224_p2490-01_D1_987

Присутствие в почвенном профиле второго гумусового горизонта также может служить отражением эволюции ландшафтов. Существует несколько предположений, объясняющих его образование.

Согласно одной из распространенных гипотез, наличие его в лесных почвах является следствием деградации былого темноцветного горизонта и формирования дифференцированного по подзолистому типу профиля в результате наступления леса на степь в позднем голоцене [Гаджиев, 1964; Лесные почвы…, 1968; Хисматуллин, 1968; и др.].

Другие авторы [Кузнецов, 1951; Нечаева, 1980; Пономарева, Плотникова, 1980; и др.] считают, что образование второго гумусового горизонта связано с современными процессами – повышенной миграционной способностью черных гуминовых кислот. Темная окраска горизонта обязана высокой красящей способности кислот. Е. Г. Нечаева [1980] полагает, что аргументы, приводимые сторонниками реликтового второго гумусового горизонта (показатели оптической плотности, абсолютный возраст), дискуссионны.

Согласно третьей гипотезе – остаточно-иллювиальной, второй гумусовый горизонт рассматривается как образование сложной структуры [Гаджиев, Дергачева, 1977; Караваева, 1979; Ковалев, Гаджиев, 1982; Дергачева, 1984]. На его реликтовое происхождение накладывается современное иллювиирование органического вещества с самовосстановлением гумусовых молекул. Мигрирующие по профилю фульвокислоты обеспечивают поддержание системы гумусовых веществ остаточного гумусового горизонта.

Один из возможных путей образования второго гумусового горизонта [Бычков, 1973; Кузьмин, 1988; Воробьева, 1990] – делювиальный привнос материала верхних горизонтов высокогумусированных почв, развивавшихся на прилегающих повышенных участках. О перерыве почвообразования в западинах свидетельствует отсутствие или слабая выраженность его глубже погребенных горизонтов. Слоистая текстура подпочвы указывает на проявление криогенной трансформации. Палинологический анализ, выполненный в Институте земной коры СО АН СССР Н. В. Кулагиной, свидетельствует о сходстве спорово-пыльцевого спектра дернового горизонта почвы в западине со спектром современного растительного покрова [Кузьмин, 1988].

В. А. Кузьмин [1986], наблюдая в Приангарье почвы с двумя гумусовыми горизонтами в профиле почв западин, выделил не менее трех типов гумусового профиля: 1) с постепенным снижением его содержания с глубиной; 2) со вторым гумусовым горизонтом, резко обрывающимся с глубиной; 3) со вторым гумусовым горизонтом,

20

постепенно переходящим в породу. Третий тип гумусового профиля характерен для рассмотренных почв.

По мнению В. А. Кузьмина [Кузьмин, Чернегова, 2003], темноцветные горизонты полигенетических почв сформировались в понижениях реликтового криогенного микрорельефа под мезофильной травянистой растительностью. Возраст исследованных высокогумусных почв, как свидетельствуют радиоуглеродные определения, соответствует бореально-атлантическому времени (6–4,5 тыс. л. н.), характеризующемуся значительным потеплением.

1.4.3.Отражение палеогеографических условий в рельефе

Своеобразие палеогеографической обстановки на юге Предбайкалья привело к формированию палеокриогенных ландшафтов в виде бугристо-западинных форм микрорельефа. На Русской равнине исследования по эволюции природной среды, включая почвы, проводились А. А. Величко [1973], А. А. Величко и др. [Палеокриогенез …, 1996] Караваевой, Черкинским, Горячкиным [1986], В. А. Алифановым [1992, 2005], Л. А. Гугалинской [1982, 2005], А. Л. Александровским [2005], А. О. Макеевым [2007].

Согласно их исследованиям образование пятнистого (полигонального) микрорельефа на Русской равнине объясняется реликтовым криогенезом, в результате резкого похолодания климата в конце плейстоцена, приведшее к образованию полигональных структур, разбитых трещинами, заполненными жильным льдом. При потеплении климата многолетняя мерзлота деградировала, а на месте вытаивавшего жильного льда возникли псевдоморфозы, или мерзлотные клинья. Современная полигональная поверхность представляет, следовательно, систему древних псевдоморфоз. Образование структурного типа деформаций (псевдоморфоз по повторно-жильным льдам) указывает на усиление континентальности климата [Величко, 1973; Палеокриогенез…, 1996].

Наблюдается заметное сходство реликтовых форм микрорельефа с полигональным трещинно-блочным рельефом зоны современной многолетней мерзлоты, где глубокое промерзание почвогрунтов (до 3,5 м), обусловленное низкими температурами зимнего периода, в сочетании с маломощным снежным покровом сопровождается морозным трещинообразованием [Достовалов, Кудрявцев, 1967; Рома-

новский, 1977; Wallers, 1978; Johnson, 1990].

Повторно-жильные льды существуют только в зоне многолетней мерзлоты, где трещины, проникая сквозь слои сезонного про-

21

таивания, могут сохраняться круглый год в слое постоянной мерзлоты. При уменьшении сезонных амплитуд температуры и повышении среднегодовых температур рост их прекращается. Прогрессирующее потепление климата ведет к деградации многолетней мерзлоты и к полному исчезновению льдов в породе. На такой территории в условиях широкого развития термокарстовых процессов повторножильные льды в трещинах по мере вытаивания замещаются отложениями, заплывающими сверху. В этом случае образуются так называемые псевдоморфозы по повторно-жильным льдам. Совместное существование полигонально-жильных льдов и грунтовых трещин – обычное явление в зоне современной многолетней мерзлоты на се- веро-востоке Сибири [Данилова, 1963; Каплина, 1973; Романовский,

1977; Pecsi, 1991].

Установлено, что мерзлотное растрескивание грунтов, сопровождающееся их вертикальной деформацией и перемещением масс, является активным фактором рельефообразования. Наиболее распространенной формой мерзлотного рельефа является полигональный микрорельеф, образованный чередованием выпуклых блоковполигонов различных размеров 10, 15, 20 м в поперечнике с превышением 0,5–2 м и межблочных ложбин, соответствующих зонам разрывов грунтовой толщи и внедрением ее материала.

На агроценозах, где поверхность сильно выровнена в результате распашки, полигональный рельеф не всегда заметен, но проявляется через неоднородно пятнистую ячеистую окраску пашни, что хорошо прослеживается визуально и на аэрофотоснимках. При анализе аэрофотоматериалов можно увидеть, что западины приурочены к местам перекрещивания пониженных полос [Паршиков, 1968; Svensson, 1972]. Иными словами, эти понижения являются замками полигональных трещин и сформировались за счет усиленного вытаивания льда. Это явление хорошо известно для зоны современной мерзлоты Европейского Севера, как и последующая стадия эволюции этого рельефа, а именно – постепенное расширение этих западин за счет «съедания» окружающих блоков [Палеокриогенез…,

1996; Svensson, 1963].

Формирование бугристо-западинного микрорельефа в Южном Предбайкалье также явилось следствием широкого развития в прошлом полигонально-жильных льдов, образованных в конце верхнего плейстоцена (сартанское время) при значительной аридизации климата на фоне похолодания. Полное вытаивание льда произошло в голоцене.

По мнению Г. А. Воробьевой [1980, 1990], западины – это псевдоморфозы карманообразной или клиновидной формы. На контакте верхнеплейстоценовых отложений с голоценовыми прослеживается

22

несколько генераций криогенных жил. Самые мощные из них имеют глубину более 5 м. Часто такие образования характеризуются двухъярусным строением: верхняя их часть – исходно грунтовые жилы, нижняя – псевдоморфозы по повторно-жильным льдам. В лесной зоне заполнение пустот при вытаивании льда шло, вероятно, за счет обрушения малогумусированного материала стенок трещин. В степной зоне, где развивались высокогумусные почвы, заполнителем в значительной мере служил гумусированный материал верхних горизонтов.

В. А. Кузьмин [1986, 1988] придерживается мнения о полигенетичности бугристо-западинного микрорельефа при ведущей роли реликтового криогенеза. Основания для такого заключения следующие: неоднородность форм и размеров, распространение в различных условиях рельефа и увлажнения почвогрунтов, наличие или отсутствие грунтовых жил как показателя криогенеза, различный характер гумусового профиля почв и текстуры подстилающей толщи.

Морфологически бугристо-западинный микрорельеф представляет собой чередование бугров и западин округлой и овальной формы. Размеры их различны и определяются во многом мощностью и составом рыхлых отложений. В местоположениях, где рыхлые отложения имеют высокое содержание грубозернистых фракций и повышенную плотность, бугры и западины небольшие. Диаметр бугров составляет около 5–10 м, превышение над западинами достигает от 0,5 до 1,5 м. В местах с мощным чехлом рыхлых отложений диаметр бугров от 15 до 20 м, а высота достигает 2–3 м [Воробьева

1980; Кузьмин, 1986].

Как же происходит дифференциация того или иного участка рельефа на бугры и западины, в чем первопричина этого явления, как происходит обособление бугров и западин, чем объясняется такая совершенная симметрия этих форм и близость их размеров?

По мнению И. И Молодых [1958], весьма совершенная симметрия в расположении бугров и разделяющих западин показывает, что первопричиной такого закономерного их заложения являются отнюдь не просадки лѐссовых пород при увлажнении или суффозионный вынос мелкозема в симметрично расположенные трещины подстилающих пород. Первопричиной явились полигональные мерзлотные трещины в пределах различных участков. За счет полигональных систем трещин происходит как бы первичная «разбивка» рельефа местности на квадраты и образование «ослабленных» зон в грунтах в местах пересечения трещин. Эти пересечения и являются в дальнейшем наиболее ослабленными зонами, благоприятными для инфильтрации поверхностных вод и, следовательно, для всех процессов, которые происходят в лѐссовом грунте в результате увлажнения.

23

Таким образом, начальным в процессе дифференциации рельефа в пределах исследуемого региона является образование четко выраженных полигональных или тетрагональных трещин. При дальнейшем обособлении бугров и западин преобладают процессы выщелачивания и выноса растворов, коллоидов и мелкозема (суффозия).

А. А. Величко с учениками [1973; 1996] считают, что криогенная морфоскульптура в процессе своего развития и перехода в реликтовое состояние на Русской равнине испытывала трансформацию, которую можно подразделить на три стадии (рис. 7).

Рис. 7. Стадии формирования бугристо-западинного рельефа по А. А. Величко [1996].

1 – слой сезонных температурных изменений; 2 – слой многолетней мерзлоты

24

Первая стадия (I) соответствует фазе стабильного слоя сезонной и многолетней мерзлоты, роста жильных льдов, преимущественного формирования полигональных форм перед термокарстовыми.

Вторая стадия (II) соответствует фазе деградации многолетней мерзлоты, прогрессивного увеличения мощности сезонноталого слоя. Идет вытаивание решетки полигональных льдов, включений льда в массе грунта. Получают широкое распространение термокарстовые западины, в том числе – в местах пересечения ледяных жил.

Третья стадия (III) отвечает уже посткриогенной фазе, когда все формы микрорельефа, обязанные происхождением многолетней мерзлоте, оказываются вне сферы ее деятельности, становятся реликтами, существование которых чужеродно современным климатическим условиям данного региона, гидротермическому режиму грунта. Основное направление рельефообразующих процессов этой стадии – нивелировка микрорельефа.

Существует, однако, вариант, который предусматривает рост амплитуд реликтового криогенного рельефа. Это связано с распространением линейной эрозии, которая развивается в основном путем наследования бывших трещин.

1.5.ПОЧВЕННЫЙ ПОКРОВ РЕГИОНА И ЕГО СЛОЖНОСТЬ

ВУСЛОВИЯХ ПАЛЕОКРИОГЕНЕЗА

Согласно почвенно-географического районирования территории бывшего СССР [Карта…, 1983] район исследования находится в суббореальном поясе и относится к Красноярско-Иркутской провинции зоны серых лесных почв, оподзоленных, выщелоченных и типичных черноземов лесостепи центральной лесостепной и степной области (рис. 8).

Согласно почвенно-географическому районированию, проведенному В. А. Кузьминым [1980], исследуемая территория относится к округу Иркутско-Черемховской равнины и южной части Предбайкальской впадины с серыми лесными, дерново-подзолистыми, дерновыми лесными, дерново-карбонатными и черноземными почвами Среднесибирской равнинно-плоскогорной провинции. Для Ир- кутско-Черемховской равнины и южной части Предбайкальской впадины, где почвенный покров изучен лучше, выделены почвенные районы (рис. 9). Это территории, характеризующиеся однотипной структурой почвенного покрова.

25

Рис. 8. Карта почвенно-географического районирования СССР

(для высших учебных заведений) масштаба 1:8 000 000 [Карта…, 1983]: III. Суббореальный пояс, VI. Центральная лесостепная и степная область, Л. Зона серых лесных почв, оподзоленных, выщелоченных и типичных черноземов лесостепи, 31- Красноярско-Иркутская провинция. Врезка к карте представляет орографическую схему Южного Предбайкалья по В. А. Кузьмину (1980)

В подтайге присутствуют типы почв, свойственные как таежным территориям, так и северной лесостепи. На ИркутскоЧеремховской равнине в южной части Предбайкальской впадины поверхности водоразделов занимают дерново-подзолистые, дерновые лесные, серые лесные и дерново-карбонатные почвы [Эффек-

тивность…, 1974; Кузьмин, 1980, 1988].

Черноземы приурочены к древним террасам и пологим склонам в лесостепных и степных районах. Они часто образуют округлопятнистые и древовидные комплексы с лугово-черноземными почвами, занимающими днища сухих ложбин, микрорельефные понижения в местах развития трещинно-полигонального и бугристозападинного рельефа [Надеждин, 1961; Бычков, 1973; Кузьмин, 1980].

26

Рис. 9. Почвенные районы округа Иркутско-Черемховской равнины и южной части Предбайкальской впадины по В. А. Кузьмину [1980].

1а — дерново-подзолистых почв Присаянья; 1б — дерново-подзолистых почв междуречья Ида – Куда; 2 — дерново-подзолистых и дерновых лесных почв междуречья Ангара — Ушаковка — Куяда; 3a — серых лесных почв бассейна верховий рек Оки и Белой; 3б – серых лесных почв бассейнов рек Ангары и Куды; 4а – черноземов речных долин Верхнего Приангарья; 4б — черноземов речных долин Куды, Мурина и Манзурки; 5а — дерново-карбонатных почв Верхнего Приангарья; 56 — дерново-карбонатных почв бассейна рек Манзурки и Анги; х – пункты наблюдений

При проведении почвенно-экологического районирования В. А. Кузьминым [2002], кроме литолого-геоморфологических признаков при выделении округов учитывался состав почвенного покрова, определяемый биоклиматическими факторами. Округа с преобладанием дерново-подзолистых и дерновых лесных почв соответствуют залесенным территориям. Черноземы располагаются на наименее увлажненной территории, где коэффициент увлажнения за летние

27

месяцы меньше 0,8. Промежуточное положение в лесостепной части занимают округа с широким участием серых лесных почв. К карбонатным породам приурочены округа с дерново-карбонатными почвами. Они часто встречаются в сочетании с черноземами.

Дифференциация процессов почвообразования на блоках (буграх) и межблочных понижениях (западинах), приводит к неоднородности почвенного покрова, которая проявляется в виде полихронных регулярно-циклических трещинных комплексов [Фридланд, 1970]. Встречающиеся здесь микрокомбинации почв можно разбить на две группы: комплексы автоморфных и полугидроморфных почв, образующие почвенные ареалы, первые из них приурочены к реликтовым не резко выраженным микроформам рельефа и образуют моно- и местами поликомбинационные почвенные ареалы.

На исследуемой территории подобные ареалы представлены комбинациями светло-серых, серых лесных почв, обыкновенных и выщелоченных маломощных, среднемощных черноземов на буграх и серых, темно-серых лесных почв и черноземов, с погребенными горизонтами, мощность которых достигает 1–1,7 м в западинах [Бычков, 1973].

Впервые эти микрокомплексы для Восточной Сибири описаны И. В. Николаевым [1949], в дальнейшем о них упоминается в работах Б. В. Надеждина [1961], Л. Л. Калеп [1972], В. И. Бычкова [1973]. В. П. Паршиков [1968] изучал эрозию почв на бугристозападинных формах рельефа по аэрофотоснимкам и отнес эти территории к эрозионно-комплексным землям, считая, что комплексность является следствием распашки участков с бугристым рельефом.

В некоторых местах, в особенности на террасах р. Унги, встречаются ареалы комплексов обыкновенных и слабосолонцеватых черноземов с лугово-черноземными почвами [Калеп, 1972]. Под естественной растительностью в долине р. Ии на буграх и в западинах встречаются одни и те же типы почв, например, дерновые лесные или черноземы, но во всех случаях мощность профиля, гумусового горизонта, содержание гумуса, влажность выше в почвах понижений [Воробьева, 1980]. Изучая почвы долин рек Иркута и Ангары, В. А. Кузьмин [1986] выделил комплексы: серой лесной почвы со вторым гумусовым горизонтом в западине и серой лесной почвы на суглинистых отложениях на бугре; серой лесной почвы с остаточным гумусовым горизонтом (в микрозападине) и серой лесной почвы на окарбоначенном суглинке (на микроповышении).

28

При распахивании такие почвы образуют различные комбинации либо в виде комплексов, либо пятнистости деградированных на повышениях и аккумулятивных в западинах [Паршиков, 1968].

В целом наиболее общие различия между почвами бугров и западин состоят в неодинаковой мощности гумусового горизонта и в разном содержании гумуса. Из-за нарушенности почвенного покрова в результате различных причин (дефляция, делювиальный снос) даже в естественных условиях не всегда оказывается возможной однозначная генетическая интерпретация почв.

На территории Южного Предбайкалья бугристо-западинные комплексы и трещинно-полигональные формы приурочены, в основном, к террасам рек, к нижним частям склонов и к днищам долин. Превышение бугров над западинами составляет от 0,5 до 3,0 м, расстояние между центрами западин колеблется в пределах 10–25 м.

Почвообразовательный процесс, развивающийся на каждом из элементов палеокриогенных структур, различается по серии параметров, и, прежде всего, пространственно-временной организации почвенного покрова [Геннадиев, 1990]. Почвы, развитые в этих условиях, разновозрастны и гетерогенны. Судя по небольшой мощности органогенных горизонтов (О+Аd+А+АВ = около 20 см), сходных на буграх и западинах, и спорово-пыльцевому комплексу, отражающему современный растительный покров, можно предполагать молодость верхней толщи почв, возраст которой равен нескольким сотням или первым тысячам лет. В западинах же сформирован дву- и трехчленный профиль, составляющие которого могут сильно различаться по возрасту.

Темноцветный погребенный горизонт западин, возможно, образовался в оптимальную фазу голоцена. В одну из фаз дефляции позднеголоценового времени, связанную с деятельностью человека (кочевническая или пастбищно-земледельческая фазы), произошло, вероятно, развевание поверхности бугра и перенос материала в депрессии. Поэтому наибольшая полнота «записи» смен фаз почвообразовательных процессов отражена в профиле почв западин. Это связано с наличием в них одного, а то и нескольких погребенных гумусовых горизонтов, оставшихся от предшествующих эпох, сформировавшихся в иных биоклиматических условиях, имеющих морфологию, состав гумуса и другие характеристики, отличные от современных (дневных) гумусовых горизонтов [Палеокриогенез…, 1996; Кузьмин, 1986; Воробьева, 1988].

Бугристо-западинный рельеф обусловливает биогеоценотическую пестроту [Бычков, 1973]. В целом наиболее общие различия

29