Содержание к диссертации
Введение
РАЗДЕЛ I. Почвы и почвенный покров лессовых водоразделов в ареале типичных лёссов . 18
Глава 1-1. Почвы лёссовых водоразделов лесостепной зоны. 20
Глава 1-2. Почвы западинных комплексов в степной зоне . 122
Глава 1-3. Почвы лёссовых островов в лесной зоне. 150
Глава 1-4. Почвы лёссовых водоразделов в области Валдайского оледенения . 206
РАЗДЕЛ II. Почвы и почвенный покров лёссовых во доразделов в ареале покровных суглинков . 224
РАЗДЕЛ III. Анализ генезиса и эволюции поверхностных палеопочв
Глава III-1. Происхождение микрорельефа. 312
Глава III-2. Дифференциация карбонатов в поверхностных палеопочвах
Глава III-3. Формирование полосчатых текстур. 327
Глава III-4. Палеокриогенные признаки. 339
Глава III-5. Происхождение вторых гумусовых горизонтов . 341
Глава III-6. Стратиграфия и свойства лессовых пород. 354
РАЗДЕЛ IV. Современная эволюция поверхностных палеопочв . 376
Глава IV-1. Влияние различных типов растительности на поверхностные палеопочвы 379
Глава IV-2. Влияние распашки на микрорельеф и комплексность почвенного покрова . 398
Глава IV-3. Влияние ландшафтно-адаптивного земледелия на эволюцию почв ополий. 403
Глава IV-4.Трансформация почв западинных комплексов под влиянием мелиорации. 422
Основные выводы 426
Список литературы 428
Приложения 462
- Почвы западинных комплексов в степной зоне
- Почвы лёссовых водоразделов в области Валдайского оледенения
- Происхождение вторых гумусовых горизонтов
- Влияние распашки на микрорельеф и комплексность почвенного покрова
Введение к работе
Актуальность. В центре Русской равнины распространены высокие водоразделы, сложенные породами лессовой группы (типичными лёссами, покровными и лёссовидными суглинками), приуроченные, как правило, к структурным поднятиям, и длительное время находившиеся в условиях перигляци-альной криолитозоньг. Эти водоразделы (лёссовые острова, ополья), окруженные зандровьши низинами полесий и моренными равнинами, широкой дугой протягиваются с юго-запада на северо-восток, от центра Украины, через юго-запад России, юг Белоруссии, центральную Россию, Предуралье. Таким образом, лёссовые острова захватывают ареал различных типов почв - черноземов, серых лесных, дерново-подзолистых. При этом почвы самих лёссовых островов резко отличаются от почв окружающих ландшафтов общей совокупностью признаков, определяемых западинным микрорельефом и связанной с ним комплексностью почвенного покрова.
Так, почвы повышений западинного микрорельефа характеризуются наличием карбонатов с глубины 80-120 см. В почвах западин карбонаты отсутствуют на всю мощность верхней лёссовой толщи. В западинах развиты почвы со вторым гумусовым горизонтом (ВГГ), представляющим собой линзы интенсивно-черного цвета, расположенные на глубине 30-40 см. Мощность линз варьирует в пределах 30-70 см в центре западин, к бортам они постепенно выклиниваются. Нижняя граница ВГГ осложнена мерзлотными трещинами и клиньями. На склонах западин в почвах могут быть развиты своеобразные полосчатые текстуры.
Несмотря на общую для всех ополий совокупность признаков состав и свойства почв в значительной степени определяются типом лёссовых отложений. Лессовая проблематика настолько сложна и запутанна, что лесс не случайно называют «парадоксальной» породой (Howorth, 1882, цит. по Кригер, 1965). В настоящее время существует несколько десятков определений лессов. Ряд ис-
5 следователей склонны придерживаться упрощенного подхода к определению лесса как породы. С этих позиций лесс можно определить просто как терриген-ную осадочную породу, состоящую преимущественно из пылеватых частиц и сформированную в результате накопления эоловой пыли (Руе, 1995). Другие исследователи отмечают, что в эту группу попадают достаточно разнородные в генетическом отношении и по вещественному составу и свойствам породы.
В России лессовые породы традиционно подразделяются на собственно лессы (типичные лессы) и лессовидные породы (Обручев, 1948; Москвитин, 1940; Денисов, 1953; Ломонович, 1957; Берг, 1960; Болиховская, 1995; Лессовый покров..., 1999). Общность типичных лессов и лессовидных отложений выделяют как систему надпородного уровня и называют лессовыми породами или породами лессовой формации. Поскольку наличие стратиграфически выдержанных прослоев ископаемых почв в лессовых толщах часто рассматривается как один из диагностических признаков (Кригер, 1986), лессовые породы выделяют также как лессово-почвенную формацию (Величко с соавт., 1984; Болиховская, 1995 и др.). Лессовые породы объединяет ряд общих свойств: пыле-вато-суглинистый гранулометрический состав с преобладанием крупнопылева-той фракции, хорошо выраженная сортированность материала, относительно высокая пористость, микроагрегиро ванное состояние тонкодисперсного вещества. В то же время среди указанных пород имеются существенные различия.
Л.С. Берг (1947) дает следующее определение типичного лесса: суглинок, реже супесь, отличающиеся палево-желтым цветом, неслоистостью, пористостью, карбонатностью, однородным тонким гранулометрическим составом (с преобладанием частиц менее 0,05 мм, малой долей частиц крупнее 0,1 мм и почти полным отсутствием частиц крупнее 0,25 мм и мельче 0,0015 мм), способностью обваливаться вертикальными стенками и приуроченностью не только к речным долинам, но в пределах равнины и невысоких плато залеганием на невысоких водоразделах. Всесоюзным совещанием по изучению четвертичного периода (Ташкент, 1948) принято определение, согласно которому к лессам следует относить породы, имеющие следующие признаки: макропористость, однородность, бесструктурность, карбонатность, пылеватость частиц, проса-дочность, определенные особенности фильтрации. При этом отмечается, что типичные лессы связаны постепенными переходами с песчаными и глинистыми породами, образуя лессовидные суглинки, супеси и проч.
Н.И. Кригер (1965) дает следующее определение типичного лесса: алеврит светло-желтой (палевой) окраски с общей пористостью 40-55%, с видимыми невооруженным глазом канальцами, неслоистый, известковистый, более или менее микроагрегированный, склонный обваливаться вертикальными глыбами, залегающий плащом (в том числе нередко на высших точках водоразделов), обычно мощностью не менее нескольких метров. Содержание «лессовой» фракции (0,01-0,05 мм) в пределах 30-55%, глинистых частиц в пределах 5-30%, песчаных фракций (>0,25 мм) не более 5 %. Характерным свойством лесса является однородность механического состава в разрезе на разных глубинах ив плане на разных участках. Характерно наличие погребенных почвенных горизонтов, раковин наземных моллюсков и известковистых журавчиков. Типичные лессы по определению Лессовой комиссии INQUA (Fink, Haase, Ruske, 1977) могут содержать 20-30% среднего или тонкого песка.
Типичные лессы характеризуются карбонатностью, зернисто-пленчатой и пылевато-пленчатой структурой, имеющей низкую водостойкость и наличием специфической пористости. Пористость определяет такие практически значимые свойства лесса как плодородие и просадочность. Пористость считается важным генетическим признаком, приобретенным лессом в процессе осадкона-копления. При этом ряд пылеватых эоловых осадков не обладают высокой пористостью. Пористость также может быть утрачена лессом как в процессе пост-седиментогенного преобразования, так и при переотложении под воздействием склоновых и мерзлотных процессов. Типичные лессы подразделяются на мощные, маломощные и прерывистого залегания (Fink, Haase, Ruske, 1977). При этом маломощные лессы могут не обладать всем набором диагностических свойств. Как правило, массивы типичных лессов отделены от ледникового края полосой перигляциальных отложений нелессового состава (Величко с соавт.,
7 1982; Лессовый покров Земли и его свойства, 2001). Типичные лессы образуют ряд парагенетических переходов со смежными водноледниковыми отложениями. Несмотря на разнообразие представлений о генезисе типичных лессов, большинство исследователей считают их эоловыми отложениями.
Покровные суглинки, являющиеся одной из самых распространенных почвообразующих пород Нечерноземной зоны относятся к северной области прерывистого распространения маломощных плотных, непросадочных лессовидных пород (Лессовые породы..., 1986; Кригер, 1965, Лессовый покров..., 1999 и др.). Покровные суглинки маломощным (чаще до 2-3 м, реже до 5 м) прерывистым чехлом покрывают ледниковые, водноледниковые и озерно-ледниковые отложения в пределах Белорусско-Смоленско-Московской, Валдайской, Вельской, Даниловской, Галичской и других возвышенностей и равнин. С типичными лессами покровные суглинки связывает общность черт гранулометрического состава (преобладание фракции крупной пыли), способность давать вертикальные стенки в обнажении, высокая пористость. В то же время, от типичных лессов покровные суглинки, как правило, отличаются более тяжелым гранулометрическим составом, плотной упаковкой, низкой водопроницаемостью, способностью к набуханию во влажном состоянии и растрескиванию при высыхании, трещиноватостью, отсутствием просадочности. Покровные суглинки имеют низкую активную пористость. Характерны зернисто-агрегативные и агрегативные классы структур (Лессовые породы СССР, Т.1, 1986). По определению Лессовой комиссии INQUA, положенному в основу легенды лессовой карты Европы (Fink, Haase, Ruske, 1977) покровные суглинки определяются как глинистый лесс. Содержание илистой фракции может превышать 30%. Выделяются как бескарбонатные, так и карбонатные разности покровных суглинков, но и в последних содержание вторичных карбонатов ниже, чем в типичных лессах.
Как указывает И.А. Соколов (1997), покровные суглинки не являются четко ограниченным объектом. Существует целый спектр отложений, образующих гамму переходов между покровными суглинками и другими породами
8 ледниковой формации (Макеев, 1985; Макеев, Макеев, 1989). Так, покровные суглинки приближаются по свойствам к моренным суглинкам и образуют с последними непрерывный ряд переходов. Покровные суглинки могут содержать каменистые включения. Сходство покровных и моренных суглинков проявляется также в однотипном минералогическом составе, наличии песчаных прослоев и линз в нижних толщах отложений (Лаврова, 1967; Соколов, Макеев, Турсина и др., 1983; Макеев, Макеев, 1989). В их окраске часто прослеживаются красновато-бурые тона, характерные для смежных с ними моренных суглинков (Забоева, 1975; Конищев, 1981). Массивы покровных суглинков непосредственно контактируют с моренными отложениями и имеют с ними разнообразные контакты (фациальное замещение, выклинивание и др.).
До настоящего времени происхождение покровных суглинков является предметом дискуссии, и они часто, подобно и типичным лессам, оределяются как породы проблематичного генезиса (Чижиков, 1968 и др.). Их рассматривают как лессовые дериваты (loess derivates), то есть типичные лессы, которые после своего отложения испытали выветривание и преобразование почвенными процессами. И.А. Соколов (1997), вслед за И.А. Спиридоновым (1957,1960), связывает происхождение покровных суглинков с осаждением эоловой пыли на глыбы мертвого льда в заключительные этапы оледенения. Выполненные нами исследования генезиса покровных суглинков на северо-востоке Русской равнины (Макеев, Макеев, 1989) подтверждают их эоловый генезис и сингене-тичность смежным водноледниковым и моренным отложениям.
Лёссовидные суглинки по свойствам занимают промежуточное положение между типичными лёссами и покровными суглинками. По сравнению с последними они более пористые, пронизаны вертикальными каналовидными макропорами, содержат различные формы вторичных карбонатов, слабо острукту-рены на макроуровне, имеют тенденцию к вертикальной делимости, могут давать просадки при увлажнении. На микроуровне различия покровных и лёссовидных суглинков заметны в строении тонкодисперсного материала. Для покровных суглинков характерно сочетание слабой агрегированное с повышен-
9 ной оптической ориентировкой плазмы, обилие текстурных новообразований, "флюидальность" в распределения скелета и плазмы, и их плотная упаковка (Кулинская, 1988 и др.). В лёссовидных суглинках разной степени карбонатно-сти плазма микроагрегирована, имеет низкое двупреломление, а текстурные новообразования отсутствуют.
Между собой лессовые породы также образуют гамму непрерывных переходов. П.Н. Чижиков (1968) подразделяет лессовые породы Русской равнины по степени карбонатности, которая имеет тенденцию возрастать с севера на юг. Так, выделяются некарбонатные покровные суглинки и лёссовидные суглинки, и лессы разной степени карбонатности; слабо карбонатные, карбонатные и высококарбонатные. Однако данная тенденция часто нарушается, и карбонатные лессовые породы могут встречаться и в самой северной части ареала.
Различия между рассмотренными породами отражают различия в условиях их образования, так как свойства лессовых пород определяются не только общим механизмом мобилизации пылеватого материала, но и целым рядом локальных факторов: источником материала (зандровые и речные террасы, моренные гряды и др.), дальностью и скоростью транспорта, характером условий, в которых происходит седиментация, а также характером постседиментацион-ного преобразования (Макеев, Макеев, 1989). В связи с этим значительную важность приобретает проблема диагностики литологических разностей лессовых пород.
Интерес к лессам определяется, прежде всего, тем обстоятельством, что лессовые толщи накапливались постепенно, процесс осадконакопления во многом регулировался климатическими факторами. В то же время для лессового осадконакопления характерна прерывистость: перерывы и остановки в осадко-накоплении определяли возможность формирования достаточно зрелых почвенных горизонтов, отражающих биоклиматическую обстановку различных эпох. В результате формировались лессово-почвенные толщи, содержащие уникальную запись природных обстановок прошлого. Анализ палеопочвенной литературы показывает, что подавляющее количество публикаций посвящено
10 палеопочвам на лессах (Макеев, 2002). В этой связи М.Ф. Всклич (1986) справедливо указывает, что лессовая формация представляет собой один из самых крупных почвенных комплексов земной коры. Принципиальное значение имеет и то обстоятельство, что покровное залегание обеспечило пространственную выдержанность горизонтов лессово-почвенной серии. Это определяет возможность корреляций почвенных горизонтов в пространстве.
Несмотря на то, что лессовой проблематике посвящено более 20000 публикаций, строение лессово-почвенной толщи в пределах почвенного профиля дневных почв остается практически не изученным. Почвы на лессовых породах отличаются обилием реликтовых признаков, характеризующих различные этапы осадконакопления и почвообразования. Особенно сложной совокупностью признаков выделяются почвы лессовых водоразделов в северной половине ареала лессовых пород и даже в области его островного распространения (северная часть степной, лесостепной и южная часть лесной зоны). Эти признаки отражают сложное сочетание процессов лессовой седиментации и почвообразования в перигляциальных условиях. Обилие реликтовых признаков позволяет рассматривать почвы лессовых островов Русской равнины как палеопочвы. В настоящее время палеопочвы определяются достаточно широко (Ruhe, 1965, Yaalon, 1971) как почвы, сформировавшиеся под воздействием былых природных обстановок в геологическом прошлом.
Как следует из схемы, приведенной на рис. 1, палеопочвы могут быть погребенными (ископаемыми) - buried paleosols (fossil soils), непогребенными (реликтовыми почвами или реликтовыми палеопочвами) - non-buried paleosols (relict soils or relict paleosols) и эксгумированными (погребенные палеопочвы, ре-экспонированные на дневную поверхность в результате эрозии) - exhumed paleosols. Изучение палеопочв охватывает интересы и геологов, и почвоведов. Почвы лессовых водоразделов с обилием реликтовых признаков относятся к непогребенным (реликтовым) палеопочвам. Согласно Словарю палеопочвен-ных терминов (Paleopedology glossary, 1997), их следует рассматривать как поверхностные палеопочвы (surface paleosols).
ПЛЛЕОПОЧВОВЕДЕНИЕ
Непогребенные Погребенные г{рсликгговые почвы) (ископаемые почвы)
ПАЛЕОПОЧВЫ
ПОЧВЫ ПОРОДЫ
ГЕНЕЗИС ПОЧВ НАУКИ О ЗЕМЛЕ
IOSS | \ \\ ПОЧВОВЕДЕНИЕ \ \ I IUGSСЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫЕ НАУКИ
Рис. 1. Положение палеопочвоведения в системе естественных наук (по Bronger, Catt, I99S, в модгнрикации автора).
INQUA - Международный Четвертичный союз; 1USS - Международный Почвенный союз; JUGS— Международный Геологический союз.
Проблема генезиса почв лёссовых водоразделов (лёссовых островов, ополий) Центральной России остаётся остро дискуссионной до настоящего времени. За более чем столетнюю историю изучения этих почв было предложено множество концепций их происхождения и эволюции. Но до сих пор нет единства во взглядах исследователей по вопросам географии и диагностики почв и комплексного почвенного покрова, противоречивы и существующие модели генезиса и эволюции почв лёссовых водоразделов. Актуальными остаются вопросы происхождения самих ландшафтов, их геолого-геоморфологическое строение, а также стратиграфия и палеогеографические особенности поздне-четвертичных лёссово-почвенных толщ этих территорий.
Существуют десятки гипотез формирования западинного микрорельефа, второго гумусового горизонта и дифференциации карбонатов, по-разному трактуется эволюция рельефа и почвенного покрова в голоцене. Решение вопросов генезиса и эволюции почв лессовых водоразделов имеет большое значение для палеогеографии и стратиграфии лессовых пород. Практическая важ-
12 ность исследований определяется тем обстоятельством, что именно к ареалу лессовых пород приурочены массивы наиболее плодородных сельскохозяйственных земель, как нашей страны, так и планеты в целом.
Своеобразие почв лёссовых водоразделов привлекло внимание исследователей еще в XIX столетии. Так, почвы Владимирского ополья благодаря темной окраске называли Владимирскими или Юрьевскими черноземами (В.В. Докучаев, 1884), связывая их образование со степным прошлым Ополья (С.Н. Никитин, 1885; П.А. Костычев, 1949; Г.И. Танфильев; Н.М. Сибирцев, 1899), либо с высоким содержанием карбонатов в почвообразующих породах и высоким уровнем жестких грунтовых вод (А.А. Красюк, 1925; В.Г. Касаткин, 1931; И.В. Якушевская, 1956, 1959). А.Н. Тюрюканов, Т.Л. Быстрицкая (1966, 1971), Л.П. Рубцова (1974,1975), М.С. Симакова (1984), В.М. Алифанов (1986) и другие показали, что почвенный покров Владимирского ополья носит комплексный характер, связанный с микрорельефом.
Сравнительно-географический анализ почв ополий Центральной России выполнили А.Н. Тюрюканов и Т.Л. Быстрицкая (1971). Они рассматривали ополья как останцы палеопойменных ландшафтов прарек послеледниковой эпохи, считая, что породы и почвы имеют палеопойменный генезис. Возвышенное положение ополий и высокую расчлененность водоразделов авторы рассматривают как результат интенсивных неотектонических поднятий. Ряд исследователей (Л.С. Долгова, 1964; Л.П. Рубцова, 1974 и др.) также связывают формирование специфических почв Владимирского ополья с меньшей расчлененностью территории в прошлом. Они предполагают суффозионный генезис западин, связанный с выщелачиванием исходно содержавшихся в породе карбонатов. Темноцветные гумусовые горизонты рядом исследователей рассматриваются как реликты мощных гумусовых горизонтов луговых перегнойно-карбонатных почв, существовавших в период высокого стояния уровня грунтовых вод. А,Л. Александровский (1983) рассматривает почвы со вторым гумусовым горизонтом как продукт сложной эволюции природной среды в голоцене -от стадии элювиально-иллювиальной дифференциации профиля в период ат-
13 лаитического оптимума к темноцветной стадии аккумуляции гуматно-кальциевого гумуса в элювиальной масти профиля в позднеатлантическое время и к стадии деградации темноцветного горизонта и вторичного оподзолива-ния, приведшего к обособлению второго гумусового горизонта в позднеголоце-новое время. Н.Н. Матинян, П.П. Керзум, А.В Русаков (2003) показывают, что ландшафты северо-западной части Владимирского ополья претерпели сложную эволюцию в плейстоцене и голоцене.
В настоящее время широкое развитие получили представления о палео-криогенном генезисе западинного микрорельефа лёссовых водоразделов (Величко, Морозова, 1976, 1994, 1996; Макеев и др. 1986, 1989, 1990; Алифа-нов,1986 и др.). Наличие реликтовых криоморфных и гидроморфньгх признаков во вторых гумусовых горизонтах связывается с мерзлотно-гидроморфной стадией почвообразования лугово-болотного типа, имевшей место после деградации криогенных полигонально-блочных структур (Алифанов, 1986; Макеев и др. 1986, 1990, 1992). Рядом исследователей допускается, что некоторые свойства связаны с «протогенетической» стадией почвообразования, имевшей место сразу после завершения осадконакопления (Величко, Морозова, 1972). Высказывается также точка зрения о современной иллювиальной природе: вторых гумусовых горизонтов, связанной с высокой подвижностью при определенных условиях гуминовых кислот второй фракции (В.В. Пономарева, Т.А. Плотникова, 1980).
Ф.Р. Зайдельман и Ю.И. Рыдкин (2003) указывают на специфику гидрологического режима почв западиниых комплексов Русской равнины, определявших формирование почвенных свойств, как в прошлом, так и в настоящее время.
В данной работе мы исходим из существования группы лессовых пород, связанных общностью состава и условий залегания, но различающихся между собой по ряду признаков. Строение почвенного покрова и свойства почв лессовых островов в значительной степени определяются свойствами пород лессовой группы.
14 Цель исследования - установить основные закономерности генезиса и географии почв лёссовых водоразделов Русской равнины на фоне эволюции рельефа и почвообразующих пород. Задачи исследования: ' изучить географию почвенного покрова лёссовых водоразделов; изучить строение лёссово-почвенной толщи западинных комплексов; / изучить взаимосвязь почв и различных типов лессовых пород; изучить трансформацию поверхностных палеопочв в агроценозах.
Научная новизна. / На основе детального исследования почвенного покрова лёссовых водоразделов в широком географическом диапазоне установлена зависимость строения и свойств поверхностных палеопочв от положения в системе запа-динного микрорельефа.
Выявлена зависимость свойств поверхностных палеопочв от типа лёссовых пород. .
Предложена концепция генезиса поверх ностных палеопочв во взаимосвязи с заключительными этапами лессового седиментогенеза. / Получены новые данные об эволюции почв и почвенного покрова лёссовых водоразделов под воздействием хозяйственного использования.
Практическая значимость диссертации.
Результаты исследований могут использоваться для типизации лессовых пород и стратиграфии лёссово-почвенной толщи в пределах профиля дневных почв, а также для палеогеографии лёссовых ландшафтов Русской равнины. Приведенные в работе материалы и фотографии могут составить основу атласа реликтовых признаков почв Русской равнины. Данные об изменении поверхностных палеопочв при различных видах хозяйственного использования окажутся полезными при разработке моделей ландшафтно-адаптивного земледелия на почвах лёссовых водоразделов. Выявленные закономерности строения почвенного покрова могут быть использованы при разработке методик почвенно-
15 агрохимического и почвенно-мелиоративного картирования территорий с па-леокриогенным западинным микрорельефом Защищаемые положении.
Обилие реликтовых признаков и их хорошая сохранность позволяет рассматривать почвы лёссовых водоразделов как поверхностные палеопочвы.
Предложена концепция генезиса поверхностных палеопочв во взаимосвязи с заключительными этапами лессового седиментогенеза.
Специфическая для каждого типа пород последовательность микростратиграфических горизонтов представляет собой литоморфотип почвенного профиля.
Стратифафическая выдержанность вторых гумусовых и криосинлитогенных почвенных горизонтов в почвах со сходным литоморфотипом позволяет рассматривать их как геосоли и использовать для стратиграфии верхней лёссовой толщи.
Сельскохозяйственное освоение заметно нивелирует западинный микрорельеф, и, в то же время, увеличивает контрастность компонентов почвенной комбинации.
Объекты и методы исследований. В работе представлены материалы, характеризующие почвы лёссовых водоразделов на различных типах лёссовых пород (типичные лёссы, лёссовидные и покровные суглинки). Исследования выполнены на следующих водоразделах: в центральной России - Владимирское ополье; на юго-западе России - Стародубское ополье и Комаричский лёссовый остров; в Белоруссии - Мстиславльское ополье. Почвы лёссовых островов сопоставляются также с почвами в основном ареале типичных лёссов Русской равнины (среднее Приднепровье на Украине). В работе представлены также материалы по почвам на типичных лёссах в области Валдайского оледенения (Верхнемоложская низменность, северная часть южно-таежной подзоны). Это позволяет провести сопоставление почв на однотипных породах в широком географическом диапазоне (от ареала типичных черноземов до северной части подзоны дерново-подзолистых почв).
Для северного ареала лёссов Русской равнины типичным является островное залегание лёссовых пород на наиболее высоких, относительно зандро-вых и моренных равнин, водоразделах. Поверхность лёссовых водоразделов (ополий или лёссовых островов, по В.В. Докучаеву) представлена несколькими гипсометрическими уровнями. Разрезы закладывались на вершинах и склонах холмов на разных высотах, в различных условиях дренированности, под различными видами растительных сообществ, а также на периферии плащей лессовых пород и зонах их контакта с другими геологическими типами отложений. Разрезы характеризуют разные элементы западинного микрорельефа. Всего было заложено более 100 почвенных разрезов. Для более подробного анализа взаимосвязи строения лёссово-почвенной толщи с микрорельефом закладывались траншеи длиной более 30 метров. Протяженные траншеи, так же как и естественные обнажения лёссово-почвенных толщ использовались и для изучения контактов лессовых пород со смежными породами. В работе приводится описание шести траншей. Траншеи послужили базой для детальных исследований морфологического строения, вещественного состава и свойств отдельных горизонтов почвенно-лессовой толщи. Используя микростратиграфический метод (Иванов, Александровский, 1983; Молодых, Бублясь, 1988; Самойлова, Толчельников, 1991; Морозова, 1992;), траншеи были подробно описаны и зарисованы.
На территории Комаричского лёссового острова была проведена нивелирная съемка двух участков, находящихся под лесом и пашней, в масштабе 1:200. На участок, расположенный в лесном массиве, было составлено геоботаническое описание и отобраны образцы для изучения влияния различных типов лесных фитоценозов на почвенный покров и свойства почв.
В образцах производилось определение химических свойств традиционными методами, гранулометрического состава по Н.А. Качинскому, валового химического состава почв и микроэлементов рентгенфлюоресцентным методом на установке FRA-30 (Германия). Илистая фракция почв выделялась по Н. И. Горбунову (1974) и исследовалась на рентгендифрактометре HZG -4В в на-
17 тивном состоянии и Mg-замещенных образцах после удаления органического вещества и аморфных соединений железа (Mehra, Jackson, 1960). Групповой и фракционный состав гумуса в образцах определялся по методу И. В. Тюрина (1951) в модификации В. В. Пономаревой и Т. А. Плотниковой (1968). Микроморфологическое описание шлифов выполнено Е.В. Кулинской. Анализ минералогического состава крупных фракций и фитолитный анализ выполнен М.П. Верба. В работе приведены 240 цветных фотографий палеопочвенных признаков
Благодарности. Автор выражает благодарность академику Г.В. Добровольскому, профессорам И.А. Соколову, Б Л; Градусову, докторам с.-х. наук Т.В. ТурсиноЙ и Е.Б. Скворцовой, кандидатам с.-х. наук И.В. Дубровиной, Е.В. Кулинской, Н.А. Кулинскому, М.П. Верба, В.И. Рулинскому, кандидату геогр. наук Т.Е. Якушевой, кандидату г.-м. наук В. Н. Бублясю за помощь и поддержку на различных этапах выполнения работы.
Почвы западинных комплексов в степной зоне
Изучаемая территория расположена в юго-западной части Русской равнины и относится к западным отрогам Среднерусской возвышенности. Стародуб-ский водораздел, согласно схеме геоморфологического районирования (Геологическая карта четвертичных отложений, N - 36 XXVIII), принадлежит к полого-волнистой слаборасчлененной моренной равнине. Он представляет собой ряд выположенных обширных поверхностей, расположенных в интервале абсолютных высот от 180 до 210 м. Рельеф Стародубскоро лессового острова, в основных чертах был сформирован еще в дочетвертнчное время. Днепровский ледник лишь частично сгладил доледниковую эрозионно-денудационную поверхность водораздела. После отступания ледника бурно развивались водно-аккумулятивные процессы, оживляя эррозионную деятельность. Однако, значительной перестройки гидрографической сети не произошло. К концу днепровского времени относится формирование IV надпойменной террасы в долинах рек Судость, Ипуть и Десна. В московское время формируется III надпойменная терраса. На водоразделе все это время формируются перигляциальные лессовидные отложения, в которых погребенные почвы соответствуют межледниковым эпохам. Тогда же, в основных чертах, была заложена основная овражно-балочная сеть. Ее главной особенностью является ассиметрия строения, обусловленная во многом, по мнению Спиридонова (1978), перигляциальной обстановкой, оказавшей решающее воздействие на выработку ассиметрии балок и небольших речных долин, ориентированных субширотно - с северо-запада на юго-восток, Ассиметрия склонов - следствие того, что слабо прогреваемые склоны северной экспозиции с насыщеным влагой маломощным деятельным слоем были более подвержены криосолифлюкции и выполаживанию, чем лучше прогреваемые и более сухие склоны южной экспозиции. Аналогичные процессы образования ассиметрии эрозионных форм наблюдаются и в областях современной криолито-зоны. В валдайское время, в пределах Стародубского лессового водораздела, продолжает накапливаться мощная толща перигляциальных лессовидных суглинков и горизонтов погребенных почв. В это же время формируется II и I надпойменные террасы в пределах Судости, Ипути и Десны. В послеледниковое время, в период голоцена и по настоящее время развивались, в основном, эрозионные процессы.
Комаричский лессовый остров представляет собой пологоувалистую неоген-четвертичную эрозионно-денудационную равнину (Геологическая карта четвертичных отложений, лист N-36-XXXV, 1969). Так же как у предыдущего, в его рельефе выделяются несколько пологих ступеней в интервале абсолютных высот от 175 до 230 м над у. м.
Водораздел относится к внеледниковой области и начало формирования его рельефа относится к позднемеловой эпохе мезозоя. С уходом морского бассейна наступила длительная фаза континентального развития. В это время здесь происходит интенсивный размыв равнины, сложенной верхнемеловыми отложениями. Морские трансгрессии палеогена не оказывали, вероятно, на исследуемый водораздел заметного влияния. Преобладали процессы денудации. Долинно-балочная сеть была врезана значительно менее глубоко. В четвертичную эпоху направление главных современных долин, их основных притоков и крупных балок было унаследовано от палеогеновой сети. Даже во время формирования четвертой надпойменной террасы Десны рельеф территории, по сравнению с современным, был гораздо менее расчленен, а эрозионная сеть - менее глубоко врезана. Реки имели очень малые уклоны, поэтому боковая эрозия преобладала над глубинной. В период постепенного надвигания Днепровского ледника, шло отложение водноледниковых осадков. На западной периферии водораздела воды выработали меридиональную широкую ложбину стока, унаследованную, в основных чертах, долиной современной реки Десны.
В период московского оледенения и частично микулинского межледнико-вья, в пределах изучаемого водораздела, сформировалась третья терраса. Формирование основной массы перигляциальных лессовидных образований, перекрывающих четвертую и третью террасы, происходило в позднечетвертичное время. В течении позднечетвертичного времени сформировалась вторая и первая надпойменная терраса. Долинно-балочная сеть, унаследованная от дочет-вертичного времени, так же как и в пределах Стародубского лессового острова, в значительной мере, имеет ассиметричный рисунок. Широтно и субширотно ориентированные (с разворотом на северо-запад) балочные формы, северные и северо-восточные склоны которых находились в менее благоприятных условиях инсоляции, во время перитляциалов подвергались интенсивному выполаживанию под воздействием солифлюкцни, тогда как на противоположных склонах сильнее происходил размыв.
Наряду с эрозионной деятельностью постоянных и временных водотоков происходило преобразование рельефа водораздела под воздействием склоновых процессов. Подавляющую часть территории занимают пологие и длинные склоны балок и долин, опирающиеся на высокие террасы Усожи, Неруссы и более мелких рек. Вверх они незаметно переходят в сильно размытые реликты неогенового рельефа, чаще смыкаются своими вершинами, образуя плоско-выпуклые поверхности водоразделов. В нижней части склоны перекрыты де-лювиальными-криосолифлюкционными суглинками, иногда, с прослоями погребенных почв. По мнению А.И. Спиридонова (1978), выполаживание склонов происходило под воздействием плоскостного смыва и криосолифлюкции преимущественно в перигляциальных условиях днепровского, московского и валдайского оледенений.
Почвы лёссовых водоразделов в области Валдайского оледенения
В.В. Докучаев (1883, 1896, 1899) предполагал, что серые лесные почвы представляют собой самостоятельный почвенный тип и сформировались в результате своеобразного процесса почвообразования под пологом широколиственных лесов в климатических условиях лесостепной зоны. Почти одновременно с В.В. Докучаевым геоботаник СИ. Коржинский (1886-1888, 1891) выдвинул гипотезу о происхождении серых лесных почв путем деградации черноземов под влиянием поселения леса. Противоположная точка зрения на образование серых лесных почв была высказана Талиевым (1904) полагавшим, что широколиственные леса раньше занимали большее пространство и располагались более крупными массивами. Островной характер современных дубрав есть явление вторичное, обусловленное деятельностью человека. На местах вырубок широколиственного леса поселилась лугово-степная растительность, или же они были заняты под культурную растительность. Под влиянием травянистой растительности серые лесные почвы бывших дубрав испытывали процесс проградации, превративший их в черноземы.
Наиболее полное обобщение всех материалов по вопросу о генезисе серых лесных почв было дано в работе Б.П. Ахтырцева (1979). Различным вопросам классификации, генезиса и свойств серых лесных почв также занимались И.В. Тюрин 1930, 1939, 1966; А.А. Завалишин 1936, 1951; 1936; Н.Н. Розов 1939; Н.Я. П.Г. Адерихин 1936; Н.Б. Вернандер 1963; С.Н. Тайчинов 1963, 1973; И.С. Урусевская 1963; А.В. Колоскова 1966; Л.П. Рубцова 1967, 1974; Е.В. Рубилин и В.Н. Долотов 1970; А.И. Троицкий и др. 1974; Б.А. Никитин 1981; Н.П. Романова, НЛЛижикова, Б.П. Градусов 1982; СВ. Зонн 1983; Т.В. Вологжанина, 1990 и многие другие.
Таким образом, по вопросу о генезисе серых лесных почв с позиции зонального почвенного типа сложились две точки зрения, одна из которых высказанная еще В.В. Докучаевым, признает за серыми лесными почвами изначальную самостоятельность происхождения (под воздействием широколиственного леса), другая рассматривает серые лесные почвы как различные переходные стадии развития либо черноземных почв в дерново-подзолистые, либо дерново-подзолистые в черноземные.
Исследованием почв и почвенного покрова лессовых островов юго-запада России в разное время занимались многие ученые - И.К. Фрейнберг, 1908; Я.Н. Афанасьев, 1924; Л.Я. Антыков, 1958; А.И. Троицкий, 1958; Н.С. Миллер, 1963; Г.Т. Воробьев, 1973, 1993; Е.В. Просянников в соавт., 1989, 1995 и многие другие. Начиная с 1958 года, картографированием почвенного покрова территории занимаются почвоведы Брянского отделения института "Росгипрозем". С этого времени изучение почв становится систематическим (Воробьев, 1993). В результате обобщения материалов крупномасштабной почвенной съемки была составлена карта Брянской области М 1: 200 000, 1985 г., (ГУГК, 1988). В пределах изучаемых лессовых островов выделяются контуры дерново-подзолистых, светло-серых, серых и темно-серых лесных почв. По структуре почвенного покрова Брянской области имеется ряд работ Г.Т. Воробьева (1973а, 19736, 1993). На территории лессовых водоразделов, автором выделяется ряд форм: в пределах плоских возвышенных частей водоразделов - в одних случаях комплексы, автоморфно-гидроморфные просадочно-западинные, не-дренируемых участков ополий с серыми лесными и серыми лесными глеевыми почвами (Стародубское ополье), в других случаях как сочетание, автоморфное, высотно-сопряженное, линейно-древовидно-эрозионное, расчленных лессовых возвышенностей с дерново-подзолистыми и серыми лесными почвами, либо с темно-серыми, серыми лесными почвами и черноземами оподзоленными (Ко-маричский лессовый остров). Пологие склоны изучаемых водоразделов, согласно данной схемы, выделены как различные сочетания: автоморфно-полугидроморфное слабо эрозионное, линейно-древовидное с серыми лесными и серыми лесными глеевыми и эродированными почвами и округлопятнистые сочетания светло-серых лесных, светло-серых лесных глеевых и дерново-подзолистых почв краевых частей лессовых плато (Воробьев, 1993).
Из представленной классификации структур почвенного покрова исследуемых лессовых островов, можно отметить, что лишь в пределах центральной плагарной части Стародубского лессового острова, автором выделяются почвенные комбинации, зависимые по своему строению от позиции в микрорельефе. Во всех остальных случаях выделенные элементы структуры почвенного покрова не отражают взаимосвязи между строением почв и западинным микрорельефом лессовых островов.
Наши исследования почвенных карт масштаба 1:10000 фонда Брянского отделения Центропшрозем показали, что в большинстве случаев картографирование почвенного покрова лессовых островов проведено также без учета микрорельефа. Вероятно, это связано с довольно мелким масштабом почвенных карт, когда различия в строении почвенного покрова при картографировании генерализуются, вследствие малых размеров западинных форм.
Гораздо полнее отражают почвенный покров почвенно-мелиоративные карты масштаба 1:2000, 1:5000,.но они имеются только на отдельные участки лессовых островов, преимущественно на почвы в различных условиях гидро-морфизма.
Еще со времен В.В. Докучаева отмечалось, что строение почвенного покрова лессовых водоразделов центральной и южной России в значительной мере определяется западинным микрорельефом. А.Н. Тюрюканов и Т.Л. Быстрицкая (1971), обратили внимание на своеобразный комплексный характер строения почвенного покрова ополий, в том числе лессовых островов, и на единой основе провели его изучение в пределах Русской равнины. Подчеркивая общие особенности строения почв повышений и почв западинных форм, они предложили называть первые "ополец", а вторые - "ополица".
Происхождение вторых гумусовых горизонтов
Итак, почвенный покров Комаричского лессового острова характеризуется комплексным строением, определяемым западинным микрорельефом, и представлен комбинацией почв повышений и почв западин.
Почвы на повышениях имеют следующие общие черты морфологического строения: верхний - гумусово-аккумулятивный горизонт обычно серого цвета (10YR 3/2), мощностью 25-35 см, комковато-порошистой, реже - комковато-зернистой структуры, пылевато-суглинистый, как правило, рыхлого сложения. На склонах западин широко развиты полосчатые горизонты мощностью от 30 до 80 см. Чередуются коричневато-бурые (10YR 4/4) и палево-желтые (10YR 6/4, 5/4) и белесоватые прослои и широкие полосы с неровными размытыми краями. Бурые прослои и полосы обычно более плотного сложения и больше содержат глинистых частиц, по сравнению с белесыми пылевато-песчаными прослоями. Белесые прослои бесструктурны, тогда как бурые имеют часто ком-ковато-ореховатую структуру, содержат глинистые кутаны, сильно пористы. Анализ микростроения показывает, что основу бурых прослоев составляет железисто-глинистая плазма с многочисленными глинистыми и железисто-глинистыми натеками. Полосчатость постепенно исчезает и становится незаметной уже на глубине 80-100 см. На данной глубине обычно залегает палево-желтый с буроватым оттенком пылеватый суглинок, а с глубины 115-180 см, наблюдается его вскипание от соляной кислоты.
Характерными чертами морфологического строения почв западин являются следующие: под верхним гумусово-аккумулятивным горизонтом залегает второй гумусовый горизонт, мощностью от 40 до 80 см, темно-серого, почти черного цвета (10YR 2/1, 2/2), который становится пепельным или седоватым при подсыхании, из-за обилия кремнеземистой присыпки. Он имеет пылевато-легкосуглинистый состав, с комковато-слоеватой структурой и неровным, языковатым переходом в нижележащий горизонт, как правило, неоднородно окрашенный, состоящий-из бурых размытых участков, белесых пятен и темных, прокрашенных гумусом фрагментов, часто напоминающих клинья. В нижней части этого горизонта на глубине 100-140 см, хорошо выражена мелкая слоистость, представляющая собой горизонтально и субгоризонтально ориентированные палево-белесые супесчаные линзы на фоне бурого суглинистого материала. Такое строение профиля характерно до глубины 150-200 см, а ниже белесые линзы встречаются довольно редко, или же они вообще не выражены. Лессовидный суглинок, имеет однородную бурую окраску (10YR4/4); мелкопористый, имеет пылевато-легкосу глинисты и состав и не содержит карбонатов.
Однотипное строение почвенного покрова наблюдается в интервале абсолютных высот от І75 до 220 м, на плакорных участках лессовых островов и на пологих склонах крутизной до 2. Варьирование глубины вскипания лессового суглинка от 115 до 180 см от поверхности, мощности полосчатого (зебровидно-го) горизонта в профилях повышений, а также мощности вторых гумусовых горизонтов в профилях понижений, можно объяснить промежуточным положением разрезов по отношению к формам микрорельефа.
Еще одной особенностью строения компонентов почвенной комбинации изученного лессового массива является тесная взаимосвязь между залеганием вторых гумусовых горизонтов западин и карбонатными горизонтами. Если в профиле наблюдается лишь очень маломощный (не более 5-10 см) второй гумусовый горизонт, приуроченный к верхней склоновой части западины, то вскипание лессовой породы до глубины более 300 см отсутствует. Вскипание породы начинается с глубины 250-300 см, при этом, в профиле верхней прибор-то вой части западины, второй гумусовый горизонт уже отсутствует. Такое строение характерно для всех изученных профилей компонентов почвенного покрова, вне зависимости от глубины западины, ее экспозиции и формы контура.
На многих участках микрорельеф выражен слабо или не выражен совсем, поскольку длительное сельскохозяйственное использование, а именно глубокая вспашка, приводит к частичной, а иногда и полной нивелировке поверхности. Комплексное строение почвенного покрова, тем не менее, сохраняется. На незанятых посевами участках выделяются неупорядоченные округлые темноок-рашенные контуры, размерами в диаметре обычно 20x20 м , соответствующие понижениям, по сравнению со светлыми участками основной поверхности водораздела. Такая пестрая картина особенно заметна после дождя. Строение почвенного покрова этих участков аналогично строению почвенного покрова участков с топографически выраженным микрорельефом. Разница заключается в увеличении мощности в них верхнего пахотного (гумусово-аккумулятивного) горизонта до 40-50 см. На морфологическое строение остальных горизонтов, профиля в пределах темных контуров антропогенное воздействие видимого влияния не оказывает.
Пахотный горизонт светлых контуров имеет буроватый оттенок (10YR 3/2, 3/3), по сравнению с почвой бугров-повышений на участках с сохранившимся микрорельефом, вследствие интенсивного припахивания подстилающего его полосчатого (зебровидного) горизонта. Иногда полосчатый горизонт выражен только небольшими фрагментами или вовсе отсутствует. Вскипание лессовидного суглинка от соляной кислоты в почвах светлых контуров наблюдается с глубины 100-110 см, что гораздо выше, по сравнению с почвами участков водораздела с выраженным микрорельефом.
Западинный микрорельеф наиболее четко выражен на участках занятых лесной растительностью, в пределах лесных полос (см. морфологическое описание разрезов 13-91; 14-91; 17-91, 18-91; 19-91; 20-91). В таких случаях относительное превышение поверхности бугров-повышений над центрами западин может быть до 100-120 см.
На склонах крутизной более 3, независимо от экспозиции, микрорельеф не выражен и, соответственно, отсутствует комплексность почвенного покрова. Здесь преобладают почвы разной степени эродированности. От почв центральной части водораздела они отличаются светлой, буроватой окраской гумусового горизонта, сильно пылсватым составом. Глубина залегания карбонатного горизонта может варьировать от 100 до 300 и более см.
По мере движения к плакорным выровненным участкам водораздела, состав как верхних горизонтов, так и всего профиля постепенно становится более глинистым, цвет гумусового горизонта - более темным. Микрорельеф верхних частей склонов этих участков водораздела представлен широтно и субширотно ориентированными пологими ложбинами в днищах которых, под многочисленными прослоями намытого материала мощностью 40-80 см, встречаются отдельные фрагменты и линзы более темного, интенсивно прокрашенного (10YR 3/2,3/1) гумусового горизонта мощностью от 20 до 40 см.
Влияние распашки на микрорельеф и комплексность почвенного покрова
При этом, заполнение клиновидных образований на всех уровнях одинаково. Это палево-белесая пылеватая супесь, иногда с признаками оглеения, особенно хорошо заметными на уровне третьей генерации. Бурая вмещающая толща лесса по своим морфологическим свойствам сходна с описанными в пределах средней и мелкой западин. Отличия обусловлены большей плотностью суглинка, он менее пористый, с более яркими следами оглеения в средней и нижней (150-300см) части толщи.
Другой особенностью строения лессово-почвенных толщ в пределах крупных западин является то, что полосчатые текстуры в их центральной части отсутствуют и встречаются только на склонах бортов. Часть крупных бурых полос и жгутов, а также мелкие грязно-бурые прослойки резко заглубляются в средних частях склонов этих морфоскульптур параллельно заглублению карбонатного купола и постепенно "растворяются" в толще на глубине от 3 до 5 м. На этих участках в верхней части толщи иногда диагностируется маломощный погребенный ВГТ, залегающий в виде мелких прослоев и линз под верхним органогенным горизонтом. Вниз по склону он распадается на ряд более мелких прослоек, которые истончаясь, постепенно выклиниваются в нижних частях склонов крупных западинных морфоскульптур, образуя когтевидные окончания. Аналогично заканчивается в лессовой толще на этих участках и часть верхней системы слоистых текстур, иногда с признаками размыва материала. Об этом свидетельствует наличие отдельных линз и фрагментов бурого суглинка, встречающихся в толще далеко от зоны развития полосчатых образований, на уровне глеевого горизонта и ниже него в центральной части западин.
Итак, Стародубское ополье характеризуется комплексным почвенным покровом, определяемым микрорельефом. В мелких западинах сформированы почвы со вторым гумусовым горизонтом. В пределах центральных недрени-руемых частей водораздела средняя и нижняя части профиля оглеены. На пологих склонах (до 2) слабо оглеена лишь нижняя часть профиля (глубже 200 см). В глубоких западинах сформированы грунтово-глеевые почвы без второго гумусового горизонта. Следует отметить, что в пределах всех западин карбонаты отсутствуют на всю модность лессовой толщи
Почва в пределах повышений Стародубского ополья имеет гумусово-аккумулятивный горизонт от 30 до 40 см, под ним залегает полосчатый горизонт, состоящий из бурых и белесых прослоев. Если разрез приурочен к центральной части повышения, то мощность зебровидного горизонта составляет не более 30-40 см. В верхних частях склонов западин мощность его может достигать 100 сми более. Строгая зависимость от микрорельефа наблюдается и по глубине залегания горизонта карбонатного лесса. В почвах повышений как центральных частей водоразделов Стародубского ополья, так и их пологих склонов, глубина вскипания составляет 90-100 см. По мере приближения к западинам глубина вскипания лессового материала всегда увеличивается до полной выщелоченное всей толщи лесса, начиная со средних частей склонов западин.
В отличие от почв повышений Комаричского лессового острова, в пределах недренируемой центральной части Стародубского водораздела средняя и нижняя часть профиля почв повышений часто оглеена. При этом глубина залегания карбонатного лесса не меняется. На пологих склонах Стародубского лессового острова в пределах повышений почвенно-лессовая толща до глубины 150-200 см, как правило, не оглеена, а ее основные морфологические признаки сохраняются и схожи с описанными выше.
Таким образом, почвенный покров Стародубского ополья также имеет комплексное строение, связанное с микрорельефом, и представлен комбинацией почв с карбонатным горизонтом на повышениях и почв со вторым гумусовым горизонтом в пределах западин.
На периферии Стародубского ополья, на склонах крупных балок, а также склонах долин мелких рек и ручьев крутизной более 3й микрорельеф не выражен, отсутствует комплексность почвенного покрова, а почвы представлены эродированными разностями. Аналогичные закономерности описаны нами и в пределах Комаричского лессового острова.
Итак, детальные исследования по выявлению взаимосвязи между строением почв и микрорельефом лёссовых островов позволили установить, что их почвенный покров комплексный, и представлен комбинацией темногумусовых остаточно карбонатных почв повышений и темногумусовых почв со вторым гумусовым горизонтом в пределах западин (Классификация почв России, 1997). Все остальные почвенные разности формируют гамму переходов и являются пром ежуточными.
Почвы повышений имеют следующие общие черты строения профиля: гумусовый горизонт Апах (в целинных почвах А0Аі) средней мощностью до 30 см, серого цвета (10YR 3/1); горизонт А2В и (или) ВАг мощностью 25-40 см, желто-бурого цвета (10YR 4/4) , с бурыми прослоями и белесыми супесчаными линзами. Ниже залегает более светлый горизонт ВС (10YR 5/4) средней мощностью 30-50 см с мелкой волнистой слоистостью текстуры и с глубины 100-130 см горизонт Сса - не слоистый карбонатный суглинок желто-палевого цвета (10YR6/4).
Морфологическое строение почвы в западинах резко отличается от почв повышений. Так, под верхним гумусовым горизонтом А1 залегает второй гумусовый горизонт (BIT) [Ah], мощностью 40-70 см, темно-серого почти черного цвета (10YR 2/1, 2/2) , с комковато-слоеватой структурой и неровным бахромчатым, языковатым переходом в нижележащий горизонт. Часто по цвету и сложению в профилях западин можно выделить до трех В ГГ. Переходный горизонт [Ah]B, как правило, неоднородно окрашен, с фрагментами и линзами бурого (10YR 4/4), и палевого (10YR 6/4) суглинка и большим количеством гумусовых кротовин. В его нижней части и особенно на глубине 120-160 см для всех изученных профилей, выражены мелкие палево-белесые прослойки и линзы на фоне бурого (10YR 4/3, 4/4) уплотненного лессового материала, ориентированные чаще горизонтально или слабо наклонно, и тяготеющие к нескольким уровням в лёссовой толще. Далее до глубины 250-300 см могут встречаться лишь отдельные из них. В почвах западин карбонаты отсутствуют на всю глубину почвенного профиля.
На всех высотных уровнях (от 180 до 220 м н.у.м.) состав почвенных комбинаций, связанных с западинным микрорельефом, однотипен. Однако, в отдельных крупных западинах (диаметром до 50-60 м и глубиной 2,5 - 3 м) ВГГ в почвах не выражен. Его фрагменты и линзы встречаются в верхней и средней частях склонов таких понижений, а в их центральных частях под верхним органогенным горизонтом залегает горизонт оглеенного лёсса мощностью от 30 до 50 см. Его подстилает мощная толща бурого, сильно оглеенного лёссового суглинка, в котором на глубине 70-100 см, как правило, проходит уровень поверхностно-грунтовых вод. На окраинных участках лёссовых островов с крутизной склонов более 2-3 микрорельеф не выражен и отсутствует комплексность почвенного покрова.
