. 38).

Наиболее гумидные условия отмечались ~1900 лет назад и на современном этапе. Такие

выводы можно сделать и рассматривая особенности вариаций концентраций микроэлементов, в

частности Rb, аккумуляция которого, в отличие от Fe2O3 и MnO, не связана с биологическими

факторами, а является результатом выветривания глинистых минералов. Однако изменение его

содержания в течение почвообразования практически идентично вариации во времени Fe2O3 и

MnO (см. рис. 39).

Реконструированный с помощью показателя YRb уровень атмосферных осадков также под-

тверждает сделанный нами вывод. На изученной территории в исследуемый период существовали

довольно засушливые условия. Максимальное количество атмосферных осадков (~350 мм/год)

отмечалось ~1900 лет назад, а также на современном этапе. Минимальное значение ~310 мм/год

фиксируется ~1800 лет назад (рис. 40).

48

TiO2/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

0 0,02 0,04 0,06 0,08

Гл

уб

ина

, см

0

1800

1900

1950

Время,

лет назад


ных палеопочв курганной группы «Колобовка».

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

Na2О MgО Al2О3 SiO2 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3

(ко

нц

. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не/К

К)1

00

0

1800

1900

1950

Время, лет

назад


новозрастных палеопочв курганной группы «Колобовка» относительно фоновых значений,

характерных для пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

49

-40

-20

0

20

40

60

80

100

120

140

0180019001950

Fe2

O3,

(кон

ц. в

гор

А/к

онц

в го

р С

)/(ср

едни

й ф

он в

рай

оне/

КК)1

00


Fe2O3

0

1

2

3

4

5

6

0180019001950

MnO

, (ко

нцв

гор

А/к

онц.

в г

ор С

)/(с

редн

ий ф

он в

рай

оне/

КК)1

00


MnO

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0180019001950

Rb,

(кон

ц. в

гор

А/ко

нц. в

гор

С)/(

сред

ний

фон

в р

айон

е/КК

)100


Rb

Рис. 39. Изменение концентраций Fe2O3, MnO и Rb в горизонтах А разновозрастных

палеопочв курганной группы «Колобовка» относительно фоновых значений, характерных для

пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

50

300

310

320

330

340

350

360

0180019001950


Ос

ад

ки,

мм

/го

д

Рис. 40. Количественные реконструкции атмосферной увлажненности, сделанные с

помощью показателя YRb для различных временных этапов голоцена.

-1

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0

0,2

0,4

0,6

0,8

V Cr Co Ni Cu Zn As Rb Sr Ba Pb Hg Zr Mo Sn Cd Ce Cs Ga La Nb Sc Y Yb

(конц

. в г

ор А

/конц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

0

1800

1900

1950

Время,

лет назад


возрастных палеопочв курганной группы «Колобовка» относительно фоновых значений, ха-

рактерных для пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

51

Анализ вариаций концентраций микроэлементов относительно фона позволяет говорить,

что даже за такие короткие промежутки времени, как 50 и 100 лет, в сухостепной зоне успевают

происходить значительные изменения (Рис. 41).

Наиболее интенсивно варьируют концентрации Rb, Sr, Ba, Zr, Ce, V, Cr, Zn, La. Причем,

минимальные концентрации Cr, Co, Ni, Rb, Zr, Ce, Ga, La, Nb, Y, Yb фиксируются в горизонте А

почвы, погребенной ~1800 лет назад, т.е. эпоху распространения на территории наиболее аридных

условий, которые не способствовали активизации биологической активности и другим процессам,

ведущих к накоплению этих элементов в верхних горизонтах.

Максимальные же значения характерны для фоновой почвы, что может быть, отчасти, свя-

зано не только с климатическими факторами, но и с общим накоплением химических элементов в

течение эволюции. Однако, для некоторых микроэлементов, таких как Zn, Rb, Zr, Ce, Ga, Y, уве-

личение концентраций на современном этапе и ~1900 лет назад, когда отмечалась некоторая гуми-

дизация климата, сопоставимо, что говорит о наибольшем влиянии на геохимический фон в сухо-

степной зоне биоклиматических факторов, нежели фактора времени. Это подтверждает выводы,

сделанные в результате исследования курганной группы «Калмыкия».

Геохимические коэффициенты не демонстрируют определенной картины эволюции поч-

венных процессов за этот период времени. Это связано с малыми временными промежутками

между погребениями.

Таким образом, можно говорить о том, что на изученном временном интервале на терри-

тории происходило циклическое изменение климата. Начиная с этапа в ~1950 лет назад в регионе

отмечалась некоторая гумидизация климата, достигнув своего максимума ~1900 лет назад и за-

тем, довольно резко сменившись более аридными условиями к временному этапу, существовав-

шему ~1800 лет назад. На коротком временном интервале отмечаются значительные вариации

концентраций химических элементов, обусловленные влиянием биоклиматических факторов. Да-

же незначительные климатические колебания, произошедшие в течение 50 - 100 лет, по-видимому,

оказывают большее влияние на миграцию и накопление химических элементов, чем фактор вре-

мени.

5.4. Курганная группа «Маляевка».


леопочвы археологических памятников (курганная группа «Маляевка»), расположенные на терри-

тории Прикаспийской низменности. Исследованный педохроноряд включает палеопочвы, разви-

тые в регионе ~4500, ~3600, ~1700, ~600 лет назад и на современном этапе. Время создания кур-

ганных насыпей, а следовательно, погребения палеопочв, определялось на основе существующей

хронологии и периодизации археологических культур.

Для почв, формировавшихся на исследуемой территории в голоцене, характерно интен-

сивное проявление солонцового процесса, поэтому для изучения был выбран горизонт В погре-

бенных палеопочв.

По показателю однородности материала TiO2/Al2O3 можно сказать, что почвы формирова-

лись на одной материнской породе (рис. 42). Не отмечается также поступления вторичного мате-

риала в течение почвообразования. Некоторый разброс коэффициента в горизонте А объясняется

влиянием процесса солонцеобразования и выносом Al2O3 в нижележащие горизонты почв.

По значениям показателя CIA в горизонтах В погребенных палеопочв, данные отложения

можно разделить на 2 группы (рис. 43). К первой группе относятся почвы, формировавшиеся на

исследуемой территории ~4500, ~600 лет назад и на современном этапе. Для них характерны зна-

чения показателей CIA выше 70, что говорит об интенсивности процессов выветривания в эти пе-

риоды и формировании данных отложений в относительно влажных и теплых условиях [123].

Причем эти значения несколько выше для этапа в 600 лет назад (CIA=79) и современного периода

(CIA=78), чем для эпохи в ~4500 лет назад (CIA=71). Ко второй группе относятся почвы, развитые

в регионе ~3600 и ~1700 лет назад. Для них фиксируется значения показателя CIA ~50, что гово-

рит о том, что эти почвы были слабо преобразованы процессами выветривания и формировались в

аридных условиях [111].

Сделанные выводы подтверждаются реконструированным по магнитным данным средне-

годовым уровнем атмосферной увлажненности (рис. 44). Начиная с этапа, существовавшего ~4500

лет назад, на исследуемой территории началась постепенная аридизация климата с уменьшением

среднегодового уровня атмосферных осадков с ~340 - 350 до ~320 мм/год к периодам, существо-

вавшим ~3600 и ~1700 лет назад. ~ 600 лет назад засушливые условия в регионе сменились более

52

гумидными с предполагаемым уровнем атмосферных осадков ~370 - 390 мм/год. На современном

этапе эта цифра составляет ~350 - 380 мм/год.

В процессе почвообразования наиболее интенсивно варьировались концентрации Na2O,

CaO, MgO, K2O, Al2O3, SiO2, Fe2O3 (Рис. 45). Максимальное увеличение концентраций Na2O, CaO,

MgO в горизонте В погребенных палеопочв относительно фона для данного региона фиксируется

~1700 и ~3600 лет назад, минимальные ~600 лет назад и на современном этапе. На этапах ~1700 и

~3600 лет назад фиксируются также минимальные значения концентраций K2O, SiO2, Al2O3. Мак-

симальные увеличения концентраций K2O и Al2O3 характерны для этапов, существовавших 600

лет назад и в современнй период, SiO2 ~4500 лет назад и современного этапа. Аналогичная тен-

денция прослеживается в вариациях концентраций Fe2O3 и MnO (рис. 46). Максимальное увеличе-

ние значений фиксируется для этапа ~600 лет назад, минимальные ~ 3600 лет назад. Это также

позволяет говорить, о разных климатических условиях, в которых формировались описанные вы-

ше группы отложений. TiO2/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,02 0,04 0,06 0,08

Глуб

ина

, см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад


ных палеопочв курганной группы «Маляевка».

CIA

30

40

50

60

70

80

90

0600170036004500


Рис. 43. Распределение значений коэффициента CIA в горизонтах В разновозрастных

палеопочв курганной группы «Маляевка».

53

250

270

290

310

330

350

370

390

410

0600170036004500


Ос

ад

ки

, м

м/г

од


YRb

Рис. 44. Количественные реконструкции атмосферной увлажненности для различных

временных этапов голоцена.

-600

-500

-400

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

500

Na2O MgO Al2O3 SiO2 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3

(ко

нц

. в г

ор

В-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Рис. 45. Диаграмма изменения концентраций основных элементов в горизонтах В раз-

новозрастных палеопочв курганной группы «Маляевка» относительно фоновых значений, ха-

рактерных для пород региона (конц. в гор В-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

Значения коэффициентов выветривания показывают, что наибольшая интенсивность пре-

образования почвообразующего материала отмечалась ~600 лет назад и на современном этапе, т.

е. в наиболее влажные периоды. Минимальные значения фиксируются ~3600 и ~1700 лет назад, в

эпохи наибольшей аридизации климата на рассматриваемом временном отрезке голоцена (рис.

47). ~3600 и ~1700 лет назад фиксируется максимальные значения коэффициентов засоления и

окарбоначивания (рис. 48), что объясняет резкое увеличение в эти периоды концентраций Na2O,

CaO, MgO в горизонтах В палеопочв относительно фоновых значений, характерных для данного

района (см. рис. 45). Наименьшая интенсивность засоления и окарбоначивания приходится на со-

временный этап и эпоху ~600 лет назад.

54

Fe2O3

0

50

100

150

200

250

300

350

400

0600170036004500


(конц

. в г

ор В

-конц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

MnO

-2

-1

0

1

2

3

4

5

6

0600170036004500


(ко

нц

. в г

ор В

-ко

нц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

райо

не

/КК

)100

Рис. 46. Изменение концентраций Fe2O3 и MnO в горизонтах В разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Маляевка» относительно фоновых значений, характерных для

пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

Обращают на себя внимание также увеличение значений коэффициентов окисления и био-

логической активности ~3600, ~600 лет назад и в современную эпоху (рис. 49), что наряду с ро-

стом концентраций Fe2O3 и MnO на этих этапах (см. рис. 46), позволяет говорить о более гумид-

ных условиях, существовавших в эти периоды, способствовавшие активизации биопродуктивно-

сти на исследуемой территории.

Среди микроэлементов наибольшими вариациями концентраций в процессе почвообразо-

вания характеризуются V, Cr, Ni, Cu, Zn, Rb, Sr, Ba, Zr, Ga, La, Y (рис. 50). Максимальное увели-

чение концентраций Rb фиксируется ~600 лет назад и на современном этапе, минимальная ~3600

и ~1700 лет назад. Так же как и в других исследованных подкурганных палеопочвах, это связано с

процессами выветривания глинистых минералов.

55


0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3 4

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Rb/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,2 0,4 0,6 0,8

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Ba/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3 4

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад



палеопочв курганной группы «Маляевка». Na2O/K2O

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,00005 0,0001 0,00015

Гл

убина

, см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

(K2O+Na2O)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,2 0,25 0,3 0,35 0,4

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Na2O/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,1 0,2 0,3

Глуб

ина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

(CaO+MgO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3

Глуб

ин

а, с

м 0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад



ных палеопочв курганной группы «Маляевка».

56

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,1 0,12 0,14 0,16 0,18 0,2Гл

убина,

см 0

600

1700

3600

4500

MnO/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,006 0,008 0,01 0,012

Гл

убина,

см 0

600

1700

3600

4500

MnO/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,05 0,06 0,07 0,08 0,09

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1,05 1,06 1,07 1,08 1,09

Гл

убина,

см

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Рис. 49. Распределение значений коэффициентов интенсивности биологической ак-

тивности (MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Al2O3)в профилях разно-

возрастных палеопочв курганной группы «Маляевка».

-2

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

2


(ко

нц

. в г

ор

В-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не/К

К)1

00

0

600

1700

3600

4500

Время,

лет назад

Рис. 50. Диаграмма изменения концентраций микроэлементов в горизонтах В разно-

возрастных палеопочв курганной группы «Маляевка» относительно фоновых значений, ха-

рактерных для пород региона (конц. в гор В-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

57

Накопление остальных микроэлементов в горизонте В исследуемых палеопочв связывает-

ся нами с биоклиматическими факторами, а именно с их биогенной аккумуляцией. Максимальные

увеличения концентраций V, Cr, Co, Ni, Zn, Ba, Zr, Ce, Ga, La, Nb, Y фиксируются на этапах с

наибольшей степенью атмосферного увлажнения, т. е. ~600 лет назад и на современном этапе, ко-

гда на территории происходила активизация биологической активности. Минимальные значе-

нияотмечаются в периоды аридизации климата на данной территории ~3600 и ~1700 лет назад.

Таким образом, на исследуемом временном интервале четко фиксируются этапы, в пери-

од которых на территории преобладали аридные условия: ~3600 и ~1700 лет назад. Для почв, по-

гребенных на этих этапах, характерны минимальные значения коэффициентов засоления и окар-

боначивания, а также низкие значения коэффициентов выщелачивания и биологической активно-

сти. Наиболее гумидными условиями в течение изучаемого временного отрезка характеризовался

этап в ~600 лет назад, а также современный период, которые ознаменовались активизацией раз-

личных почвенных процессов и биологической активности, а также уменьшением интенсивности

засоления и окарбоначивания.

5.5. Курганная группа «Перегрузное».


леопочвы археологических памятников (курганная группа «Перегрузное»), расположенные на

территории Ергенинской возвышенности. Исследованный педохроноряд включает палеопочвы,

развитые в регионе ~5800, ~4500, ~3800, ~1900, ~1750, ~600 лет назад и на современном этапе.

Время создания курганных насыпей определялось на основе существующей хронологии и перио-

дизации археологических культур. Для исследования были выбраны горизонты А исследованных

почв. Погребенные почвы данного объекта подвержены разной степени солонцовым процессам.

Профильное распределение коэффициента однородности материала свидетельствует о том,

что почвы образовались на одной породе (рис. 51). Значения коэффициента CIA говорят о том, что

палеопочвы в течение своего развития не подвергались интенсивному воздействию процессов вы-

ветривания и формировались, по-видимому, в довольно засушливых условиях. Максимальные

значения не превышают 70. В целом, их можно разделить на 2 группы. К первой группе относятся

почвы, погребенные ~5800, ~3800 и ~1750 лет назад. Для них характерны значения CIA менее 50,

что соответствует слабовыветрелым отложениям, формировавшимся в аридных условиях. Ко вто-

рой группе относятся почвы, погребенные ~4500, ~1900, ~600 лет назад, а также фоновые почвы.

Эти отложения характеризуются значениями показателя CIA более 50 (рис. 52).

TiO2/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,02 0,04 0,06 0,08 0,1 0,12

Гл

уб

ина

, см

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет

назад


ных палеопочв курганной группы «Перегрузное».

58

CIA

30

35

40

45

50

55

60

65

060017501900380045005800


Рис. 52. Распределение значений коэффициента CIA в горизонтах A разновозрастных

палеопочв курганной группы «Перегрузное».

Реконструированный по магнитным данным и с помощью параметра YRb уровень атмо-

сферных осадков несколько разнится. Так, по магнитным данным, максимальным уровнем атмо-

сферной увлажненности (~410 мм/год) характеризовался период, существовавший ~1900 лет

назад. Минимальное значение характерно для этапа ~3800 лет назад, когда уровень атмосферных

осадков показывал значения ~320 мм/год. По данным геохимии, максимальное увлажнение (~ 370

мм/год) на исследуемом временном интервале было характерно для эпохи ~ 600 лет назад. Мини-

мальное (~ 280 мм/год) отмечалось в период, существовавший ~1750 лет назад (рис. 53). По маг-

нитным данным, периоды ~1750 и 600 лет назад характеризовались практически одинаковой сте-

пенью атмосферной увлажненности, что противоречит как реконструкциям, сделанным с помо-

щью показателя YRb, так и данным геохимии. По всем показателям, период в ~600 лет назад харак-

теризовался большей степенью атмосферной увлажненности, чем этап в ~1750 лет назад. В про-

цессе почвообразования наиболее интенсивно варьировались концентрации Na2O, CaO, MgO, K2O,

Al2O3, SiO2, Fe2O3 (рис. 54). В распределении концентраций Na2O, CaO и MgO четко выделяются

почвы, для которых характерны низкие концентрации этих элементов.

Это почвы, погребенные ~1900, ~600 лет назад, а также фоновая почва. Почва, формиро-

вавшаяся ~1750 лет назад, демонстрирует максимальные значения этих элементов в горизонте А.

На остальных временных отрезках концентрации Na2O, CaO и MgO незначительно колебались в

пределах фона для данного района. Наибольшее увеличение концентраций K2O, Al2O3, SiO2 отно-

сительно фона отмечается в почве, погребенной ~ 600 лет назад, наименьшее для K2O и SiO2 ~

1750 лет назад, для Al2O3~ 1900 лет назад. Это также связано с процессами выветривания первич-

ных минералов, в результате чего в верхних горизонтах почвы остается SiO2 и K2O. Минимальная

концентрация Al2O3 в горизонте A почвы, погребенной ~ 1900 лет назад, объясняется результатом

развития в этой палеопочве солонцового процесса, в с течением которого происходил вынос или-

стой фракции в нижележащие горизонты, что, как следствие, обедняло горизонт А Al2O3. Это под-

тверждается анализом распределения концентраций Fe2O3 и MnO (рис. 55). Минимальные значе-

ния также характерны для почвы, погребенной ~ 1900 лет назад, что не согласуется со значениями

показателя CIA и низкими концентрациями Na2O, CaO и MgO в этот период, говорящими об отно-

сительно влажном климате в регионе. Такие значения концентраций Fe2O3 и MnO являются след-

ствием структурной дифференциации почвенного профиля, связанной с процессом солонцеобра-

зования в этот период, а не влиянием биоклиматических факторов. Исключая почву, погребенную

~ 1900 лет назад, минимальными концентрациями Fe2O3 и MnO в горизонте А характеризуются

59

почва, погребенная ~ 1750 лет назад. Максимальное увеличение концентрации MnO характерно

для почвы, погребенной ~600 лет назад. Для Fe2O3 наименьшее значение фиксируется на этапе ~

4500 лет назад.

250

270

290

310

330

350

370

390

410

430

060017501900380045005800


Ос

ад

ки

, м

м/г

од


YRb

Рис. 53. Количественные реконструкции атмосферной увлажненности для различных вре-

менных этапов голоцена.

-300

-200

-100

0

100

200

300

400

500

600

Na2O MgO Al2O3 SiO2 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3

(ко

нц

. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ред

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Е23 0

Е24 600

D512 1750

D518 1900

D520 3800

D569 4500

D523 5800

Время, лет

назад


новозрастных палеопочв курганной группы «Перегрузное» относительно фоновых значений,

характерных для пород региона (конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК) 100.

60

Fe2O3

-200

-150

-100

-50

0

50

100

150

200

060017501900380045005800


(ко

нц

. в г

ор А

-ко

нц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

райо

не

/КК

)100

MnO

-15

-10

-5

0

5

10

060017501900380045005800


(ко

нц

. в г

ор А

-ко

нц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

райо

не

/КК

)100

Рис. 55. Изменение концентраций Fe2O3 и MnO в горизонтах А разновозрастных па-

леопочв курганной группы «Перегрузное» относительно фоновых значений, характерных для

пород региона (конц. в гор А - конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

Наиболее интенсивно относительно фона варьируются концентрации V, Cr, Ni, Cu, Zn, Rb,

Sr, Ba, Zr, Ce, La, Y (рис. 56). Обращает на себя внимание резкое уменьшение концентраций V, Co,

Ni, Cu, Zn, Sr, Ba, La, Y в горизонте А палеопочвы, погребенной ~1900 лет назад. Это происходит

в результате выноса этих элементов с илистой фракцией в процессе солонцеобразования и обога-

щение горизонта В, что хорошо видно из диаграммы распределения микроэлементов в горизонте

В относительно фона в районе (см. рис. 56). Здесь наблюдается обратная тенденция и максимум

накопления этих элементов в горизонте В палеопочвы, погребенной ~1900 лет назад.

61

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3


(ко

нц

. в г

ор

А-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

-1,5

-1

-0,5

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5


(ко

нц

. в г

ор

В-к

онц

. в г

ор

С)/

(ср

ед

ни

й ф

он в

ра

йо

не

/КК

)10

0

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Рис. 56. Диаграмма изменения концентраций микроэлементов в горизонтах А и В раз-

новозрастных палеопочв курганной группы «Перегрузное» относительно фоновых значений,

характерных для пород региона (конц. в гор А, В-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК) 100

Минимальное значение концентрации Rb относительно фоновых значений, характерных

для данного района, фиксируется в почве, погребенной ~1750 лет назад, в наиболее засушливую

эпоху, максимальное ~600 лет назад, в наиболее гумидный период, что подтверждает ранее сде-

ланные выводы о чувствительности этого параметра к изменению интенсивности процессов вы-

ветривания (рис. 57).

62

Rb

-0,4

-0,2

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

060017501900380045005800


(ко

нц

. в г

ор А

-ко

нц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

райо

не

/КК

)100

Рис. 57. Изменение концентраций Rb в горизонтах А разновозрастных палеопочв кур-

ганной группы «Перегрузное» относительно фоновых значений, характерных для пород реги-

она (конц. в гор А - конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.


0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,5 1 1,5

Гл

убина,

см

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Rb/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,2 0,4 0,6 0,8

Гл

убина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Ba/Sr

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3

Гл

убина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад



палеопочв курганной группы «Перегрузное».

63

(CaO+MgO)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 2 4 6 8

Гл

убина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Na2O/K2O

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 1 2 3

Гл

убина,

см

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Na2O/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,2 0,4 0,6

Гл

убина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

(K2O+Na2O)/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,3 0,5 0,7 0,9

Гл

убина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Время,

лет назад



ных палеопочв курганной группы «Перегрузное». MnO/Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,01 0,02 0,03 0,04

Глуб

ина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

MnO/Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0 0,05 0,1 0,15 0,2

Глуб

ина,

см

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

(Fe2O3+MnO)Fe2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

1 1,05 1,1 1,15 1,2

Глуб

ина,

см

0

600

1750

1900

3800

4500

5800

(Fe2O3+MnO)|Al2O3

0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

0,15 0,2 0,25 0,3 0,35

Глуб

ина,

см 0

600

1750

1900

3800

4500

5800

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Время,

лет назад

Время,

лет назад


((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности (MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3,

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3,) в профилях разновозрастных палеопочв курганной группы «Перегрузное».

64

В целом, так же как и в других погребенных почвах исследуемого региона, в палеопочвах

данного объекта проявлена тенденция максимального накопления микроэлементов в наиболее гу-

мидные периоды, что связано, на наш взгляд, с биологическими факторами, а именно c их биоген-

ной аккумуляцией. Так, максимальное увеличение концентраций V, Cr, Co, Ni, Rb, Ba, Zr, Mo, Sn,

Ce, Nb, Y фиксируется или в фоновой почве или в почве, погребенной ~600 лет назад, для которых

характерно максимальное атмосферное увлажнение за изученный временной интервал (см. рис.

56). Минимальные значения для большинства этих элементов отмечаются в почве, погребенной

~1750 лет назад, в период аридизации климата на данной территории. Несколько особняком стоит

Sr. Максимальная интенсивность его накопления фиксируется ~1750 лет назад, минимальная в

фоновой почве. Это связано с тем, что на данной территории в условиях засушливого климата

определяющим фактором, влияющим на концентрацию Sr, становилось содержание гипса и кар-

бонатов и их миграция в почвенном профиле, а не аккумуляция его растениями.

Выводы, сделанные по результатам исследования распределения химических элементов в

разновозрастных палеопочвах, подтверждаются показателями геохимических коэффициентов. В

частности, максимальная интенсивность процессов выветривания и выщелачивания характерна

для этапов, датированных ~5800, ~1900, ~600 лет назад, а также современного периода. Мини-

мальные значения фиксируются в почвах, развитых в регионе ~4500, ~3800 и ~1750 лет назад

(рис. 58). Наибольшее развитие процессов засоление и накопления почвенных карбонатов фикси-

руется ~4500 и ~1750 лет назад, минимальные значения характерны для временных этапов ~

1900, ~600 лет назад и современного периода (рис. 59). Максимальные значения коэффициентов,

позволяющих оценить степень окисления почвенного материала и биологической активности, ха-

рактерны для этапов в ~1900 и ~600 лет назад, минимальные значения фиксируются ~1750 лет

назад (Рис. 60).

Таким образом, результаты исследования химического состава погребенных палеопочв

курганной группы «Перегрузное», позволяют однозначно определить, что изменения климата в

регионе носили циклический характер. В частности, наиболее засушливые условия преобладали

~4500, ~3800 и ~1750 лет назад. Они чередовались с некоторой гумидизацией климата, происхо-

дившей в исследуемом регионе ~1900, ~600 лет назад и на современном этапе.

5.6. Статистический анализ химического состава погребенных палеопочв юго-востока Рус-

ской равнины.

Для статистического анализа были взяты значения концентраций всех химических элемен-

тов в гумусо-аккумулятивных горизонтах A и B, а также в горизонте С палеопочв всех исследуе-

мых курганных групп. Анализ статистических данных производился в программе Statistica 6.0 с

помощью факторного анализа методом главных компонент. Величины собственных чисел и век-

торов (веса факторов, %) факторной нагрузки признаков (табл. 3) показывают, что почвенные от-

ложения характеризуются на 34,5 % фактором 1, на 19,4 % фактором 2 и на 8,8 % фактором 3.

Анализ признаковой структуры преимущественного фактора 1 (34,5 %) показывает, что

его нагрузка определяется содержанием элементов Al2O3, K2O, TiO2, V, Fe2O3, Ni, Zn, Ba, Mo, Ce,

Cs, Ga, La, Nb, Y. Признаковая структура фактора 2 (19,4 %) показывает, что нагрузка этого фак-

тора имеет сложный характер и определяется как содержанием элементов SiO2 и Hg, так и значи-

мой отрицательной связью Na2O, MgO, S, CaO, Sr и Yb. Фактор 3 несет в себе небольшую долю

информации (8,8 %) и им можно пренебречь.

Анализ признаковой структуры двух выявленных факторов (рис. 61) позволяет предпола-

гать, что фактор 1 может быть интерпретирован как биогеохимическая миграция химических эле-

ментов в профиле почв, посредством элементарных почвенных процессов (ЭПП), главными из ко-

торых являются биогенно-аккумулятивных ЭПП (гумусообразование, дерновый процесс), а также,

в меньшей степени, метаморфических ЭПП (сиаллитизация, монтмориллотизация и др.) и элюви-

альных ЭПП (выщелачивание, лессовирование и др.). Определяющим фактором, влияющим на

интенсивность этих процессов и перераспределение химических элементов в почвах сухостепной

зоны в голоцене, является динамика климата. Фактор 2 может быть интерпретирован как действие

гидрогенно-аккумулятивных ЭПП, таких как засоление, загипсовывание, окарбоначивание и др.

Для почвообразующих пород исследуемой территории характерно присутствие карбонатов

(кальцит - CaCO3, доломит - CaMgCO3 и др.), легкорастворимых солей (галит - NaCl, CaCl2, MgCl2

и др.) и гипса (CaSO4 2H2O), которые при смене водного режима мигрируют по профилю почвы.

65

Таблица 3.

Величины факторных нагрузок, собственных значений и веса факторов.

Фактор 1 Фактор 2 Фактор 3

Порода -0,37803 -0,562219 0,057301

Почва 0,37803 0,562219 -0,057301

Возраст 0,10322 0,347267 0,031163

Осадки 0,03010 0,314066 -0,456903

Na2O -0,46336 -0,805868 -0,174836

MgO -0,42931 -0,684882 -0,408802

Al2O3 0,88596 0,040099 0,338706

SiO2 -0,24613 0,856434 0,372453

P2O5 0,58626 -0,332160 0,213885

S -0,29626 -0,653175 0,098325

K2O 0,83500 0,379154 0,302021

CaO -0,23811 -0,928652 -0,065272

TiO2 0,79508 0,240529 0,245038

V 0,88171 0,045008 0,128976

Cr 0,46992 0,348040 0,294813

MnO 0,42909 0,157951 -0,314744

Fe2O3 0,90183 0,081073 -0,382910

Co 0,53924 0,111355 -0,155704

Ni 0,78761 0,072313 -0,035862

Cu 0,22317 0,110103 -0,225086

Zn 0,85077 -0,176687 -0,279095

As -0,54822 -0,247905 0,096593

Rb 0,52549 0,316845 -0,368907

Sr 0,00344 -0,761949 0,146355

Ba 0,94279 0,089768 0,164169

Pb 0,11955 -0,331837 0,065375

Hg 0,02267 0,661763 -0,312992

Zr 0,33694 0,539671 0,554639

Mo 0,68019 0,013567 0,031105

Sn 0,46713 0,402656 0,135271

Cd -0,10575 -0,477078 0,590640

Ce 0,80337 0,469956 0,066268

Cs 0,89316 0,026468 -0,355660

Ga 0,72192 -0,016932 -0,540156

La 0,85383 -0,041025 0,073739

Nb 0,82039 0,273934 0,195679

Sc -0,34142 -0,298501 -0,765076

Y 0,78040 0,464565 -0,063280

Yb -0,22560 -0,678464 0,142512

Собственные значе-

ния 13,46859 7,565096 3,429499

Вес факторов 0,34535 0,193977 0,087936

66

Factor Loadings, Factor 2 vs. Factor 1

Rotation: Biquartimax normalizedExtraction: Principal components

Порода

Почва

Возраст

Осадки

Na2OMgO

Al2O3

SiO2

P2O5

S

K2O

CaO

T iO2

V

CrMnO

Fe2O3

Co

Ni

Cu

Zn

As

Rb

Sr

Ba

Pb

Hg

Zr

Mo

Sn

Cd

Ce

Cs

Ga

LaNb

Sc

Y

Yb

-1,2 -1,0 -0,8 -0,6 -0,4 -0,2 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

Factor 2

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

1,2F

acto

r 1

Рис. 61. Влияние факторных нагрузок на распределение химических элементов в по-

гребенных палеопочвах юго-востока Русской равнины.

Это подтверждается присутствием в одной группе CaO, MgO, Na2O и S, которые являются

основными катионогенными и анионогенными элементами, входящими в состав этих минералов, а

также наличием Cd, Sr, Sc, As и Yb, которые накапливаются в верхних горизонтах почв на испари-

тельном барьере в периоды существования на территории более аридных условий. Накопление

SiO2 в верхних горизонтах почв происходит в результате влияние нескольких процессов, таких как

выщелачивания, образования вторичных минералов и др.

5.7. Изучение возможности диагенетических изменений в палеопочвах, погребенных под

курганной насыпью.

Главной предпосылкой возможности изучения вещественного состава отложений, погре-

бенных под насыпями археологических памятников, является тезис о том, что все изменения

направленности процесса почвообразования и климатическое состояние, существовавшее на пе-

риод погребения, «записываются» в почвенном профиле в виде свойств и признаков, которые мо-

гут сохраняться длительное время (сотни и тысячи лет).

При подобных исследованиях, одним из первых возникает вопрос о том, не проиходит ли

каких-либо диагенетических изменений в почвах уже после погребения, что делает невозможным

литологические и палеоклиматические реконструкции. Для оценки существования диагенетиче-

ских изменений в подкурганных палеопочвах изучено поведение различных химических элемен-

тов, а также геохимических и магнитных показателей под насыпью. Для этой цели был исследован

курган, расположенный на территории Приволжской возвышенности в Волгоградской области в

районе с. Клетское (рис. 62). Дата погребения подкурганной палеопочвы: ~4000 лет назад.

Через интервал в 1 м были отобраны образцы из двух верхних горизонтов палеопочвы на

глубине 0 - 10 см и 10 - 20 см и измерена высота насыпи над каждой точкой отбора. Проведены

измерения показателя магнитной восприимчивости и валового содержания химических элементов

методом рентгенфлуорисцентной спектроскопии.

Фактор 2

Фак

тор 2

67

Рис. 62. Палеопочва, погребенная под курганной насыпью.

100

120

140

160

180

200

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14

Точки отбора

Вы

со

та

на

сы

пи

ку

рга

на

, с

м

0

20

40

60

80

100

120

Ма

гни

тн

ая

во

сп

ри

им

чи

во

сть

, С

И

Высота

насыпи

MS в

горизонте А

MS в

горизонте В

MS/Fe2O3 в

горизонте А

MS/Fe2O3 в

горизонте В

Рис. 63. Распределение показателя магнитной восприимчивости (MS) и коэффициента

MS/Fe2O3 в верхних горизонтах подкурганной палеопочвы.

В результате изучения магнитной восприимчивости в горизонтах А и В подкурганной па-

леопочвы, можно сделать вывод, что не происходит значимых изменений этого показателя под

курганной насыпью, хотя и наблюдаются некоторые колебания значений по простиранию (рис.

63). В горизонте А значения показателя магнитной восприимчивости показывают более неравно-

мерное распределение, особенно по краям насыпи. Такие колебания могут быть связаны как с тем,

что верхний горизонт более подвержен разрушению, так и с тем, что он перемешивается с выше-

лежащим материалом насыпи.

68

0

5

10

15

20

25

30

35

40

Na2O MgO Al2O3 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3 Rb Sr Ba Zr SiO2

Элементы

g

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

Точки

отбора

0

5

10

15

20

25

30

35

Na2O MgO Al2O3 P2O5 S K2O CaO TiO2 MnO Fe2O3 Rb Sr Ba Zr SiO2

Элементы

g

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

Точки

отбора

Рис. 64. Распределение химических элементов в горизонтах А и В подкурганной па-

леопочвы, нормированное по концентрации TiO2 в материнской породе.

69

В горизонте В колебания показателя магнитной восприимчивости менее значительны. От-

сутствие диагенетических изменений в верхних горизонтах подкурганной палеопочвы подтвер-

ждает также коэффициент интенсивности восстановительного диагенеза MS/Fe2O3, представляю-

щий собой отношение значения показателя магнитной восприимчивости (MS) к содержанию же-

леза в общем образце. Коэффициент основан на том, что диагенез восстанавливает ферримагнит-

ные железистые минералы (магнетит, маггемит) в парамагнитные (гетит и гематит), посредством

чего магнитная восприимчивость заметно уменьшается, а концентрации железа в течение этого

процесса остается практически неизменной, что приводит к уменьшению этого показателя [98]. В

данном случае, не отмечается резких уменьшений данного коэффициента ни в горизонте А, ни в

горизонте В погребенной палеопочвы (см. рис. 63).

Для того чтобы изучить поведение химических элементов под курганной насыпью, нами

была использована нормирование их концентраций по TiO2, который является крайне низкопо-

движным элементом, входящим в состав труднорастворимых минералов, таких как рутил, ильме-

нит и др. [71]. Расчет осуществлялся по формуле [99].

g=w·k, где w – TiO2(в гор С)/TiO2(в гор.), k – концентрация элемента в горизонте.

Наибольшая вариация в горизонтах А и В отмечается для SiO2 и Al2O3, валовые содержа-

ние которых максимальны среди всех элементов, ~62 % для SiO2 и ~13 % для Al2O3. Остальные

элементы равномерно распределены по простиранию в верхних горизонтах погребенной почвы,

что говорит об отсутствии влияния диагенетических процессов под курганной насыпью на мигра-

цию химических элементов (рис. 64).

Таким образом, можно сделать вывод о том, что почва, захороненная в археологических

памятниках, сохраняет на значительное время (тысячи лет) все свойства и признаки, которыми она

характеризовалась на период погребения.

5.8. Минералогические свойства разновозрастных голоценовых палеопочв

юго-востока Русской равнины.

Для аридных зон характерно сочетание повышенных температур с отрицательным балан-

сом влаги. Интенсивность химических процессов здесь убывает и возможность для миграции в

виде растворов уменьшается. В зоне степей теряет свою подвижность Fe, Al, Ti. Минералогия

глин отличается низким содержанием каолинита и галлуазита (в виде примеси) – это унаследо-

ванные, аллохтонные минералы. Гидрослюды, хлориты, монтмориллонит, байделлит могут быть

как аллохтонными, так и автохтонными (возникшими в аридной зоне). Вместе с тем часто присут-

ствуют магнезиальные алюмосиликаты – сепиолит, палыгорскит. Это автохтонные и часто аути-

генные минералы.

Для слоистых силикатов характерна различная устойчивость в условиях выветривания.

Интенсивность преобразований минералов и их направленность определяется рядом факторов:

исходный минерал (тип кристаллической структуры, включая прототип, ее совершенство, ионо-

обменная способность, дисперсность, форма частиц); условия среды (pH, Eh, to, w); гидродинами-

ческий режим, время. Механизмы преобразования слоистых алюмосиликатов заключаются в рас-

паде структуры на свободные окислы (2-х и 4-х этажные триоктаэдрические минералы). 3-

этажные диоктаэдрические минералы и каолинит максимально устойчивы [14].

На стадии диагенеза особенности глинистых минералов, обусловленные предшествующей

историей, сохраняются в общих чертах. Глинистые отложения на ранних стадиях катагенеза пре-

образуются быстрее песчано-алевролитовых и других проницаемых пород. На стадиях ката- и ме-

тагенеза глинистых и карбонатно-глинистых пород на смену деградационным гипергенетическим

процессам приходит восстановление слоистыми алюмосиликатами в тех или иных пределах утра-

ченных свойств [14].

На исследуемой территории разновозрастные почвы подстилаются двумя типами почвооб-

разующих пород – морскими засоленными суглинками позднеплиоценового (N2) возраста и кон-

тинентальными лессовидными отложениями четвертичного возраста (Q3) [9]. Илистая фракция

морских суглинков обогащена смектитовой фазой, которая представлена смесью монтмориллони-

та и бейделлита - до 35 - 60 % (в среднем 45 %). Ил содержит также диоктаэдрическую слюду,

вермикулит, хлорит и каолинит. Илистая фракция почв, развитых на этих отложениях (светло-

каштановые почвы различной степени солонцеватости и засоленности), формируется под влияни-

ем процессов разрушения хлоритов, смектитов с образованием слюда-смектитовой смешанно-

70

слойной фазы, профильного перераспределения смектитов, связанного с солонцовым процессом

(курганные группы «Маляевка», «Колобовка», А-99, 9).

В составе илистой фракции лессовидных суглинков преобладает диоктаэдрическая слюда

(до 70 %). Ил содержит также хлорит и каолинит. Незначительное содержание смектитовой фазы

(до 4 %) является продуктом деградации хлорита и входит в состав смешаннослойного хлорит-

смектита. Состав илистой фракции почв, развитых на этих отложениях (бурая полупустынная,

каштановая почва) (A-99,6; A-99,10; A-99,11; CK-32, CK-11), формируется под влиянием процес-

сов деградации хлоритов и слюд. Почвенные горизонты незначительно обогащением смектитовой

фазой (до 10 - 18 %), которая входит в состав смешаннослойного хлорит-смектита (табл. 4).

Проведено исследование группы курганов в пустынно-степной зоне южной части Ерге-

нинской возвышенности (Курганная группа «Калмыкия»). Время сооружения археологических

памятников по данным радиоуглеродного датирования составляет 5100±50, 4410±100 , 4260±120,

4120±70, 3960±40 летназад. Радиоуглеродное датирование проводилось в Институте географии

РАН. Изученные объекты приурочены к однотипным геоморфологическим элементам: плоским

вершинам водоразделов и верхним частям выположенных склонов. Современные фоновые почвы

– светло-каштановые солонцеватые глубокосолончаковатые.

Как было показано выше, результаты геохимических, петрофизических, а также стандарт-

ных палеопочвенных исследований свидетельствуют о существенных изменениях морфологиче-

ских и химических свойств палеопочв в хроноинтервале от 5000 до 4000 тыс. лет назад. Дробные

интервалы хроноряда почв на протяжении одного тысячелетия позволяют оценить динамику из-

менений минеральных компонентов почв и связанных с ними поверхностных свойств.

В пределах данной курганной группы нами исследованы 5 профилей погребенных

палеопочв и один профиль современной почвы.).

На рисунке рис. 65 представлены типичные дифрактограммы илистой фракции (<2мкм)

исследуемых палеопочв (рис. 66). В составе илистой фракции в верхних горизонтах исследуемых

палеопочв преобладает иллит. Присутствуют также смектит, каолинит и хлорит (рис. 67).

Отмечается изменение минерального состава илистой фракции почв в течение почвообразования

на достаточно коротких временных интервалах. Особенно это проявлено в горизонте А

исследуемых палеопочв.

Для оценки интенсивности минералогических преобразований в верхних горизонтах

палеопочв был использован иллит - смектитовый показатель (PI), предложенный для почв

автоморфного ряда на лессовидных отложениях. Параметр представляет собой отношение

содержания иллита к содержанию смектита умноженному на 10 и основывается на высокой

устойчивости к выветриванию иллита и низкой для смектита [12].

Минимум развития процесса интенсивности почвообразовательного процесса и преобразо-

вания минеральной массы почв, как и в случае с химическими коэффициентами выветривания

фиксируются на этапе ~ 4000 лет назад. Для почв погребенных в интервале 4300—5100 лет назад

значения интенсивность этих процессов существенно выше (рис.68).

Полученные данные потверждают сделанный ранее вывод о том, что на коротких времен-

ных интервалах (~50 - 200 лет) происходят значительные изменения минерального и химического

состава почв. Изучение соотношения содержания минералогических фаз в разновозрастных по-

гребенных почвах, а также их геохимических и петрофизических свойств, свидетельствует о пер-

востепенности влияния на эти изменения климатических факторов по сравнению с общей дли-

тельностью процесса выветривания или экспозиции почвы до погребения, т.е. возрастом почв.

Аналогичные результаты получены для палеопочв, погребенных под другими ар-

хеологическими памятниками (курганная группа «Маляевка»). Здесь также как и в палеопочвах

предыдущей курганной группы в составе илистой фракции преобладает слюда. В меньшем коли-

честве присутствует каолинит, хлорит и смектит (табл. 5). Отмечаются значительные вариации

содержания глинистых минералов в процессе почвообразования, что также видно из изменения

значений иллит-смектитового показателя (рис. 69).

Минералы группы иллита представляют собой трехслойные алюмосиликаты с не-

расширяющейся решеткой. Иллит содержит значительное количество калия (до 6 – 8 % K2O), ча-

стично усваемого растениями. Геохимическим аналогом К является Rb, который в виде изоморф-

ной примеси входит в состав полевых шпатов, слюды и других минералов, содержащих калий.

Однако в биогенной миграции Rb не является аналогом K и биогеохимические процессы не благо-

приятствуют его накоплению.

71

Таблица. 4

Минералогия глин в современных почвах Прикаспийской низменности

Почвенный

профиль

Глубина,

см

Глина,

% *

Каолинит+

хлорит Слюда Смектит Осадки, мм

Абганерово

D-449 0-7 17 15 59 26 380

7-20 29 19 39 42

105-200 13 26 31 44

D-463 250-400 13 21 28 51

D-455 351-371 21 13 27 60

371-431 20 18 45 36

A-99, 5 0-10 19 13 65 23 380

A-99, 5 10-20 21 21 57 21

A-99, 5 20-40 25 16 53 32

D-451(s) 0-11 11 25 67 8 380

11-25 40 18 36 46

120-200 25 18 36 47

Маляевка

D-484 0-9 21 15 78 7 410

9-35 40 16 57 27

D-480 135-155 11 27 18 56

D-476 78-150 18 17 17 65

D-486 200-250 20 23 27 50

D-478 95-150 11 22 30 48

D-482 (s) 0-10 10 29 57 14

10-30 13 24 59 18

29 24 38 38

A-99,9 0-10 33 16 54 30 390

A-99,9 10-30 41 20 50 30

A-99,9 150-180 36 27 39 33

A-99, 6 0-10 18 71 12 310

A-99, 6 10-30 19 16 72 12

A-99, 10 0-10 19 18 64 18 450

A-99, 10 10-30 20 22 65 14

A-99, 11 0-10 13 13 77 11 490

A-99, 11 10-30 13 10 80 10

CK-32 0-26 25 18 68 14 510

26-44 25 22 63 15

44-63 20 26 61 13

63-95 20 25 68 7

95-123 20 24 69 7

123-150 15 24 74 2

CK-11 0-20 20 20 71 9 510

20-53 25 18 77 5

95-119 25 21 75 4

72 Стратиграфия профиля погребенных и современных почв

– Новообразования карбонатов – Новообразования легкорастворимых солей

(белоглазка) (концентрация >1%)

– Новообразования гипса –Глубина вскипания

5100±50 4410±100 4260±120 4120±70 3960±40 Современность

Рис. 65. Профили современных и погребенных палеопочв курганной группы «Калмыкия»

(пояснения в тексте)

Нами было изучено распределение концентрация Rb в верхних горизонтах палеопочв, от-

носительно фоновых значений для пород района, и предпринята попытка сравнения этого пара-

метра с иллит-смектитовым показателем.. Мы считаем, что Rb накапливается в верхних горизон-

тах почв в результате выветривания глинистых минералов, в частности смектита, в результате че-

го в гумусовом горизонте остаются более устойчивые к выветриванию гидрослюды, такие как ил-

лит, в которые в виде изоморфной примеси входит Rb, при этом биологические факторы, также

как и испарительная концентрация, не играют существенной роли в его накоплении. Этот показа-

тель может рассматриваться по аналогии с иллит-смектитовыми показателями, предложенными В.

Е. Алексеевым для почв автоморфного ряда, сформировавшихся на лессах и лессовидных отложе-

ниях [12].

Другим показателям, который может использоваться для определения интенсивности вы-

ветривания глинистых минералов, является параметр CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]100.

Как было сказано выше, невыветрелые породы характеризуются значениями CIA ~50 ед., тогда

как сильно выветрелые их разности имеют CIA до 100 единиц. Показатель CIA для полевых шпа-

тов составляет ~50; для биотита, роговой обманки и пироксена 50 - 55, 10 - 30, 0 - 10 соответ-

ственно; для вторичных глинистых минералов и хлорита ~100; для иллита и смектита 80 - 85 [110].

Однако, в почвах этот коэффициент отражает в первую очередь степень преобразованности вто-

ричных глинистых минералов илистой фракции.

Таким образом, исследование разновозрастных палеопочв, погребенных на протяжении

тысячелетия, свидетельствует о существенных изменениях минералогии глин в течение почвооб-

разования, обусловленных динамикой климата. Эти данные являются подтверждением выводов,

сделанных в результате исследования геохимического состава разновозрастных палеопочв.

73

0 5 10 15 20 25 30 35 40

Inte

nsity

2 Cu K

~5100 yr BP

~ 4400 yr BP

~4250 BP

~4100 yr BP

~3950 yr BP

~600 BP

modern soil

A hor

0 5 10 15 20 25 30 35

Inte

nsity

2 Cu K

~5100 yr BP

~ 4400 yr BP

~4250 BP

~4100 yr BP

~3950 yr BP

modern soil

B hor

Рис. 66. Рентген-дифрактограммы илистой фракции (<2 мкм) изученных разновозрастных

палеопочв (горизонты А и В).

74

Рис. 67. Соотношения содержания минералогических фаз в разновозрастных погре-

бенных палеопочвах курганной группы «Калмыкия».

Гор. А

Гор. В

75

0.0

10.0

20.0

30.0

40.0

50.0

60.0

70.0

80.0

90.0

100.0

8000 5100 4410 4260 4100 3960

возраст погребения,л.н.

ил

ли

т/(1

0*

см

екти

т)

Ahor

Bhor

Рис. 68. Изменение интенсивности выветривания глинистых минералов в погребенных па-

леопочвах курганной группы «Калмыкия».

Глинистая минералогия современных почв и погребенных палеопочв

курганной группы «Маляевка».

Таблица. 5.

Почвенный

профиль

Время по-

гребения,

лет назад

Почвенные

горизонты

Глубина,

см

Глина,

% *

Каолинит+

Хлорит Слюда Смектит PI

D- 482 0 A1 0-10 10 29 57 14 40

B1 10-30 13 24 59 18 33

B2 29 24 38 38 10

D-480 600 A1 23-31 23 22 44 33 13

B1 31-55 36 18 64 18 35

B2 55-71 19 32 22 46 5

C 135-155 11 27 18 56 3

D-476 1700 A1 22-31 20 23 46 31 15

B1 31-50 30 25 50 25 20

C 78-150 18 17 17 65 3

D-481 3600 A1 45-54 21 33 48 19 25

B1 54-77 29 37 42 21 20

D-486 4000 A1 68-76 27 31 50 19 27

B1 76-105 24 24 61 15 40

C 200-250 20 23 27 50 5

Время погребения, лет назад П.П.

Горизонт А

Горизонт В

76

Рис. 69. Изменение интенсивности выветривания глинистых минералов в погребенных па-

леопочвах курганной группы «Маляевка».

5.9. Обсуждение.

1. На поведение большинства химических элементов в почвах сухостепной зоны в голо-

цене наибольшее влияние оказывают три масштабных процесса.

Первый - это миграция химических элементов (CaO, Na2O, MgO, S, Sr, Sc, Cd, Yb, As) ас-

социирующих с легкорастворимыми солями, карбонатами и гипсом, в профиле почвы, и их оса-

ждение на испарительном барьере в результате испарительной концентрации в аридные эпохи.

Второй процесс – это биогеохимическая миграция элементов в почвенном профиле, где опреде-

ляющим механизмом является биогенная мобилизация макро- и микроэлементов растениями и

дальнейшая их аккумуляция в верхних горизонтах почв.

Определяющим фактором, влияющим на интенсивность этих двух процессов в почвах су-

хостепной зоны в голоцене, является динамика климата. Даже на коротких временных интервалах

(~50 - 100 лет) существуют значительные вариации концентраций химических элементов, обу-

словленные биоклиматическими факторами, которые, в свою очередь, зависят от динамики клима-

та в регионе. Незначительные климатические колебания, произошедшие в течение 50 - 100 лет, по-

видимому, оказывают большее влияние на миграцию и накопление химических элементов, чем

фактор времени. В аридные эпохи преобладает процесс испарительной концентрации, в гумидные,

когда увеличивается уровень биологической активности и видового разнообразия, мобилизация

элементов растениями начинает играть определяющую роль. В частности, это характерно для та-

ких элементов как MnO, Fe2O3, V, Cr, Co, Ni, Ba, Zr, Mo, Sn, Ce, Nb, Y. Прирост содержания MnO

и Fe2O3 в гумусо-аккумулятивных горизонтах разновозрастных палеопочв относительно концен-

траций в почвообразующей породе демонстрируют прямые корреляции с уровнем атмосферной

увлажненности в исследуемом регионе, что связано с активизацией биологической активности в

гумидные эпохи и его аккумуляцией степной растительностью. Однако, биофильность MnO более

высокая, чем у Fe2O3 (Перельман А. И. и др., 1999), и его биогеохимическая миграция и аккумуля-

ция в гумусо-аккумулятивных горизонтах идет параллельно с Fe2O3, но с большей интенсивно-

стью. На разнице в скоростях биологического накопления Fe2O3 и MnO основаны предложенные

нами коэффициенты MnO/Fe2O3 и (MnO+Fe2O3)/Fe2O3, которые мы предлагаем использовать как

показатели интенсивности биологической активности и биопродуктивности.

Отдельные элементы (Sr, V), накапливающиеся в верхних горизонтах почв на ис-

парительном барьере в аридные эпохи, могут аккумулироваться местной растительностью (злако-

выми, полынными, маревыми) в наиболее гумидные периоды. Причем, мобилизация растениями

является более масштабным процессом, чем испарительная концентрация.

Третьим процессом, оказывающим значительное влияние на поведение химических эле-

ментов в почвах на исследуемой территории, является структурная дифференциация почвенного

Время погребения, лет назад

илли

т/(с

мек

тит*

10)

77

профиля, связанная с процессом солонцеобразования, при котором многие макро и микроэлемен-

ты (Al2O3, Fe2O3, V, Co, Ni, Cu, Zn, Sr, Ba, La, Y) мигрируют из верхних горизонтов в нижележа-

щие с илистой фракцией.

2. В течение голоцена в связи с вековой динамикой климата циклично изменялись геохи-

мические показатели интенсивности засоления (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3), окар-

боначивания ((CaO+MgO)/Al2O3), окисления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3), биологической активности

(биопродуктивности) (MnO/Al2O3, MnO/Fe2O3, (Fe2O3+MnO)/Fe2O3), выщелачивания (Ba/Sr) и вы-

ветривания почвообразующего материала (индексы выветривания

CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)]x100, Al2О3/(СаО+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr). Подтверждена

возможность использования геохимических коэффициентов как на коротких (~100 - 150 лет), так и

на длинных (первые тысячи лет) временных интервалах. Полученные новые геохимические пока-

затели, а также, опробованные на голоценовых палеопочвах, формировавшихся в сухостепной

зоне, геохимические коэффициенты, могут быть использованы для проведения палеогеографиче-

ских реконструкций природной среды, анализа вещественного состава и условий осадконакопле-

ния в более древних отложениях, в частности, плейстоценовых лессово-почвенных комплексах.

3. Базируясь на принципиально новых палеопочвенных геохимических, магнитных и ми-

нералогических результатах, реконструирована вековая динамика палеоэкологических условий в

степях Юго-Восточной части Русской равнины в голоцене. Полученные данные показали, что

климат на территории сухостепной зоны за последние 6000 лет носил циклический характер: пе-

риоды увлажнения сменялись аридными эпохами разной интенсивности и продолжительности. В

частности, наиболее гумидными условиями и активизацией процессов выветривания и выщелачи-

вания характеризовались временные этапы, существовавшие на исследуемой территории ~5000,

~1900, ~700 лет назад, а также современный период. Наиболее аридными условиями характеризо-

вались этапы, датированные возрастом ~4000 и ~1800 лет назад. Эти периоды ознаменовалось

максимальным развитием в регионе процессов засоления и накопления почвенных карбонатов.

Полученные новые геохимические показатели, а также опробованные на голоценовых па-

леопочвах геохимические коэффициенты, могут быть использованы для проведения палеогеогра-

фических реконструкций природной среды, анализа вещественного состава и условий осадкона-

копления в более древних отложениях, в частности плейстоценовых лессово-почвенных комплек-

сах.

78

Глава 6. Изменение концентраций рубидия в гумусо-аккумулятивных гори-

зонтах разновозрастных палеопочв относительно фоновых значений как индикатор

динамики климата в голоцене.

При анализе распределения концентрации Rb в верхних горизонтах почв в течение почво-

образования, обращает на себя внимание его значительная вариация относительно фоновых зна-

чений, в том числе на коротких временных интервалах. В качестве примера рассмотрим наиболее

представительный хроноряд (курганная группа «Авилово») с палеопочвами, захороненными на

значительных временных интервалах (~1000 лет), а также курганную группу «Калмыкия», с ко-

роткими интервалами погребения палеопочв (~150 - 200 лет), датированными радиоуглеродным

методом.

Минимальные значения концентрации Rb в палеопочвах курганной группы «Авилово»,

относительно фона в районе, характерны для временных этапов ~4000 и ~1750 лет назад, которые

являются наиболее аридными эпохами, в период существования которых отмечалась минимальная

интенсивность процессов выветривания. Максимальные значения характерны для временных эта-

пов, существовавших ~5100, ~1900, ~700 лет назад и современном этапе, в наиболее гумидные пе-

риоды, когда отмечалось увеличение интенсивности процессов выветривания (рис. 70).

Установлена связь изменения концентрации Rb в гумусовом горизонте относительно его

фоновых значений, характерных для пород данного района, с реконструированным количеством

атмосферных осадков (рис. 71). Минимальные значения концентрации Rb в горизонте В па-

леопочв курганной группы «Калмыкия» относительно фона в районе отмечается в почве, погре-

бенной ~3960 лет назад, когда на исследуемой территории отмечался минимально количество

среднегодовых осадков (по магнитным данным). Максимальные значения отмечаются в почве,

погребенной ~5100 лет назад, в период, когда отмечалась некоторое повышение увлажненности в

районе и, связанное с этим, активизация процессов выветривания (рис. 72).

Также как и в палеопочвах курганной группы «Авилово», для курганной группы «Калмы-

кия» установлена связь изменения концентрации Rb в гумусовом горизонте относительно его фо-

новых значений, характерных для пород данного района, с реконструированным количеством ат-

мосферных осадков (рис. 73).

Мы считаем, что Rb накапливается в верхних горизонтах почв в результате выветривания

глинистых минералов, в частности смектита, в результате чего в гумусовом горизонте остаются

более устойчивые к выветриванию гидрослюды, такие как иллит, в которые в виде изоморфной

примеси входит Rb, при этом биологические факторы, которые влияют на накопление таких эле-

ментов как Fe2O3 и MnO, не играют существенной роли в его накоплении. Этот показатель может

рассматриваться по аналогии с иллит-смектитовыми показателями, предложенными В. Е. Алексе-

евым для почв автоморфного ряда, сформировавшихся на лессах и лессовидных отложениях [12]

(рис. 74).

Значительные вариации концентрации Rb относительно его фоновых значений на коротких

временных интервалах (~150 - 200 лет), говорят о том, что этот параметр является чувствительным

даже к незначительным изменениям интенсивности выветривания, что наряду с магнитными па-

раметрами, делает правомерным его использование для количественных реконструкций атмо-

сферной увлажненности, как на длинных, так и на коротких временных интервалах.

Для этой цели было изучено отношение концентрации Rb в гумусо-аккумулятивных гори-

зонтах разновозрастных подкурганных палеопочв относительно фоновых значений, характерных

для пород района, с реконструированным количеством атмосферных осадков для курганных групп

«Авилово», «Перегрузное», «Калмыкия» и «Маляевка».

Исследованные хроноряды включали в себя как длинные (~ 500 - 1000 лет) интервалы

между погребениями, так и короткие (~100 лет). В результате удалось получить линейную зави-

симость данного параметра от реконструированного по магнитным данным количества атмосфер-

ных осадков с коэффициентом корреляции R2=0,72, выраженную формулой:

YRb=91,305x+302,86 где YRb – среднегодовое количество атмосферных осадков; x - изменение концентраций Rb

в гумусо-аккумулятивных горизонтах разновозрастных палеопочв относительно фоновых значе-

ний, характерных для пород района ((конц. в гор А, В-конц. в гор С)/(средний фон в рай-

оне/КК)100) (рис. 75).

79

Rb

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

070017501900400049005100


(ко

нц

. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ред

ни

й ф

он

в р

ай

он

е/К

К)1

00

Рис. 70. Изменение концентраций Rb в горизонтах А разновозрастных палеопочв кур-


(конц. в гор А-конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100

R2 = 0,8463

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

300 320 340 360 380 400 420 440


Rb

, (к

он

ц. в

го

р А

-ко

нц

. в

го

р С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не

/КК

)100

Рис. 71. Связь изменения концентрации Rb в горизонтах А разновозрастных подкур-

ганных палеопочв курганной группы «Авилово» относительно фоновых значений, характер-

ных для пород района, с реконструированным количеством атмосферных осадков.

80

Rb

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

039604120426044105100


Rb, (к

онц

. в г

ор В

-конц

. в г

ор С

)/(с

ред

ни

й ф

он в

районе/К

К)1

00

Рис. 72. Изменение концентраций Rb в горизонтах B разновозрастных палеопочв кур-


(конц. в гор А/конц. в гор С)/(средний фон в районе/КК)100.

R² = 0,8879

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

325 330 335 340 345 350 355 360 365 370 375

Rb

, (к

он

ц.

в г

ор

. В-к

он

ц.

в г

ор

. С

)/(с

ре

дн

ий

фо

н в

ра

йо

не

)10

0


Рис. 73. Связь изменения концентраций Rb в горизонтах разновозрастных подкурган-

ных палеопочв курганной группы «Калмыкия» относительно фоновых значений, характерных

для пород района, с реконструированным количеством атмосферных осадков.

81

0.0

10.0

20.0

30.0

40.0

50.0

60.0

70.0

80.0

90.0

100.0

8000 5100 4410 4260 4100 3960

возраст погребения,л.н.

ил

ли

т/(1

0*

см

екти

т)

Ahor

Bhor

Рис. 74. Изменение интенсивности выветривания глинистых минералов в погребен-

ных палеопочвах курганной группы «Калмыкия».

YRb = 91,305x + 302,86

R2 = 0,72

300

320

340

360

380

400

420

440

0 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1,2

Rb, (конц. в гумусо-аккумулятивных горизонтах-конц. в гор. С)/(средний фон в районе/КК)100

Ос

ад

ки

, м

м/г

од

Рис. 75. Связь отношения концентрации Rb в гумусо-аккумулятивных горизонтах с

климатическими факторами (по реконструированным атмосферным осадкам для курганных

групп "Авилово", "Перегрузное", "Калмыкия" и "Маляевка").

Таким образом, в сухостепной зоне изменения концентрации рубидия в гумусо-

аккумулятивных горизонтах почв, относительно его фоновых значений, находятся в прямой зави-

симости от количества атмосферных осадков. Это связано с выветриванием глинистых минералов

под влиянием почвообразовательных процессов, при этом биологические факторы, также как и

испарительная концентрация, не играют существенной роли в его накоплении. Полученный пара-

метр (YRb) может быть использован для реконструкций уровня атмосферной увлажненности в

плейстоцене и голоцене, в том числе на коротких временных интервалах (~ 50 - 100 лет).

Время погребения, лет назад

Горизонт А

Горизонт В

П.П

82

Глава 7. Исследование плейстоценовых лёссово-почвенных комплексов юго-востока

Русской равнины.

Лёссовые породы являются одним из наиболее широко распространенных типов конти-

нентальных четвертичных образований. В целом они покрывают более 3,2 % площади суши и

встречаются на территории всех континентов за исключением Антарктиды. Наиболее широко они

распространены в Европе и Азии (рис. 76) [84].

Рис. 76. Распространение лессовых отложений в Евразии и Северной Африке [102, 108, 118].

Во всех районах Земли, где встречаются эти породы, их состав специфичен и вместе с тем

достаточно близок: это песчано-глинисто-пылеватые системы, основная часть которых представ-

лена тонкопесчаными (0,1 - 0,05 мм) и особенно крупнопылеватыми (0,05 - 0,01 мм) частицами. В

природных условиях более тонкие пылеватые и глинистые частицы агрегированы до размера

крупнопылеватых. Лёссовые породы обладают рядом специфических инженерно-геологических

особенностей, в первую очередь, низкой водопрочностью, и главное - просадочностью. Последняя

выражается в способности лёссовых пород в напряженном состоянии достаточно резко во времени

уменьшать свой объем при замачивании.

Минералогический состав лёссовых отложений характеризуется преобладанием кварца,

плагиоклаза, КПШ, слюды, кальцита (иногда доломита), а также глинистых минералов (смектитов,

хлоритов, слюды и каолинита). Тяжелые минералы обычно представлены в меньшем количестве.

Анализ валового химического состава показывает, что наибольшим содержанием в лессовых по-

родах характеризуется SiO2, содержание которого варьируется от 45 до 75 %, хотя обычное его

содержание ~ 55 - 65 %. Большая часть SiO2 ассоциирует с кварцем, но он присутствует также в

полевых шпатах и глинистых минералах. Анализ диаграммы SiO2 относительно Al2O3 показывает,

что лесс имеет состав, варьирующийся между средним глинистым сланцем и кварцевым песчани-

ком [108]. В лёссах, в которых в большом количестве присутствуют глинистые минералы, увели-

чиваются содержание Al2O3, Fe2O3 и TiO2. В отложениях, для которых характерно повышенное

содержание карбонатов, растет концентрация CaO и MgO.

Распространенность лёссовых пород и их просадочность тесно связаны с климатом. По

мнению Н. И. Кригера, просадочные лёссы преимущественно распространены в семиаридных

районах, в пределах которых радиационный баланс не превышает 50 ккал/см2 в год, а радиацион-

ный индекс сухости составляет 1 - 3.

83

Специальные исследования показали, что лёссовые отложения развиты в разных климати-

ческих поясах. Площади их распространения распределены следующим образом: в умеренном по-

ясе - 80 %, в субтропическом - 16,8 % и тропическом - 3,2 % [84].

В субтропическом и тропическом поясах они залегают в основном в Южной Америке, где

распространены почти 85 % лёссовых массивов этого континента [125]. Они также отмечены и в

Африке. В Евразии более 98 % площади распространения лёссовых пород расположены в умерен-

ном поясе между 40о и 60

о северной широты, покрывая территорию, находящуюся южнее распро-

странения покровного или горного оледенения [115, 118]. Исключением является Китай, где лёс-

совый покров распространен на больших площадях в более низких широтах, где нет близко распо-

ложенных покровных оледенений, горных ледников и ледниковых долин [102]. Лёссы практиче-

ски полностью отсутствуют в субтропических и тропических широтах Евразии. При этом в Европе

они по ландшафтным зонам распределены так: в лесной - 33,2 %, лесостепной - 26,7 %, степной -

39,0 % и полупустынной - 1,1 %, а в Азии соответственно - 11,9 %; 28,3 %; 40,8 % и 16,3 % (вклю-

чая пустыни) от общей площади, занятой лёссовыми породами на этих континентах. В целом, лёс-

совые породы на поверхности Земли имеют наиболее широкое распространение в лесостепной и

степной зонах, которые характеризуются умеренным климатическим увлажнением. В этой зоне

увлажнения расположены 61,2 % лёссовых массивов [84]. По мере увеличения и уменьшения сте-

пени климатического увлажнения, площадь распространения этих пород резко снижается. В зонах

избыточного и ничтожного увлажнения, куда обычно относятся таежная зона, арктический пояс и

экстропустыни, лессовые породы, как правило, отсутствуют.

7.1. Основные проблемы стратиграфии и палеогеографии лессово-почвенной

формации.

Основной проблемой изучения лёссово-почвенной формации является определение ланд-

шафтно-климатических условий образования и хроностратиграфического положения лёссовых

горизонтов и горизонтов ископаемых почв. Существующие разногласия по поводу возраста, рас-

членения и палеогеографии лёессово-почвенных образований связаны с практической трудностью

обеспечения большинства (даже опорных) разрезов репрезентативными аналитическими данными

и вынужденной абсолютизацией одного или нескольких применяемых методов [19].

Необходим системный подход к решению лёссовой проблемы, заключающийся в исполь-

зовании обширного комплекса методов, включающих в себя описание строения толщ и отдельных

горизонтов, их минералогический, химический, гранулометрический, фациальный, палеопедоло-

гический и палеокриологический анализы, а также анализ физико-механических свойств, сово-

купность палеонтологических методов, методы абсолютной и относительной геохронологии и т. д.

[27].

В настоящее время главными методами детальных палеоландшафтных реконструкций и

определения возраста лёссово-почвенных толщ служат палеопедологический, микротериологиче-

ский, малакофаунистический и палинологический методы [19]. Опыт минералогического изучения

лёссовых разрезов в качестве самостоятельного метода, по мнению многих исследователей, не

может предоставить надежные палеогеографические реконструкции эпох почво- и лёссообразова-

ния. По мнению К. И. Лукашева (1961) многие литогеохимические критерии определения условий

осадкообразования, такие как окатанность зерен, pH среды, недонасыщенность, характер пористо-

сти, количество глинистых фракций и др. не позволяют уверенно идентифицировать даже аккуму-

ляции эолового и водного генезиса. Однако, в большинстве исследований лессово-почвенных

толщ недостаточное внимание уделяется изучению химического состава отложений, которое,

наряду с исследованием минералогического состава и палеомагнитных свойств слагающих их лёс-

сов и палеопочв, дает мощный инструмент для реконструкций ландшафтно-климатических усло-

вий образования лёссово-почвенных комплексов.

По мнению ряда авторов, ведущим методом исследования лёссово-почвенных формаций

является палеопедологический. Однако, несмотря на большие достижения палеопедологии в па-

леогеографии плейстоцена, ее использование в качестве автономного хроностратиграфического

метода может привести к серьезным ошибкам не только в хроностратиграфических, но и общих

палеогеографических построениях [30]. Некоторыми специалистами подчеркиваются ограничения

метода в восстановлении условий не только лессообразования, но и собственно ископаемых почв,

что, в первую очередь, связано с морфологическим сходством почвенных профилей, развитых в

различных условиях природной среды, усложняющим диагностику генезиса не только ископае-

84

мых, но и современных почв. Строение профиля ископаемых почв соответствует, преимуществен-

но, условиям климатического оптимума, а возможности выделения отдельных фаз педогенеза

ограничены тем, что в почвенном профиле выражено суммарное воздействие факторов почвообра-

зования, существовавших на всех стадиях жизни палеопочвы. Эту проблему позволяет решить ис-

следования литологического состава лёссов и почвенных комплексов, которые позволяют выявить

тонкие изменения вещественного состава отложений, а также направленность этих изменений на

коротких временных интервалах. Использование геохимических показателей и их сравнительный

анализ дает возможность оценивать условия формирования и развития лёссово-почвенных отло-

жений, сформировавшихся в одни и те же климатические циклы плейстоцена и в различных реги-

онах. Исследование минералогического и химического состава лёссово-почвенных комплексов

является одним из ключей к решению таких важных проблем геологии четвертичного периода как

проблема генезиса лёссовых пород, их стратиграфии, а также временных соотношений леднико-

вых и межледниковых эпох с аридными и плювиальными палеоклиматическими фазами, что име-

ет принципиальное значение для климатостратиграфических построений и корреляций геологиче-

ских событий в разных ландшафтно-климатических зонах.

В данном исследовании были изучены разновозрастные плейстоценовые лёссово-

почвенные комплексы, приуроченные к различным природным районам юго-востока Русской рав-

нины: Терско-Кумской равнине (опорный разрез «Отказное») и Азово-Кубанской низменности

(разрезы «Порт Катон», «Шабельское»). Корреляция горизонтов почв изученных лёссово-

почвенных комплексов проводились в предшествующих исследованиях с помощью палеонтологи-

ческого (микротериологического), палеомагнитного и магнитометрического методов [19, 36, 66,

67, 85]. Однако позиция этих горизонтов в геохронологической шкале плейстоцена на настоящий

момент является дискуссионным вопросом. Последние данные, полученные по результате изуче-

ния содержания атмосферного CO2 в ледовых кернах Антарктиды [113, 122], а также ранее полу-

ченные данные по изотопу кислорода δ18

O из глубоководной скважины в экваториальной части

Тихого океана V28-239 [120], позволили нам произвести стратиграфическую корреляцию лёссово-

почвенных комплексов Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности между собой и

с климатическими этапами плейстоцена (рис. 77). За основу взята стратиграфическая схема чет-

вертичных отложений Русской равнины (бассейна р. Дон, Приазовье) (табл. 6) [30, 31].

7.2. Лессово-почвенный разрез "Отказное".

Район опорного разреза "Отказное" относится к Терско-Кумской равнине, занимающей

промежуточное положение между двумя крупными геолого-структурными областями Предкавка-

зья - Ставропольским поднятием на западе и Каспийской впадиной на востоке. Морфологически

она представляет собой относительно возвышенную равнину, полого наклоненную на восток. Аб-

солютные отметки территории изменяются от 156 до 246 м. Разрез расположен в долине р. Кумы и

на водоразделах этой реки с реками Мокрый Карамык и Горькая Балка.

На правобережье выделено два лёссовых комплекса общей мощностью около 140 м, кото-

рые с размывом перекрывают морские акчагыльские отложения. Нижний комплекс представлен

пачкой аллювиально-пойменных отложений и лёссово-почвенной серией, включающей три гори-

зонта буро-коричневых почв, разделенных деградированными, в настоящее время обводненными,

суглинками. Общая мощность осадков этого комплекса 45 м. Наибольший практический интерес

представляет верхний комплекс, мощностью около 90 м, который включает девять циклитов, со-

держащих в своих разрезах до 26 лёссовых и почвенных горизонтов. Палеомагнитные исследова-

ния показали, что вся эта часть разреза относится к зоне прямой полярности эпохи Брюнес. Гра-

ница эпох Матуяма - Брюнес (0,73 млн. лет) приурочена к самому нижнему горизонту лёсса и

проходит на глубине около 80 м от дневной поверхности [84].

Палинологическое изучение лёссовой толщи в районе с. Отказное обнаружило следующее.

Формирование горизонтов типичных лёссов происходило в открытых перигляциальных степных и

полупустынных ландшафтах, а также в зоне развития как перигляциальных редкостойных березо-

вых и сосново-березовых лесов, так и межледниковых парковых дубовых и грабинниковых лесов

на протяжении ледниковых эпох, термоксеротических стадий и эндотермальных похолоданий

межледниковых эпох. Ископаемые же почвы сформировались во время межледниковий, межста-

диалов и криогигротических стадий оледенений [19]. Разрез нижнего плейстоцена представлен

серией маломощных палеопочв, сложенных темно-бурыми тяжелыми суглинками или глинами с

большим количеством пылеватых карбонатов, мощностью от 0,5 - 1,5 м и тремя педокомплексами

85

Таблица. 6.

Стратиграфическая схема четвертичных отложений Русской равнины.

Региональная схема, 1984, 1992 Лёссово-почвенная

формация

Фаунистические ком-

плексы Раздел Звено

Горизонт, надгори-

зонт

Бассейн р. Дон,

Приазовье, Велич-

ко и др., 1987, 1992

Верхне-

палео-

тический

Хазарский

Нео

плей

сто

цен

Верхнее

Голоцен Современная почва

Валдайский Брянская почва

Мезинский педо-

комплекс

Микулинский

Среднее

Московский Мерцаловский лесс

Курская почва

Цнинский лесс

Роменская почва

Орчикский лесс

Каменская почва

Борисоглебский

лесс

Инжавинская почва

Одинцовский

Днепровский

Сингильский Лихвинский

Тираспольский Нижнее

Окский Коростылевский

лесс

Мучкапский Воронский педо-

комплекс

Донской Донской лесс

Ильинский Ржакинский педо-

комплекс

Покровский Бобровский лесс

Петропавловский Балашовская почва

86

Глу

бина

, м

Глу

бина

, м

Возраст

, тыс.

лет

назад

Глу

бина

, м

СО2 (ppmv)

В ледовых кернах

Антарктиды

Лессовый разрез

«Отказное»


«Порт-Катон»


«Шабельское»

~650±40 т.л.

~310±20 т. л.

~165±15 т.л.

~51±12 т.л.

~30±8 т.л.

~4±2 т.л.

Mz

Rm

Km

In

Vr

оледенения межледниковья

Тихоокеанская скважина V28-239

Hol0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК3

ПК4

ПК5

0,25

-0,0

5

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0,0

01

1.0-

0.25

Гигроскопическая

влага,

%

Сорг.,

%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина,

м

Mz

Km

In

Vr

Hol0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01

Сорг.,% CO2,% Гумус,% Карбонаты,%

Магнитная

восприимчивость,

10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

Hol

Mz

Km

In

Vr

Глу

бина

, м

Рис. 77. Корреляция лёссово-почвенных комплексов Терско-Кумской равнины, Азово-Кубанской низменности и Китайского лессового плато с

климатическими этапами плейстоцена.

87

(балашовский, ржаксенский и воронской), сложенными суглинками средними и тяжелыми, мощ-

ностью 3,6 - 3,8 м. Лёссовые горизонты, мощностью 2 - 10 м, представлены суглинками средними

и легкими, светло-коричневыми, палевыми.

Средним плейстоценом датируется мощная часть разреза, в котором выделяются три педо-

комплекса и три лёссовых горизонта. Инжавинский педокомплекс состоит из двух палеопочв

светло-коричневого и коричневого цвета с большим количеством в иллювиальной части карбона-

тов (2,0 - 3,9 м). Каменский педокомплекс состоит из трех палеопочв, представленных средними и

тяжелыми суглинками характерного буровато-коричневого цвета. Общая мощность педокомплек-

са 4 - 5 м. Роменский педокомплекс, мощностью 3,2 - 4,4 м, представлен тремя светло-

коричневыми почвами полного профиля с большим количеством карбонатов. Лёссовые горизонты

(борисоглебский, орчикский, днепровский) представлены палевыми легкими суглинками и тяже-

лыми супесями мощностью до 5 - 6 м каждый.

К верхнему плейстоцену в районе относятся отложения мезинского педокомплекса, брян-

ской палеопочвы и валдайского горизонта лёссов. Мезинский педокомплекс очень хорошо выдер-

жан по площади. Представлен легкими и средними буровато-коричневыми суглинками. Мощность

от 1,9 до 3,2 м. Брянская почва слабовыраженная, залегает на глубине 13,8 - 14,5 м, представлена

легким коричнево-палевым суглинком. Лёссовый валдайский горизонт имеет площадное развитие

в районе, представлен тяжелыми супесями и легкими суглинками с прослоями средних суглинков.

Мощность этого горизонта составляет 2,5 - 23 м.

Изучение гранулометрического состава лёссовых пород разреза «Отказное» показало, что

лёссовая толща сложена в основном суглинками легкими и супесями тяжелыми (лёссовые гори-

зонты) и суглинками средними и тяжелыми (погребенные почвы). Гранулометрический состав по

разрезу сравнительно однородный, погребенные почвы более глинистые. Лёссовые породы вал-

дайского горизонта характеризуются повышенным содержанием песчаной фракции (до 24 %). В

лёссовых горизонтах содержание глинистой фракции (< 0,002 мм) варьирует от 3,7 (глубина 40 м)

до 27 % (глубина 20 м), пылеватой (0,05—0,002 мм) - от 53 (глубина 15 м) до 80,6 % (глубина 28

м), песчаной (> 0,05 мм) - от 7,2 (глубина 19 м) до 28,4 % (глубина 15 м). В погребенных почвах и

педокомплексах содержание глинистой фракции изменяется от 15,9 (глубина 46 м) до 33,4 % (глу-

бина 25 и 45 м), пылеватой — от 56,9 (глубина 34 м) до 73,7 % (глубина 43 м), песчаной - от 2,5

(глубина 44 м) до 22,1 % (глубина 14 м) [84].

Минеральный состав отложений легкой фракции представлен кварцем, полевыми шпата-

ми, слюдами, карбонатами тяжелой фракции - лимонитом, рудными, лейкоксеном, цирконом, ру-

тилом, эпидотом, амфиболами. Состав легкой и тяжелой фракций однообразен, что позволяет

предположить существование в разные эпохи лёссообразования единого источника питания поро-

дообразующего материала [84]. Содержание минералов легкой фракции по разрезу более 99 %.

Преобладающим кластогенным минералом является кварц, содержание которого по глубине срав-

нительно стабильно и колеблется от 35 до 53 %. Среднее содержание по разрезу - 45 %. К подошве

лёссовой толщи содержание кварца увеличивается за счет уменьшения количества полевых шпа-

тов, что объясняют лучшим выветриванием последних.

Полевые шпаты повсеместно представлены калиевыми (ортоклазом, реже - микроклином),

смешанными и натриевыми разновидностями. Содержание по разрезу колеблется от 7 до 16,5 %,

среднее по разрезу - 12,5 %.

Содержание слюд по разрезу колеблется от 1,6 до 7 %. Слюды легкой фракции свежие,

лишь местами слабогидратизированы. Наиболее изменены слюды в погребенных почвах нижнего

плейстоцена.

Карбонатность пород по разрезу изменяется от 5 до 11 %. Повышенной карбонатностью

обладают породы верхневалдайского, мезинского и борисоглебского горизонтов. Среднее содер-

жание кальцита в них равно 9 - 10 %.

Общее содержание тяжелых минералов по разрезу не превышает 1,54 %. Среднее содер-

жание по разрезу устойчивых к выветриванию минералов следующее: черные рудные 18,2 %, лей-

коксен 10,9, группа рутила - 2,1, группа циркона, гранатов, сфена - 4,8, лимонит - 11,6 %.

Содержание амфиболов увеличивается с глубиной от 8 - 9 до 20 - 30 %, среднее по разрезу

- 14,4 %. Наличие неустойчивых к выветриванию минералов свидетельствует о близком источнике

их сноса и быстрой консервации осадка. Изменение амфиболов выразилось в уменьшении разме-

ров их зерен, приобретении ими шаровидной формы, хлоритизации. Биотит (среднее содержание

по разрезу 2,8 %) тяжелой фракции в процессе выветривания испытывает осветление, хлоритиза-

цию, гидратацию с выделением вторичного минерала - сагенита.

88

В глинистой фракции лёссовых образований ключевого участка преобладают гидрослюды

(30 - 90 %) и каолинит (10 - 40 %). В качестве примеси присутствуют минералы группы смектитов

(монтмориллонит, смешаннослойные), их содержание в породах составляет 2 - 30 %. С глубиной

количество смектитов увеличивается. Повышенное содержание смектитов наблюдается в иллюви-

альных горизонтах погребенных почв (до 15 - 20 %).

Величина сухого остатка по разрезу колеблется от 0,07 до 1,42 %. Максимально засолена

верхняя часть разреза, сложенная наиболее просадочными лёссовыми отложениями, что отражает

непромывной режим зоны аэрации. Сухой остаток в породах валдайского горизонта 0,5 - 1,5 %,

содержание гипса 1 - 3 %. Тип засоления - сульфатно-карбонатный. В составе легкорастворимых

солей по массе доминируют сернокислый натрий и магний. Количество галита в породах незначи-

тельное (0,02 - 0,1 %). Наблюдается тенденция увеличения его с глубиной

Содержание гумуса в лёссовых образованиях незначительное (0,2 - 0,7 %). Максимальное

его содержание отмечено в породах гумусовых горизонтов палеопочв (гумусовый горизонт совре-

менной почвы 2,8 %).

Реконструированный по магнитным данным среднегодовой уровень атмосферных осадков,

существовавший на протяжении формирования лёссово-почвенного комплекса «Отказное», со-

ставлял ~ 380 мм/год. В эпохи оледенений он уменьшался в среднем до 360 мм/год. В более теп-

лые и влажные периоды межледниковий, во время которых формировались почвенные комплексы,

среднегодовой уровень атмосферных осадков увеличивался в среднем до 430 (на некоторых эта-

пах доходил до 520) мм/год (рис. 78).

Реконструированный по показателю YRb среднегодовой уровень атмосферных осадков по-

казывает несколько большее значение ~430 мм/год. На более холодных этапах, когда формирова-

лись лессовых отложений, он уменьшался до 400 мм/год. В эпохи межледниковий увеличивался в

среднем до 480 (на отдельных этапах до 570) мм/год. В целом, отмечается тенденция к аридизации

климата, начиная с нижнего плейстоцена к голоцену, хотя в голоцене отмечается некоторое по-

вышение атмосферной увлажненности.

В качестве показателя климата для лёссовых отложений степей юго-востока Русской рав-

нины нами использован также индекс химического выветривания (изменения), предложенный Г.

Несбитом и Г. Янгом (Nesbitt H.W., Young G.M., 1982) CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]100

(CaO бескарбонатный), и рассчитываемый по молекулярным количествам петрогенных окислов.

Распределение значений этого параметра в разрезе демонстрирует схожую тенденцию с уровнем

атмосферной увлажненности (рис. 79). Среднее значение показателя CIA для лёссовых пород,

формирующих опорный разрез «Отказное», составляет ~64, что соответствует относительно выве-

трелым, сформированным в умеренных климатических обстановкам отложениям [123]. Используя

в качестве критерия для разграничения отложений, формировавшихся в обстановках холодного и

теплого (аридного и гумидного) климата величину коэффициента CIA=70 ед., можно увидеть, что

в лёссово-почвенной разрезе «Отказное», мы имеем дело, по крайней мере, с тремя группами от-

ложений. Первая из них характеризуется значениями коэффициента CIA ≥70, вторая CIA ≤ 55,

третья 55 ≤ CIA ≤ 70.

К первой группе относятся отложения, которые слагают нижнюю часть разреза. Это слой

30-31, который соответствует ПК6, входящего в воронский педокомплекс и сформированный на

ранней стадии рославльского межледниковья [30. 31]. Для него фиксируется значение коэффици-

ента CIA ~ 73. Однако, коэффициенты выветривания (Rb/Sr, Al2О3/(CaO+MgO+Na2O+K2O)) и вы-

щелачивания (Ba/Sr) [117] показывают довольно низкие значения в этом слое (см. рис. 79). Также

отмечается некоторое уменьшение значений коэффициента окисления почвенного материала

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 [117] и интенсивности биологической активности (Fe2O3+MnO)/Fe2O3,

MnO/Al2O3 [114] (рис. 80). Таким образом, можно сделать вывод, что на данном этапе не отмеча-

лось резкого увеличения интенсивности процессов выветривания, и исследуемая эпоха характери-

зовалась, в целом, довольно сухими условиями. Это подтверждает и реконструированный средне-

годовой уровень атмосферных осадков, который составлял в эту эпоху, по магнитным параметрам,

~ 380 мм/год, по показателю YRb ~ 430 мм/год (см. рис. 78).

Следующим слоем, для которого отмечается максимальное значение показателя CIA, явля-

ется слой 14-17, который соответствует почвенному комплексу ПК4 (инжавинская почва), отно-

сящийся к начальному этапу лихвинского межледниковья [30, 31]. Значение CIA ~84 указывает на

гумидный тип климата, при котором формировались данные отложения [111]. Этот почвенный

комплекс характеризуется наибольшими значениями коэффициентов выветривания, отмечаемых

для всей лессово-почвенной толщи (см. рис. 79). На интенсивное развитие процессов выветрива-

89

ния и разрушение первичных минералов указывает также обогащение слоя SiO2 до 66 %, что явля-

ется максимальным значением для всего разреза [109] (рис. 84). Значения коэффициентов интен-

сивности биологической активности также демонстрируют наибольшие значения в этих слоях

(рис. 74). Увеличение концентраций MnO и Fe2O3 в ПК4 также указывают на благоприятные усло-

вия, существовавшие в период формирования рассматриваемых отложений (рис. 82). Значения

коэффициентов засоления (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3) и окарбоначивания

(СаО+МgО)/Al2O3 (рис. 81) резко уменьшаются, что наряду с уменьшение содержания CaO, MgO

и Na2O (рис. 83) указывает на гумидные условия и отсутствие процессов засоления на этапе фор-

мирования ПК4. О повышение уровня атмосферной увлажненности говорит значительное возрас-

тание показателя магнитной восприимчивости (см. рис. 79). Реконструированный уровень атмо-

сферных осадков показывает значения ~520 мм/год (по магнитным данным) и ~570 мм/год (по по-

казателюYRb), что является максимальным показателем для исследуемого временного интервала

(см. рис. 78).

Значения CIA выше 70 отмечаются также в отложениях почвенного комплекса ПК3 (Ка-

менская почва) (слои 36-39, 34-35, 30-32), который образовался в эпоху каменского (чекалинского)

межледниковья [30, 31]. Для этого этапа характерно также некоторое увеличение значений коэф-

фициентов выветривания и интенсивности биологической активности (см. рис. 79). В слое 34-35

значительно увеличивается содержание MnO и Fe2O3, что также свидетельствует об активизации

биологической деятельности организмов на данном этапе (см. рис. 80). Это связано с некоторой

гумидизации климата в период каменского межледниковья, что подтверждается увеличением ре-

конструированного уровня атмосферных осадков для этой эпохи до 440 мм/год по магнитным

данным, и до 500 мм/год по данным, полученным с помощью параметра YRb (см. рис. 78). Значе-

ния коэффициентов засоления и окарбоначивания несколько уменьшаются, что говорит о слабой

интенсивности процессов карбонатообразования и соленакопления в этот период (см. рис. 81).

Выше по разрезу располагаются отложения Мезинского педокомплека (ПК1) (верхняя

часть слоя 17, слой 13-16, 10-12), сформированного в эпоху микулинского межледниковья [30, 31],

для которых отмечаются значения коэффициента CIA ~ 81. На данном этапе отмечается увеличе-

ние показателей практически всех коэффициентов выветривания (CIA, Rb/Sr,

Al2О3/CaO+MgO+Na2O+K2O) и выщелачивания (Ba/Sr) (см.рис. 79). Фиксируется увеличение зна-

чений коэффициентов интенсивности окисления и биологической активности (см. рис. 80), а также

резкое уменьшение интенсивности накопления солей и карбонатов (см. рис. 81), о чем говорят

уменьшение значений коэффициентов (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3,

(СаО+МgО)/Al2O3) [117], а также содержание CaO и Na2O (см. рис. 83). Реконструированный уро-

вень атмосферной увлажненности позволяет говорить о том, что микулинское межледникове

ознаменовалось, по-видимому, увеличением количества атмосферных осадков до 460 - 490 мм/год

(см.. рис. 78).

В средней части слоя 6 на глубине 8,25 - 11,25 м отмечается значение коэффициента CIA

~75, что говорит о некоторой активизации процессов выветривания (см. рис. 79). Об этом также

свидетельствует некоторое увеличение коэффициентов выщелачивания (Ba/Sr) и выветривания

(Al2О3/CaO+MgO+Na2O+K2O), что наряду с уменьшением значений коэффициентов окарбоначи-

вания и засоления (см. рис. 81) предполагает некоторое увеличение степени атмосферной увлаж-

ненности в этот период.

Реконструированное количество атмосферных осадков показывает значения ~360 мм/год

(по магнитным данным) и ~430 мм/год по показателю YRb.(см. рис. 78).

Вторая группа отложений характеризуется значениями коэффициента CIA менее 55. Такие

значения характерны для слабовыветрелых пород, сформированных в относительно аридных

условиях с низким уровнем атмосферной увлажненности [123] (Visser J.N.J et. al., 1990).

Значением коэффициента CIA ~55 характеризуются отложения на глубине 53,25 м в ниж-

ней части слоя 14-18, сложенные палево-сизоватым суглинком. Время его формирования относит-

ся к завершению эпохи окского оледенения и началу лихвинского межледниковья [30, 31]. Для

этого периода отмечается уровень атмосферных осадков ~370 - 410 мм/год (см. рис. 78). Аридиза-

ция климата в этот период подтверждается и повышенным содержанием в толще CaO, MgO, Na2O,

а также резким увеличением значений коэффициентов засоления и окарбоначивания, максималь-

ным для всего разреза (см. рис. 81, 83).

90

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

200 300 400 500 600

300 400 500 600

Осадки по

магнитным данным,

мм/год

YRb, мм/год

Глубина

, м

Рис. 78. Реконструированный по магнитным данным и с помощью параметра YRb среднегодовой уровень атмосферных осадков на раз-

личных этапах исследуемого хроноинтервала.

91

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

55

60

65

70

75

80

85

90

95

0 50 100

Магнитная


10-8 m3kg-1

40 60 80 100 0 1 2 3 4 5 0 0,5 1 1 2 3

CIA

Al2O3/

(CaO+Na2O+K2O+MgO) Rb/Sr Ba/SrГлубина

, м

Рис. 79. Распределение значений показателя магнитной восприимчивости, коэффициентов выветривания (CIA,

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr) и выщелачивания (Ba/Sr) и в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

92

0

10

20

30

40

50

60

70

0,1 0,15 0,2

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

1,04 1,05 1,06 1,07 1,08

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0,04 0,06 0,08

MnO/Fe2O3

0,004 0,009 0,014

MnO/Al2O3

Глубина

, м

Рис. 80. Распределение значений коэффициентов окисления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности ((Fe2O3+MnO)/Fe2O3, MnO/Fe2O3

MnO/Al2O3,) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

93

0

10

20

30

40

50

60

70

0 0,5 1 1,5

Na2O/K2O

0 0,1 0,2

Na2O/Al2O3

0,1 0,2 0,3 0,4

(K2O+Na2O)/Al2O3

0 1 2

(CaO+MgO)/Al2O3

Глубина

, м

Рис. 81. Распределение значений коэффициентов засоления (Na2O/K2O, Na2O/Al2O3, (K2O+Na2O)/Al2O3,) и окарбоначивания

((СаО+МgО)/Al2O3) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

94

0

10

20

30

40

50

60

70

3 5 7

Fe2O3,%

0,04 0,09 0,14

MnO,%

0,1 0,15 0,2 0,25

P2O5,%

Глубина

, м

Рис. 82. Профильное распределение Fe2O3, MnO и P2O5 в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

95

0

10

20

30

40

50

60

70

0 0,5 1 1,5 2

Na2O,%

0 1 2 3 4

MgO,%

0 5 10 15

CaO,%

Глубина,

м

Рис. 83. Профильное распределение Na2O, MgO и CaO в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

96

SiO2,%

10 15 20

Al2O3,%

1,5 2 2,5 3

K2O,%

SiO2

0

10

20

30

40

50

60

70

40 50 60 70Глубина,

м

Рис. 84. Профильное распределение породообразующих элементов SiO2, Al2O3, K2O в отложениях лессово-почвенного комплекса «Отказ-

ное».

97

Значениями коэффициента CIA ~52 характеризуется подошва слоя 36-39 (глубина 46,75-

45,5 м), относящегося к отложениям почвенного комплекса ПК3, формировавшемуся в начальную

стадию каменского межледниковья [30, 31]. Реконструированный уровень атмосферных осадков в

этот период составлял ~320 - 340 мм/год (см. рис. 78). Об аридизации климата говорят также вы-

сокие значения коэффициентов окарбоначивания и засоления (см. рис. 81) и низкие значения ко-

эффициентов окисления и биологической активности (см. рис. 80). В этом слое фиксируются ми-

нимальные концентрации MnO и Fe2O3 среди всех отложений разреза, что подтверждает вывод о

слабой биологической активности в этот период (см. рис. 80).

К третьей группе, характеризующейся значениями 55< CIA< 70, принадлежат лессовые

породы и почвенные комплексы подавляющего числа литостратиграфических единиц опорного

разреза «Отказное». Эти образования являются отложениями умеренных климатических обстано-

вок без ярко выраженной климатической специфики.

Таким образом, значения коэффициентов выветривания и интенсивности биологической

активности увеличиваются в отложениях почвенных комплексов. В лёссах отмечаются обратная

тенденция и повышенные значений коэффициентов засоления и карбонатности. Эпохи межледни-

ковий, когда формировались почвенные комплексы, характеризовались повышенной, по сравне-

нию с этапами оледенений, гумидностью климата. По нашим данным, максимальной за весь плей-

стоцен степенью атмосферной увлажненности и количеством атмосферных осадков от 520 – 570

мм/год, а также наибольшей интенсивностью процессов выветривания и биопродуктивности ха-

рактеризовалось лихвинское межледниковье, когда сформировалась инжавинская почва (ПК4).

7.2.1. Статистический анализ химического состава отложений лёссово-почвенного

разреза «Отказное».

Анализ статистических данных производился в программе Statistica 6.0 с помощью фак-

торного анализа методом главных компонент. Величины собственных чисел и векторов (веса фак-

торов, %) факторной нагрузки признаков показывают, что почвенные отложения характеризуются

на 33 % фактором 1, на 16 % фактором 2 и на 13,5 % фактором 3 (табл. 7).

Анализ признаковой структуры фактора 1 (33 %) показывает, что нагрузка этого фактора

определяется содержанием элементов Al2O3, K2O, TiO2, V, Cr, MnO, Fe2O3, Co, Rb, Ba, Ce, Cs, Ga,

Nb, Y и осадками, а также отрицательной связью Sc (-0,64). Признаковая структура фактора 2 (16

%) показывает, что нагрузка этого фактора имеет сложный характер и определяется как содержа-

нием элементов Ni, Cu и Pb, так и значимой отрицательной связью Zn и Hg. Фактор 3 определяет

накопление SiO2, а также отрицательную связь CaO, MgO и Na2O.

Статистические данные, полученные с помощью факторного анализа для лессово-

почвенного комплекса «Отказное», показывают, что нагрузки всех трех факторов имеют доста-

точно сложный характер, что говорит о влиянии на вариацию микро и макроэлементов в плейсто-

цене совокупности многих процессов (рис.85).

Анализ признаковой структуры трех выявленных факторов позволяет предполагать, что

фактор 1 может быть интерпретирован как действие нескольких элементарных почвенных процес-

сов (ЭПП): 1) биогенно-аккумулятивных ЭПП (гумусообразование, дерновый процесс); 2) мета-

морфических ЭПП (сиаллитизация, монтмориллотизация, гумуссиалитизация, ферралитизация и

др.); 3) элювиальных ЭПП (выщелачивание, лессовирование и др.), интенсивность которых зави-

сит от динамики климата (в частности, осадков). Определенное влияние на распределение этих

элементов оказывает также их сорбция глинистыми минералами. Наибольшее содержание V, Cr,

Co, Rb, Ba, Ce, Cs, Ga, Nb, Y отмечается в почвенных комплексах ПК4, ПК3 и ПК2, причем мак-

симальное значение характерно для Инжавинской почвы (ПК4), что говорит о наибольшей интен-

сивности почвенных процессов в период начальной стадии Лихвинского межледниковья. Мини-

мальные содержаниея этих элементов отмечаются на этапах, для которых фиксируется резкая ари-

дизация климата – в слоях 36-39 – начальную стадию Каменского (Чекалинского) межледниковья,

когда начал формироваться ПК3, в слоях 24-26 – начальную фазу Черепетьевского межледнико-

вья, когда начал формироваться ПК2.

98

Таблица. 7.

Величины факторных нагрузок, собственных значений и веса факторов.


Почва 0,17781 -0,393332 -0,353665

Лесс -0,17976 0,402745 0,374844

Осадки 0,59700 -0,417579 0,042862

Na2O -0,41632 0,011334 -0,867852

MgO -0,18554 -0,263104 -0,784235

Al2O3 0,67090 0,534989 0,089262

SiO2 -0,12083 -0,448844 0,784852

P2O5 0,17166 0,316006 -0,559497

S -0,39738 0,552162 0,214708

K2O 0,73742 0,407478 0,170744

CaO -0,34036 0,232946 -0,880535

TiO2 0,87332 0,077376 -0,076251

V 0,75361 0,412470 -0,263670

Cr 0,69134 -0,025178 0,337804

MnO 0,87581 0,048854 0,192140

Fe2O3 0,95835 0,151171 0,044654

Co 0,70286 0,394860 -0,173547

Ni 0,42549 0,655463 -0,198840

Cu 0,23466 0,662327 -0,147271

Zn -0,06615 -0,905066 0,066301

As -0,47504 0,214043 0,228946

Rb 0,87449 -0,077018 0,264322

Sr -0,06086 0,307652 -0,418065

Ba 0,80294 0,289026 -0,191621

Pb 0,22561 0,759605 -0,080157

Hg -0,27354 -0,759729 0,440948

Zr -0,04598 0,253192 0,550859

Mo 0,04545 -0,073074 -0,323440

Sn 0,09752 0,197897 0,295549

Cd -0,45327 0,275241 0,089974

Ce 0,68415 0,539941 0,176996

Cs 0,95341 -0,120176 0,038282

Ga 0,88653 0,028514 0,190313

La 0,52537 0,173425 -0,255719

Nb 0,90839 -0,014521 0,128848

Sc -0,64285 -0,410582 0,012232

Y 0,75103 0,082162 0,375706

Yb -0,40719 0,545639 0,213609

Собственные значе-

ния 12,55929 6,097330 5,123389

Вес факторов 0,33051 0,160456 0,134826

99


Rotation: Varimax rawExtraction: Principal components

почва

лесс

осадки

Na2О

MgО

Al2О3

SiO2

P2O5

SK2O

CaO

T iO2

V

Cr

MnO

Fe2O3

CoNiCu

Zn

AsRb

Sr

Ba

Pb

Hg

Zr

Mo

Sn

Cd

Ce

Cs

Ga

La

Nb

Sc

Y

Yb

-0,8 -0,6 -0,4 -0,2 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2

Factor 1

-1,0

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

Facto

r 3

Рис. 85. Влияние факторных нагрузок на распределение химических элементов в от-

ложениях лессово-почвенного комплекса «Отказное».

Фактор 2 близок к фактору 1, за исключением того, что здесь наиболее значимыми явля-

ются процессы сорбции. В частности, фактор 2 может быть интерпретирован как накопление тя-

желых металов (Pb, Cu, Ni, Mo) и элементов – биофилов (P2O5) в почвах на сорбционном барьере

(G) [72]. Отрицательная связь существует между Hg и Zn, которые, по-видимому, накапливаются

на щелочном барьере. Определенное влияние на концентрацию Hg, как и в почвах голоцена, ока-

зывает органическое вещество, посредством которого происходит ее связывание с SiO2 в резуль-

тате взаимодействия гуминовых и фульвакислот.

Фактор 3 может быть интерпретирован как действие гидрогенно-аккумулятивных ЭПП, в

частности засоления и окарбоначивания. Для лессовых отложений исследуемой территории ха-

рактерно присутствие кальцита, доломита, галита и других минералов легкорастворимых солей и

карбонатов, которые в эпохи оледенений также привносятся вместе с эоловым материалом. Это

подтверждается присутствием в одной группе CaO, Na2O и MgO, являющимися основными катио-

ногенными элементами, входящими в состав этих минералов. В отдельную группу объединяются

S, Cd, Sc, As и Yb которые также ассоциируют с легкорастворимыми солями и карбонатами, но

совместное нахождение которых в лессовых отложениях разреза «Отказное» связано, в большей

степени, с их ассоциацией с гипсом.

Максимальные содержания As, Cd и Sc фиксируются на этапах, в которых уменьшаются

концентрации элементов, накапливающихся под влиянием фактора 1 и для которых отмечается

резкая аридизация климата – в слоях 36-39 – начальную стадию Чекалинского межледниковья и в

слоях 24-26 – в роменского (черепетьевского) межледниковье, на начальной стадии формирования

роменской почвы. Распределение содержаний S и Yb в разрезе демонстрируют идентичные пока-

затели, что связано с накоплением этих элементов в ассоциации с гипсом, содержание которого

возрастает, начиная с 30 м [84]. Такое резкое увеличение содержания гипса связано с инженерно-

геологическими особенностями лессовых пород. Верхняя часть разреза сложена наиболее проса-

дочными лессовыми отложениями, что отражает непромывной режим зоны аэрации и способству-

ет накоплению гипса. Накопление SiO2 и Zr связано, по-видимому, с терригенным привносом этих

элементов в эпохи оледенений и формирования лессовых горизонтов.

Фак

тор 3

Фактор 1

100

7.3. Лёссово-почвенный разрез «Порт Катон».

Следующий исследуемый район располагался на территории Азово-Кубанской низменно-

сти простирающейся от северных склонов Западного Кавказа до низовьев Дона и Маныча [82]. На

территории располагались лёссово-почвенные комплексы «Порт Катон» и «Шабельское».

Лёссово-почвенный разрез «Порт-Катон» характеризуется сравнительно однородным гра-

нулометрическим составом (рис. 86). Содержание глинистой фракции (<0,001 мм) варьирует от 10

% (глубина 13,6 м) до 53,9 % (глубина 3,2 м), пылеватой (0,05-0,001 мм) – от 21,8 % (глубина 13,8

м) до 63,7 % (глубина 10,4 м), песчаной (> 0,05 мм) – от 0,2 % (глубина 5,7 м) до 68,2 % (глубина

13,8 м).Во всех почвенных комплексах фиксируются повышенные, по сравнению с лёссовыми го-

ризонтами, содержания глинистой фракции (<0,001 мм) ~50 – 55 %. В лёссовых горизонтах,

напротив, отмечаются понижение значений до ~35 - 40 %.

Для слагающих разрез отложений был рассчитан показатель дисперсности (k), отражаю-

щий характер глинистых компонентов, их «отмытость», «выщелоченность», «иллювированность»,

что делает его характеристичным для таких явлений, как оподзоливание, оглинение и др., связан-

ных с трансформацией, переносом и локализацией тонкодисперсного вещества в различных отло-

жениях. Он рассчитывается по формуле [18]:

k = (lnФ5-lnФ1)/1,609, где Ф5 – содержание частиц (%) диаметром <5 мкм; Ф1 – содержание частиц (%) диа-

метром < 1 мкм.

Средняя дисперсность глинистых компонентов в разрезе «Порт-Катон» составляет для

лёссов ~0,25, что является характерным значением для лёссовых пород и характеризует глинистые

компоненты, слагающие разрез, как тонкоилистые. Средняя дисперсность глинистых компонентов

в почвенных комплексах ~0,20, что является показателем лёссовидных отложений и характеризует

глинистые компоненты как коллоидно-илистые [18].

Минимальное значение дисперсности глинистых компонентов фиксируется в ПК5 и со-

ставляет ~0,14, характеризуя состав глинистых компонентов данной почвы как грубоколлоидный

[18]. В вышележащих почвенных комплексах показатель k увеличивается, составляя в ПК4 ~0.17,

в ПК3 ~0.16, в ПК2 ~0,16, в ПК1 ~0,22, что говорит о постепенном переходе глинистых компонен-

тов в почвах на этапах почвообразования от грубоколлоидных к коллоидно-илистым и среднеили-

стым (рис. 87).

Реконструированный по магнитным данным среднегодовой уровень атмосферных осадков,

существовавший на протяжении формирования лёссово-почвенного комплекса "Порт-Катон", со-

ставлял ~400 мм/год. В эпохи оледенений он составлял в среднем 370 мм/год. В более теплые и

влажные периоды межледниковий, во время которых формировались почвенные комплексы,

среднегодовой уровень атмосферных осадков увеличивался в среднем до 440 мм/год.

Реконструированный с помощью параметра YRb среднегодовой уровень атмосферных

осадков для данной территории несколько больше и составляет ~430 мм/год. В эпохи оледенений

значения опускаются до 380 мм/год, на этапах, когда на исследуемой территории существовали

условия межледниковий, этот показатель составлял ~ 480 мм/год (рис. 88). Среднее значение пока-

зателя CIA в отложениях лёссово-почвенного комплекса «Порт-Катон» составляет 69, что говорит

о формировании их в умеренных климатических обстановках. В целом, в большей части разреза

не отмечается резких вариаций значений данного параметра (рис. 89). Увеличение коэффициентов

выветривания на глубине 14 - 15 м связано с тем, что этот слой слагают глинистые отложения.

На глубине 12,8 м отмечается резкое уменьшением интенсивности биологической актив-

ности и минимальные значения для всего разреза коэффициента CIA ~32 (рис. 89, 90). Обращает

на себя внимание резкое увеличение значений всех коэффициентов засоления и окарбоначивания,

показатели которых являются максимальными для всех отложений изученного лессово-

почвенного комплекса (рис. 91). Содержание Fe2O3 и MnO в слое также заметно снижается (рис.

92). Максимальные концентрации CaO, MgO и Na2O также говорят об интенсивности накопления

легкорастворимых солей и карбонатов (рис. 93). Вэтом слое отмечается увеличение концентрации

S, что связано с увеличением содержания гипса в отложениях.

Таким образом, по химическим данным можно сделать вывод о том, что эпоха, в период

которой формировались отложения, залегающие на глубине 12,8 - 13,4 м, характеризовалась

наиболее засушливыми условиями для всего рассматриваемого временного интервала и мини-

мальной активностью процессов выветривания и почвообразования. Этот вывод подтверждается

101

данными, полученными в результате климатических реконструкций с помощью показателя YRb и

магнитных параметров.

Среднегодовой уровень атмосферных осадков в этот период составлял ~340 - 360 мм/год,

что является минимальным показателем для исследуемого хроноинтервала (см. рис. 88).

Выше по разрезу значения коэффициентов выветривания демонстрируют некоторое уве-

личение на глубине 12,05 м в средне-гумуссированном горизонте А ПК4, являющегося, предпо-

ложительно, воронской почвой, образовавшейся, в рославльское межледниковье [30, 31, 80]. Ко-

эффициент CIA показывает значения ~76, что наряду с увеличением остальных показателей ин-

тенсивности выветривания, говорит об активизации процессов гидролиза на данном этапе (см.

рис. 89). В этом слое фиксируется также наиболее низкое значение дисперсности (~ 0,14) среди

всех почвенных комплексов (см. рис. 87). На благоприятные условия, существовавшие в эту эпо-

ху, указывают повышенные значения коэффициентов интенсивности биологической активности, а

также увеличение концентраций MnO и Fe2O3 в ПК4 (см. рис. 90, 92). Коэффициенты засоления и

окарбоначивания демонстрируют резкое уменьшение значений, также как и содержание в отложе-

ниях CaO, MgO и Na2O, что наряду с повышенными значениями коэффициентов выветривания и

биологической активности, позволяет сделать вывод о значительно большей увлажненности в этот

период, по сравнению с предшествующим этапом (см. рис. 91, 93). Это подтверждается рекон-

струированным уровнем атмосферной увлажненности в период рославльского межледниковья,

который составлял ~470 - 480 мм/год. По магнитным данным, это является максимальным значе-

нием для всего рассматриваемого хроноинтервала (см. рис. 88).

Выше по разрезу на глубине 9,65-10,4 м залегают отложения, сложенные серо-коричневым

суглинком. Коэффициенты, характеризующие степень интенсивности выветривания и выщелачи-

вания материала, так же как и коэффициенты биологической активности, не показывают какой-

либо определенной тенденции в своих значениях. Однако в нижней части слоя отмечается доволь-

но значительное увеличение показателей засоления и содержания карбонатов, что видно из вариа-

ций коэффициентов (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3, (СаО+МgО)/Al2O3), а также из

увеличения концентраций CaO, MgO и Na2O (см. рис. 91, 93). Для периода, в течение которого

формировались данные отложения, фиксируется пониженный уровень атмосферной увлажненно-

сти (~ 360 - 370 мм/год), что, наряду с невысокими значениями показателя CIA~68, позволяет го-

ворить о некоторой аридизации климата на рассматриваемом этапе и замедлении развития процес-

сов выветривания и почвообразования (см. рис. 88, 89).

Следующим слоем, где отмечается увеличение коэффициентов выветривания и биологиче-

ской активности, является ПК3 (инжавинская почва), датированный, предположительно, лихвин-

ским межледниковьем [30, 31, 80]. Хотя коэффициенты выветривания не демонстрируют четкой

картины, обращает на себя внимание резкое увеличение показателей биологической активности и

значений концентраций Fe2O3 и MnO на глубине 8,85 м (см. рис. 92). Показатель дисперсности

снижается до 0,17, а содержание глинистой фракции (<0,001 мм) в ПК4 достигает 50 % (см. рис.

86, 87). Реконструированный уровень атмосферных осадков также демонстрируют повышение до

~420 мм/год (по магнитным данным) и ~510 мм/год (по показателю YRb), что свидетельствует о

некоторой гумидизации климата на данном этапе (см. рис. 88).

Выше по разрезу, на глубине 6,2 м, залегает ПК2 (каменская почва), сформировавшийся,

предположительно, в каменское (чекаленское) межледниковье [30, 31, 80] и характеризующийся

значением коэффициента CIA ~79. Для отложений ПК2 отмечается увеличение значений коэффи-

циентов выветривания и биологической активности (см. рис. 89, 90). Реконструированный уровень

атмосферных осадков показывает значения ~440 - 450 мм/год (см. рис. 88). Исходя из этих данных,

можно предположить, что отложения ПК2 формировались в относительно гумидных условиях

межледниковья.

Лёссовые породы и почвенные комплексы остальных литостратиграфических единиц раз-

реза «Порт-Катон», по-видимому, были сформированы в умеренных климатических обстановках

без ярко выраженной климатической специфики.

8.3.1. Статистический анализ химического состава отложений лёссово-

почвенного разреза «Порт-Катон».

Величины собственных чисел и векторов (веса факторов, %) факторной нагрузки призна-

ков показывают, что отложения лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон» характеризуются на

31,5 % фактором 1, на 20,4 % фактором 2 и на 13,6 % фактором 3 (табл. 8).

102

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,25

-0,0

5

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0,0

01

1.0-

0.25


влага,

%

Сорг.

,%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина,

м

ПК0

Рис. 86. Данные литогеохимических анализов отложений лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

103

Дисперсность

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0,1 0,2 0,3 0,4

Ряд1Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,25

-0,0

5

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0,

001

1.0-

0.25


влага,

%

Сорг.

,%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 87. Распределение значений дисперсности глинистых компонентов в разрезе

«Порт-Катон».

104

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

300 350 400 450 500

Осадки по магнитным данным, мм/год

300 350 400 450 500 550 600

YRb, мм/год

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гум

ус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 88. Реконструированный по магнитным данным и с помощью параметра YRb среднегодовой уровень атмосферных осад-

ков на различных этапах исследуемого хроноинтервала.

105

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

20 40 60 80

CIA

0 1 2 3


0,15 0,35 0,55 0,75

Rb/Sr

1 2 3 4

Ba/Sr

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 89. Распределение значений коэффициентов выветривания (CIA, Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr) и выщелачивания

(Ba/Sr) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

106

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0,1 0,15 0,2 0,25

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

1,02 1,04 1,06 1,08

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0,03 0,05 0,07 0,09

MnO/Fe2O3

0,004 0,009 0,014

MnO/Al2O3

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гум

ус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 90. Распределение значений коэффициентов окисления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности ((Fe2O3+MnO)/Fe2O3,

MnO/Fe2O3 MnO/Al2O3,) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

107

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0 1 2

Na2O/K2O3

0 0,1 0,2 0,3

Na2O/Al2O3

0,2 0,3 0,4 0,5

(Na2O+K2O)/Al2O3

0 2 4

(CaO+MgO)/Al2O3

Глубина

, м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0


((СаО+МgО)/Al2O3) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

108

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

3 6 9

Fe2O3,%

0,03 0,08 0,13 0,18

MnO,%

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гум

ус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 92. Профильное распределение Fe2O3 и MnO в отложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

109

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0,4 0,9 1,4 1,9

Na2O,%

0 1 2 3 4 5

MgO,%

0 10 20

CaO,%

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

0,2

5-0

,05

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,005

0,0

05-0

,001

<0,0

01

1.0

-0.2

5


влага

, %

Сорг.

,%

CO

2,%

Гумус

Карбонаты

20 40 60 80 100 0,2 0,4 0,6 0,8 1 1 10 1 20

Глубина, м

ПК0

Рис. 93. Профильное распределение Na2O, MgO и CaO в отложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

110

Таблица 8.

Величины факторных нагрузок, собственных значений и веса факторов


Почва 0,28611 -0,057846 0,222021

Лесс -0,25997 0,139524 -0,149336

Осадки 0,34637 0,103219 0,591675

Na2O -0,20354 -0,875060 0,069074

MgO -0,27746 -0,865403 0,004188

Al2O3 0,43906 0,308389 -0,696899

SiO2 -0,15266 0,892548 0,139096

P2O5 0,36473 -0,347888 0,135083

S -0,01766 -0,262363 0,060385

K2O 0,23763 0,671561 -0,624953

CaO -0,25037 -0,925036 0,031358

TiO2 0,79090 0,257966 -0,096555

V 0,78649 0,001847 -0,050311

Cr 0,77208 0,244750 0,063098

MnO 0,78288 0,276428 -0,097950

Fe2O3 0,82059 0,362064 -0,377423

Co 0,76249 0,268303 -0,132393

Ni 0,85229 -0,329664 0,046355

Cu 0,78504 -0,297688 -0,084367

Zn 0,78604 -0,046752 -0,447254

As -0,08844 -0,528263 0,515017

Rb 0,73149 0,407608 -0,203005

Sr 0,39717 -0,262399 0,138729

Ba 0,34265 0,373259 -0,819726

Pb 0,52618 -0,565537 0,030689

Hg 0,49213 0,590135 0,101052

Zr -0,00652 0,224049 0,850837

Mo 0,79447 -0,197016 0,158995

Sn 0,70570 0,259914 0,375220

Cd 0,04458 -0,649643 0,272096

Cs 0,78740 0,344179 -0,416586

Nb 0,88355 0,268802 -0,136493

Sc 0,08636 -0,299724 -0,758972

Собственные значения 10,40127 6,722461 4,480674

Вес факторов 0,31519 0,203711 0,135778

Анализ признаковой структуры фактора 1 (31,5 %) предполагает, что его нагрузка опреде-

ляется содержанием элементов V, Cr, MnO, Fe2O3, Co, Ni, Cu, Zn, Rb, Mo, Sn, Cs, Nb. Признаковая

структура фактора 2 (20,4 %) показывает, что нагрузка этого фактора имеет сложный характер и

определяется содержанием SiO2 и значимой отрицательной связью CaO, MgO и Na2O. Фактор 3

(13,6 %) определяет накопление Zr, а также отрицательную связь Al2O3, K2O, Ba и Sc.


почвенного комплекса «Порт-Катон», в целом, демонстрируют схожесть с данными, полученными

для разреза «Отказное», что свидетельствует об одних и тех же факторах, влияющих на перерас-

пределение химических элементов в отложениях исследуемых районов. Хотя, существуют и неко-

торое различие в процессах, влияющих на факторные нагрузки (рис. 94).


фактор F1, может быть интерпретирован как действие нескольких элементарных почвенных про-

111

цессов (ЭПП): 1) биогенно-аккумулятивных ЭПП (гумусообразование, дерновый процесс); 2) ме-

таморфических ЭПП (сиаллитизация, монтмориллотизация и др.); 3) элювиальных ЭПП (выщела-

чивание, лессовирование и др.), интенсивность которых зависит от динамики климата (в частно-

сти, осадков). Тяжелые металлы (V, Zn,, Cu, Ni, Mo) накапливаются, в том числе, в почвах на

сорбционном барьере (G). Наибольшее содержание V, Cr, MnO, Fe2O3, Co, Ni, Cu, Zn, Rb, Mo, Sn,

Cs, Nb в отложениях, слагающих разрез, отмечается на глубине 14,2 м, где накапливался слой

глин. Также отмечается их повышенная концентрация во всех почвенных комплексах, по сравне-

нию с лессовыми породами. Минимальные содержания этих элементов отмечаются на глубине

13,6 м, что говорит о низкой интенсивности биогеохимических процессов, существовавших в пе-

риод формирования данного слоя.

Фактор 2 может быть интерпретирован как действие гидрогенно-аккумулятивных ЭПП, в

частности засоления и окарбоначивания. Это подтверждается присутствием в одной группе CaO,

Na2O и MgO, являющимися основными катионогенными элементами, входящими в состав солей и

карбонатов. В отдельную группу, как и в разрезе «Отказное», объединяются S, Cd, Sc, As которые

также ассоциируют с легкорастворимыми солями и карбонатами, но совместное нахождение кото-

рых связано, в большей степени, с ассоциацией с гипсом. Максимальные содержания As, Cd и Sc

фиксируются в лессовых отложениях, формировавшихся на этапах, когда отмечается аридизация

климата.

Фактором 3 является разрушение минералов, таких как КПШ, слюды и др. под воздействи-

ем процессов выветривания и накопление Al2O3, K2O и Ba в лессово-почвенных отложениях.

Накопление Zr, вероятно, связано с терригенным привносом на этапах лессообразования.


Rotation: Varimax rawExtraction: Principal components

Почва

ЛессОсадки

Na2ОMgО

Al2О3

SiO2

P2O5

S

K2O

CaO

T iO2

V

CrMnO

Fe2O3

Co

NiCu

Zn

As

Rb

Sr

Ba

Pb

Hg

Zr

Mo

Sn

Cd

Cs

Nb

Sc

-0,4 -0,2 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

Factor 1

-1,0

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

Facto

r 2


ложениях лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон».

7.4. Лёссово-почвенный разрез «Шабельское».

Лёссово-почвенный разрез «Шабельское» характеризуется сравнительно однородным гра-

нулометрическим составом. Содержание глинистой фракции (<0,001 мм) постепенно уменьшается

вверх по разрезу и варьирует от 33,6 % (глубина 2,15 м) до 57,1 % (глубина 13,1 м), пылеватой

Фактор 1

Фак

тор 2

112

(0,05-0,001 мм) – от 42,3 % (глубина 13,1 м) до 62,4 % (глубина 0,25 м), песчаной (> 0,05 мм) – от

0,1 % (глубина 4,75 м) до 4,1 % (глубина 2,75 м).

Четкой дифференциации между горизонтами не наблюдается, однако на фоне общего

уменьшения содержания глинистой фракции все же фиксируются незначительные увеличения ее

содержания в почвенных горизонтах. В лёссовых горизонтах, напротив, отмечаются некоторая

тенденция к понижению (рис. 95). Средняя дисперсность глинистых компонентов для лёссов со-

ставляет 0,19 %, для почв – 0,20 %, что является характерным для лёссовидных отложений и ха-

рактеризует глинистые компоненты, слагающие разрез как коллоидно-илистые. Среди почвенных

комплексов, наименьшим значением дисперсности характеризуется ПК4 (~ 0.15), что соответству-

ет грубоколлоидным глинистым компонентам. Снизу вверх по разрезу, показатель k увеличивает-

ся, достигая максимума в современной почве (~ 0.27), что соответствует среднеилистым глини-

стым компонентам (рис. 96).

Реконструированный среднегодовой уровень атмосферных осадков, существовавший на

протяжении формирования лёссово-почвенного комплекса «Шабельское», составлял ~430 мм/год

(по магнитным данным), ~400 мм/год (по показателю YRb). В эпохи оледенений он уменьшался в

среднем до 360 - 390 мм/год. В более теплые и влажные периоды межледниковий, во время кото-

рых формировались почвенные комплексы, среднегодовой уровень атмосферных осадков увели-

чивался в среднем до 450 - 490 мм/год (рис. 97). Следует сказать, что реконструированный уро-

вень атмосферных осадков, как и для других лёссово-почвенных комплексов, демонстрирует

уменьшение значений к настоящему времени, позволяющее говорить об аридизации климата на

данной территории, начиная с нижнего плейстоцена.

Среднее значение показателя CIA для лёссово-почвенного разреза «Шабельское» состав-

ляет ~70, что соответствует отложениям, сформированным в умеренных климатических обстанов-

ках и не подверженных интенсивным процессам выветривания. Значения коэффициента в отложе-

ниях разреза не претерпевают каких-либо значительных изменений, за исключением трех слоев, в

которых CIA<60.

Значения CIA = 46 фиксируются на глубине 10,4 - 10,7 м. Слой представлен плотным, ком-

ковато-глыбистым суглинком, который является карбонатным горизонтом воронской почвы

сформированной в рославльское межледниковье [30, 31, 80]. Для отложений этого слоя характер-

ны высокие значения коэффициентов окарбоначивания и засоления (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3,

Na2O/Al2O3, (СаО+МgО)/Al2O3), а также повышенные концентрации CaO, MgO и Na2O (рис. 100,

102). Обращает на себя внимание также резкое снижение концентраций в этом слое Fe2O3, SiO2,

Al2O3, K2O (рис. 101, 103). Остальные показатели не демонстрируют какой-либо специфики, что

наряду с довольно значительным уровнем атмосферной увлажненности в этот период ~ 410 - 470

мм/год (рис. 97), позволяет сделать вывод о том, что такие низкие значения CIA связаны не с кли-

матическими факторами, а с высоким содержанием солей и карбонатов на глубине 10,4 - 10,7 м.

Выше по разрезу, на глубине 9,7 м, залегают отложения ПК4, сложенным светло-

коричневым суглинком, представляющим собой основную часть гумусового горизонта ПК4, фор-

мировавшегося в период рославльского межледниковья [30, 31, 80]. В них фиксируются значения

CIA ~71, что является для изучаемых отложений средним показателем, однако другие коэффици-

енты выветривания демонстрируют повышение значений, что говорит об усилении интенсивности

процессов выветривания в эпоху формирования этого слоя (см. рис. 98). В пользу гумидизации

климата в этот период, говорит увеличение значений коэффициентов биологической активности и

окисления, а также высокие содержания Fe2O3 и MnO (см. рис. 99, 101). По магнитным парамет-

рам, уровень атмосферной увлажненности, фиксируемый в данный период, составлял ~570

мм/год, по показателю YRb ~510 мм/год, что является максимальным значением для исследуемого

хронологического интервала (см. рис. 97).

Далее по разрезу, на глубине 2,55 м, фиксируются значения коэффициента CIA ~56. Слой

сложен, буровато-коричневым суглинком. Для данных отложений характерны минимальные для

всей толщи значения коэффициентов выщелачивания (Ba/Sr) и выветривания (Rb/Sr) (см. рис. 98).

Однако другие показатели не демонстрируют какой-либо четкой картины. Реконструированный

уровень атмосферных осадков составляет ~450 мм/год (см. рис. 97).

113

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

Рис. 95. Данные литогеохимических анализов отложений лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

114

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

0,12 0,22 0,32

Дисперсность

Глубина, м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина

,м

1,0

-0,2

50,2

5-0

,05

20 40 60 80 100%

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,00

5

0,0

05-0

,001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина, м

Рис. 96. Распределение значений дисперсности глинистых компонентов в раз-

резе «Шабельское».

115

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

300 400 500 600

Осадки по магнитным данным, мм/год

300 400 500 600 700

YRb,мм/год

Глубина, м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина

,м

1,0

-0,2

50,2

5-0

,05

20 40 60 80 100%

0,0

5-0

,01

0,0

1-0

,00

5

0,0

05-0

,001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина, м

Рис. 97. Реконструированный по магнитным данным и с помощью параметра

YRb среднегодовой уровень атмосферных осадков на различных этапах исследуемого

хроноинтервала

116

CIA

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

40 50 60 70 80

CIA

0 0,5 1 1,5 2 2,5


0 0,2 0,4 0,6

Rb/Sr

0 2 4

Ba/Sr

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

Глубина,

м

Рис. 98. Распределение значений коэффициентов выветривания (CIA, Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr) и выщелачивания

(Ba/Sr) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

117

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0,12 0,17 0,22

(Fe2O3+MnO)/Al2O3

1 1,05 1,1

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3

0 0,05 0,1

MnO/Fe2O3

0 0,01 0,02

MnO/Al2O3

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

Глубина,

м

Рис. 99. Распределение значений коэффициентов окисления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3) и биологической активности ((Fe2O3+MnO)/Fe2O3,

MnO/Fe2O3 MnO/Al2O3,) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

118

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0 1 2

Na2O/K2O

0 0,1 0,2 0,3

Na2O/Al2O3

0,2 0,3 0,4 0,5

(K2O+Na2O)/Al2O3

0 2 4

(CaO+MgO)/Al2O3

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м


((СаО+МgО)/Al2O3) в отложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

119

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

3 5 7 9

Fe2O3,%

0 0,1 0,2

MnO,%

Глубина,

м

Рис. 101. Профильное распределение Fe2O3 и MnO в отложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

120

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

0,4 0,9 1,4 1,9

Na2O,%

0 2 4 6

MgO,%

0 5 10 15 20

CaO,%

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.

001


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

Рис. 102. Профильное распределение Na2O, MgO и CaO в отложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

121

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

1,0-

0,25

0,25

-0,0

5

20 40 60 80 100%

0,05

-0,0

1

0,01

-0,0

05

0,00

5-0,

001

<0.0

01


Магнитная


10-3 ед си/г

0 2 0 10 0 3 0 20 0 5 100

ПК0

ПК1

ПК2

ПК3

ПК4

Глубина,м

Глубина,

м

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16

35 45 55 65

SiO2,%

10 12 14 16 18

Al2O3,%

1,5 2 2,5 3

K2O,%

Глубина,

м

Рис. 103. Профильное распределение породообразующих элементов SiO2, Al2O3, K2O в отложениях лессово-почвенного ком-

плекса «Шабельское».

122

7.4.1. Статистический анализ химического состава отложений лессово-почвенного

комплекса «Шабельское».

Величины собственных чисел и векторов (веса факторов, %) факторной нагрузки призна-

ков показывают, что отложения лессово-почвенного комплекса «Шабельское» характеризуются на

26 % фактором 1, на 22,3 % фактором 2 и на 14,7 % фактором 3 (табл. 9).

Анализ признаковой структуры фактора 1 (26 %) показывает, что нагрузка этого фактора

имеет сложный характер и определяется как содержанием элементов глина, K2O, Fe2O3, Cr, Cs,

Nb, так и значимой отрицательной связью CaO, MgO и Na2O. Признаковая структура фактора 2

(22,3 %) показывает, что нагрузка этого фактора определяется содержанием MnO, Co, Ni, Rb, Mo,

Sn. Фактор 3 (14,7 %) определяет накопление Sc, а также отрицательную связь гумуса, TiO2 и Zr.


почвенного комплекса «Шабельское», в целом, демонстрируют схожесть с данными, полученны-

ми для разреза «Порт-Катон» (рис. 104).


фактор 1, может быть интерпретирован как действие гидрогенно-аккумулятивных ЭПП, в частно-

сти засоления и окарбоначивания. Это подтверждается присутствием в одной группе CaO, Na2O и

MgO, являющимися основными катионогенными элементами, входящими в состав солей и карбо-

натов. K2O, Fe2O3, Cr, Cs, Nb ассоциируют с глинами и, по-видимому, происходит их сорбция гли-

нистыми минералами. Наибольшая концентрация этих элементов отмечается на глубине 13,5 -

14,4 м в слое темно-серой глины.

На накопление MnO, Co, Ni, Rb, Mo, Sn, описываемых фактором 2, оказывает влияние как

процесс сорбции, так и биогенно-аккумулятивных почвенные процессы (гумусообразование, дер-

новый процесс). Наибольшие их концентрации в отложениях, слагающих разрез, отмечается на

глубине 13,8 и 12,2 м, в слоях, представленных суглинком и глиной. Происходит также накопле-

ние рассматриваемых элементов в почвенных комплексах. TiO2 и Zr ассоциируют с гумусом и,

создавая органо-минеральные комплексы, аккумулируется местной растительностью. Отмечается

также накопление этих элементов во времени.

7.5. Обсуждение.

Изученные лессово-почвенные комплексы расположены в пределах двух различных оро-

графических элементов: Азово-Кубанской низменности (разрезы «Порт-Катон», «Шабельское») и

Терско-Кумской равнины (разрез «Отказное»). Несмотря на это, в целом, они имеют схожий ве-

щественный состав. В частности, на это указывает однородный гранулометрический состав, ха-

рактерный для всех изученных лессово-почвенных комплексов, с преобладанием в горизонтах по-

гребенных почв глинистой фракции (<0,001 мм) и относительным уменьшением ее содержания в

лессах за счет увеличения пылеватой (0,05-0,001 мм) фракции. Лёссово-почвенные разрезы сло-

жены в основном суглинками легкими и супесями тяжелыми (лёссовые горизонты) и суглинками

средними и тяжелыми (погребенные почвы). Гранулометрический состав по разрезу сравнительно

однородный, погребенные почвы более глинистые.

Средняя дисперсность глинистых компонентов для лессов и почв лессовых разрезов

«Порт-Катон» и «Шабельское» составляет 0,19 - 0,23 %, что является характерным значением для

лессов и лессовидных отложений, и характеризует глинистые компоненты, слагающие разрезы,

как тонко- и коллоидноилистые [18].

Химический состав изученных пород также демонстрирует определенное сходство. Кон-

центрации в лессовых горизонтах Zr и Ti (в пересчете на бескарбонатную навеску) демонстрируют

схожие значения, что также является показателем близкого генезиса изученных отложений. Эти

элементы входят в состав устойчивых к выветриванию минералов, таких как циркон, рутил, иль-

менит и др. и их концентрации слабо варьируют в процессе осадконакопления и почвообразова-

ния. Практически идентичные значения показывают и коэффициенты Zr/Ti и Ti/Al, что говорит о

схожести и однородности формировавшего разрез материала (табл. 10).

Содержание Al и Si в лессово-почвенных комплексах Терско-Кумской равнины и Азово-

Кубанской низменности также близки. Незначительным увеличением концентрации Si характери-

зуются лессовые породы разреза «Отказное», что может говорить о дополнительном источнике

поступления материала для формирования этой толщи, в частности, с гор Кавказа.

123

Таблица. 9.

Величины факторных нагрузок, собственных значений и веса факторов


Осадки -0,373802 0,094679 -0,393648

Почва -0,270844 0,037675 -0,294306

Лесс -0,244046 0,098516 0,043806

Глина 0,777983 -0,207322 0,371121

Гумус 0,000028 0,187388 -0,772284

Na2O -0,885610 0,258010 0,105577

MgO -0,832792 -0,062317 -0,079201

Al2O3 0,676448 0,530161 0,124197

SiO2 0,478713 -0,289017 -0,685683

P2O5 -0,134111 0,444372 -0,660006

S -0,169363 -0,182661 -0,336267

K2O 0,701952 0,315432 -0,463794

CaO -0,929071 -0,012688 0,196185

TiO2 -0,004472 0,297085 -0,711699

V 0,129409 0,495971 -0,494947

Cr 0,832095 0,100334 0,248896

MnO -0,053829 0,859837 -0,116281

Fe2O3 0,739116 0,588123 0,247274

Co 0,079508 0,885423 -0,071504

Ni 0,030593 0,920550 0,134848

Cu 0,504601 0,373279 0,598165

Zn 0,401941 0,668062 0,194390

As -0,292561 -0,016690 -0,212261

Rb 0,124946 0,848898 -0,087731

Sr -0,261641 0,204195 0,039501

Ba 0,438161 0,521947 -0,439265

Pb -0,387830 0,512157 0,101681

Hg 0,616791 0,295188 -0,204186

Zr -0,251968 -0,386566 -0,721183

Mo 0,072760 0,873956 0,031886

Sn 0,350172 0,728841 -0,008712

Cd -0,651916 0,260018 0,002748

Cs 0,805656 0,431923 0,294572

Nb 0,839448 0,322686 0,081119

Sc 0,355612 0,223395 0,790817

Собственные значения 9,115948 7,747392 5,129165

Вес факторов 0,260456 0,221354 0,146548

124


Rotation: Biquartimax rawExtraction: Principal components

Осадки

Почва

Лесс

Глина

Гумус

Na2О

MgО

Al2О3

SiO2P2O5

S

K2O

CaO

T iO2

V

Cr

MnO

Fe2O3

Co

Ni

Cu

Zn

As

Rb

Sr

Ba

Pb

Hg

Zr

MoSnCd

Cs

Nb

Sc

-1,0 -0,8 -0,6 -0,4 -0,2 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0

Factor 1

-1,0

-0,8

-0,6

-0,4

-0,2

0,0

0,2

0,4

0,6

0,8

1,0

Facto

r 3


ложениях лессово-почвенного комплекса «Шабельское».

Содержание Fe, Mn и Rb демонстрируют близкие значения для всех лессово-почвенных

комплексов. Причем концентрация этих элементов в почвенных горизонтах значительно возраста-

ет. Это происходит за счет увеличения атмосферной увлажненности и связанной с этим активиза-

цией процессов выветривания и почвообразования, а также увеличения интенсивности биологиче-

ской активности в периоды межледниковий. Накопление Fe и Mn обусловлено биогеохимически-

ми факторами, а именно поглощением их травянистыми и кустарниковыми растениями и после-

дующей аккумуляцией в почве.

Rb накапливается в результате выветривания глинистых минералов, в частности смектита,

в результате чего в гумусовом горизонте остаются более устойчивые к выветриванию гидрослю-

ды, такие как иллит, в которые в виде изоморфной примеси входит Rb. Увеличение содержания Rb

в почвенных горизонтах свидетельствует о повышении интенсивности процессов выветривания, в

частности реакций гидролиза в периоды, когда формировались почвы. Аналогично ведет себя и

показатель выветривания Rb/Sr, который отражает интенсивность выветривания первичных мине-

ралов. Отмечается увеличение его средних значений в погребенных почвах всех лессово-

почвенных комплексов (см. табл. 10).

В целом, лессовые породы, изученных лессово-почвенных комплексов, характеризуются

по показателю CIA как относительно слабовыветрелые, формировавшиеся в умеренных климати-

ческих обстановках. Минимальное среднее значение, фиксируемое в лессах, составляет 60 (разрез

«Порт-Катон»), максимальное – 66 (разрез «Шабельское»). Для всех почвенных горизонтов изу-

ченных разрезов отмечается повышенные средние значения коэффициента CIA по сравнению с

лессами, что говорит о большей интенсивности процессов выветривания в гумидные эпохи меж-

ледниковий. Другие коэффициенты выветривания (Al/(Ca+Na+K+Mg), Rb/Sr, Mn/Sr, Ba/Sr) демон-

стрируют близкие значения в лессовых горизонтах всех изученных разрезов (см. табл. 10). Можно

предположить, что на территории Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменности в

эпохи оледенений существовали схожие климатические условия, что подтверждает и реконструи-

рованный по магнитным и геохимическим данным уровень атмосферных осадков. Средние значе-

Фактор 1

Фак

тор 3

125

ния уровня атмосферной увлажненности в исследуемых районах колебались от 350 до 400 мм/год

в эпохи оледенений и от 450 до 500 мм/год в более теплые и влажные периоды межледниковий.

Таким образом, можно сделать вывод о том, что породы, слагающие разрезы, имеют схо-

жий минеральный, химический и гранулометрический состав, что говорит о едином источнике их

формирования, предположительно северных склонов Прикаспийской низменности [84]. Исследу-

емые лессово-почвенные комплексы формировались в схожих умеренных климатических услови-

ях.

Далее рассмотрим условия формирования отложений Терско-Кумской равнины и Азово-

Кубанской низменности в эпохи оледенений.

Терско-Кумская равнина. Среднее значение показателя CIA для лессовых горизонтов

разреза «Отказное» составляет 62. Такое, довольно низкое, значение говорит о том, что лессовые

толщи формировались в достаточно засушливых условиях на этапах оледенений. Однако, на фоне

таких низких значений, выделяются самый древний лессовый горизонт (коростылевский лесс),

формировавшийся в эпоху окского оледенения, в котором фиксируются повышенные значения

коэффициентов выветривания и биологической активности (табл. 11). Значение показателя

CIA=75, что резко контрастирует с остальными лессовыми горизонтами, слагающими разрез. По-

казатели остальных коэффициентов выветривания также демонстрируют повышение значений на

30 - 50 %. На 20 - 30 % возрастают значения коэффициентов биологической активности и окисле-

ния. Количество осадков в эпоху Окского оледенения составляло ~ 430 мм/год (по магнитным

данным) и ~ 450 мм/год (по показателю YRb). Эти значения являются максимальными среди всех

холодных периодов на рассматриваемом хроноинтервале. Можно сделать вывод о том, что эпоха

окского оледенения характеризовались более гумидными, по сравнению с другими этапами лессо-

образования, условиями. С этим связывается активизация процессов выветривания и биологиче-

ской активности на территории Терско-Кумской равнины в этот период.

Обращает на себя внимание снижение практически всех геохимических коэффициентов в

отложениях валдайского лесса, сформированного в валдайскую ледниковую эпоху. Реконструиро-

ванный уровень атмосферных осадков составляет ~ 310 мм/год (по магнитным данным) и ~ 360

мм/год (по показателю YRb), что также является минимальными показателями среди рассматрива-

емых периодов (см. табл. 11). Можно предположить, что валдайская ледниковая эпоха характери-

зовалась большей степенью аридизации среди рассматриваемых ледниковых этапов.

Обращает на себя внимание снижение практически всех геохимических коэффициентов в

отложениях валдайского лесса, сформированного в валдайскую ледниковую эпоху. Реконструиро-

ванный уровень атмосферных осадков составляет ~ 310 мм/год (по магнитным данным) и ~ 360

мм/год (по показателю YRb), что также является минимальными показателями среди рассматрива-

емых периодов (см. табл. 11). Таким образом валдайская ледниковая эпоха характеризовалась

большей степенью аридизации среди рассматриваемых ледниковых этапов.

В эпохи, в течение которых формировались борисоглебский, орчикский и днепровский

лессы, на территории Терско-Кумской равнины существовали схожие, засушливые условия с ко-

личеством атмосферных осадков ~ 350 - 400 мм/год. В целом, в течение плейстоцена, на террито-

рии Терско-Кумской равнины отмечается направленный сдвиг гидротермического режима ледни-

ковых эпох лессообразования от условий с более высокой влагообеспеченностью и интенсивно-

стью процессов осадконакопления и биологической активности к условиям роста аридизации и

замедлению биогеохимических процессов.

Азово-Кубанская низменность. В отличие от лессово-почвенного комплекса «Отказное»,

геохимические параметры, рассчитанные для лессовых отложений, сформированных на террито-

рии Азово-Кубанской низменности, не демонстрируют значительных вариаций и какой-либо яр-

кой специфики (см. табл. 11).

Среднее значение параметра CIA в лессовых горизонтах разреза «Порт-Катон» составляет

60, в лессах разреза «Шабельское» – 66, что говорит о достаточно аридных условиях, существо-

вавших в районе исследования в холодные эпохи. Колебание атмосферных осадков на территории

Азово-Кубанской низменности в период формирования лессовых горизонтов составляло ~ 330 -

400 мм/год. В разрезе «Шабельское», также как и в лессовых отложениях Терско-Кумской равни-

ны, некоторую тенденцию к увеличению демонстрируют геохимические показатели в коростылев-

ском лессе, сформированном в эпоху окского оледенения. На 20 - 30 % относительно других эпох

возрастают коэффициенты выветривания CIA, Ba/Sr и Rb/Sr, на 40 % коэффициент

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO).

126

Таблица 10.

Сравнение химического состава лессово-почвенных комплексов Азово-Кубанской низменности и Терско-Кумской равнины (содер-

жание элементов и значения коэффициентов даются в пересчете на бескарбонатную навеску).

«Отказное» «Порт-Катон» «Шабельское»

Элементы и коэф-

фициенты в лессах в почвах в лессах в почвах в лессах в почвах

Fe (мг/г) 34,5±2,9 42,4±3,5 36,8±7,4 42,4±2,4 37,2±1,7 40,3±1,6

Rb (мкг/г) 87,7±6,4 112,7±7,1 87,6±9,9 110,9±12,3 83,2±6,3 110,9±14,5

Si (мг/г) 304,1±6,4 301,5±8,4 284,9±11,5 280±5,3 288,4±7,5 289,6±7,8

Al (мг/г) 94,1±6 94,2±8,2 89,3±7,3 88,6±6,1 85,8±4 86,4±4

Mn (мг/г) 0,6±0,04 0,9±0,11 0,6±0,1 0,9±0,2 0,6±0,05 0,9±0,1

Zr (мкг/г) 277,5±24,3 258,6±22,6 264,5±30,8 251±24 301,3±30,4 307,8±26,1

Ti (мг/г) 4,8±0,2 5±0,4 5±0,4 5±0,2 5,3±0,2 5,3±0,2

Rb/Sr 0,3±0,05 0,4±0,07 0,3±0,06 0,5±0,08 0,3±0,05 0,4±0,1

Mn/Sr 2,1±0,4 3,3±0,6 2±0,3 3,4±0,8 1,7±0,2 3±1

Ba/Sr 1,66±0,19 2,32±0,15 1,8±0,3 2,3±0,2 1,54±0,08 1,98±0,5

Zr/Ti 0,06±0,007 0,05±0,006 0,05±0,005 0,05±0,01 0,06±0,005 0,06±0,005

Ti/Al 0,05±0,003 0,05±0,003 0,05±0,003 0,06±0,006 0,06±0,004 0,06±0,003

Mn/Al 0,0070±0,0006 0,009±0,001 0,007±0,0006 0,010±0,002 0,0072±0,0005 0,0107±0,002

Mn/Fe 0,018±0,0006 0,022±0,001 0,016±0,0001 0,020±0,003 0,016±0,0006 0,023±0,005

(Fe+Mn)/Al 0,38±0,02 0,45±0,02 0,42±0,05 0,51±0,04 0,45±0,01 0,48±0,03

Al/(Ca+Na+K+Mg) 0,88±0,09 1,44±0,79 0,6±0,1 1,1±0,3 0,6±0,02 0,81±0,09

CIA 62±2 75±7 60±10 76±4 66±7 72±3

Осадки по магнит-

ным данным

(мм/год) 360±40 430±60 370±10 440±30 390±20 480±50

Осадки по показа-

телю YRb (мм/год) 400±20 480±40 380±20 470±40 360±20 450±50

127

Если сравнивать показатели для различных эпох в лессах Азово-Кубанской низменности и

Терско-Кумской равнины, то можно сделать вывод, что лессовые отложения формировались в

схожих условиях осадконакопления (табл. 12). Однако, по-видимому, на отдельных этапах интен-

сивность процессов выветривания в районах исследования несколько отличалась. Так, в эпоху

жиздринского (орчикского) похолодания, геохимические коэффициенты выветривания (Rb/Sr,

Ba/Sr, MnO/Sr, Al2О3/(CaO+ Na2O+K2O+MgO) и биологической активности (MnO/Fe2O3), харак-

терные для лессов Терско-Кумской равнины, демонстрируют повышение значений по сравнению с

этими показателями на Азово-Кубанской низменности. Это говорит о большей интенсивности

биогеохимических процессов, возможно, под влиянием более гумидных условий в этот период,

хотя реконструированный уровень осадков примерно одинаков.

В эпоху валдайского оледенения, геохимические показатели демонстрируют обратную

тенденцию – минимум развития процессов выветривания и биологической активности фиксирует-

ся на территории Терско-Кумской равнины. Это также, вероятно связано с некоторой разницей в

гидротермическом режиме в исследуемых районах, что, отчасти, подтверждается реконструиро-

ванным количеством атмосферных осадков, уровень которых также несколько меньше на терри-

тории Терско-Кумской равнины (см. табл. 12).Далее рассмотрим палеогеографические условия на

этапах межледниковий.

Терско-Кумская равнина. Среднее значение показателя CIA в почвенных горизонтах ~76,

что говорит об относительно гумидных условиях, существовавших в период формирования этих

слоев. Коэффициент CIA, как и остальные показатели выветривания, демонстрирует схожие зна-

чения на всех этапах почвообразования. Исключение составляет почвенный комплекс, сформиро-

ванный в эпоху лихвинского межледниковья (инжавинская почва ПК4) (табл. 13).

По нашим данным, именно в период лихвинского межледниковья в районе исследования в

позднем плейстоцене существовали наиболее гумидные условия, которые характеризовались бо-

лее чем двадцатипроцентным повышением уровня атмосферной увлажненности по сравнению с

современными показателями, составляющими ~450 мм/год. Рассчитанный уровень атмосферных

осадков показал максимальные значения для всего изученного хроноинтервала ~ 520 мм/год (по

магнитным данным) и ~570 мм/год (по параметру YRb). Данный этап охарактеризовался также рез-

кой активизацией процессов выветривания, о чем свидетельствует увеличение значений коэффи-

циентов Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) более чем 80 %, Mn/Sr на 40 %, Rb/Sr на 30 % и CIA на 20

%. Коэффициенты биологической активности и окисления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3, MnO/Fe2O3,

MnO/Al2O3) также демонстрируют увеличение значений, в среднем, на 20 %.

Полученные данные противоречат выводам, сделанным Н. С. Болиховской (Болиховская

Н. С., 1995), которая характеризовала лихвинское межледниковье преимущественно как период

господства лесостепных и степных ландшафтов с относительно небольшими колебаниями климата

по сравнению с другими этапами. По ее данным, самой теплой и влажной эпохой позднего плей-

стоцена было рославльское межледниковье с уровнем атмосферных осадков ~1500 мм/год, в эпоху

которого накапливался воронский педокомплекс. Наши исследования показывают, что, хотя ко-

эффициент CIA показывает значения ~80 на этом этапе, остальные геохимические показатели не

демонстрируют какого-либо значительного увеличения по сравнению с другими межледниковыми

эпохами. Также не отмечается и такого значительного повышения уровня атмосферной увлажнен-

ности. Количество осадков по магнитным данным в этот период не превышало 480 мм/год.

Значения коэффициентов на других этапах не демонстрируют какой-либо четкой тенден-

ции и процессы почвообразования, по-видимому, проходили в схожих климатических условиях в

интервале атмосферной увлажненности ~450 - 500 мм/год, хотя по показателю YRb отмечается по-

степенное уменьшение количества атмосферных осадков, начиная с Лихвинского межледниковья

к современному этапу.

Азово-Кубанская низменность. Распределение геохимических коэффициентов в почвен-

ных комплексах, развитых в отложениях лессово-почвенных комплексов Азово-Кубанской низ-

менности не демонстрируют какой-либо яркой климатической специфики. Среднее значение пока-

зателя CIA в почвенных горизонтах лессово-почвенного комплекса «Порт-Катон» составляет 76, в

лессово-почвенном комплексе «Шабельское» 72, что говорит о схожих, относительно гумидных

условиях, существовавших в периоды межледниковий. Колебания показателя незначительны (см.

табл. 13).

128

Таблица 11

Сравнение различных показателей в лессовых горизонтах разрезов «Отказное», «Порт-Катон» и «Шабельское»

Оледенения Окское оледенение Калужское (Борисоглебское) Жиздренское (Орчикское) Днепровское оледенение Валдайское оледенение

похолодание похолодание

Горизонты лессов Коростылевский лесс Борисоглебский лесс Орчикский лесс Днепровский лесс Валдайский лесс

Rb/Sr 0,3 0,3 0,3 0,3 0,2

MnO/Sr 0,05 0,04 0,04 0,04 0,03

Ba/Sr 2,0 1,7 1,8 1,9 1,4

MnO/A2O3 0,008 0,007 0,007 0,007 0,006

MnO/Fe2O3 0,06 0,05 0,06 0,05 0,05

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,15 0,13 0,13 0,13 0,12

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,8 0,5 0,7 0,6 0,7

CIA 75 58 56 57 54

Осадки по магнитным данным, мм/год 430 400 350 350 310

Осадки по показателю YRb, мм/год 450 410 410 410 360

Оледенения Окское оледенение Калужское (Борисоглебское) Жиздренское (Орчикское) Днепровское оледенение Валдайское оледенение

похолодание похолодание


Rb/Sr 0,3 0,3 0,2 0,3

MnO/Sr 0,04 0,04 0,03 0,04

Ba/Sr 1.9 1,9 1,3 1,5

MnO/A2O3 0,007 0,007 0,007 0,008

MnO/Fe2O3 0,05 0,04 0,04 0,05

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,15 0,15 0,15 0,16

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,3 0,6 0,5 0,5

CIA 66 68 57 66

Осадки по магнитным данным, мм/год 360 370 380 380

Осадки по показателю YRb, мм/год 370 380 380 380

Оледенения Окское оледенение Калужское (Борисоглебское)

похолодание

Жиздренское (Орчикское)

похолодание

Днепровское оледенение Валдайское оледенение


Rb/Sr 0,3 0,3 0,2 0,3

MnO/Sr 0,04 0,03 0,03 0,03

Ba/Sr 1,8 1,6 1,4 1,6

MnO/A2O3 0,007 0,007 0,007 0,008

MnO/Fe2O3 0,05 0,05 0,05 0,05

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,16 0,15 0,15 0,16

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,7 0,5 0,4 0,4

CIA 75 70 70 56

Осадки по магнитным данным, мм/год 460 410 400 390

Осадки по показателю YRb, мм/год 400 360 330 370

Лессово-почвенный комплекс «Отказное»

Лессово-почвенный комплекс «Порт-Катон»

Лессово-почвенный комплекс «Шабельское»

129

Средние значения реконструированного уровня атмосферных осадков в периоды межлед-

никовий составляет для разреза «Порт-Катон» ~ 440 – 470 мм/год, для разреза «Шабельское» ~ 450

- 480 мм/год.

В разрезе «Порт-Катон» фиксируются минимальные, относительно других этапов, значе-

ния практически всех показателей в отложениях мезинского почвенного комплекса, который фор-

мировался в период микулинского межледниковья (см. табл. 13). Для этого этапа отмечается так-

же наименьшие значения реконструированного количества атмосферных осадков для всего рас-

сматриваемого хроноинтервала ~ 400 мм/год. Можно предположить, что микулинское межледни-

ковье было наиболее засушливым периодом среди всех аналогичных эпох. Однако, данные, полу-

ченные для разреза «Шабельское» не могут подтвердить этот вывод, так как геохимические пока-

затели не демонстрируют какой-либо определенной тенденции.

Обращают на себя внимание различия в значениях геохимических коэффициентов в одних

и тех же почвах в этих двух, расположенных на небольшом расстоянии друг от друга (~ 20 км)

разрезах (табл. 14). В некоторых почвах разреза «Порт-Катон», коэффициенты выветривания

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO), MnO/Sr и Ba/Sr показывают более высокие значения, чем в разрезе

«Шабельское» в среднем на 20 - 40 %, что подразумевает под собой, что отложения лессово-

почвенного комплекса «Порт-Катон» подверглись более интенсивному выветриванию, чем поч-

венные отложения разреза «Шабельское». Однако, значения остальных геохимических показате-

лей, наряду с реконструированным уровнем атмосферной увлажненности, не подтверждают этого

вывода. На наш взгляд, причина увеличения показателей коэффициентов выветривания заключа-

ется в большем содержании карбонатов и солей в лессово-почвенном комплексе «Шабельское».

Среднее содержание CaCO3 в почвенных комплексах этого разреза составляет ~ 10,9 %, в лессах

~12,1 %, тогда как в почвенных комплексах разреза «Порт-Катон» ~ 8,6 % и ~9,2 % соответствен-

но.

По этой же причине разнятся и коэффициенты MnO/Sr и Ba/Sr. Sr в аридных ландшафтах

является аналогом Ca. Им особенно богаты карбонатные и засоленные породы. Считается, что он

накапливается в почвах в результате испарительной концентрации. Его содержание в лессово-

почвенном комплексе «Шабельское» также повышенное, что и обуславливает низкие значения

коэффициентов MnO/Sr и Ba/Sr.

Таким образом, можно сказать, что в периоды господства на территории Азово-Кубанской

низменности условий межледниковья, не наблюдалось значительных колебаний климата и связан-

ного с этим активизации биологической активности и процессов почвообразования и выветрива-

ния. Можно предположить, что наиболее аридными условиями характеризовалось микулинское

межледниковье, в эпоху которого формировался мезинский почвенный комплекс.

В отличие от отложений Терско-Кумской равнины, где четко выделяется наиболее под-

верженная процессам выветривания в эпоху лихвинского межледниковья инжавинская почва, на

территории Азово-Кубанской низменности сложно выделить наиболее гумидный период среди

этапов формирования почвенных комплексов.

В целом, большинство показателей демонстрируют схожесть со значениями, характерны-

ми для почвенных комплексов разреза «Отказное», из чего можно сделать вывод о близких клима-

тических условиях, существовавших на Терско-Кумской равнины и Азово-Кубанской низменно-

сти в периоды межледниковий. Однако, также как и для ледниковых эпох, можно отметить неко-

торые различия в интенсивности процессов выветривания в течение периодов межледниковий в

исследуемых районах. Так, некоторым увеличением показателей выветривания на территории

Терско-Кумской равнины по сравнению с Азово-Кубанской низменностью, характеризуются поч-

венные комплексы, сформированные в лихвинское и микулинское межледниковья, что, наряду с

несколько большими значениями реконструированного уровня атмосферных осадков, позволяет

предполагать, что в эти эпохи на территории Терско-Кумской равнины был более гумидный кли-

мат.

130

Таблица 12

Сравнение различных показателей в лессовых горизонтах изученных объектов в ледниковые эпохи.

Отказное

Порт-

Катон Шабельское

Отказное

Порт-


Rb/Sr 0,3 0,3 0,3 Rb/Sr 0,3 0,3 0,3

MnO/Sr 0,05 0,04 0,04 MnO/Sr 0,04 0,04 0,03

Ba/Sr 2,0 1.9 1,8 Ba/Sr 1,7 1,9 1,6

MnO/Al2O3 0,008 0,007 0,007 MnO/Al2O3 0,007 0,007 0,007

MnO/Fe2O3 0,06 0,05 0,05 MnO/Fe2O3 0,05 0,04 0,05

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,15 0,15 0,16 (Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,13 0,15 0,15

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,8 0,3 0,7 Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,5 0,6 0,5

CIA 75 66 75 CIA 58 68 70

Осадки по магнитным

данным, мм/год 430 360 460 Осадки по магнитным

данным, мм/год 400 370 410

Осадки по показателю YRb,

мм/год 450 370 400 Осадки по показателю YRb,

мм/год 410 380 360

Отказное

Порт-


Отказное

Порт-


Rb/Sr 0,3 0,2 0,2 Rb/Sr 0,2 0,3 0,3

MnO/Sr 0,04 0,03 0,03 MnO/Sr 0,03 0,04 0,03

Ba/Sr 1,8 1,3 1,4 Ba/Sr 1,4 1,5 1,6

MnO/Al2O3 0,007 0,007 0,007 MnO/Al2O3 0,006 0,008 0,008

MnO/Fe2O3 0,06 0,04 0,05 MnO/Fe2O3 0,05 0,05 0,05


Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,7 0,5 0,4 Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,7 0,5 0,4

CIA 56 57 70 CIA 54 66 56

Осадки по магнитным

данным, мм/год 350 380 400 Осадки по магнитным

данным, мм/год 310 380 390



мм/год 360 380 370

Калужское (Борисоглебское) похолодание. Борисоглебский лесс Окское оледенение. Коростылевский лесс

Жиздренское (Орчикское) похолодание. Орчикский лесс Валдайское оледенение. Валдайский лесс

Окское оледенение. Коростылевский лесс

131

Таблица 13

Сравнение различных показателей в почвенных комплексах разрезов «Отказное», «Порт-Катон» и «Шабельское».

Межледниковья Рославльское Лихвинское Каменское (Чекалинское) Роменское (Черепетьевское) Микулинское

Горизонты ископаемых почв Воронский (ПК5, ПК6) Инжавинский (ПК4) Каменский (ПК3) Роменский (ПК2) Мезенский (ПК1) Современные

Rb/Sr 0,4 0,6 0,4 0,4 0,4 0,5

MnO/Sr 0,06 0,08 0,06 0,06 0,05 0,06

Ba/Sr 2,2 2,4 2,3 2,3 2,2 2,6

MnO/Al2O3 0,009 0,012 0,009 0,009 0,009 0,009

MnO/Fe2O3 0,06 0,07 0,06 0,07 0,06 0,06

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,16 0,17 0,15 0,15 0,16 0,15

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 1 4 1 0,8 1 0,8

CIA 80 84 72 70 81 68

Осадки по магнитным данным, мм/год - 520 440 420 490 -

Осадки по показателю YRb, мм/год 480 570 500 480 460 450


Горизонты ископаемых почв Воронский (ПК4) Инжавинский (ПК3) Каменский (ПК2) Роменский Мезенский (ПК1) Современные

Rb/Sr 0,5 0,5 0,4 0,3 0,5

MnO/Sr 0,06 0,07 0,06 0,04 0,07

Ba/Sr 2,3 2,4 2,4 2 2,6

MnO/Al2O3 0,011 0,012 0,011 0,007 0,01

MnO/Fe2O3 0,06 0,07 0,07 0,05 0,06

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,2 0,18 0,2 0,16 0,18

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 1,4 0,8 1,1 0,7 0,8

CIA 76 76 79 79 69




Горизонты ископаемых почв Воронский (ПК4) Инжавинский (ПК3) Каменский (ПК2) Роменский Мезенский (ПК1) Современные

Rb/Sr 0,4 0,4 0,3 0,3 0,6

MnO/Sr 0,07 0,05 0,04 0,04 0,08

Ba/Sr 1,9 1,7 1,7 1,8 2,9

MnO/Al2O3 0,013 0,011 0,008 0,009 0,01

MnO/Fe2O3 0,08 0,06 0,07 0,06 0,07

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,18 0,18 0,16 0,16 0,17

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,7 0,7 0,6 0,6 0,7

CIA 76 76 75 70 69



Лессово-почвенный комплекс «Отказное»

Лессово-почвенный комплекс «Порт-Катон»

Лессово-почвенный комплекс «Шабельское»

132

Таблица 14

Сравнение различных показателей в почвенных комплексах изученных объектов в межледниковые эпохи.

Рославльское межледниковье. Воронский ПК

Лихвинское межледниковье. Инжавинский ПК

Отказное Порт Катон Шабельское


Rb/Sr 0,4 0,5 0,4 Rb/Sr 0,6 0,5 0,4

MnO/Sr 0,06 0,06 0,07 MnO/Sr 0,08 0,07 0,05

Ba/Sr 2,2 2,3 1,9 Ba/Sr 2,4 2,4 1,7

MnO/Al2O3 0,009 0,011 0,013 MnO/Al2O3 0,012 0,012 0,011

MnO/Fe2O3 0,06 0,06 0,08 MnO/Fe2O3 0,07 0,07 0,06


Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,7 1,4 0,7 Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 4 0,8 0,7

CIA 80 76 76 CIA 84 76 71

Осадки по магнитным дан-ным, мм/год 370 480 570

Осадки по магнитным дан-ным, мм/год 520 420 490


мм/год 480 470 510


мм/год 570 510 460

Каменское (Чекалинское) межледниковье. Каменский ПК Роменское (Черепетьевское) межлелниковье. Роменский ПК



Rb/Sr 0,4 0,4 0,3 Rb/Sr 0,4

MnO/Sr 0,06 0,06 0,04 MnO/Sr 0,06

Ba/Sr 2,3 2,4 1,7 Ba/Sr 2,3

MnO/Al2O3 0,009 0,011 0,008 MnO/Al2O3 0,009

MnO/Fe2O3 0,06 0,07 0,07 MnO/Fe2O3 0,07

(Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,15 0,2 0,16 (Fe2O3+MnO)/Al2O3 0,15

Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 1 1,1 0,6 Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,8

CIA 72 79 75 CIA 70

Осадки по магнитным дан-

ным, мм/год 440 440 420


ным, мм/год 420


мм/год 500 450 420


мм/год 480

Микулинское межледниковье. Мезинский ПК Современная почва



Rb/Sr 0,4 0,3 0,3 Rb/Sr 0,5 0,5 0,6

MnO/Sr 0,05 0,04 0,04 MnO/Sr 0,06 0,07 0,08

Ba/Sr 2,2 2 1,8 Ba/Sr 2,6 2,6 2,9

MnO/Al2O3 0,009 0,007 0,009 MnO/Al2O3 0,009 0,01 0,01

MnO/Fe2O3 0,06 0,05 0,06 MnO/Fe2O3 0,06 0,06 0,07


Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 1 0,7 0,6 Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO) 0,8 0,8 0,7

CIA 81 79 70 CIA 68 69 69


ным, мм/год 490 400 470


ным, мм/год 460 460



мм/год 450 450 470

133

Заключение. Полученные новые геохимические показатели, а также опробованные на голоценовых па-

леопочвах геохимические коэффициенты, могут быть использованы как самостоятельный инстру-

мент при проведении палеогеографических и почвенных исследований, построении и уточнении

схем изменения биоклиматической обстановки в голоцене и плейстоцене. Используемые геохими-

ческие показатели и их сравнительный анализ дают возможности оценки условий формирования и

развития лёссово-почвенных отложений различных регионов, формировавшихся в одни и те же

климатические циклы плейстоцена. Подтверждена возможность применения геохимических ко-

эффициентов выветривания (CIA, Al2О3/(CaO+Na2O+K2O+MgO), Rb/Sr), выщелачивания (Ba/Sr),

засоления (Na2O/K2O, (K2O+Na2O)/Al2O3, Na2O/Al2O3), окарбоначивания (СаО+MgO)/Al2O3), окис-

ления ((Fe2O3+MnO)/Al2O3), биологической активности (MnO/Fe2O3 MnO/Al2O3,

(Fe2O3+MnO)/Fe2O3) и степени однородности материала (TiO2/Al2O3) для исследований веще-

ственного состава голоценовых палеопочв и плейстоценовых лессово-почвенных комплексов с

целью реконструкции условий их формирования.

Основными процессами, оказывающими влияние на поведение химических элементов в

почвах сухостепной зоны юго-востока Русской равнины в голоцене являются: 1) биогенная моби-

лизация элементов местной растительностью; 2) миграция химических элементов в профиле поч-

вы с солями и карбонатами и дальнейшее осаждение на испарительном барьере; 3) структурная

дифференциация почвенного профиля, связанная с процессом солонцеобразования. При формиро-

вании лессово-почвенных комплексов в плейстоцене, к перечисленным выше явлениям добавился

терригенный привнос и осаждение ряда элементов на щелочном и сорбционном геохимических

барьерах. Определяющим фактором, влияющим на интенсивность этих процессов, являлась дина-

мика климата.

Рубидий накапливается в верхних горизонтах почв в результате выветривания глинистых

минералов, в частности, смектита. Поэтому в гумусовом горизонте остаются более устойчивые к

выветриванию гидрослюды, в решетки которых в виде изоморфной примеси входит Rb. При этом

биологические факторы, также как и испарительная концентрация, не играют существенной роли

в его накоплении. Основанный на разной устойчивости к процессам выветривания глинистых ми-

нералов параметр (YRb) может быть использован для реконструкций уровня атмосферной увлаж-

ненности в плейстоцене и голоцене, в том числе на коротких временных интервалах (~ 50 - 100

лет).

В пределах Азово-Кубанской низменности существовали схожие условия осадконакопле-

ния. Средние значения реконструированного по магнитным параметрам и показателю YRb уровня

атмосферной увлажненности в исследуемых районах колебались от 300 до 400 мм/год в леднико-

вые эпохи и от 400 до 600 мм/год в эпохи межледниковий. Наиболее гумидными условиями отли-

чались эпохи лихвинского и рославльского межледниковий, наиболее аридными – микулинское

межледниковье. Среди ледниковых эпох наибольший уровень атмосфеной увлажненности отвеча-

ет окскому, наименьший – валдайскому оледенениям.

В течение плейстоцена, на исследуемой территории отмечается направленный сдвиг гид-

ротермического режима с высокими влагообеспеченностью, биологической активностью и интен-

сивностью процессов выветривания, к нарастанию аридизации и ослаблению процессов выветри-

вания.

134

Список литературы.

1.Айвазян А. Д. Геохимические особенности флоры ландшафтов Юго-западного Алтая //

М., 1974. – 24 с.

2.Айвазян А. Д. и Касимов Н. С. О геохимической специализации растений (на примере

Мугоджар) // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. Геогр., 1979, №3 – С. 42 - 47.

3. Александровский А. Л. Эволюция почв Восточно – Европейской равнины в голоцене //

М., Наука. 1983.

4. Александровский А. Л. Эволюция черноземов в регионе среднего течения Дона в голо-

цене // Почвоведение. 1984. - № 11. – С. 5 – 13.

5. Александровский А. Л. Эволюция почв Восточной Европы на границе между лесом и

степью. Естественная и антропогенная эволюция почв // Пущино. 1988. – С. 82 – 94.

6. Алексеев A.О., Алексеева Т.В., Моргун Е.Г., Самойлова Е.М. Геохимические законо-

мерности формирования состояния соединений железа в почвах сопряженных ландшафтов Цен-

трального Предкавказья // Литология и полезные ископаемые. 1996. - N 1. - С. 12 - 22.

7. Алексеев А.О., Демкин В.А., Алексеева Т.В.,. Использование минералогических и пет-

рофизических параметров состояния соединений железа в палеопочвах археологических памятни-

ков для реконструкции климатических условий степей Восточной Европы // Нижневолжский ар-

хеологический вестник. 2000. Вып. 3. Волгоград.

8. Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Заварзина Д.Г., Роль железоредуцирующих бактерий в

формировании почвенного магнетита // Органическая минералогия, Материалы I Российского со-

вещания по органической минералогии, 2002. Санкт-петербург., С. 55 - 56.

9. Алексеев А.О., Алексеева Т.В., Махер Б.А., Магнитные свойства и минералогия соеди-

нений железа степных почв // Почвоведения, 2003. - № 1. С. 62 - 74.

10. Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Особенности оксидогенеза железа в условиях степной

зоны. Почвенные процессы и пространственно-временная организация почв. М., Наука, 2006. С.

312 - 327.

11. Алексеев А. О., Алексеева Т.В. , Хайнос М., Соколовская С., Калинин П.И., Борисов

А.В. Изменения минералогических и поверхностных свойств почв в связи с динамикой климата

степей за историческое время. Eurasian Soil Science, 2008. - Vol. 41, - No. 13, P. - 1424–1432.

12. Алексеев В. Е.. Минералогия почвообразования в степной и лесостепной зонах Молдо-

вы: диагностика, параметры, факторы, процессы // Кишинев., 1999. 241 с.

13. Алексеев М. Н., Цейтлин С. М. Проблемы геологии и истории четвертичного периода

(антропогена) // М.: Наука, 1982. - 254 с.

14. Алексеева Т. В. Геохимические закономерности формирования состояния илистого

компонента почв степных ландшафтов // канд. дис. М., 1992.

15. Ахтырцев Б. П., Ахтырцев А. Б. Эволюция почв Средне – русской лесостепи в голоцене

// Эволюция и возраст почв СССР. Пущино. 1986. – С. 163 – 173.

16. Ахтырцев Б. П., Ахтырцев А. Б. Лугово-черноземные палеопочвы эпохи Бронзы Окско-

Донской лесостепи // Почвоведение. 1990. - № 7. – С. 26 – 38.

17. Балаев Л. Г., Царев П. В. Лессовые породы Центрального и Восточного Предкавказья //

М., Наука. 1964. - 246 с.

18. Березин П. Н. Особенности распределения гранулометрических элементов почв и поч-

вообразующих пород // Почвоведение. 1983. - №2, - С. 64 - 72.

19. Болиховская Н. С. Эволюция лессово-почвенной формации северной Евразии // М.,

Изд-во Моск. Ун-та. 1995. – 270 с.

20. Бреслав С. Л., Валуева М. Н., Величко А. А., Иосифова Ю. И., Красненков Р. В., Моро-

зова Т. Д., Ударцев В. П., Шик С. М. Стратиграфическая схема четвертичных отложений цен-

тральных районов Восточной Европы // Стратиграфия и палеогеография четвертичного периода

Восточной Европы. М.: Ин-т геогр. РАН. 1992. - С. 8 - 36.

21. Брылев В. А. Природные ресурсы и условия Волгоградской области // Волгоград. 1995.

– С. 114.

22. Бушинский Г. И. Титан в осадочном процессе // Литология и полезные ископаемые.

1963. - №2.

23. Вадюнина А. Ф., Бабанин В. Ф. Магнитная восприимчивость некоторых почв СССР //

Почвоведение. 1972. - №10. -. С. 55 - 66.

135

24. Вадюнина А. Ф., Корчагина З. А. Методы исследования физических свойств почв // 3-е

изд., перераб. и доп., М., Агропромиздат. 1986. – 416 с.

25. Васильев Ю. М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы // М.: Наука,

1980. - 172 с.

26. Веклич М. Ф. Стратиграфическая корреляция лессов Европы // Четвертичная геология

и геоморфология. Дистанционное зондирование. М.: Наука. 1980. - С. 65 – 68, (26-я сес. МГК.

Докл. сов. геологов).

27. Веклич М. Ф. Палеоэтапность и стратотипы почвенных формаций верхнего кайнозоя //

Киев: Наук. Думка. 1982. – С. 205.

28. Величко А. А. Проблемы корреляции плейстоценовых событий в ледниковой, перигля-

циально-лессовой и приморской областях Восточно-Европейской равнины // Проблемы регио-

нальной и общей палеогеографии лессовых и перегляциальных областей. М.: Наука. 1975. - С. 7 -

25.

29. Величко А. А., Катто Н., Кононов Ю. М., Морозова Т. Д., Нечаев В. П., Е. Ю. Новенко,

Панин П. Г., Рысков Я. Г., Семенов В. В., Тимиряева С. Н., Титов В. В. К оценке тренда аридиза-

ции юга России: по результатам исследований разреза Семибалки-1, Приазовье // Современные

проблемы аридных и семиаридных экосистем юга России: Сборник научных статей. Ростов-на-

Дону, Изд-во ЮНЦ РАН. 2006. - С. 108 - 133.

30. Величко А. А., Маркова А. К., Морозова Т. Д., Ударцев В. П. Методы абсолютной и

относительной геохронологии в лессово-почвенной стратиграфии и ее корреляция с ритмикой

донных осадков океана // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука.

1987. - С. 23 - 31.

31. Величко А. А., Маркова А. К., Морозова Т. Д., Нечаев В. П., Светлицкая Т. В., Цацкин

А. И., Чичагова О. А. Геохронология лессово-почвенной формации юго-запада Русской равнины

по новым данным // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука. 1992. - С. 28 - 33.

32. Величко А. А., Морозова Т. Д. Основные горизонты лёссов и ископаемых почв Русской

равнины // Лёссы, погребенные почвы и криогенные явления на Русской равнине. М., Наука.

1972. - С. 5–25.

33. Воробьева Л. А. Теория и практика химического анализа почв // Москва, ГЕОС. 2006. -

400 с.

34. Гаврилюк Ф. Я. Состав и генезис лессовидных отложений Ставрополья // Тр. Ставроп.

Пед. Ин-та. 1948. - Вып 2. - С. 24 - 31.

35. Галай Б. Ф. Генетический и палеогеографический анализ просадочных толщ Северного

Кавказа // Инж. Геология. 1989. - №3. - С. 33 - 45.

36. Галай Б. Ф., Жуков Ю. П., Скоробогач Т. В. Состав и строение лессовых толщ Цен-

трального Предкавказья как показатели истории их формирования // Научно-методические основы

инженерных изысканий в Предкавказьяе. М.:Стройиздат. 1983. - С. 47 - 55.

37. Геннадиев А. Н. Изучение почвообразования методом хронорядов // Почвоведение.

1978. - № 12. – С. 33 – 43.

38. Геннадиев А. Н. О скорости формирования почвенного покрова комплексной полупу-

стыни (Прикаспий) // Вестник МГУ. Сер. географии. 1981. - № 6. – С. 55 – 62.

39. Геннадиев А. Н. Хронологическая модель дифференциации почв по элементам антро-

погенного микрорельефа // Почвоведение. 1982. - № 4. – С. 32- 41.

40. Геннадиев А. Н. Изменчивость во времени свойств черноземов и эволюция природной

среды (Ставропольская возвышенность) // Вестник МГУ. Сер. 5, география. 1984. - № 5. – С. 10 -

16

41. Геннадиев А. Н. Пространственно – временные модели развития почв и региональные

проблемы почвообразования // Автореф. докт. дис. МГУ. 1985. – 48 с.

42. Геннадиев А. Н. Пространственно – временные модели развития почв // Эволюция и

возраст почв СССР. Пущино. 1986. – С. 67 – 75.

43. Герасимов И. П., Величко А. А., Маркова А. К., Ударцев В. П., Чепалыга А. Л. Мери-

диональный спектр природно-климатических этапов плейстоцена во внетропическом простран-

стве Северного полушария (по данным восточноевропейского сектора) // Четвертичная геология и

геоморфология. Дистанционное зондирование. М.: Наука. 1980. С. 31 – 35, (26-я сес. МГК. Докл.

сов. геологов).

44. Гидрогеология СССР. Том 28, Нижний Дон и Северо-Восточное Приазовье // М.,

Недра. 1970. - 224 стр.

136

45. Гингзбург И. И. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и классифика-

ция // Кора выветривания. Вып 6, М., Изд-во АН СССР. 1963. - с 71 - 102.

46. Голева Г. А. Гидрогеохимия рудных элементов // М., 1977. – 212 с.

47. Дегтярева Е. Т., Жулидова А. Н. Почвы Волгоградской области // Волгоград. 1970. – С.

43.

48. Демкин В. А. Почвы сухих и пустынных степей Восточной Европы в древности и сред-

невековье // Автореф. докт. дис. М., Изд-во МГУ. 1993. – 48 С.

49. Демкин В. А. Почвоведение и археология // Пущино. 1997. – С. 38.

50. Демкин В. А., Ельцов М. В., Алексеев А. О., Алексеева Т. В., Демкина Т. С., Борисов А.

В. Развитие почв Нижнего Поволжья за историческое время // Почвоведение. 2004. - № 12. – С.

1486 – 1497.

51. Добровольский В. В. География микроэлементов // Глобальное рассеяние. М., 1983. -

272 с.

52. Елизарова Т. Н. Влияние смены условий лито- и педогенеза в верхнем плейстоцене и

голоцене на свойства и эволюцию основных типов почв и почвообразующих пород равнин юга

Сибири // Материалы II Международной научно – практической конференции «Почва как связу-

ющее звено функционирования природных и антропогенно – преобразованных экосистем» - Ир-

кутск. 2006. - С. 85 – 87.

53. Заварзина Д.Г., Алексеев А.О., Алексеева Т.В. Роль железоредуцирующих бактерий в

формировании магнитных свойств степных почв // Почвоведение. 2003. № 10. - С. 1218 – 1227.

54. Заррина Е. П. Четвертичные отложения северо-западных и центральных районов Евро-

пейской части СССР // Л.: Недра. 1991. - 187 с.

55. Зонн С. В. Выветривание, почвообразование, древние коры выветривания // Почвове-

дение. 1995. №3. - С. 381-389.

56. Иванов И. В. Эволюция почв степной зоны в голоцене // М., Наука. 1992 – 143 с.

57. Калинин П. И., Алексеев А. О. Геохимические характеристики погребенных голоцено-

вых почв степей Приволжской возвышенности // Вестник ВГУ, серия: География. Геоэкология.

2008. №1. - С. 9 - 15.

58. Касимов Н. С. Геохимия степных и пустынных ландшафтов // М., Изд-во МГУ. 1988. –

254 с.

59. Касимов Н. С. Латеральная миграция микроэлементов в степных и пустынных ланд-

шафтах // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. Геогр. 1981. - №5. – С. 69 - 74.

60. Кригер Н. И. Лесс, его свойства и связь с географической средой // М., Наука. 1965. -

960 с.

61. Лессовые породы СССР. Т. 1 // М., Недра. 1986. - 232 с.

62. Лессово-почвенная формация Восточно-Европейской равнины. Палеогеография и стра-

тиграфия // Под ред. Величко А. А., Москва. 1997. – 140 с.

63. Логвиненко Н. В. Петрография осадочных пород (с основами методики исследования):

Учебник для студентов геолог. спец. вузов. – 3-е изд., перераб., и доп. // М.: Высш. Шк. 1984. – 416

с. ил.

64. Лысенко М. П. Лессовые породы // Л., Недра. 1978. - 208 с.

65. Маркова А. К. Зоогеография мелких млекопитающих Русской равнины в новейшее

время: Ав-треф. Дис… д-ра геогр. Наук. М.: Ин-т геогр. РАН. 1998. 75 с.

66. Минервин А. В. Генезис просадочности лёссовых пород // Инженерная геология. Гид-

рогеология. Геокриология. - №3. 1993. - С. 18 – 36.

67. Морозов Д. Р. Микроморфологические особенности плейстоценового почвообразова-

ния Восточного Предкавказья: Тез. Докл. Всесоюз. Совещ. «Микроморфология и плодородие

почв» // Бюл. Почв. Ин-та им. В. В. Докучаева. 1989. - № 52. - С. 61 - 63.

68. Никифорова К. В., Краснов И. И., Александрова Л. П., Васильев Ю. М., Константинова

Н. А., Чепалыга А. Л. Хроностратиграфическая схема позднего кайнозоя Европейской части СССР

// Четвертичная геология и геоморфология. Дистанционное зондирование. М.: Наука. 1980. - С. 65

– 68. (26-я сес. МГК. Докл. сов. геологов).

69. Опорные разрезы нижнего плейстоцена бассейна Верхнего Дона // Воронеж: Изд-во

Воронеж. Ун-та. 1984. - 213 с.

70. Перельман А. И. Геохимия ландшафта // М., Географгиз. 1961. – 496 с.

71. Перельман А. И., Касимов Н. С. Геохимия ландшафта // М., Астрея – 2000. 1999. - С.

698 – 691.

137

72. Перельман А. И. Геохимия // М., Высшая школа. 1989. – С. 59.

73. Петров В. П. Основы учения о древних корах выветривания // М.: Недра. 1967. – 343 с.

74. Полынов Б. Б. Избранные труды // М., Изд-во АН СССР. 1956. - 751 с.

75. Полынов Б. Б. Кора выветривания // Ч 1, Л., Изд-во АН СССР. 1934. – 242 с.

76. Перельман А. И. Процессы миграции солей на равнинах Восточной Туркмении и За-

падного Узбекистана в неогене (древние почвы пустынь Средней Азии) // Тр. ИГЕМ АН СССР.

М., 1959. - Вып 25. - 109 с.

77. Родин Л. Е., Базилевич Н. И. Динамика органического вещества и биологический круго-

ворот зольных элементов и азота в основных типах растительности земного шара // М., 1965. – 253 с.

78. Ронов А. Б. Стратисфера и осадочная оболочка Земли // М., Наука. 1993. - 143 с.

79. Рысков Я. Г., Демкин В. А. Развитие почв и природной среды степей Южного Урала в

голоцене // Пущино. 1997. – 165 с.

80. Рысков Я. Г., Величко А. А., Николаев В. И., Олейник С. А., Тимирева С. Н., Нечаев В.

П., Панин П. Г., Морозова Т. Д. Реконструкция палеотемператур и осадков в Плейстоцене по изо-

топному составу гумуса и карбонатов лессов Русской равнины // Почвоведение, 2008. - №9. - С.

1062 - 1070.

81. Савко А. Д., Бугельский Ю. Ю., Новиков В. М., Слукин А. Д., Шевырев Л. Т. Коры вы-

ветривания и связанные с ними полезные ископаемые // Воронеж. Истоки. 2007. – 355 с.

82. Спиридонов А. И. Геоморфология европейской части СССР // М., 1978. - 335 с.

83. Стратиграфия СССР: Четвертичная система // М.: Недра. Т. 1. 1982. - 443 с.; Т. 2. 1984.

- 556 с.

84. Трофимов В. Т., Балыкова С. Д., Болиховская Н. С. и др. Лессовый покров Земли и его

свойства // М., Изд-во МГУ. 2001. – 464 с.

85. Файнер Ю. Б., Лизогубова Р. Н., Расчленение отложений лессовой формации степного

Ставрополья и ее корреляция с образованиями перигляциальной зоны Евразии. Инженерно-

геологические особенности цикличности лессов // М.: «Наука». 1987. - С. 103 – 109.

86. Федоров П. В. Плейстоцен Понто-Каспия. М.: Наука, 1978. - 166 с. (Тр. ГИН АН СССР,

Вып. 310).

87. Холмовой Г. В., Красненков Р.В., Иосифова Ю.И. Верхний плиоцен бассейна Верхнего

Дона // Воронеж: Изд-во Воронеж. Ун-та, 1985. - 137 с.

88. Холодов В. Н. Геохимия осадочного процесса // М., ГЕОС. 2006. - 608 с.

89. Четвертичные отложения, геоморфология и новейшая тектоника Среднего и Нижнего

Поволжья // Саратов. 1982. – Часть II. – С. 20.

90. Шатров В. А., Войцеховский Г. В., Белявцева Е. Е. Литологические и геохимические

особенности пород Нельгесинской свиты (Адычанский стратиграфический район, республика Са-

ха-Якутия) // Вестник ВГУ, серия: Геология. 2004. - №2. - С. 79 - 88.

91. Щербина В. В. Комплексные соединения и перенос химических элементов в зоне ги-

пергенеза // Геохимия. 1956. - №5. - с. 54 - 60.

92. Alekseeva T., Alekseev A., Maher B.A., Demkin V. Late Holocene climate reconstructions

for the Russian steppe, based on mineralogical and magnetic properties of buried palaeosols // Palaeoge-

ography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2007. – V. 249. – P. 103 – 127.

93. Bettina Schilman, Miryam Bar-Matthews, Ahuva Almogi-Labin, Boaz Luz. Global climate

instability reflected by Eastern Mediterranean marine records during the late Holocene // Palaeogeogra-

phy, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2001. - V. 176. – P. 157 – 176.

94. Daniela I. Hofmann, Karl Fabian *, Frank Schmieder, Barbara Donner. A stratigraphic net-

work across the Subtropical Front in the central South Atlantic: Multi-parameter correlation of magnetic

susceptibility, density, X-ray fluorescence and d18

O records // Earth and Planetary Science Letters. 2005.

– V. 240. – P. 694 – 709.

95. Driese S.G., Nordt L.C., Lynn W., Stiles C.A., Mora C.I. and Wilding L.P. Distinguishing

climate in the soil record using chemical trends in a Vertisol climosequence from the Texas Coast Prairie,

and application to interpreting Paleozoic paleosols in the Appalachian basin // U.S.A., Journal of Sedi-

mentary Research. 2005. - V. 75. - P. 340 – 353.

96. Fink J., Haase G., Ruske R, Bemerkungen zur Loskarte von Europa. 1:2500000 // Petermanns

Geographische Metteilungen. 1977. - 121 p.

97. Frechen M., Oches E. A. and Kohfeld K. E. Loess in Europe – mass accumulation rates dur-

ing the Last Glacial Period // Quaternary Science Reviews 2003. – V. 22. - P. 1835–1857.

138

98. Funk J. T. von Dobeneck, Reitz A. Integrated rock magnetic and geochemical quantification

of redoxomorphic iron mineral diagenesis in Late Quaternary sediments from the equatorial Atlantic, in:

G. Wefer, S. Mulitza, V. Ratmeyer (Eds.), The South Atlantic in the Late Quaternary: Reconstruction of

Material Budgets and Current Systems // Springer-Verlag, Berlin. 2004. - P. 237 – 260.

99. Gallet S., Bor-ming Jahn, Masayuki Torii. Geochemical characterization of the Luochuan lo-

ess-paleosol sequence, China, and paleoclimatic implications // Chemical Geology. 1996 – V. 133. - P. 67

- 88.

100. Huan Zhong and Wen-Xiong Wang. Effects of sediment composition on inorganic mercury

partitioning, speciation and bioavailability in oxic surficial sediments // Environmental PollutionVolume.

2008. – V. 151. - Issue 1. - P. 222 – 230.

101. Jan Bloemendal, Xiuming Liu, Youbin Sun, Ningning Li An assessment of magnetic and

geochemical indicators of weathering and pedogenesis at two contrasting sites on the Chinese Loess plat-

eau // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2007. – P. 1 – 17.

102. Liu, T. Loess in China. 2nd edn // China Ocean Press and Berlin: Springer-Verlag. Beijing.

1988.

103. Maher, B. A., Magnetic properties of modern soils and Quaternary loessic paleosols: paleo-

climatic implications // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1998. – V. 137. - P. 25 – 54.

104. Maher, B.A., Thompson, R. Paleomonsoons I: The paleoclimatic record of the Chinese loess

and palaeosols. In: Maher, B.A., Thompson, R. (Eds.) // Quaternary Climates, Environments and Mag-

netism. Cambridge University Press. 1999. - P. 81 – 125.

105. Maher, B.A., Thompson, R., Hounslow, M.W., Introduction to Quaternary Climates, Envi-

ronments and Magnetism. In:Maher B.A., Thompson, R. (Eds.) // Quaternary Climates, Environments

and Magnetism. Cambridge. University Press. 1999. P. 1 – 48.

106. Maher B.A., Alekseev A.O, Alekseeva T. Сlimate dependence of soil magnetism across the

Russian steppe: significance for use of soil magnetism as a palaeoclimatic proxy. // Quaternary Science

Reviews. 2002. - V. 21. - P. 1571 – 1576.

107. Maher B.A., Alekseev A., Alekseeva T. Magnetic mineralogy of soils across the Russian

steppe: climatic dependence of pedogenic magnetite formation // Palaeogeography, Palaeoclimatology,

Palaeoecology. 2003. - V. 201. - N 3 - 4. - P. 321-341.

108. Muhs, D. R., and Bettis, E. A., III. Quaternary loess-paleosol sequences as examples of cli-

mate-driven sedimentary extremes // Geological Society of America Special Paper. 2003. – V. 370. – P.

53 – 74.

109. Michael Starr, Antti-Jussi Lindroos. Changes in the rate of release of Ca and Mg and norma-

tive mineralogy due to weathering along a 5300-year chronosequence of boreal forest soils // Geoderma.

2006. - V. 133. - P. 269 – 280.

110. Nath B. N. Geochemical proxies for understanding Paleoceanography // National Institute of

Oceanography. Dona Paula., Goa 2007. – V. 403 004. - P. 143-151. Lecture notes.

111. Nesbitt H. W., Young G. M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from ma-

jor element chemistry of lutites // Nature. 1982. - V. 299. - P. 1523 – 1534.

112. Pecsi M. Negyedkor es loszkutatas // Budapest. Akademiai Kiado. 1993. - 375 p.

113. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D. et al. // Nature. 1999 - P. 399 – 429.

114. Pieter A. Vlag, Pauline P. Kruiver, Mark J. Dekkers. Evaluating climate change by multivar-

iate statistical techniques on magnetic and chemical properties of marine sediments (Azores region) //

Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004. – V. 212. – P. 23 – 44.

115. Pye, K. Aeolian dust and dust deposits // Academic Press, San Diego, CA. 1987.

116. Retallack G.J. Soils of the Past: an Introduction to Paleopedology. 2nd Ed. // Oxford:

Blackwell. 2001. - 600 p.

117. Retallack G. J. Soils and Global Change in the Carbon Cycle over Geological Time // Trea-

tise On Geochemistry. 2003. – P. 581 – 605.

118. Rozycki, S. Z. Loess and loess-like deposits // Ossolineum Press, Polish Academy of Sci-

ences. Warsaw. 1991.

119. Rufino Lozano* and Juan Pablo Bernal. Characterization of a new set of eight geochemical

reference materials for XRF major and trace element analysis // Revista Mexicana de Ciencias Geológi-

cas. 2005. - V. 22. - núm. 3. - P. 329 – 344.

120. Shackleton N. J. and Opdyke N. D. Oxygen-isotope and paleomagnetic stratigraphy of Pa-

cific core V28-239 late Pliocene to latest Pleistocene // Geological Society of America. Memoir. 1976. -

V. 145. – P. 449 – 464.

http://www.sciencedirect.com/science/journal/02697491

http://www.sciencedirect.com/science/journal/02697491

http://www.sciencedirect.com/science?_ob=PublicationURL&_tockey=%23TOC%235917%232008%23998489998%23675719%23FLA%23&_cdi=5917&_pubType=J&view=c&_auth=y&_acct=C000060633&_version=1&_urlVersion=0&_userid=3449047&md5=a6efcc05d79f62d2c292226da3c2fb3e

http://elibrary.ru/issues.asp?id=823&selid=202400

http://elibrary.ru/issues.asp?id=823&selid=202400

http://elibrary.ru/issues.asp?id=823&jyear=2003&selid=202400

http://elibrary.ru/issues.asp?id=823&volume=201&selid=202400

http://elibrary.ru/contents.asp?id=202400&selid=5129213

139

121. Sheldon N. D., Retallack G. J and Tanaka S. Geochemical climofunctions from North Amer-

ican soils and application to paleosols across the Eocene–Oligocene boundary in Oregon // Journal of Ge-

ology. 2002 - V. 110. - P. 687–696.

122. Siegenthaler U., Stocker T., Monnin E. et al. // Science. 2005. – V. 310. – P. 1313

123. Visser, J.N.J., Young, G.M. Major element geochemistry and paleoclimatology of the Per-

mo-Carboniferous glacigene Dwyka Formation and post-glacial mudrocks in southern Africa // Palaeoge-

ography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1990. - V. 81. - P. 49 – 57.

124. Whitfield C.J., Watmough S.A., Aherne J., Dillon P.J. A comparison of weathering rates for

acid-sensitive catchments in Nova Scotia, Canada and their impact on critical load calculations // Ge-

oderma. 2006. – V. 136. – P. 899 – 911.

125. Za´rate, M. A. Loess of southern South America // Quaternary Science Reviews. 2003. - V.

22. - P. 1987 – 2006.

Loess, palaeosols and paleogeographic of quarter of the southeast of Russian plain – Voronezh:...

Documents

Transcript of Loess, palaeosols and paleogeographic of quarter of the southeast of Russian plain – Voronezh:...