Тонкопылеватая фракция палеопочв и лёссов - память о былых процессах

Почвенный институт им. В.В. Докучаева РАСХН, Москва

Институт географии РАН, Москва

Процессы почвообразования как современные, так и былых эпох, влияют на минералогический состав почв, формируя профиль глинистого материала. Преобразованию илистой (<1 мкм) фракции в палеопочвах и лёс-сах их вмещающих посвящен ряд исследований (Величко и др., 1974; Градусов, Чижикова, 1976; Морозова, Градусов, Чижикова, 1979; Цацкин, Чижикова, 1990; Chizhikova, Gradusov, 1995; Чижикова, Морозова, Панин, 2007; Чижикова, Панин, 2007а, б). Однако в литературе отсутствуют материалы исследований поведения минералов пылеватой размерности в поли-генетических почвенных комплексах ( ППК ) позднего и среднего плейстоцена. В то же время пылеватая фракция так же, как илистая является носителем почвенной памяти. В.О. Таргульян (2005) предлагает выделять следующие слои «отражения» памяти: литогенный, эволюционный, реликтовый, современный.

В данной статье мы попытались рассмотреть информативность компонентов фракции 1–5 мкм с целью подтверждения (поиска) дополнительных диагностических признаков почвенных процессов, происходящих в сложные периоды плейстоцена.

Объектами исследования являются разрезы погребенных лёссовопочвенных серий, заложенные в пределах Москворецкой равнины (междуречье рек Ока и Москва) между 54–56° с.ш. и 36–40° в.д. (рис. 1).

Выделены палеопочвенные комплексы: верхнеплейстоценовый – мезин-ский (MIS-5), среднеплейстоценовые – каменский (MIS-7) и инжавинский (MIS-9) (Величко и др., 2005; Величко, Морозова, Панин, 2007). Каждый из них состоит из палеопочв двух фаз: ранней межледниковой и более поздней интерстадиальной, разделенных в ряде случаев маломощной толщей осадка и горизонтом с признаками криогенеза (рис. 2). Морфологические, микроморфологические строение и минералогический состав лёссово-почвенных серий отображены в публикациях (Velichko et al., 2003; Величко и др., 2004; Панин, 2007а, б; Чижикова, Панин, 2007а, б; Чижикова, Морозова, Панин, 2007).

Рис. 1. Местоположение опорных разрезов лёссово-почвенных серий Ожерелье и Гололобово центра Восточно-Европейской равнины. 1 - местоположение разрезов; 2 - лесные массивы.

Основным методом исследования фракции 1-5 мкм является рентген-дифрактометрический анализ, выполненный на универсальном рентген-дифрактометре XZG-4A фирмы Карл Цейсс Иена (Германия). Режим работы аппаратуры: напряжение на трубке 30 kV, анодный ток 30 mA, скорость вращения гониометра 2° в минуту, излучение медное, фильтрованное никелем. Межплоскостные расстояния рассчитаны с помощью компьютерной программы. Минералы изучены во фракции тонкой пыли (1-5 мкм), выделенных методом седиментации по Н.И. Горбунову (1971) после удаления илистой фракции. В качестве коагулятора для осаждения взвесей использовали раствор 1 и. MgCk Снимались ориентированные препараты. Количественное определение минералов проведено по методу Кука (Cook etaL, 1975).

В работе рассматриваются коэффициенты устойчивости или выветрело-сти минералов, предложенные В.Н. Конищевым, В.В. Роговым (1985), представляющие отношения суммы процентных содержаний устойчивых минералов к неустойчивым. Для зерен минералов легких фракций брались отношения кварца - как устойчивого минерала к неустойчивым полевым шпатам. Эти исследования проводились на фракциях крупнее 50 мкм. Подчеркивалось, что область максимального разнообразия минералов ограничивалась 25-50 мкм. Мы рассчитали коэффициенты устойчивости для фракции 1-5 мкм. Такие расчеты для фракций 1-5, 5-10 мкм сделаны при анализе трансформации минералов в почвах 33-летнего возраста,

A mz

Bt mz

Генетический горизонт

A kam

EBt kam

Bt kam

A inzh

Btf inzh

Рис. 2. Строение лёссово-почвенной серии разр. Ожерелье 1-04, Ожерелье 2-04 и рентген-дифрактограммы фракции 1-5 мкм, выделенных из образцов ППК. Условные обозначения здесь и на рис. 3: а - образец в воздушно-сухом состоянии; б - образец после сольватации этиленгликолем; в - образец после прокаливания при температуре 550° в течение 2 ч. Числа - межплоскостные расстояния в нанометрах. mz - мезинский ППК; kam - каменский ППК; inzh - инжавинский ППК.

сформировавшихся под различными ценозами на покровных суглинках (модельный эксперимент) (Верховец, 2005; Верховец, Чижикова, Влады-ченский, 2006). Рассчитывались коэффициенты К1=Кв:ПШ; К2=Кв:С, где Кв - содержание кварца во фракции, %; ПШ - содержание полевых шпатов во фракции, %; С - содержание слюд во фракции, %.

Рентгенографирование образцов пылеватой размерности позволило установить ряд общих закономерностей, а именно все образцы полимине-ральны и состоят из слюд (биотит, мусковит), кварца, К-полевых шпатов, плагиоклазов, каолинита. Количество фракции размерностью 1-5 мкм, не превышает 10,2%, минимальное ее содержание равно 3,0%.

Профиль минералов фракции 1-5 мкм голоценовой серой тяжелосуглинистой почвы характеризуются следующими показателями: содержание фракции колеблется от 4,4 до 7,3% с минимумом в верхней части горизонта; фракция состоит из слюд (36,7^14,8%), кварца (18,2-28,6%), К-полевых шпатов (13,6-15,6%), плагиоклазов (11,3-13,0%), каолинита в сумме с хлоритом (8,4-11,2%). Фиксируются следующие изменения указанных минералов в пределах профиля: относительное обогащение (~ 10%) верхней части профиля кварцем (табл. 1; рис. 2), при снижении содержания слюд, хлорита, К-полевых шпатов. В пределах профиля меняется соотношение ди- и триоктаэдрических разностей слюд; в средней части профиля большую долю составляют триоктаэдрические слюды (табл. 1). Расчеты коэффициентов устойчивости свидетельствуют о его максимальном значении в верхнем горизонте.

В образце интерстадиальной палеопочвы (крутицкая фаза) мезинского ППК позднего плейстоцена пылеватое вещество состоит из тех же минералов, что и в современной почве, особенно в нижней ее части профиля. Можно отметить снижение количества каолинита и хлорита, увеличение содержания биотитовых структур среди слюд (табл. 1; рис. 2).

В образцах профиля межледниковой палеопочвы (салынская фаза) мезинского ППК позднего плейстоцена резко возрастает количество слюд триоктаэдрического типа, достигающее своего максимума в нижней части профиля (58,6%) (табл. 1; рис. 2, 3), увеличивается в верхней части профиля количество пылеватого кварца (21,2%) на фоне 13-15% в пределах нижележащей толщи. В качестве примеси отмечается хлорит и хлорит-смектит.

Таким образом, характер распределения минералов пылеватой фракции межледниковой палеопочвы (салынская фаза) мезинского ППК схож с таковым современной почвы по двум показателям: наибольшему содержанию тонкопылеватого кварца в верхней части профиля и минимальному количеству слюд в этом же горизонте. Содержание К-полевых шпатов схоже с таковым современной почвы. Толща лёссовидных суглинков, в пределах которых сформировалась палеопочва, отличается от голоценовой

меньшим количествами фракции, а в ней большим содержанием слюд (до 58,6%) триоктаэдрического типа и низкими показателями коэффициентов устойчивости. Последнее свидетельствует о буроземообразовательном процессе, более мягком, чем условия образования серых почв.

Отложения среднего плейстоцена и палеопочвы, развитые на них, отличаются от отложений позднего плейстоцена фактическим отсутствием хлорита и его производных. Однако здесь также доминируют слюда (36,8-56,3%) и кварц (19,5-31,7%). К-полевые шпаты более равномерно распределялись в пределах толщи (7,9—18,2%), количество плагиоклазов не превышает - 12,8%.

Интерстадиальная палеопочва каменского ПИК выделяется самым высокими значениями содержания пылеватого кварца (31,7%), что соответственно повлияло на величину К1=1,7 (наибольшую по сравнению со всеми анализируемыми образцами). В верхнем горизонте наименьшее количество слоистых силикатов - слюд, каолинита, а также плагиоклазов.

Таблица. 1. Минералогический состав фракции 1–5 мкм

co CJ & cd РЦ	Почвенные комплексы	to g ° cd ^ &	Глубина, м	Содержание фракции 1-5 мкм	Слюда	Каолинит	Хлорит	Кварц	К-полевые шпаты	Плагиоклазы	I 001/ I 002	К 1	К 2
	S					Серая лесная почва
	CO	1	0,40	4,4	36,7	8,9	*	28,6	13,6	12,2	2,2	1,0	0,8
О	§c о	2	0,55	7,3	44,8	5,4	3,0	18,2	15,6	13,0	3,2	0,8	0,4
CJ Ji		3	0,85	5,2	44,0	6,2	5,0	19,4	14,1	11,3	2,5	0,9	0,4
CJ				Интерстадиальная палеопочва (крутицкая фаза)
CJ	’Son	4 1	1,30 1	7,0      1	44,6 1	5,0     1	Сл. 1	21,7 1	15,4 1	13,2 1	3,1 1	0,9 1 0,5
О	§ S о			Межледниковая палеопочва (салынская фаза)
	2 cj 5 У эк	5	1,55	3,2	50,3	4,4	Нет	21,2	15,7	8,3	3,4	0,9	0,4
	§ g Й	6	1,70	3,9	55,5	5,1	Сл.	13,0	16,6	9,7	3,3	0,6	0,2
	S i «	7	1,85	3,6	57,0	6,3	Нет	13,5	17,3	5,7	3,3	0,6	0,2
	О к К К	8	1,95	4,2	58,6	6,1	*	15,3	12,3	7,8	3,2	0,5	0,2
	«1?			Интерстадиальная палеопочва (поздняя фаза)
ся	s S 9	9	0,60	3,7	43,5	6,1	Нет	31,7	12,2	6,4	2,3	1,7	0,7
CJ	2 о °	10	1,05	3,5	49,7	7,5	»	24,0	11,4	7,5	2,6	1,2	0,4
CJ	у 5 у			Межледниковая палеопочва (ранняя фаза)
& CJ	2 R В	11	1,95	3,7	52,4	4,5	»	22,1	14,0	6,6	2,9	1,0	0,4
о	" S )S О s	12	2,90	3,5	49,2	4,5	»	19,5	9,9	5,8	3,0	1,2	0,3
	« д	13	3,55	10,1	52,3	5,7	»	21,5	15,0	5,3	2,8	1,1	0,4

CJ Почвенные XO 2 a комплексы ° m Ph               ^> ^ Щ 2   § О g< | И 14 14 57 a м h	Глу- Содержание Слюда Каолинит Хлорит Кварц   К-   Плагио- I 001 / I 002 К 1 К 2 бина, фракции 1-5                             полевые клазы м     мкм                            шпаты Интерстадиальная палеопочва (поздняя фаза) 4,90       6,6       39,2     4,6             25,2    18,2     12,8    2,2 0,8 0,6 Межледниковая палеопочва (ранняя фаза)
О S и g и    15 | эВ К ’к g S        16 1 16 о 2 й 17 я   й и у S  « | §     18 й 19 2 Й s п 20 Ж CJ Й 2 й к о м a cj о 21 21 и и   5   22 К    с   23	5,35       5,3       36,8     11,6       *     30,5    13,9      7,2      1,9 1,0 0,8 Интерстадиальная палеопочва (поздняя фаза) 2,80 |      6,8      | 51,2 |    5,4    | Нет | 21,3 | 12,5 | 9,6 | 2,2 | 0,9 | 0,4 Межледниковая палеопочва (ранняя фаза) 3,10       4,0       52,5     10,1      Сл.    21,0    10,7     5,6     2,8   1,2 0,4 3,55       4,7       49,8     8,9      Нет   24,2    9,7      7,4     1,8   1,4 0,5 3,80       6,4       48,6     8,8       »     21,4    13,5     7,7     2,2   1,0 0,5 Интерстадиальная палеопочва (поздняя фаза) 5,25 |      10,2      | 37,6 |     5,3     1          1 31,3 | 15,0 | 10,9 | 2,7 | 1,2 | 0,8 Межледниковая палеопочва (ранняя фаза) 5,00       5,0       40,7     3,2      Нет   30,1    18,1     7,9     1,8   1,1 0,7 5,80       5,2       56,3      3,8        »     25,4     7,9      6,5     2,3   1,8 0,4 6,35       3,0       52,3     2,4       »     21,8    16,0     7,3     2,6  0,8 0,4 Интерстадиальная палеопочва (поздняя фаза) 1       8,2       1 44,3 1     5,6     1           1 25,9 1 14,1 1 10,1 1          1 1 1 0,5
Среднее значение	Межледниковая палеопочва (ранняя фаза) _________I 4,7 ______I 50,9 J    6,1    1          1 21,5 1 13,6 J 7,1 1         1 11 0,5

* Хлорит-смектитовые образования; Сл. – следы хлорита.

Коэффициент К2 контрастный, свидетельствующий о снижении количества неустойчивых к выветриванию компонентов. Среди слюд возрастает доля мусковитовых структур, что также говорит об увеличении компонентов, устойчивых к выветриванию. Доминирование суровых климатических условий с процессами криогенеза приводило к активизации процессов морозного дробления таких устойчивых компонентов, как кварц, полевые шпаты, что и отразилось на минералогическом составе фракции тонкой пыли.

Рис. 4. Рентген-дифрактограммы фракции 1—5 мкм, выделенной из (а) голоценовой серой лесной тяжелосуглинистой почвы; (б) интерстадиальной почвы (кру-тицкая фаза) мезинского ППК; (в) межледниковой почвы (салынская фаза) мезинского ППК. Числа - межплоскостные расстояния в нанометрах.

Межледниковая палеопочва каменского ППК характеризуется неравномерным распределение фракции 1-5 мкм, количество которой резко (в 3 раза) возрастает к нижней части профиля. Во фракции преобладают слоистые силикаты - слюды, мусковит-биотитового типа (табл. 1; рис. 2, 5). Распределение кварца, К-полевых шпатов и плагиоклазов равномерное, что подтверждает наличие условий формирования, сходных с образованием бурых лесных или луговых палеопочв. Коэффициент устойчивости К1 и К2 схож с таковыми современных почв (табл. 1).

0.334

Рис. 5. Рентген-дифрактограммы фракции 1—5 мкм, выделенной из (а) интерстадиальной почвы каменского ППК; (б) межледниковой почвы каменского ППК; (в) межледниковой почвы инжавинского ППК. Числа - межплоскостные расстояния в нанометрах.

Палеопочвы инжавинского ППК по содержанию минералов отличаются от палеопочв каменского полигенетического почвенного комплекса более высоким количеством кварца. Причем в интерстадиальной палеопочве зафиксировано наибольшие показатели по К-полевым шпатам (18,2%) и плагиоклазам (12,8%).

В образце из межледниковой палеопочвы содержание кварца достигает 30,5%, количество каолинита 11,6% наибольшее из всех рассмотренных образцов. Зафиксированные изменения в содержании минералов обусловлены формированием лесных сообществ суббореального типа, приводящих к активизации выветривания менее устойчивых минералов и остаточном накоплению пылеватого кварца. Согласно Величко, Морозовой (2005) в этот период формируются дифференцированные по элювиальноиллювиальному типу профили почв с поверхностным оглеением.

В разр. Гололобова интерстадиальные палеопочвы разных комплексов различаются по высокому содержанию минералов фракции 1-5 мкм (6,8 и 10,2%) по сравнению с межледниковыми почвами. Палеопочва каменского ППК более слюдистая (51,2%), в то время как инжавинского ППК более кварцевая (31,3%), что делает их схожими с интерстадиальными палеопочвами каменского ППКразр. Ожерелье 2-04.

Фракция тонкой пыли межледниковой палеопочвы так же, как и большинство рассматриваемых палеопочв межледниковья имеет слюдистый состав (48,6-52,5%). Коэффициент К2=0,5, К1>1, распределение пылеватой фракции и ее минералов скорее равномерное. Зафиксировано наибольшее содержание триоктаэдрических структур слюд в верхней части профиля (табл. 1; рис. 5). Фракция тонкой пыли межледниковой палеопочвы инжа-винского ППК несет следы некоторого перераспределения минералов. Верхняя часть профиля выделяется высоким (30,1%) количеством кварца, преобладанием диоктаэдрических разностей среди слюд (табл. 1, Лю1/Лю2⁼1,8); наибольшим содержанием К-полевых шпатов (18,1%). Ниже по профилю зафиксировано увеличение количества слюд биотитового типа, резко снижается количество кварца, К-полевых шпатов. Такое распределение минералов свидетельствует об активном их преобразовании под влиянием элювиально-глеевых или подзолообразовательных процессов. Эти данные подтверждают проведенные ранее исследования по микростроению и минералогическому составу фракции менее 1 мкм (Чижикова, Морозова, Панин, 2007; Чижикова, Панин, 2007а, б; Панин, 2007а, б).

Для большей наглядности полученные материалы обработаны с помощью метода многомерной статистики. Получена многомерная выборка из 2=23 наблюдений по и=6 признакам, где О - количество образцов; п - процентное содержание: 1 - фракции 1-5 мкм, 2 - слюды, 3 - каолинита, 4 - кварца, 5 - К-полевых шпатов, 6 - плагиоклазов.

По первой главной компоненте (%), описывающей 38,5% общей суммарной дисперсии признаков, наибольший вес имеют показатели содержания слюд и кварца. По второй компоненте (Кг), составляющей в сумме с первой 62,9% дисперсии признаков, наибольший вес имеет поведение К-полевых шпатов и плагиоклазов.

В табл. 2 приведены собственные числа (/./) и собственные векторы (l j) корреляционной матрицы минералогических показателей фракции тонкой пыли. На рис. 6 выделяются следующие ареалы, объединяющие палеопочвы по показателям минералогического состава фракции 1-5 мкм. По первой главной компоненте (наибольшие показатели содержания кварца пылеватой размерности) наиболее близкие значения получены между элювиальной частью современной почвы и интерстадиальными палеопочвами. Сюда же попадает верхняя часть профиля инжавинской межледниковой палеопочвы. Резко обособляются минералогические показатели межледниковой палеопочвы мезинского ППК по высокому содержанию слюд биотитового типа, К-полевых шпатов.

Таблица 2. Собственные числа (Я/) и собственные векторы (Г,) корреляционной матрицы содержания тонкопылеватой фракции и основных минеральных фаз в ней

	2,33	1,45
Показатель	%
	38,86	24,08
		v2,
Содержание фракции	0,40	-0,23
Слюда	-0,62	-0,01
В Каолинит	0,15	-0,34
g Кварц	0,49	-0,36
^ К-полевые шпаты	0,19	0,70
Плагиоклаз	0,39	0,46

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые предложено рассматривать минералогию почв пылеватой размерности как диагностический показатель былых стадий формирования лёссово-почвенных комплексов.

Установлено, что содержание пылеватых фракций, их минералогический состав и структура минералов обладают определенной информативностью, отражающей процессы, протекающие в былые эпохи.

Характерна однотипная ассоциация минералов тонкопылеватой размерности, состоящая из глинистых и кластогенных минералов. Среди глинистых минералов преобладают слюды двух типов (биотитового и мускови-тового), в небольших количествах присутствует несовершенный каолинит, периодически встречаются хлорит. Кластогенные минералы представлены кварцем, К-полевым шпатом и плагиоклазами.

Указанные выше минералы являются литогенно унаследованными «литогенная память» - глинистых и кластогенных минералов в зависимости от устойчивости к выветриванию - почвообразованию компонентов «памяти» сменяется «эволюционной памятью». Последняя фиксируется по тем преобразованиям, которые претерпевают минералы, образуя «свой» профиль, в зависимости от условий формирования.

Рис. 6. Минералогические показатели тонкопылеватой фракции, выделенной из современной серой лесной почвы и лёссово-почвенных серий позднего и среднего плейстоцена, в координатах главных компонент. I - серая тяжелосуглинистая почва (1, 2, 3); II - интерстадиальные палеопочвы позднего и среднего плейстоцена (4, 9, 10, 16, 20); III - микулинская межледниковая палеопочва позднего плейстоцена (5, 6, 7, 8); IV - каменская межледниковая палеопочва среднего плейстоцена (И, 12, 13, 17, 18, 19); V - инжавинская межледниковая палеопочва среднего плейстоцена (15, 21, 22, 23). Цифры указанные в скобках - номера образцов (см. табл. 1, 2).

Голоценовая серая тяжелосуглинистая почва характеризуется резким обеднением содержания фракции 1-5 мкм в верхнем горизонте, в котором отмечено минимальное количество слюд биотитового типа, отсутствует хлорит, но наибольшее количество пылеватого кварца. Такие профили минералов пылеватой размерности сформировались под лесной растительностью.

Схожие эволюционные преобразования минералов отмечаются и в позднем плейстоцене салынской фазы мезинского комплекса. Эволюционная память здесь выражается в небольшом количестве слюд в верхней части профиля и наибольшем содержании в ней кварца и плагиоклазов.

Межледниковые палеопочвы каменского комплекса среднего плейстоцена характеризуются более равномерным распределением минералов пылеватой размерности, что и свидетельствует об эволюционной памяти процессов без текстурной дифференциации минералов, а именно луговые процессы формирования бурых лесных почв.

Суровые климатические условия интерстадиальных периодов способствуют процессам физического дробления минералов кластогенного типа, что и было зафиксировано в большинстве случаев наибольшим количеством кварца в пылеватых фракциях.

Установлены четкие различия отложений лёссов и развитых на них почв позднего плейстоцена по наибольшему количеству биотита и хлорита от отложений среднего плейстоцена, в которых полностью отсутствует хлорит, а слюдистая фаза представлена в большей мере диоктаэдрическими фракциями.