Почвообразование в раннем плиоцене по материалам лёссово-почвенного разреза Альма–Песчаное (Западная часть полуострова КРЫМ)

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Лёссово-почвенные серии (ЛПС) повсеместно рассматриваются как наиболее полный субаэральный архив климатических изменений в прошлом [8]. Они представлены переслаиванием лёссов и палеопочв, что свидетельствует о смене ландшафтно-климатической обстановки [57, 59, 62]. Морфологические признаки и свойства палеопочв отражают региональные и локальные особенности условий формирования почвенного покрова, что имеет большое значение для экологических реконструкций в плио-плейстоценовый период. Современные знания о климате и эволюции почвообразования в плиоцене остаются очень неполными, в то время как период плиоцена обычно рассматривают в качестве примера состояния, к которому может приблизиться глобальная климатическая система в будущем [40, 49]. Исследования лёссово-почвенных серий с красноцветными палеопочвами, как палеоклиматического и палеопедологического архива изменения природной среды в плио-плейстоцене, позволят расширить существующие знания об эволюции педосферы в истории Земли и спрогнозировать будущие изменения климата.

Разновозрастные красноцветные палеопочвы активно изучаются в лёссовых покровах Венгрии, Китая, Аляски, Турции, Южной Америки, России [1, 16, 44, 60, 65, 69]. На территории полуострова Крым, особенно в западной его части сохранились мощные лёссово-почвенные серии с красноцветными и бурыми палеопочвами, которые являются перспективными объектами для исследования палеопочвенного покрова дочетвертичного времени. Представление о морфологии и стратиграфии палеопочв Крыма отображено во многих работах, начиная с середины XX в. [5–7, 13, 20, 21, 31, 32, 53, 58]. В результате комплексных геологических съемок 40–80-х гг., проводимых М.Ф. Векличем с коллегами, была составлена стратиграфическая схема субаэральных отложений, выделено 34 горизонта континентальных лёссово-почвенных отложений плио-плейстоценового интервала [5–7]. Каждый горизонт сложен свитой палеопочв, которые характеризуют несколько климатических стадий: начальную, оптимум и заключительную. Характеристики растительного покрова по палинологическим данным и морфологические особенности палеопочв позволили реконструировать ландшафтно-климатическую обстановку в плио-плейстоцене [6, 20, 31, 32]. Толщи субаэральных отложений с красноцветными палеопочвами предположительно относят к континентальной Таврской свите плиоцена [21, 33]. Стратотипом многих горизонтов первой половины плиоцена послужила осадочная последовательность разреза Любимовка в Западном Крыму. Ревизия геологических данных позволила авторам установить “раннепонтический возраст отложений от Иванковского до Ярковского горизонтов схемы М.Ф. Веклича в разрезе Любимовка” и сделать вывод, что “эти горизонты не характеризуют континентальный плиоцен (…), а относятся к миоцену” [25, c. 106]. На современном этапе исследования, для детальной реконструкции палеопочвенного покрова и условий формирования палеопочв, используя предыдущие исследования, необходимо продолжить коррелировать и уточнять палеопочвенные уровни в лёссово-почвенных сериях.

Цель работы – на более детальном уровне установить особенности строения палеопочв в лёссово-почвенном разрезе Альма–Песчаное, который ранее не был исследован. Применяя комплексный подход к изучению палеопочв [53, 57–59] реконструировать типы палеопочв в районе исследования, и на основе их современных почвенных аналогов установить ландшафтно-климатические условия в раннем плиоцене.

ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ

Лёссово-почвенный разрез Альма–Песчаное расположен на левом берегу р. Альма к востоку от с. Песчаное (44°50.41ʹ N, 33°36.82ʹ E, 50 м над ур. м.) (рис. 1a, 1b), общая мощность разреза составляет 57 м (рис. 1c). В настоящей работе представлены результаты только по нижней расчистке общего разреза (рис. 1d, рис. 2). Названия палеопочв PS21-AP (PS – paleosol, 21 – номер палеопочвы в общем разрезе, AP – Alma–Peschanoe) и их нумерация дана сверху вниз по всему разрезу Альма–Песчаное, где вскрыто более 20 палеопочвенных уровней.

 

Рис. 1. a, b – Географическое положение разреза Альма–Песчаное; c – Общий разрез Альма–Песчаное; d – Нижняя расчистка ЛПС разреза Альма–Песчаное.

 

Рис. 2. Профиль исследуемого разреза Альма–Песчаное и палеопочвенные уровни. Условные обозначения, здесь и на рис. 3, 4: a – карбонатные конкреции разной формы, b – карбонатный псевдомицелий, c – кротовины; d – новообразования Fe–Mn, e – признаки оглеения, f – сликенсайды, g – песчано-гравийно-галечниковый слой, h – трещины иссушения, i – затек, j – корнеход с красным заполнением, k – номер слоя.

 

Район исследования по Кеппену–Гейгеру относится к области Bsk холодного полузасушливого климата [38]. Средняя температура воздуха в июле составляет 22.5°C, в январе 3°C. Среднегодовое количество осадков 420–470 мм. Климат исследуемой территории характеризуется как степной умеренно-континентальный. Особенности циркуляции атмосферы и совместное влияние Крымских гор и Черного моря обусловливают быстрое весеннее снеготаяние в горах, интенсивные ливневые дожди нередко вызывают паводки [2, 12, 18, 26]. Современный почвенный покров в районе исследования представлен предгорными черноземами, черноземами южными карбонатными, коричневыми типичными и коричневыми карбонатными почвами [12, 17, 26].

Морфологическое описание ЛПС проведено по [28], названия горизонтов палеопочв даны по ФАО [42]. Названия палеопочв даны в соответствие с классификацией IUSS Working Group WRB [50]. Цвет определяли на свежей зачищенной стенке разреза по цветовой системе Манселла [56]. Образцы на физико-химические показатели отбирали в каждом слое, их общее количество составило 35 шт. Каждые 4 см вдоль стенки разреза каппаметром ПИМВ измеряли магнитную восприимчивость (МВ). В палеопочвенных горизонтах на морфоскопию песчаных кварцевых зерен было отобрано 11 проб, вес пробы для промывки составлял более 5 кг. Из песчано-гравийно-галечникового слоя 2 взят образец на фаунистический анализ.

Гранулометрический состав анализировали на лазерном дифрактометре Malvern Mastersizer 3000 с диспергатором Hydro EV [39]. Программное обеспечение Mastersizer v.3.62 позволяло рассчитать статистические параметры размеров зерен. Описание почвенных гранулометрических характеристик соответствует системе FAO (2000-63-20-2 мкм) [43]. Потери при прокаливании (ППП) исследовали при температурах 550 и 950°С [45], содержание органического углерода – мокрым сжиганием [3, 67]. Измерение рН проводили на рН-тестере HI 98127 в водной вытяжке 1 : 2.5 [3]. Цвет воздушно-сухих образцов определяли с помощью портативного колориметра CS-10. Насыпные образцы предварительно высушивали при 20°C до воздушно-сухого состояния, а затем растирали в ступке до однородной массы. Цвет каждой пробы измеряли 3 раза. Полученные таким образом данные выражены в координатах L*, a* и b* цветового пространства CIELAB.

Для уточнения процессов привноса и трансформации песчаного материала применяли метод морфоскопии кварцевых зерен [51, 52, 64, 66]. Зерна кварца диаметром 0.5–1 мм выделяли мокрым просеиванием и обрабатывали 10%-ной HCl, для разрушения микроагрегатов и удаления карбонатных пленок. Отобранные 50 зерен кварца из каждой пробы исследовали под стереомикроскопом при увеличении ×40…×50. При анализе фиксировали степень округлости по визуальной шкале Хабакова [36], где 0 – неокатанные, а IV – абсолютно окатанные зерна, с использованием трафарета Рухина [29]. Учитывали особенности рельефа, специфические признаки и типы поверхности зерен кварца: глянцевые и с признаками матовости. Рассчитывали коэффициент окатанности (Q, %) и степень матовости (Cm, %). Традиционно матовость зерен считается признаком эолового переноса [64, 66], однако специфические признаки выветрелости матовых зерен: мелкие V-ямки, химическое травление, осаждение кремнезема и глубокие депрессии на их поверхности – свидетельствуют о признаках активного внутрипочвенного выветривания материала после отложения. Такие признаки матовости рассматривали, в том числе как диагенетическое преобразование [51, 52].

Для палеофаунистического анализа пробу объемом около 2 л промыли с помощью ручного сита с размером ячеи 0.7 мм. Высушенную навеску разделили на фракции размером 0.7–1, 1–2, 2–3, >3 мм. После чего вручную выбирали палеонтологические остатки. Весь полученный материал хранится в Геологическом институте РАН, коллекция ГИН 1184. Фотографии сделаны при помощи СЭМ Tescan Vega3 (Палеонтологический институт РАН) и бинокулярного микроскопа с цифровой камерой.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Почвообразование в раннем плиоцене. В исследуемой нижней расчистке разреза Альма–Песчаное выделено восемь палеопочвенных профилей, два из которых красноцветные, другие палево-бурые.

Верхний слой 1 в ЛПС нижней расчистки разреза Альма–Песчаное мощностью 150 см, представлен опесчаненным легким суглинком палевого цвета (7.5YR 6/8–7/8). Видны включения линз, заполненных песком, которые в основном сконцентрированы в нижней части слоя. Слой 2 (150–210/60 см) палевого цвета (7.5YR 6/6, 7.5YR 6/8), представлен песчано-гравийно-галечным материалом, слоистый. Этот слой покрывает палеопочву PS21-AP и прослеживается вдоль всего разреза. По данным морфоскопии кварцевых зерен в слое 2 песчаные кварцевые зерна распределены по классам окатанности равномерно (рис. 3). Регистрируются зерна со всеми типами поверхностей, преобладают глянцевые в I классе и зерна с признаками матовости во II и III классах. Поверхность зерен гладкая, местами ямчатая с хаотичными и параллельными бороздками, V-ямками и серповидными углублениями. На большинстве зерен регистрируются различные типы бороздок. Генезис преобразования кварцевых зерен этого слоя связан с высокоэффективными водными потоками, которые переносят материал на небольшие расстояния [52, 64]. Похожие отложения распространены на территории Альминской впадины. Их образование связано с деятельностью флювиальных процессов [23].

 

Рис. 3. Морфоскопия песчаных кварцевых зерен: a – гистограммы окатанности и типы поверхности кварцевых зерен; 0, I, II, III, IV – классы окатанности; b –графики распределения значений коэффициента окатанности Q и степени матовости Cm; желтая стрелка – уровень отбора проб. Фото: выборка кварцевых зерен, проанализировано 50 шт.

 

Палеопочва PS21-AP состоит из трех горизонтов ABtki (слой 3), ABtk (слой 4) и BCtk (слой 5). Горизонт ABtki (210–274/64 см) красновато-бурого цвета (10R 3/6–2.5YR 3/6), столбчатой структуры, пронизан вертикальными и горизонтальными трещинами. Горизонт представлен тяжелым суглинком, местами опесчанен, с глинистыми и темно-серыми Fe–Mn-кутанами. По граням структурных отдельностей сликенсайды. Слой пропитан карбонатным материалом, бурно вскипает, обильные карбонатные конкреции диаметром до 5 см, имеют округлую форму. Есть продолговатые вертикально ориентированные карбонатные конкреции, возможно, связанные с древними корнеходами (ризолиты). Горизонт ABtk (274–338/64 см) красновато-бурый (10R 4/6, 5YR 6/8), светлее предыдущего, по своему строению идентичен вышележащему слою 3. Горизонт BCtk (338–378/40 см) красновато-палевый (5YR 6/8) тяжелый суглинок, обильны карбонатные конкреции диаметром до 2 см. Видны включения редкой, мелкой гальки. Обильны Fe–Mn-новообразования в виде тонких темно-серых пленок, есть мелкие поры. В этом горизонте видна кротовина диаметром 7 см, заполненная материалом из вышележащих слоев 3 и 4.

Преобладание красного цвета в профиле палеопочвы PS21-AP указывает на участие в почвообразовании ферсиаллитных процессов [15, 27, 28]. Наиболее интенсивно процессы почвообразования протекали в горизонте ABtki (слой 3), где МВ максимальна (19.16 × 10⁻⁴ СИ), ниже ее значения постепенно уменьшаются. Большая концентрация карбонатных новообразований в горизонтах ABtk (слой 4) и BCtk (слой 5), свидетельствует о высокой степени аридизации климата [70]. В то же время наличие кутан иллювиирования и Fe–Mn-новообразований по всему профилю палеопочвы указывает на достаточно гумидный климат. Высокие значения ППП 950°С (22–31%) и рН (8.7) в горизонте ABtk (слой 4) подтверждают процессы выщелачивания карбонатного материала в нижележащие слои. Профиль палеопочвы PS21-AP полигенетичный, предположительно, первоначально преобладали процессы степного почвообразования, в эту стадию формировались карбонатные новообразования. Позднее климат становится более влажным, в гранулометрическом составе увеличивается количество илистой фракции, формируются глинистые кутаны, которые морфологически прослеживаются по граням педов. С дальнейшим увеличением количества осадков проработка материала становится более активной, Fe–Mn-новообразования равномерно распределяются по всему профилю палеопочвы PS21-AP, появляется характерный красноватый оттенок, что отражается на графиках a* и b* (рис. 4). Наличие крупных выветрелых ризолитов, которые сохранились в гумусированных горизонтах палеопочвы, свидетельствует о смене степной растительности на лесные ценозы [69]. Профиль палеопочвы PS21-AP сильно опесчанен (до 13% в слое 3), содержание песка снижается с глубиной. По данным морфоскопии кварцевых зерен, в слое 3 распределение фактически идентично слою 2, что свидетельствует о вероятном привносе материала из этого слоя. Возрастает содержания зерен II и III класса в 4 и 5 слоях со специфическими эродированными матовыми поверхностями, что указывает на активное внутрипочвенное выветривание.

 

Рис. 4. Лёссово-почвенные серии разреза Альма–Песчаное, результаты физико-химических анализов: голубая звездочка – уровень отбора проб.

 

Таким образом, профиль палеопочвы PS21-AP формировался продолжительное время, за этот период он претерпел серию климатических изменений. Первоначально палеопочва развивалась в условиях аридного климата, возможно по типу современных почв Calcisols. Далее, климат менялся, увеличивалось количество осадков, степная растительность сменилась на лесостепную, профиль становится красноцветным. В настоящее время современные красноцветные почвы типичны для влажных и сухих тропических и субтропических регионов [10, 62, 63]. Близкими к изученным красноцветным почвам Крыма являются Nitisols влажных субтропиков Западной Грузии [9, 27, 63], Chromic Cambisol Средиземноморья [44, 55] и Petric Calcisol на Юго-востоке Турции, возникшие на плиоценовых красноцветных отложениях [37]. Учитывая особенности полигенетического строения палеопочвы PS21-AP, наличие угловато-блоковых структур с блестящими во влажном состоянии глинистыми кутанами на их гранях, ее можно отнести к Ferralic Nitisols. На конечной стадии формирования искомой палеопочвы климат становится более аридным, появляются крупные трещины, образованные в результате чередований увлажнения и иссушения почвенного профиля. Вероятно, палеопочва PS21-AP перед погребением песчано-галечниковым слоем (слой 2) приобретала признаки формирования слитых почв Vertisols.

В профиле палеопочвы PS22-AP гумусовый горизонт ABk (слой 6) (378–22/44 см) красновато-бурого цвета (10R 4/8) имеет столбчато-глыбистую структуру, образованную за счет вертикальных трещин. Поверхность этих трещин покрывают глинистые кутаны. В слое обильны Fe–Mn-примазки, есть включения рыхлых карбонатных конкреций диаметром до 3 см. Горизонт Bkm (слой 7a) (422–482/60 см) палевого цвета с красноватым оттенком (5YR 6/8), слой сцементирован, состоит полностью из карбонатных конкреций, пропитанных глинистым материалом. В нем встречаются редкие Fe–Mn-прожилки. На границе перехода к горизонту ВСk (слой 7b) выявлена слабо выраженная субгоризонтально-ориентированная кротовина, заполненная красноватым материалом схожим по цвету со слоем 6. Горизонт Bkm (слой 7a) напоминает по строению слой 18 разреза Береговое-2/16, где по данным авторов [14, 58] накопление карбонатов было связано с поднятием грунтовых вод. Горизонт ВСk (слой 7b) (482–570/88 см) палевый с красноватым оттенком, количество карбонатных конкреции в нем сокращается. Слой трещиноват, есть Fe–Mn-кутаны по порам.

Высокая МВ в горизонте ABk (слой 6), как и в вышележащей палеопочве PS21-AP, связана с интенсивным почвообразованием, но распределение значений МВ имеет резкие пики в верхней и нижней границах слоя. В верхней части показатели МВ достигают 13 × 10⁻⁴ СИ, увеличиваясь в середине горизонта до 15.32 × 10⁻⁴ СИ, на границе 6 и 7а слоев значения уменьшаются до 4 × 10⁻⁴ СИ. Резкий переход МВ в верхней части слоя 6 может быть связан с прерыванием профиля палеопочвы PS22-AP, вызванного эрозией ее поверхностных горизонтов. Из-за сцементированного горизонта Bkm (слой 7a) основные процессы почвообразования протекали непосредственно над этим слоем, в результате чего отсутствует плавное распределение значений МВ. Высокие показатели ППП 550°C (до 5%) и содержания илистой фракции (21%) в горизонте ABk (слой 6), а также увеличенное содержание органического материала (0.1%) по сравнению с нижележащими горизонтами подтверждают предположение о том, что основной профиль палеопочвы PS22-AP формировался на сцементированном горизонте Bkm (слой 7a). Таким образом, палеопочву PS22-AP можно сопоставить с современными красными рендзинами (Rendzic Leptosols), которые формируются на плотных карбонатных породах в Ливии [30, 35]. В то же время наличие кротовины в горизонте BCk (слой 7b), заполненной красным материалом из горизонта ABk (слой 6), свидетельствует, что ранее горизонт Bkm (слой 7a) не был сцементирован, и его генезис связан с почвообразованием палеопочвы PS22-AP. Возможно, из-за смены климата и последующего изменения уровня грунтовых вод и/или количества осадков [14, 34, 58] происходила миграция карбонатного материала и аккумуляция его в горизонте Bkm (слой 7a). Скорее всего, первоначально палеопочва PS22-AP развивалась как Сalcisols, для которых характерен засушливый климат. Далее условия почвообразования резко меняются, и в профиле палеопочвы начинают преобладать красные тона вследствие ферсиаллитизации. Из-за смены водного режима и образования карбонатного горизонта Bkm (слой 7a) палеопочва PS22-AP развивается как Rendzic Leptosols, которая постепенно переходит в палеопочву, по строению схожую с современным Nitisols [10, 41, 63].

Слой 8 относится к красноцветной палеопочве, поверхностные горизонты которой в период формирования ЛПС разреза Альма–Песчаное были эродированы. В настоящее время слой состоит из одного горизонта (570–810 240 см), пропитанного красным материалом (7.5YR 6/8, 10R 3/6). Здесь прослеживаются древние корнеходы, заполненные также красным материалом, не относящимся к вышележащим палеопочвам. Высокие значения МВ (4 × 10⁻⁴ СИ), содержания органического углерода (0.19%) и ППП 550°C по сравнению с со слоем 7b PS22-AP подтверждают предположение о наличии почвообразования в слое 8. По данным морфоскопии кварцевых зерен преобладают зерна II и III классов с признаками матовости. Зерна имеют гладко-ямчатые поверхности с фрагментами красноватого материала, что свидетельствует о высокой интенсивности внутрипочвенного диагенеза [64]. Слой 9 (810–1066/256 см) слабо затронут процессами почвообразования, что подтверждается низкими значения МВ (3 × 10⁻⁴ СИ), преобладанием палевого цвета (2.5 Y 8/4), слабой дифференциацией по значениям ППП и илистой фракции. В слое присутствуют редкие кротовины и древние корнеходы, заполненные красным материалом. Его формирование происходило в продолжительных засушливых условиях. Песчаные кварцевые зерна из слоя 9 единичны, характеризуются различными типами поверхностей. Вероятно, песчаная фракция в небольшом количестве привносилась из близкорасположенного источника, а в формировании толщи, в основном, преобладали процессы эолового привноса материала [53, 66].

В палеопочве PS24-AP горизонт АВk (слой 10) (1066–1206/140 см) буровато-палевый (7.5YR 5/8) с темно-бурыми пятнами. Характеризуется столбчато-глыбистой структурой, в слое глинистые кутаны и карбонатный псевдомицелий. Палеотрещины и поры заполнены красновато-бурым материалом. Горизонт BСk (слой 11) (1206–1238/32 см) палевый со слабым бурым оттенком (10YR 7/6), трещиноватый. Карбонатные конкреции диаметром до 5 мм равномерно распределены по горизонту. Палеокорнеходы заполнены красным материалом. По граням структурных отдельностей палеопочвы Fe–Mn-примазки и кутаны.

По сравнению с горизонтом Ck (слой 9) палеопочва PS24-AP более гумусированная: повышается количество органического углерода (0.16–0.19%) и значения ППП 550°C (до 16%). В горизонте ABk интенсивно протекали процессы почвообразования: характерная буроватая окраска, связанная с органическим веществом и оструктуренность слоя дают основание считать этот горизонт поверхностным. Палеопочва развивалась по степному типу, что подтверждается морфологически окарбоначенностью профиля и ППП 950°C от 7 в горизонте ABk до 8% в BCk [70]. Илистая фракция распределена равномерно, присутствует небольшой пик ее содержания в горизонте BCk, что может быть связано с неоднородностью почвообразующей породы. Глинистые кутаны и пятна оглеения на поверхностях микроагрегатов могут свидетельствовать о предыдущей, более влажной, стадии формирования палеопочвы. На завершающей стадии развитие палеопочвы PS24-AP происходило аридном климате, с редким поступлением влаги. Почвообразование в дальнейшем сопровождалось иссушением, о чем свидетельствуют трещины иссушения и карбонатные конкреции, которые концентрируются в горизонте BCk. Кварцевые зерна из горизонта ABk (слой 10) несут наибольшее из всего разреза количество признаков внутрипочвенного преобразования: гладко-ямчатые поверхности с мелкими V-ямками, различными бороздками и депрессиями – эрозионными формами, что указывает на активное физико-химическое преобразование материала всех классов зерен. Результаты морфоскопии схожи со слоем 4, однако зерна кварца менее выветрены. Современным аналогом может быть каштановая почва, Kastanozems. Палеопочва PS24-AP на заключительной стадии формирования функционировала под влиянием усилившейся аридизации, которая в дальнейшем повлекла образование слоя 9.

Палеопочва PS25-AP представлена двумя горизонтами. Поверхностный ABk (слой 12) (1238–1290/52 см) буровато-палевый (7.5YR 6/8), неоднородный по окраске, трещиноватый, имеет столбчатую структуру. Горизонт пористый, поры заполнены Fe–Mn-примазками. Карбонатный псевдомицелий концентрируется по граням структуры, конкреции редкие. Горизонт ВСk (слой 13) (1290–1310/20 см) палевый с буроватым оттенком (7.5YR 6/8, 7/8). Карбонатные конкреции сконцентрированы в нижней части слоя. Палеопочва с тонкими красноватыми палеокорнеходами.

В палеопочве PS25-AP значения МВ (до 4 × 10⁻⁴ СИ), содержание органического углерода (0.24%) и ППП 550°C (5%) указывают, что почвообразование было более интенсивным, чем в PS24-AP. Опесчаненность горизонта BCk (слой 13) свидетельствует, что материал этого горизонта был, вероятно, нанесен с латеральными водными потоками, и впоследствии на нем формировался гумусовый горизонт. Первоначально палеопочва PS25-AP формировалась при достаточно высоком увлажнении, возможно, в понижении рельефа. Общая окарбоначенность и трещины иссушения свидетельствуют о последующей аридной стадии формирования профиля. Максимальное количество зерен в III и IV классе окатанности (коэффициент окатанности Q максимален в ЛПС) с редкими признаками ямчатости и бороздками указывает, что данные зерна генетически связаны с водными процессами, следы последующего выветривания выражены на небольших участках кварцевых зерен во всех классах. На заключительной стадии палеопочва PS25-AP могла формироваться по типу каштановых почв Kastanozems. Учитывая столбчатую структуру верхнего горизонта и повышение содержания илистой фракции в горизонте BCk, почва проходила стадию осолонцевания. Похожие современные каштановые почвы на опесчаненых суглинках развиваются в Прикаспийской низменности, Ергенинской возвышенности, сухих степях Азии [10, 24, 30].

Следующая палеопочва PS26-AP состоит из горизонтов ABkl (слой 14а) и BCkl (слой 14b). Характеризуется сочетанием слоев суглинистого материала и карбонатных конкреций, структура палеопочвы глыбистая. Горизонт ABkl (1310–1350/40 см) палево-бурый (7.5YR 5/6–6/6), BСkl (1350–1366/16 см) буровато-палевый (2.5YR 8/4, 8/6). Встречаются Fe–Mn-примазки по всей палеопочве.

Первоначальный генезис PS26-AP, вероятно, связан с функционированием красноцветной палеопочвы: морфологически в профиле выделяются красноватые пятна. Возможно, впоследствии красная почва была эродирована экзогенными процессами, микроморфологически выражены признаки педотурбации. Режим почвообразования изменился, и профиль PS26-AP стал развиваться в других, более влажных и менее жарких условиях, о чем свидетельствует морфологически выраженная буроцветность, слабое оглеение материала и Fe–Mn-примазки. Карбонаты в профиле были сформированы благодаря выпотному режиму, вероятно, на последних стадиях почвообразования. С какими почвенными процессами связано слоистое залегание карбонатов сказать сложно. Почвообразование было прервано привносом опесчаненного материала слоя 13: регистрируется резкое уменьшение величины МВ между слоями 13 и 14a. По данным морфоскопии, в слое 14 найдено достаточное количество глянцевых зерен, прошедших водную обработку и имеющих признаки внутрипочвенного преобразования в виде депрессий и выветрелости. Вышеуказанные признаки отмечаются в основном на зернах II класса окатанности. Преобразование зерен не было интенсивным и затрагивало лишь часть поверхностей.

Палеопочва PS27-AP схожа по морфологии с PS25-AP. Горизонт ABk (слой 15) (1366–1406/40 см) бурый (10YR 6/6), структура глыбистая, пропитан карбонатами. Fe–Mn-примазки и кутаны находились по граням структурных отдельностей. На границе слоев скопление карбонатных конкреций. Подстилающий горизонт BCk (слой 16) (1406–1436/30 см) бурый с сизоватым оттенком (10YR 7/4, 7/6) опесчанен, очень плотный с карбонатным псевдомицелием.

Палеопочва PS27-AP формировалась на наносе, об этом свидетельствует наличие опесчаненного горизонта BCk, а также резкие переходы значений МВ (3.7×10⁻⁴ СИ) от слоя 14b к слою 15 и от слоя 16 к PS28-AP (1.3×10⁻⁴ СИ). Вероятно, данный нанос эродировал палеопочву, которая формировалась до искомой PS27-AP. На границе слоев 16–17 обнаружен окарбоначенный корнеход, предположительно принадлежащий эродированной палеопочве. Палеопочва PS27-AP продолжительное время функционировала в аридных условиях с периодическим увлажнением, которое приводило к локальному застою влаги.

Палеопочва PS28-AP дифференцирована на три горизонта. Горизонт ABk (слой 17a) (1436–1500/64 cм) буровато-палевый (10YR 7/6), обильно пропитан Fe–Mn и оглеенными примазками. В верхней части отмечен буровато-красный затек, который может принадлежать к эродированному гумусовому горизонту или к утраченной вышележащей палеопочве. Горизонт ВСk (слой 17b) (1500–1570/70 см) палевого цвета (10YR 6/6) окарбоначен. В слое присутствуют карбонатные конкреции и Fe–Mn-примазки. Нижняя граница не вскрыта. Горизонт Сk (слой 18) представлен палевым суглинком с карбонатным псевдомицелием.

Распределение илистой фракции в палеопочве PS28-AP равномерное по всей толще, максимальное содержание составляет 22% в горизонте ABk (слой 17а). Значения МВ (от 3 × 10⁻⁴ СИ) постепенно возрастают к низу профиля. Палеопочва формировалась по степному типу почвообразования в засушливых условиях с периодическим поступлением влаги. Подтверждением этого является общая окарбоначенность (ППП 950°С около 18%), наличие редких Fe–Mn-примазок и пятен оглеения в горизонтах ABk и BCk. Окарбоначенный палеокорнеход, который пронизывает палеопочву, возможно, сформировался в период возрастания аридности климата. По данным морфоскопии, кварцевые зерна в основном гладко-ямчатые, преобладают зерна с признаками матовости I и II класса при высокой Q (52%). Количество специфических признаков поверхности зерен соотносится со слоем 5 ЛПС. Зерна часто имеют флювиальное происхождение с наложением признаков выветрелости: внутрипочвенное преобразование не было интенсивным. По совокупности морфологических признаков и накоплению карбонатов в горизонте BCk, палеопочва PS28-AP в оптимальную стадию могла формироваться по типу Calcisols в условиях аридных степей с длительным сухим и коротким периодом увлажнения [10, 30, 50].

Палеофаунистический анализ. В пробе из песчано-гравийно-галечникового слоя 2 были обнаружены остатки моллюсков: макушка и обломок последнего оборота (базальный киль) брюхоногого моллюска семейства Clausiliidae (рис. 5.1, 5.2), 6 раковин слизней надсемейства Limacoidea (рис. 5.3, 5.4) и обломок оперкулума (крышечки) наземного моллюска рода Pomatias (рис. 5.5). Преобладают в пробе фораминиферы отряда Nummulitida, переотложенные из палеогеновых отложений (рис. 5.6–5.8).

 

Рис. 5. Палеофауна из песчано-гравийно-галечникового слоя: 1, 2 – Clausiliidae indet. 1 – макушка; 2 – базальный киль. 3, 4 – Редуцированные раковины слизней надсемейства Limacoidea. 5 – Pomatias sp. обломок оперкулума: a – изображения со сканирующего микроскопа; b, c – фото под световым бинокуляром в двух проекциях. 6–8 – Nummulitida indet.: 6–7 обломки раковин; 8 – целая раковина, a – изображения со сканирующего микроскопа; b – фото под световым бинокуляром. 9 – Micromys cf. bendae van de Weerd，1979, первый нижний коренной, m1, правый.

 

Представители рода Pomatias являются мезофильными моллюсками, обитающими в лесной подстилке. По данным [4] сейчас в Крыму обитает один вид Pomatias rivularis (Eichwald, 1829) [4]. Он распространен только в горной его части – на западе в окрестностях Севастополя в бассейне р. Сухая и на востоке в окрестностях городов Белогорск и Старый Крым, предпочитая дубовые и буковые леса. Наличие представителей семейства Clausiliidae также указывает на существование лесных массивов, поскольку большинство современных видов, обитающих на территории бывшего СССР, предпочитают селиться в лесной подстилке и в мертвой древесине, хотя есть связанные с открытыми станциями виды, способные переносить значительную сухость климата [4, 19].

В образце обнаружен единичный зуб мелкой мыши (первый нижний правый коренной зуб, m1), по размерам и пропорциям зуба (1.48 × 0.83 мм) и слаборазвитому буккальному цингулуму принадлежит к среднеразмерным мышам-малюткам, род Micromys. Эти формы крупнее Micromys chalceus Storch, 1987 и M. paricioi Mein， Moissenet & Adrover, 1983 из позднего миоцена и начала раннего плиоцена Испании и Северного Китая [54, 61] и современных (M. minutus (Pallas, 1771)) форм [22, 47]. По размерам экземпляр из Крыма заметно меньше, чем M. steffensi van de Weerd，1979 из раннего плиоцена Греции и находится между формами раннего плиоцена Греции (M. ex gr. bendae van de Weerd，1979 – kozaniensis van de Weerd，1979) [48, 68] и формами из местонахождений конца раннего плиоцена-раннего плейстоцена (M. praeminutus Kretzoi, 1959) Европы [47]. Исходя из предположения, что размеры единичных экземпляров обычно близки средним значениям генеральной совокупности остатков, можно отнести эту мышь к Micromys cf. bendae [68] (рис. 6.9) и предварительно датировать вмещающие отложения ранним плиоценом (занклием) и русцинием европейской биохронологической шкалы [46]. Современные мыши-малютки населяют луговые биотопы юга лесной и лесостепную зоны [11].

Стратиграфическая корреляция палеопочв. На территории Крыма красноцветные почвы встречаются преимущественно в плиоценовых отложениях [5–7, 31]. По данным палеофаунистического анализа, в образце из слоя 2, который завершает ЛПС, был найден зуб мыши-малютки Micromys cf. bendae. По предварительным оценкам, находка может датироваться ранним плиоценом (занклий), соответственно возраст позволяет соотнести изученные палеопочвы с плиоценовым периодом, не моложе занклия. По схеме современного подразделения стратиграфической шкалы плиоцена [7, 32], верхняя граница раннего плиоцена проходит по Кызылъярскому горизонту. В соответствие со стратиграфической шкалой, предложенной соавторами [7] ЛПС нижней части разреза Альма–Песчаное может принадлежать к этапам от Иванковского до Ярковского. Наиболее схожими с изученными красноцветными почвами ЛПС по морфологическим описаниям и условиям формирования являются почвы двух этапов: Севастопольский, более древний, и Ярковский, более молодой [7]. В Севастопольском этапе выделяют до 6 красно-коричневых и коричнево-красных почв субтропической лесостепи и переменно-влажных лесов, в Ярковском этапе 3–4 ярко-красные почвы типичных саванн [6, 7, 31]. По морфологическим описаниям М.Ф. Веклича красноцветные почвы, описанные в разрезе Альма–Песчаное, соотносятся с почвами оптимальной стадии развития Севастопольского горизонта (свиты), и с красными почвами оптимальной стадии развития Ярковского горизонта (свиты). Почвы этапов развивались в теплом субтропическом климате, красные и коричнево-красные почвы с хорошо развитыми профилями, с признаками выщелоченности, окарбоначенности и следами фаунистической активности. Почвы двух выделенных свит различаются по химическому составу и формировались в схожих климатических условиях и их морфологическое строение в зависимости от района имеет несколько вариаций. Буровато-палевые палеопочвы PS24-AP…PS28-AP могут относиться к Айдарскому, либо к Оскольскому горизонту. В данных стратиграфических горизонтах выделены буровато-палевые лёссовидные эмбриональные и буроцветные палеопочвы.

Ранее были подробно описаны схожие по строению профилей красноцветные почвы PS6 и PS7 разреза Береговое 2/16 около с. Береговое [59]. Эти палеопочвы авторами были отнесены к Севастопольскому горизонту, однако при сравнении свойств с PS21-AP и PS22-AP, палеопочвы с. Береговое менее преобразованы выветриванием, менее окарбоначены (ППП 950°C от 1 до 11%) и имеют более мощные профили, тенденция распределения значений МВ схожа, однако значения несколько ниже, формирование данных почв шло непрерывно. Содержание песчаной фракции в PS6 и PS7 незначительное.

Предполагаем, что палеопочвы PS21-AP, PS22-AP и P6, P7 разреза Береговое принадлежат к одному палеогеографическому этапу в силу их схожего морфологического строения, но учитывая палеорельеф, геоморфологические условия залегания, расстояние между лёссово-почвенными сериями (около 10 км) и пространственную вариабельность палеопочвы имеют различия в педогенезе. Изученные красноцветные палеопочвы разреза Альма–Песчаное, вероятно, могут относиться к Севастопольскому, а буроцветные к Оскольскому этапам плиоцена. Следует учесть, что в исследованном разрезе Альма–Песчаное палеопочва PS21-AP частично перекрыта песчано-гравийным слоем, не видно палеопочв следующих стадий, что затрудняет корреляцию.

Принимая во внимание данные, полученные авторами [25], палеопочвы, относящиеся к интервалу от Оскольского до Ярковского этапа, представленные в ЛПС разреза Альма–Песчаное, возможно, более древние, чем считалось [6, 7]. Ранее проведенный спорово-пыльцевой анализ из PS21-AP и PS22-AP не показал достоверных результатов, предположительно, из-за древности палеопочв. Для уточнения полученных данных требуются дальнейшие подробные палеопочвенные исследования ЛПС на территории Крымского полуострова с их последующей стратиграфической корреляцией.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Исследования нижней части разреза Альма–Песчаное показали, что во время формирования лёссово-почвенной серии изменение почвенного покрова было вызвано в первую очередь условиями увлажнения. На начальном этапе в ЛПС сформировалась серия палеопочв (PS28-AP…PS24-AP) степного типа почвообразования в условиях засушливого умеренно-теплого климата с периодическим увлажнением. Проявлялась ритмичность почвообразования и осадконакопления. Количество влаги постепенно уменьшалось и отмечался тренд к постепенному похолоданию климата. В дальнейшем климат изменялся от аридного до жаркого субтропического с выраженными длительными засушливыми и влажными периодами. Красно-бурые полигенетичные палеопочвы (PS22-AP…PS21-AP) сформировались в период климатического оптимума. Формирование палеопочв в их начальных стадиях происходило по типу аридных степных почв с последующим проявлением признаков ферсиаллитных почв влажных субтропиков. На конечных стадиях функционирования палеопочвы подвергались иссушению. Позднее почвообразование было прервано экстремальными осадками и привнесением песчано-гравийного материала, источником которого, вероятно, являлись Крымские горы. Изученная лёссово-почвенная серия по данным палеофаунистического анализа и стратиграфической корреляции с палеопочвами района исследования относится к раннему плиоцену (занклий). Красноцветные палеопочвы PS21-AP и PS22-AP могут являться частью Севастопольского этапа, а палеопочвы PS24-AP…PS28-AP принадлежать к Оскольскому этапу плиоцена.

БЛАГОДАРНОСТЬ

Исследование фаунистических остатков выполнено в Геологическом институте РАН.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Исследование выполнено при поддержке гранта РНФ 23-27-00145.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

Об авторах

М. В. Хмелева

Институт географии РАН; ИФХиБПП РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: khmeleva@igras.ru
ORCID iD: 0000-0003-0447-8549
Россия, Старомонетный пер., 29, Москва, 119017; Институтская ул., 2, Пущино, Московская область 142290

П. Г. Панин

Институт географии РАН

Email: khmeleva@igras.ru
Россия, Старомонетный пер., 29, Москва, 119017

П. Д. Фролов

Геологический институт РАН

Email: khmeleva@igras.ru
Россия, Пыжевский пер., 7 стр. 1, Москва, 119017

А. С. Тесаков

Геологический институт РАН

Email: khmeleva@igras.ru
Россия, Пыжевский пер., 7 стр. 1, Москва, 119017

А. В. Бухонов

ФНЦГ им. Ф.Ф. Эрисмана Роспотребнадзора

Email: khmeleva@igras.ru
Россия, Семашко, 2, Мытищи, 141014

Список литературы

Дополнительные файлы