Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Палеопочвообразование, палеогидрология, осадконакопление и эволюция природы в голоцене 7
1.1. Особенности аллювиального почвообразования 7
1. 2. Хроностратиграфия и палеоэколология голоцена и его место в системе эволюции природы 10
1. 3. Развитие почв в голоцене 14
1. 4. Палеогидрологические реконструкции голоцена и особенности аллювиального осадконакопления 17
1. 5. Почвенные исследования в археологии 20
Глава 2. Объект и методы исследований 24
2.1. Объект исследований 24
2.2. Методы исследований 32
Глава 3. Район исследований и современные экологические условия и почвообразование в долине среднего Енисея 35
Глава 4. Свойства хронорядов аллювиальных дерновых почв и палеоэкологические реконструкции в долине среднего Енисея 43
4. 1. Особенности макроморфологического строения хронорядов аллювиальных дерновых почв 43
4. 2. Особенности микроморфологического строения хронорядов аллювиальных дерновых почв 49
4. 3. Гранулометрический состав и микроморфологические свойства скелета аллювиальных почвенных хронорядов: почвообразование и осадконакопление 56
4. 4. Физико-химические, химические свойства и магнитная восприимчивость аллювиальных почвенных хронорядов 82
4. 5. Палеэкологические условия развития аллювиальных почвенных хронорядов в долине Среднего Енисея 113
Глава 5. Голоцен в долине среднего енисея: палеопочвенный, палеогидрологический и палеоэкологический аспекты 123
Выводы 136
Заключение 138
Литература 140
- Хроностратиграфия и палеоэколология голоцена и его место в системе эволюции природы
- Палеогидрологические реконструкции голоцена и особенности аллювиального осадконакопления
- Район исследований и современные экологические условия и почвообразование в долине среднего Енисея
- Особенности микроморфологического строения хронорядов аллювиальных дерновых почв
Введение к работе
Исследование изменений окружающей среды в течение голоцена представляет значительный интерес, поскольку является источником информации об истории и закономерностях формирования современных экосистем и предсказания их функционирования в будущем. В настоящее время значительные усилия мирового и российского научных сообществ направлены на реконструкции окружающей среды прошлого. Тем не менее, внутриконтинентальные районы Евразии остаются слабоизученными в отношении анализа палеоэкологических условий. Материалы комплексных палеопочвенных, палеоэкологических и палеогидрологических исследований, представленные в работе, характеризуют эволюцию ландшафтов долины Среднего Енисея в голоцене на основе изучения вертикальных хронорядов аллювиальных дерновых почв.
Цель работы: изучить формирование голоценовых аллювиальных почвенных хронорядов и провести палеоэкологические реконструкции в долине Среднего Енисея.
Задачи исследования. 1. Установить особенности аллювиального дернового почвообразования в голоцене в долине Среднего Енисея. 2. Реконструировать палеоэкологические условия различных периодов голоцена. 3. Восстановить особенности палеоклиматических изменений и палеогидрологического режима Среднего Енисея.
Научная новизна.
Установлено, что формирование аллювиальных почвенных хронорядов в долине Среднего Енисея началось в бореальный климатический оптимум. Под влиянием циклических колебаний климата и палеогидрологического режима рек в голоцене было сформировано до 10 ископаемых элементарных почвенных профилей аллювиальных дерновых почв. Выявлены основные особенности аллювиального дернового почвообразования. Впервые в Сибири в ископаемых голоценовых почвах определена голоценовая динамика распределения содержания тяжелых металлов, изменения показателей группового состава гумуса и значений низкочастотной и частотно-зависимой магнитной восприимчивости.
Реконструировано изменение климата и растительности на региональном и локальном уровнях в бассейне Среднего Енисея в голоцене. Снижение значений отношения Сгк:Сфк, показателя частотно-зависимой магнитной восприимчивости, а также динамика изменения растительного покрова свидетельствуют о постепенном колебательном похолодании и увеличении увлажнения от бореального к субатлантическому периоду.
Установлено проявление общеголоценового палеогидрологического цикла, состоящего из внутриголоценовых фаз. Разработан метод выявления гидрологических циклов на основе исследования микроморфологических признаков кварцевых зерен, степени сортированности отложений и их минералогического состава.
Защищаемые положения.
Голоценовые палеоэкологические условия в центральной части Приенисейской Сибири изменялись колебательно с общим трендом к похолоданию и увеличению увлажнения от бореального оптимума к субатлантическому периоду.
Динамика голоценового осадко накопления и аллювиального почвообразования в долине Среднего Енисея определялась общего л оценовым палеогидролого-седиментологическим циклом, состоявшим из ранне-, средне- и позднеголоценовых фаз.
Практическое значение работы.
Почвы речных долин, как правило, активно используются в сельском хозяйстве. (j Поэтому новые данные об их эволюции почвообразования важны для разработки рекомендаций по нерациональному хозяйственному использованию в исторической перспективе в условиях меняющегося климата. Реконструированные климатические изменения и палеогидрологический режим являются основой для прогнозирования природных процессов. Они позволяют определять основные тренды будущих климатических изменений и прогнозировать ответную реакцию экосистем на возможные глобальные изменения. Енисей, наряду с прочими функциями, является еще и важным источником энергии. Поэтому для научно-обоснованного планирования хозяйственного развития территории необходимы кратко- и долгосрочные прогнозы водности и режима стока Енисея, которые возможны только на основе реконструкции палеогидрологических циклов. Результаты исследований использованы при реконструкции палеоэкологических условий существования древних людей в долине Среднего Енисея.
Апробация работы. Материалы, представленные в диссертации, докладывались на ряде региональных, российских и международных конференций и конгрессов: Региональной археологической студенческой конференции (PACK XXX) «Палеоэтнология Сибири», Иркутск, 1990; Региональной археологической студенческой конференции (PACK XXXI) «Проблемы археологии и этнографии Сибири и Дальнего Востока», Красноярск, 1991; Региональной археологической и этнографической конференции (РАЭСК XXXIV) «Археология и этнография Сибири и Дальнего Востока», Барнаул 1994; International INQUA Congress (Symposium of the Palaeopedology Commission), Berlin, Germany, 1995. Международной студенческой научной конференции «Студент и научно-технический прогресс» (МНСК XXXIII), Новосибирск, 1995; Конференции «Фундаментальные и прикладные проблемы охраны окружающей среды», Томск, 1995; Всероссийских студенческих конференциях «Экология и проблемы защиты окружающей среды», Красноярск, 1995 и 1996; Second International GLOCOPH Conference «Palaeohydrology and Modeling of Environmental Change», Toledo, Spain, 1996; Региональной археологической конференции (PACK XXXVI) «Археология, палеоэкология и этнография Сибири и Дальнего Востока», Иркутск, 1996; International Working Meeting on Palaeopedology, Rauischholzhauzen, Germany, 1997; Региональной научной конференции молодых ученых , посвященной 150-летию со дня рождения В.В.Докучаева «Функционирование и охрана почвенного покрова», Красноярск, 1997; Конференции молодых ученых «Почвенные ресурсы, рационализация землепользования и экологическая оптимизация агроландшафтов в Приенисейской Сибири», Красноярск, 1997; 1st PAGES Open Science Meeting, London, UK, 1998; Third International GLOCOPH Conference, Kumagaya, Japan, 1998; International FLAG Conference, Cheltenham, UK, 1998; Региональной археологической и этнографической научной конференции (РАЭСК XXXVIII) «Система жизнеобеспечения традиционных сообществ в древности и современности», Барнаул, 1998; The XVth International INQUA Congress, Durban, South Africa, 1999; IVth International GLOCOPH Conference «Hydrological Consequences of Global Climate Changes: Geologic and Historic Analogues of Future Conditions», Moscow, 2000. Кроме того, результаты исследований представлены во время научно-исследовательских семинаров в University of Cheltenham, UK; University of Cologne, Germany и University of Bristol, UK, а также в Почвенном институте им. В.В. Докучаева, Москва. Публикации: автором лично и в соавторстве опубликовано 26 работ.
Объем и структура диссертации. Диссертация содержит 166 страниц машинописного текста и состоит из введения, 5 глав, в двух из них выделены разделы, выводов, заключения и списка литературы. Последний включает 336 наименований, в том числе 126 иностранной. Диссертация иллюстрирована 36 рисунками, 24 таблицами и 3 приложениями.
Благодарности. Автор приносит глубочайшую признательность родителям за постоянную и всестороннюю поддержку его работы. Особую признательность автор выражает к.и.н. П.В.Мандрыка, к.и.н. Н.П.Макарову, к.г.-м.н. Г.Ю.Ямских, к.г.н. А.А.Гольевой, к.г.-м.н. Л.А.Орловой и д.с.-х.н. Н.Г.Рудому за помощь в организации полевых работ и проведении лабораторных исследований.
Финансовая поддержка в сборе материалов и написании диссертации была предоставлена: Фондом Президента Российской Федерации для обучения за рубежом; Российским фондом фундаментальных исследований (грант РФФИ-КФН №99-05-96000); Институтом «Открытое общество» (Соросовская аспирантская стипендия); Фондом Президента Российской Федерации (Президентская аспирантская стипендия); Красноярским краевым научным фондом (стипендия для молодых ученых); Robert Havemann Foundation, Germany.
Хроностратиграфия и палеоэколология голоцена и его место в системе эволюции природы
Голоцен - межледниковый период, охватывающий последние 10 000 лет, является
частью мегацикла, длившегося от карбона до наших дней (Величко, 1987). Позднеплейстоценовый этап начался около 132 000 л.н. (Bowen et al. 1986). Это время соответствует началу кислородно-изотопной стадии 5 (Shackleton, Opdyke, 1973). Выделяется два ледниковых периода, разделенных интерстадиалом (кислородно-изотопная стадия 3). По окончании интерстадиала (Среднего Вейшелиана в Европе, каргинского интерстадиала - в Сибири) началось позднеледниковье (поздний вейшелиан, сартанский гляциал), являющееся аналогом кислородно-изотопной стадии 2 (Зыкина и др., 1981; Зубаков, Борзенкова, 1983; Bowen et al., 1986). Активные климатические изменения, соответствующие периоду древнейшего дриаса (the Oldest Dryas), начались около 14 000 лет назад. Однако стабильные изменения, указывающие на смену субарктических условий на умеренные произошли только 10 200 л.н. В Сибири возраст раннего отрезка сартанского оледенения определяется в 20 900±300 С л.н., а окончание его главной фазы датируется около 13 000 14С л.н. В пределах послеледниковья выделяются два небольших интерстадиала: кокоревское (13 000 - 12 000 14С л.н.) и таймырское (ок. И 700 - 11 500 14С л.н.) (Архипов, 1971; Кинд, 1974). Итак, колебательные изменения в последнеледниковье привели к голоценовому межледниковые (Birks, 1986; Nesje, Dahl, 1993). Необходимо отметить, что понятия «плейстоцен» и «голоцен» неравнозначны, т.к. плейстоцен объединяет несколько циклов, а голоцен является межледниковьем одного из макроциклов (Величко, 1989; Zagwijn, 1992).
Из-за неоднократных колебаний и климата, и экологической обстановки в позднеледниковье дата такого перехода до сих пор остается дискуссионным вопросом. Ее датируют 13 000 л.н. (Нейштадт, 1957; Серебряный, Раукас, 1966), 10 300 л.н. (Хотинский, 1977; Орлова, 1990). Н.В.Кинд (1974) установлено, что последняя фаза похолодания климата в Сибири датируется 11 000 - 10 300 л.н. В настоящее время границу между ледниковой и послеледниковой эпохами датируют в 10 000 лет (Четвертичная ..., 1984).
Принципиальная периодизация голоцена основана на результатах палинологических исследований (Birks, 1986). В последнем межледниковье был выделен древний, ранний, средний, и поздний голоцен (Нейштадт, 1957). Н.А.Хотинский (1977) относит древний голоцен по Нейштадту к позднеледниковью, и считает, что в Европе голоцен (его пребореальный период) начался около 10300 л.н., когда холодно-степная растительность уступила место древесной. Потепление сменилось раннеголоценовым похолоданием и восстановлением на обширных территориях перигляциальной растительности. В бореальном периоде (9500 - 8000 л.н.) господствовал прохладный и сухой климат, в атлантическом (8000 - 4500 л.н.) -произошло значительное потепление и увеличение увлажненности климата. Последовавший суббореальный период (4500 - 2500 л.н.) ознаменован понижением температуры и, сначала, уменьшением, а затем - увеличением увлажненности. В субатлантическом периоде (2500 - О л.н.) было отмечено несколько колебаний влагообеспеченности. Зафиксировано резкое похолодание (малый ледниковый период) в средневековье. Указывается, что граница леса и степи во второй половине голоцена была стабильна (Хотинский, 1986).
Периодизация голоцена Сибири характеризуется некоторыми особенностями (табл.1.2.1). По данным Н.В. Кинд, (1974) голоцен начался «1-ым потеплением» 10300 л.н. Последовавшее Питско-Игаркинское похолодание сменилось 2-м потеплением (9300-8300 л.н.). Затем имело место Новосанчуговское похолодание, за которым последовал климатический оптимум (7900-4500 л.н.). Позже наступило позднеголоценовое похолодание, а в течение последних 3000 господствует период переменного климата. Исследования Н.А. Хотинского (1977) позволили представить единую периодизацию голоцена Северного полушария. Введены общие названия периодов для различных регионов, хотя отмечаются региональные особенности протекания природного процесса. В частности, отмечается, что в Сибири достоверно имели место только бореальное и атлантическое потепления климата, а суббореальное -характерно только для Русской равнины (Хотинский, 1982). Более поздние исследования В.Л.Кошкаровой (1986) подтвердили наличие двух подпериодов в пределах атлантического. В основу генерализованной схемы, использованной в работе (табл. 1.2.1), положена периодизация Н.А.Хотинского, модификация состоит в разбиении атлантического и пребореального периодов на два подпериода (Кинд, 1974; Кошкарова, 1986).
Н.В.Кинд (1974) предлагает выделять на территории Сибири два больших отрезка голоцена - ранний (до 4 500 л.н.) и поздний (после 4 500 л.н.). В раннем голоцене повышалась температура воздуха и увеличивалась влажность климата. В позднем голоцене тренд изменений был обратным.
На севере Красноярского края (п-ов Таймыр) пребореальное потепление климата ознаменовано появлением кустарников. В бореальном периоде отмечено продвижение на север по долинам рек древесной растительности, что определило появление лиственницы в р-не оз.Таймыр, ели, кедрового стланика, древовидной березы - на левобережье р.Хатанга. В атлантическом периоде видовой состав растительности остался прежним, но отмечено повышение содержания в СПС пыльцы ольховника и лиственницы. Суббореальное похолодание обусловило исчезновение древесной растительности на левобережье р.Хатанга (Никольская и др., 1989).
На территории современной подзоны северной тайги не зафиксировано бореального оптимума. Максимальное повышение температуры в атлантическом периоде определило увеличение присутствия ели и широколиственных в бассейне Средней Оби (Левина, 1980).
По данным В.Л.Кошкаровой (1981), в конце бореального периода (8000 -8300 л.н.) на юге Приенисейской Сибири господствовала березовая лесостепь с примесью лиственницы, что указывает на существование бореального климатического оптимума. В первую половину атлантической эпохи (8000-6000 л.н.) преобладала кедрово-елово-лиственничная тайга с березовой подтайгой. Во вторую половину оптимума голоцена (6 000 - 4 500 л.н.) отмечено развитие березово-елово-лиственничных лесов. В течение последовавшего похолодания развились елово-кедровые леса. Автор особо отмечает наличие в Сибири двух значительных потеплений (в конце бореального и атлантического периодов).
Кроме того, по результатам исследования торфяника в южной части Енисейского кряжа построена спорово-пыльцевая диаграмма (Савина и др., 1988). Установлено, что климат в атлантический период был теплее и суше современного. Были распространены лесостепи, в которых преобладала береза и лиственница. К концу периода роль степных сообществ уменьшилась, наступление леса завершилось в основном в первой половине суббореального периода. Климатические условия субатлантического и суббореального периодов были близки к современным, среди древесных преобладала сосна.
По результатам изучения торфяников Минусинской котловины и подтайги Причулымья проведены детальные палеоклиматические реконструкции палеоклиматов позднего голоцена (Ямских Г.Ю., 1995). Установлено три главных фазы похолодания: 6200-5300, 3350-3000, 700-600 л.н. Фазы повышенного увлажнения, датируемые 5700-5300, 4200-3900, 3200-3100, 1700-1450, 1200-900, 450-200 л.н., соответствовали, как правило, похолоданиям климата.
Палеогидрологические реконструкции голоцена и особенности аллювиального осадконакопления
Голоценовая палеогидрология изучена относительно детальна в международном плане (Knox, 1983). Климатические изменения при переходе от позднеледниковья к голоцену обусловили смену фуркирующей русловой морфологии на меандрирующую на большинстве рек умеренного пояса в ответ на уменьшение поступления в них взвешенного материала (Knox 1995). Переход от позднеледниковья к голоцену обусловил палеогидрологическую флуктуацию первого уровня, внутриголоценовые климатические изменения определили палеогидрологические колебания второго порядка. По данным исследования европейских рек наиболее хорошо выражены изменения голоценового гидрологического режима для рек, большая часть долин которых располагается в горных районах, что обусловлено колебанием границ лесного пояса, а также изменением размеров горных ледников. Режим же равнинных рек относительно независим от климатических колебаний голоцена (Starkel, 1992).
Вместе с тем, отмечается, что глобальные палеогидрологические корреляции весьма проблематичны из-за региональных особенностей отступления ледников, деградации вечной мерзлоты, особенностей климата и чередования периодов экспансии и элиминации лесов (Starkel, 1991). Тем не менее, периоды около 8500-8000 и 5000-4500 л.н. характеризуются перерывами в мировом масштабе. Кроме того, несколько периодов интенсивной флювиальной активности установлено для европейских рек: 8500-7700, 6500-6000, 5000-4500, около 2800, 2200-1800 и около 400-100 л.н. Также несколько периодов повышенной активности зафиксированы для рек Северной Америки: 8000, 6000, 4500, 3000, 2000-1800 и 800 л.н. (Knox, 1983). В более поздних работах автор выделил несколько крупных периодов в пределах голоцена, с различным палеогидрологическим режимом: 9000-6500 л.н. характеризуется отсутствием значительных половодий; 6500-5000 л.н. - период высоких половодий; 5000-3000 л.н. -уменьшение мощности половодий; 3000-1200 л.н. - период высоких половодий; и 1200-800 - имели место крупные половодья. Позже отмечается увеличение количества и интенсивности половодий, а также количества взвешенных осадков в ответ на развитие евро-американского сельского хозяйства (Knox, 1999).
Широко обсуждается проблема антропогенного влияния на изменения палеогидрологического режима. Результаты исследования различных рек Европы и Северной Америки показали, что вследствие антропогенного сведения леса и/или земледельческой деятельности происходит увеличение высоты половодий, укрупнение гранулометрического состава отложений, а также увеличение интенсивности осадконакопления (Brown, 1987; Herget, 1998; Brown&Quine, 1999; Walling&He, 1999; Merrett&Macklin, 1999). При этом, актуальной остается проблема отделения естественных и антропогенных факторов изменения палеогидрологического режима (Starkel, 1992). Хотя подчеркивается, что роль человека еще не настолько велика, чтобы его деятельность самостоятельно могла определить изменения палеогидрологического режима. Как правило, антропогенное влияние лишь усиливает проявление природных процессов, обусловленных естественными причинами (Kalicki, 1996).
Еще одним направлением палеогидрологических исследований является исследование циклов колебания режима рек за исторический период и период инструментальных наблюдений. Подобные исследования позволили выявить коротко-периодичные циклы как в глобальном, так и региональном масштабах (Афанасьев, 1967; Кузин, 1970; Kale et aL, 1996; Rumsby&Macklm, 1996; Hooke, 1996; Brown, 1998; Starkel, 1998)
Для рек, функционирующих в условиях внутриконтинентального климата, на примере Енисея установлено существование полициклического гидрологического режима. Благодаря формированию подпруд происходили значительные подъемы уровней рек вплоть до формирования обширных подпрудных бассейнов, в результате чего происходила одновременная аллювиальная аккумуляция на поверхности разновысотных террас (Ямских 1993; Yamskikh, 1996). Для Верхнего и Среднего Енисея на участке от Тоджинской до Минусинской котловин установлено в голоцене проявление двух типов периодов половодной активности - периоды (1) с низкими половодьями (2-6 м) и (2) высокими - 8-12 м (до 25м). Выравненный сезонный сток рек был характерен для начала пребореального периода от 10.45 и продолжался до 9.9, и даже до 8.7 тыс.л.н. с тенденцией к снижению уровней. Затем фазы низких половодных уровней проявились в последние 500-600 лет бореального периода (датированные от 8590 до 8000 лет т.н.), обусловившие, одновременно с влиянием климатического фактора, стабилизацию долинного рельефа и активное почвообразование. Следующие значимые фазы выравнивания сезонного стока были в середине и конце атлантического периода. Высокие половодья, периодически сопровождавшиеся образованием подпрудных бассейнов, имели место в интервалах между фазами выравненного стока (10.2-8.7) и особенно - между 9480 - 9160 и 8790 - 8590 лет т.н., а также в интервале 8-7 (8.2 - 7.5) тыс л.т.н. Начало суббореального периода вторая его половина озаменованы проявлением трех фаз высоких половодий. Для субатлантического периода выявлена большая частота смены характерных уровней рек. Высокие уровни с активизацией эрозионно-аккумулятивной деятельности рек проявлялись в начале субатлантического периода - 2.4-2.2 (2.5-2.0) тыс. л.т.н., затем - в интервалах 1.7 (1.8) - 1.5 тыс. л.т.н., в эпоху малого ледникового периода. Фазы выравнивания стока рек отмечены в интервалах 4.1 - 3.0, затем до и после фазы высоких уровней начала субатлантического периода. Около 0.4-0.5 тыс. л.н. прявилось выравникание стока со стабилизацией долинного рельефа и почвообразованием на низких геоморфологических уровнях. Последние 300-400 лет характеризуются переменным водным режимом рек как с выравненным режимом, так и периодическими высокими половодьями с активизацией эрозии и подпрудными явлениями. (Yamskikh 1998; Yamskikh et al. 1999).
В результате исследования ключевого разреза Верхнего Енисея Мерзлый Яр установлено постепенное увеличение длительности циклов от раннего к позднему голоцену: от 500 до 1500-2000 лет, соответственно (Yamskikh&Yamskikh in press).
Сравнительные исследования голоценового палеогидрологического режима р.Енисей в пределах Тоджинской, Тувинской, Минусинской котловин и горных хребтов Западного Саяна с реконструкциями в Красноярской котловине показали значительные отличия в функционировании р.Енисей на этих двух участках, по-видимому, из-за регулирующей роли геоморфологического подпора, который приурочен к Западному Саяну, который пересекается Енисеем перед тем как выйти на территорию Красноярской котловины (Ямских, Ямских, 2000).
Район исследований и современные экологические условия и почвообразование в долине среднего Енисея
Исследования проводились в долине Среднего Енисея в 200 - 220-и километрах севернее г.Красноярска (рис. 3.1). Район располагается в центральной части Красноярского края в Болыпемуртинском административном районе.
В геолого-геоморфологическом отношении территория исследований находится на границе Западно-Сибирской и Сибирской плит, на которых располагаются, соответственно, Западно-Сибирская равнина, испытывающая в настоящее время слабые отрицательные тектонические движения, и Среднесибирское плоскогорье, характеризующееся положительными движениями преимущественно средней интенсивности (Средняя ..., 1964). Енисей протекает по разлому между ними (рис. 3.2). Отсутствие различия в рельефе право- и левобережья объясняется вовлеченностью структур Западно-Сибирской равнины в поднятие Енисейского кряжа. Абсолютная высота меженного уровня р.Енисей - 93 м, а придолинной части водоразделов- 200-250 м (Брицына, 1962). В ходе исследований выделены следующие геоморфологические уровни (рис. 3.3): низкая и средняя пойма, сложенные галечниками и современными песчаными и супесчаными отложениями; 7-9-ти метровая терраса, в основании которой располагается русловый галечник, пойменная фация представлена нижней толщей аллювиальных песчаных и супесчаных отложений, иногда со среднесуглинистыми прослоями и верхней - супесчаной и легкосуглинистой, интенсивно переработанной почвообразовательными процессами (здесь зафиксированы многослойные археологические стоянки голоценового возраста) (Ямских, 1995; Yamskikh, 1998); 10-11 метровая терраса, сложенная лессовидными суглинками и карбонатизированными песками позднеплейстоценового (найдены верхнепалеолитические орудия труда) возраста; а также несколько уровней галечниковых покровов на относительной высоте 30-40 и 60-80 метров, которые, по-видимому, коррелируют с песчано-галечниковыми отложениями среднеплейстоценового и более раннего возраста (Фениксова, 1977).
Долина р.Енисей в районе исследований относится к Предивинскому геоморфологическому району, который характеризуется узкой долиной, эрозионным строением и небольшой шириной террас (Фениксова, 1977). Енисей относится к рекам с устойчивым руслом (Лодина, 1998). Район исследований находится в зоне действия подпора сужения долины р.Енисей (Казачинского порога), находящегося в 15-ти км ниже по течению, что способствовало формированию временных подпорных бассейнов во время половодий и паводков. Следовательно, в связи с наличием «фиксированной геоморфологической ловушки» здесь время от времени происходило формирование «заторного водоема» - участка одновременного осадконакопления и размыва (Коржуев, 1997). Установлено существование целой серии таких водоемов на Верхнем и Среднем Енисее в позднем плейстоцене и голоцене (Ямских, 1993; Yamskikh, 1996; Yamskikh 1998; Ямских, Ямских, 2000).
В долине р.Енисей на изученных участках почвообразующие породы представлены аллювиальными песчаными и супесчаными, а также глинистыми отложениями, лессовидными суглинками и карбонатизированными песками. На водораздельных пространствах почвообразование протекает на продуктах разрушения аргиллитов, алевролитов, песчаников и мергелей в основном суглинистого состава (Горбачев, Попова, 1992). По петрографо-минералогическому составу почвообразующих пород территория занята плащеобразными покровными отложениями проблематичного генезиса, не связанными с подстилающей породой и имеющими пестрый петрохимический состав (Ананко и др., 1998).
Внутриконтинентальное положение территории, удаленность ее от отепляющего влияния атлантических воздушных масс и воздействие в зимнее время Центрально-Азиатского максимума определяет значительную континентальность климата (Галахов, 1962). Среднегодовая температура воздуха -1.7С, средняя температура января -20.8 С, июля -+17.8 С. Средняя продолжительность периода с температурами выше 10 С - 107 дней, их сумма 1400-1600 С. Отмечается небольшое отепляющее действие больших рек в долинах и прилегающих к ним территориях (Маккавеев, 1955).
Из воздушных течений летом наибольшее значение имеют массы воздуха атлантического происхождения, которые приносят повышенную влажность, облачность, осадки. В тылу циклонов на подтайгу надвигается арктический воздух со стороны Карского моря, который несет малую влажность, резкое понижение температуры и повышенное атмосферное давление. Зимой климатические условия южно-таежной подзоны определяют арктические массы воздуха. Наибольшая скорость ветра наблюдается в переходный - осенний и весенний периоды, а наименьшая - летом. Июльские температуры составляют от 17,2 до 18,2 С. Зимние температуры здесь такие же, как в лесостепной полосе Западной Сибири и на северо-востоке европейской части России. Средняя температура января в с.Казачинское - 20,6 С. Южно\-таежная подзона получает в среднем 413 мм осадков в год. Из них около 75 % приходится на теплые месяцы. Наибольшее количество выпадает в июле-августе, наименьшее - в феврале-марте. Среднегодовое количество атмосферных осадков вблизи участка исследований (с.Казачинское) составляет 365 мм. (Агроклиматический ..., 1961), большая часть которых выпадает в летние месяцы.
Средняя продолжительность периода со снежным покровом колеблется от 160 до 190 дней. Наибольшая высота снежного покрова в конце февраля - начале марта составляет 50-70 см. После перехода температуры воздуха от отрицательных значений к положительным начинается интенсивное таяние снежного покрова. В начале мая он сходит полностью. Вскоре начинается вскрытие рек. Идет быстрое прогревание почвы и приземных слоев воздуха. Это приводит к быстрому таянию снегов и интенсивному половодью.
Енисей относится к Восточно-Сибирскому типу рек. Для него характерно высокое весеннее половодье, ежегодно повторяющиеся летне-осенние паводки и очень небольшой сток зимой. Питание р.Енисей на этом участке преимущественно (50-80%) снеговое, преобладает (до 50 %) весенний сток. Наибольший объем месячного стока, наблюдаемый в июне, составляет 25-30 % годового. Во второй половине теплого времени года величина месячного стока изменяется от 3 до 12 % годового объема (Соломенцев..., 1976; Львович, 1971).
По температурному режиму почвы относятся к умеренно-континентальным (годовая амплитуда температуры на глубине 0,2 см - 20-24 С) с холодным годовым термическим режимом (среднегодовая температура на глубине 0,2 см 0-+4 С). Почвы территории имеют поверхностно-короткозастойно-промывной режим с преобладающим вертикальным стоком (Ананко и др. 1998).
Особенности микроморфологического строения хронорядов аллювиальных дерновых почв
В аллювиальных почвах отмечаются микроморфологические признаки следующих процессов: поемно-аллювиального, аллювиального, гумусонакопления, биогенно- аккумулятивные, гидрогенно-акумулятивные (ожелезнение, оруднение, окарбоначивание, сегрегации органо-железистой плазмы, иллювиирования, лессиважа и оглеения (Добровольский и др., 1981; Балабко, 1991). Поемно-аллювиальный процесс в микростроении проявляется в четкой сортированности и микрослоистости минерального скелета почвы, горизонтальном расположении удлиненных органических и минеральных частиц. В аллювиальных луговых почвах, развивающихся в прирусловой пойме, на ранних стадиях почвообразования характерно присутствие большого количества растительных остатков, превращающихся с скопления темных точек. Для лугово-черноземной выщелоченной почвы центральной поймы характерен муллевый гумус, представленный большим количеством изотропных черных сгустков. Погребенные луговые почвы в долине р. Сейм (Курская область) характеризуются плотным микросложением, наличием немногочисленных пор, трещин, а также присутствием агрегатов первого и второго порядков (Чижикова, Ярилова, 1974). В целом, для развитых аллювиальных дерновых почв отмечается хорошая биогенная и гидрогенная микрооструктуренность (Балабко, 1991). Для аллювиальных дерновых почв характерен глинистый и пылевато-глинистый состав перемещаемого материала, иногда с примесью железа (Ромашкевич, Герасимова, 1982). Аллювиальные дерновые почвы разделяются на две большие группы: (1) дерновые слоистые, развивающиеся в прирусловой части поймы и (2) дерновые зернистые, развивающиеся в условиях центральной поймы. Последние обладают хорошей оструктуренностью, рыхлым микроагрегированным сложением, более темным цветом, незначительным содержанием гумусово-железистых стяжений (Балабко, 1991). Наибольшее содержание железо-марганцевых конкреций в пойменных почвах зафиксировано в гумусово-аккумулятивном горизонте, зоне гидрогенной аккумуляции и почвенного испарения. Максимальное содержание конкреций приурочено к границе смены гранулометрического состава почвообразующей породы и к верхней границе пульсации грунтовых вод.
В дерновых почвах преобладают хлопьевидные сгустки, в переходных горизонтах - железомарганцевые пленки (Шоба, Балабко, 1983). В аллювиальной почве в степной зоне, вышедшей из-под затопления, почвообразование проявляется в формировании вторичных агрегатов первого и второго порядков, при этом, в их центре располагается сгусток органического вещества, он же составляет основу агрегата. Сами агрегаты похожи на гумоны (Губин, 1983). Значительную роль в формировании микростроения занимают мерзлотные деформации (Конищев и др., 19875; Van Viet-Lanoe, 1985). При солифлюкции формируется плитчатая структура, скрепленная плазмой (Bertran, 1993). При потоке частиц (debris flow) формируется везикулярная пористость, что особенно характерно для почв с повышенным увлажнением (Van Viet-Lanoe et al., 1984). В супесчаных почвах отмечается хорошая параллельная ориентация А-осей песчаных зерен. Пленки на зернах не типичны. Признаком почвенных сдвигов (earth slides) является плотная упаковка среднеокатанных и округлых агрегатов. Некоторые участки могут быть слоистыми. Глинистые домены ориентированы субпараллельно агрегатам. Слабая ориентировка частиц является еще одним характерным признаком (Bertran, 1993). При этом, считают, что микроортштейны и плотные железисто-марганцевые стяжения образовались при коагуляции железа из верхних почвенных профилей в карбонатном горизонте. Возникновение микроортштейнов концентрического строения связано с последующей стадией диагенеза под действием вечной мерзлоты. (Зыкина и др., 1981) Обращается внимание, что различная степень воздействия криогенных процессов в литофациальных последовательностях Нидерландов обусловлена гранулометрическим составом отложений: относительно более тяжелые отложения характеризуются более выраженными криогенными структурами по сравнению с песчаными толщами (Huijzer, 1993). Отмечаются и механические деформации, причем для разных генетических типов почв характерны свои особенности. Например, для условий слабодифференцированного профиля и периодически промывного режима признаки разрушения отсутствуют. В условиях промывного режима, при котором формируется дифференцированный профиль) происходит отслаивание слоев натечных глин, с их последующим внедрением в основную массу и придания ей волокнистого микростроения. Для почв с промывным водным режимом и кислой реакцией среды (дерновых глубокоподзолистых поверхностно глеевых) с контрастным водным режимом характерно разрушение натеков с образованием папул. В принципе, на начальных этапах развития процессов иллювиирования и лессиважа отмечается наибольшее количество микроморфологических форм их проявлений, затем их количество уменьшается, на более поздних стадиях меняется ориентация плазмы и ее количество вплоть до полного исчезновения (Герасимова, Турсина, 1974, 1977). Оглеение является одним из наиболее широко распространенных процессов в аллювиальных почвах. Характерным признаком его проявления являются: обесцвечивание (обезжелезнение) основной массы и развитие гидроокислов железа, микроморфологически глеевый процесс изменяет только минеральную массу. Одним из результатов протекания оглеения является переорганизация глинистого материала. При этом морфологически различаются проявления грунтового и поверхностного оглеения. При грунтовом оглеении отмечается чередование обесцвеченных и темно-бурых участков, сегрегации в виде хлопьев, но чаще имеет место пропитка основной массы железом, слабое развитие конкреций свидетельствуют о постоянстве окислительно-восстановительных условий, постепенности переходов между зонами, практически полной дезагрегированное с приобретением почвой плотного сложения. Основная масса содержит много глинистого вещества, для нее характерно волокнистое микростроение. Элювиальное поверхностное оглеение характеризуется сегрегацией железа в виде конкреций недифференцированного строения, хлопьевидными стяжениями, диффузными кольцами. Интенсивность оглеения коррелирует с интенсивностью ожелезнения. Хлопьевидные сгустки формируются при быстром осаждении при резкой смене условий. Отмечается приуроченность соединений железа к зонам с повышенным содержанием скелета (зоны повышенной аэрации). Отмечается дезагрегированность основной массы, значительное обеднение тонкодисперсным материалом. Волокнистая плазма в виде сгустков, преобладает чешуйчатое и раздельно-чешуйчатое микростроение (Ромашкевич, Герасимова, 1982; Балабко, 1991).
