Свидетельства потеплений, записанные в лессовых отложениях последнего оледенения, и динамика лессонакопления в северо-западном Присалаирье (юго-восток западной Сибири)

Размещено на http://www.allbest.ru/

СВИДЕТЕЛЬСТВА ПОТЕПЛЕНИЙ, ЗАПИСАННЫЕ В ЛЁССОВЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ ПОСЛЕДНЕГО ОЛЕДЕНЕНИЯ, И ДИНАМИКА ЛЁССОНАКОПЛЕНИЯ В СЕВЕРО-ЗАПАДНОМ ПРИСАЛАИРЬЕ (ЮГО-ВОСТОК ЗАПАДНОЙ СИБИРИ)

А.О. Вольвах, Н.Е. Вольвах, И.Ю. Овчинников, Д.Г. Маликов, С.Н. Щеглова

Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева, г. Новосибирск, Россия

Проведено исследование лёссовых отложений начала МИС 1-МИС 2 разреза Усть-Чём Северо-Западного Присалаирья, в которых зафиксированы следы позднеледниковых потеплений, включавшее изучение гранулометрического состава, магнитной восприимчивости, морфоскопии кварцевых зерен и ¹⁴С датирование. Показано, что лёссовые отложения формировались в холодные интервалы МИС 2 в условиях сухого климата, а гумусовые прослои в более влажных условиях при непродолжительных потеплениях. Установлено два потепления в пределах 14,9-12,3 тыс. л. н.

Ключевые слова: лёсс, Западная Сибирь, поздний плейстоцен, позднеледниковье, гранулометрический анализ, магнитная восприимчивость, морфоскопия кварцевых зерен.

A.O. Volvakh, N.E. Volvakh, I Yu. Ovchinnikov, D.G. Malikov, S. N. Scheglova

`Sobolev Institute of Geology and Mineralogy of Siberian Branch of Russian Academy of Sciences, Novosibirsk, Russia

WARMING EVIDENCES RECORDED IN LOESS DEPOSITS OF THE LAST GLACIATION AND DYNAMICS OF LOESS ACCUMULATION IN NORTH-WEST CIS-SALAIR, (SOUTH-EAST OF WEST SIBERIA)

In the framework of this work, loess sections represented by subaerial deposits of the MIS 2 - beginning of MIS 1 age of Cis-Salair plain within the Iskitim district of the Novosibirsk region, were studied. Great interest in the section was caused by the presence of three buried paleosols and carbonized organic matter in it, suitable for ¹⁴C dating. Despite the wide distribution of the Sartan loess cover in the south of Western Siberia, finds of interstadial paleosols in the loesses of this time are very rare. Previously, Late Glacial paleosols were not found in loess deposits. There is only the Suminskaya paleosol (~ 19.6 - 16.3 thousand years ago) is distinguished, separating the Bagan and Eltsovka loess in the stratigraphic scheme of Western Siberia. However, the Suminskaya paleosol is most often absent in loess sections.

In the work, a complex approach to the study of the section was used, which in addition to field observations included grain size and petromagnetic (magnetic susceptibility) analyses, morphoscopy of sand quartz grains and radiocarbon dating. Grain size composition and magnetic susceptibility were measured for the subaerial part of the section. The morphology of quartz grains was studied for all layers of the section.

The deposits of the Ust'-Chem section give an idea of the stages of the formation of the loess stratum of the final of the Late Pleistocene in the area of the left bank of the Elbash river valley in the Cis-Salair. The Bagan and Eltsovka loess-like loams lay on subaquatic sediments, its thickness varies and depends on the underlying relief, determined in this place by the form of mother rock outcrops. According to the grain size analysis, it was shown that the main fraction in the sediment composition is coarse silt, which is a characteristic feature of loess deposits. Data on the morphology of quartz grains confirmed that aeolian processes were the leading factor in the accumulation of deposits of Bagan and Eltsovka loess, and traces of cryogenic weathering also were noted.

According to the structure of sections Ust'-Chem-1 and Ust'-Chem-2, wide subaerial sedimentation in the considered section of the Elbash river valley began from Sartan time, Karga deposits also were preserved. No traces of more ancient loess accumulation were revealed; they may have been denudated. According to the data of grain size, magnetic susceptibility, and morphoscopy of quartz grains, the accumulation of the Eltsovka loess occurred as a result of the conjugation of the input of dusty material as a result of deposition from the atmosphere and the participation of local transport of sand particles as a result of the entrainment of sediments of water genesis and eluvium of Paleozoic rocks. In the accumulation of Bagan loess, the role of local transport is reduced to a minimum.

The section reflects short-period events of the last glaciation, traces of which are very rarely found in loess sections of the southeastern part of Western Siberia. The obtained dates are important for restoring the history of paleogeography of the Novosibirsk region. Earlier, no signs of Late Glacial warming were found in loess deposits of the south-east of Western Siberia. Evidences of two warmings in the Late Glacial period of the northwestern Salair region were established in the range from 14.9 to 12.3 kya: the section contains two weekly developed paleosols, the absolute age of which showed that they can be analogs of the Bolling and Allored interstadials in Northern Europe and the Greenland curve interglacials GI-1e and GI-1a, b, c, respectively. Besides, the section revealed the presence of a “warm” event at the base of the Eltsovka loess (MIS 2), which is correlated by the time of it with the formation of Suminian paleosol. It is suggested to indicate that this warming was not developed locally and was occurred in different regions of the south of Western Siberia. Apparently, the warming in the Late Glacial in the south of Western Siberia was uneven and depended on regional palaeoclimatic conditions and relief. The paleosol-3 in the Ust'-Chem-2 trench could also be formed during this warming, but at this stage of the research, there is no data confirming this. In the other studied sections of the Cis-Salair, located within the Novosibirsk Ob region, the Bagan and the Eltsovka loesses (both MIS 2) lie on one another without obvious signs of soil formation between them. Traces of paleosols formed in the Late Glacial period are also not observed. Possibly, the formation of weakly developed paleosols during periods of short warming during MIS 2-MIS 1 in the study area is associated with more favorable conditions in the foothill regions. At this stage of the study, the lower paleosol from the Ust'-Chem-1 section (from layer 4) does not have a univocal interpretation. According to the obtained ¹⁴C dating, its age is 21631 ± 814 cal BP (SOAN-9706). However, given that it has clearly undergone the impact of slope processes, this dating is most likely rejuvenated, considered approximate and requires clarification. Preliminarily, the authors link the formation of this paleosol with the Karga interstadial (MIS 3). Loess deposits of the Elbash river valley formed in the cold intervals of MIS-2 under conditions of a drier paleoclimate, and humus interbeds during short-term Late Glacial warmings observed in different regions of the Northern Hemisphere. A comparison of the established events in the Cis-Salair with global climate records allows us to conclude that in loess deposits in the south of West Siberia, responses to short-period global climatic changes, including centuries ones, can be recorded.

Keywords: loess, West Siberia, Late Pleistocene, Late Glacial paleosols, grain size analysis.

Введение

В лёссово-почвенных отложениях зафиксированы региональные и глобальные климатические изменения четвертичного периода, которые также зарегистрированы в глобальных климатических записях - вариациях 5¹⁸O в морских отложениях (морские изотопные стадии (МИС) изотопно-кислородной кривой [Lisiecki, Raymo, 2005]), записи полярных ледовых кернов (напр. NGRIP [Andersen et al., 2004]). Сходство в стратиграфии лёссовопочвенных последовательностей (ЛПП) разных регионов позволяет не только проводить их сопоставление в региональном и континентальном масштабе, но и отражает их сильную зависимость от глобальных и региональных климатических изменений, тем самым усиливая ожидания от сопоставлений отдельных ключевых разрезов с глобальными климатическими архивами ЛПП-NGRIP или ЛПП-МИС. Для Западной Сибири корреляция горизонтов ЛПП с морскими стадиями изотопной кислородной кривой [Bassinot et al., 1994], с записью озера Байкал [Карабанов и др., 2001] и антарктическими ледниковыми кернами станции Восток [Petit et al., 1999] проведена В.С. Зыкиной и В.С. Зыкиным [Зыкина, Зыкин, 2012]. Сопоставление верхнеплейстоценовой части ЛПП с записью ледовых кернов NGRIP было проведено авторами на примере ключевого разреза Ложок [Вольвах и др., 2019].

Временной период МИС 2 - последний и наиболее представительный интервал глобального лёссонакопления и активной атмосферной транспортировки пыли в Северном полушарии, во время которого объем мирового льда достигал максимума, так называемый LGM (Last Glacial Maximum, последний ледниковый максимум 26,5-19 тыс. л. н. [Clark et al., 2019). Судя по характеру записи ледовых кернов Гренландии [Andersen et al., 2004; Svensson et al., 2005; Rasmussen et al., 2014] климат во время МИС 2 не был стабильным, внутри стадии отмечается ряд потеплений, количество и частота которых увеличивались к голоцену. Последние годы актуальной темой исследований является периодизация, хронология, строение, изучение литологических и химических свойств лессовых отложений данного возраста при исследованиях процессов транспортировки и осаждения пыли, а также палеогеографических условий перехода МИС 3/МИС 2.

В рамках данной работы изучены лёссовые разрезы Присалаирья (рис. 1) в пределах Искитимского района Новосибирской области, представленные субаэральными отложениями возраста начала МИС 1, МИС 2 и частично МИС 3, что в стратиграфической схеме ЛПП Западной Сибири соответствует горизонтам баганского и ельцовского лёссов, разделенных суминской палеопочвой [Зыкина, Зыкин, 2012]. Однако кроме выделенных горизонтов, в интервале начало МИС 1 - МИС 2 в Северном полушарии [Andersen et al., 2004] выделяются более краткосрочные события, в том числе ин- терстадиалы аллерёд (интервалы GI-1a, GI-1b, CI-1c Гренландской кривой), бёллинг (GI-1e), наличие одновозрастных аналогов которых ранее в лёссовых отложениях Западной Сибири не отмечалось. Предыдущие исследования ЛИЛ Северо-Западного При- салаирья в основном были сконцентрированы в районе Новосибирского Приобья в нижней части долины р. Бердь: разрезы Мраморный, Ложок, карьеры вблизи г. Искитима и п. Шипуново и др. [Волков, 1971; Зыкина и др., 1981; Зыкина, Зыкин, 2012; Matasova, Kazansky, 2004; Kravchinsky et al., 2008; Chlachula, Little, 2011; Zykin, Zykina, 2015]. В том числе ключевой разрез Ложок неоднократно изучался авторами [Сизикова, Зыкина, 2014; Sizikova, Zykina, 2015; Вольвах и др., 2019; Вольвах и др., в печати]. Лёссовые отложения рассматриваемой в работе части Присалаирья изучены слабо. Отмечаются работы А.М. Малолетко [2015] по лёссам Салаира в общем, а также А.Л. Матвеевской [1956] по строению рыхлого покрова северо-западного Присалаирья.

Целью настоящего исследования являлось изучение лёссовидных отложений левого борта долины р. Елбаш, их расчленение, определение возраста и условий их формирования.

Рис. 1. Положение разреза Усть-Чём: на a - карте-схеме юго-восточной части Западной Сибири, b - карте-схеме Присалаирья

Fig. 1. Location of the Ust'-Chem section: on a - scheme-map of south-east part of West Siberia, b - scheme-map of Cis-Salair plain

Материалы и методы

Полевые исследования проводились на правом и левом берегах р. Елбаш, всего изучено 10 расчисток. Наиболее перспективными для восстановления палеогеографической истории в позднеледниковье оказались отложения, вскрытые в пределах небольшого карьера, расположенном в ~4 км западнее села Усть-Чём и заложенном на склоне левого борта долины р. Елбаш (рис. 2). В данном местонахождении отложения залегают непосредственно на элювии палеозойских пород Г орловского Прогиба.

Стратиграфия. В данной работе авторы придерживаются стратиграфической схемы лёссовопочвенной последовательности Западной Сибири [Зыкина, Зыкин, 2012]. Согласно схемы, ЛПП верхнего плейстоцена сверху вниз разделяется на современную почву, баганский и ельцовский лёссы (вместе они коррелируются с сартанским стадиалом и соответствуют МИС 2), искитимский педокомплекс (каргинский интерстадиал, МИС 3), тулинский лёсс (раннезырянский стадиал, МИС 4) и бердский педокомплекс, нижняя почва которого соответствует казанцевскому межледниковью и МИС 5-е. Авторы придерживаются Международной стратиграфической шкалы (МСШ) четвертичной системы с делением плейстоцена на нижний, средний и верхний [Head et al., 2008].

Рис. 2. Общий вид северной стенки карьера

Fig. 2. General view of the north wall of the quarry

В работе использован комплексный подход к изучению разреза, включавший в себя помимо полевых наблюдений гранулометрический и петромагнитный (магнитная восприимчивость) анализы, морфоскопию песчаных кварцевых зерен и радиоуглеродное датирование. Измерение гранулометрического состава и магнитной восприимчивости проводилось для субаэральной части разреза. Морфология кварцевых зерен изучена для всех слоев разреза.

Морфоскопия песчаных кварцевых зерен. Изучение кварцевых зерен (произвольная выборка 50 шт. для каждого образца) фракции тонкого и среднего песка проводилось под бинокулярным микроскопом Альтами СМ0870-Т. Изучение морфологии поверхности зерен изучалось на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM-6510LV во вторичных электронах (SEI) в ЦКП Многоэлементных и изотопных исследований СО РАН (Analytical Center for multi-elemental and isotope research SB RAS). Согласно используемой методике [Velichko, Timireva, 1995], окатанность зерен определялась по трафарету Л.Б. Рухина [1969] и пятибалльной шкале А.В. Хабакова [1946], где 0 - неокатанные, а IV - превосходно окатанные зерна. Матовость зерен определялась визуально: глянцевая, четвертьматовая, полуматовая и матовая. Изучение строения микрорельефа поверхности зерен проводилось при использовании многочисленных опубликованных диагностических особенностей зерен различного генезиса и обстановок осадконакопления [Velichko, Timireva, 1995; Krinsley, Doornkamp, 2011; Vos et al., 2014; Kalinska-Nartisa et al., 2017].

Гранулометрический анализ выполнялся для расчистки Усть-Чём-2, поскольку в нем слои были меньше подвержены склоновым процессам и поэтому больше отражают непосредственно сам процесс осадконакопления. Измерения проводились с интервалом 5 см на лазерном анализаторе размера частиц Fritsch Analysette A22 в интервале измерений от 0 до 2 000 мкм. В рамках данного исследования были использованы фракции глины (<2 мкм), алеврита (пылеватая фракция, 2-63 мкм), песка (63-2 000 мкм), отдельно выделена фракция крупной пыли (1663 мкм). Для всех образцов рассчитан коэффициент U-ratio, позволяющий судить о силе ветрового потока во время осадконакопления. U-ratio ((16-44 мкм) / (5,5-16 мкм)) [Vandenberghe, 1985; Vandenberghe et al., 1997; Nugteren, Vandenberghe, 2004] - отношение среднезернистой пыли к фракции мелкозернистой пыли. Отношение исключает глину, содержание которой контролируется преимущественно вторичными процессами, и крупнозернистые фракции, для которых, в основном, характерна транспортировка сальтацией в результате местного переноса. Исключение глинистой фракции позволяет убирать влияние вторичных процессов, отражая непосредственно процесс осадконакопления, и дает возможность оценить ветровую энергию [Nugteren, Vandenberghe, 2004].

При изучении учитывалось, что отложения иллювиального горизонта современной почвы с точки зрения литологии и времени их накопления соответствуют ба- ганскому лёссу, однако они могли быть ощутимо подвержены влиянию почвообразующих процессов, особенно относительно содержания глинистой фракции.

Магнитная восприимчивость также измерена для субаэральных отложений Усть-Чём-1. Магнитная восприимчивость (/) - важный индикатор климатических изменений прошлого, который отражает наличие магнитных минералов, накопленных в процессе седиментации либо преобразованных в условиях изменения температурного режима, влажности и педогенетического выветривания. Величина магнитной восприимчивости напрямую зависит от количества, размера и состава магнитных минералов в отложениях [Алексеев, Алексеева, 2012]. Частотно зависимая магнитная восприимчивость (/fd) сильно зависит от наличия в отложениях мелкодисперсных магнитных минералов, концентрация которых увеличивается в периоды повышенной влажности. Высокие значения /fd могут свидетельствовать об активном педогенезе в период их накопления. В сочетании с гранулометрической характеристикой магнитная восприимчивость может достаточно надежно показать изменения увлажненности среды, в которой происходило осадконакопление. Измерение магнитной восприимчивости проводилось на каппометре MS-2 Bartington на двух частотах (0,47 кГц (/LF) и 4,7 кГц (/HF)). Частотнозависимая магнитная восприимчивость (/FD) рассчитывалась по формуле /fd = (xlf-xhf)/xlf*100.

Радиоуглеродное датирование проведено по бензольно-сцинтилляционному методу в лаборатории геологии кайнозоя, палеоклиматологии и минералогических индикаторов климата (224) ИГМ СО РАН.

На датирование отбирались гумусированные суглинки палеопочв, углефицированная органика и уголь. Отбор производился с хорошо зачищенной и заглубленной от дневной поверхности стенки разреза в одноразовых резиновых перчатках, чистыми ножами, совками и пинцетом в новые полиэтиленовые пакеты с замком, строго придерживаясь рекомендациям к отбору проб на радиоуглеродное датирование [Тишкин, 2001]. После чего образцы были переданы для дальнейшего анализа непосредственно в лабораторию. Датирование отложений палеопочв проводилось по фракции гуминовых кислот. Для пробоподготовки образцов применялась кислотно- щелочно-кислотная методика [Арсланов и др., 1968; Чичагова, Черкинский, 1985] с последующим пиролизом полученного материала. Уголь использовался для приготовления счетного препарата - бензола. Определение остаточной активности углерода было выполнено на ультранизкофоновом жидко-сцинтилляционном спектрометре-радиометре QUANTULUS- 1220. Для расчета возраста использовался период полураспада ¹⁴С равный 5 570 лет, возраст рассчитан от 1950 г. При расчете возраста использовались значения 5¹³C -27 %о (погребенные почвы) и 5¹³C -25 %о (древесный уголь). Радиоуглеродные даты были откалиброваны по 1 и 2 сигма с использованием программы CALIB Rev 7.1 (http://calib.qub.ac.uk/calib/) с набором калибровочных данных IntCal13 [Reimer et al., 2013]. В статье представлены как радиоуглеродные (BP), так и калиброванные датировки (cal BP). Доступные из литературных источников старые радиоуглеродные датировки суминской почвы были переведены в калиброванные года (кал. л. н.) также с использованием программы CALIB Rev 7.1.

Полученные результаты

Всего в карьере изучено восемь расчисток, позволивших установить последовательность осадконакопления лёссовидных отложений в позднем плейстоцене, проследить характер залегания слоев и определить представительные участки - наиболее детальное представление о строении субаэрального позднеледникового покрова дают две расчистки: Усть-Чём-1 (УЧ-1) и Усть-Чём-2 (УЧ-2). Послойное описание разреза УЧ-1 (рис. 3) проводилось сверху вниз и приведено в табл. 1.

В северо-западной части обнажения хорошо прослеживается прослой(*) красновато-коричневого суглинка (рис. 4, a, b), пористого, плотного, некарбонатного, с корнеходами. По мере приближения к основной канаве УЧ-1 он расслаивается (рис. 4, c), и в самой канаве не идентифицируется самостоятельно, а предположительно представлен фрагментами, перемешанными с отложениями слоя 4. В этом прослое отмечается большое количество углефицированных веточек и травянистой растительности (рис. 4, e, f g), мощностью 20-25 см. По углю получена ¹⁴С датировка 15 035 ± 390 лет, или 18 214 ± 903 кал. л. н. (СОАН-9705).

На данный момент в связи со сложным характером нижележащих выходов коренных пород не удалось однозначно определить взаимоотношение данного красновато-коричневого прослоя с остатками гумусового горизонта почвы из слоя 4, предварительно авторы его относят к основанию слоя 3.

Расчистка Усть-Чём-2 находится в 30 м на восток от расчистки Усть-Чём-1. Описание строения разреза приведено в табл. 2.

Сопоставление слоев из разрезов УЧ-1 и УЧ-2 приведено на рис. 6. В разрезе устанавливаются два горизонта лёссов: баганский и ельцовский. В баганском лёссе выделяется два уровня слаборазвитых палеопочв, возраст которых соответствуют потеплениям аллерёд и бёллинг - интервалам GI-1a-c и GI- 1е кривой NGRIP соответственно (см. рис. 6).

Радиоуглеродное датирование. Образцы на радиоуглеродное датирование были отобраны из всех органических горизонтов, однако, по-видимому, из-за слабой интенсивности почвообразования удалось получить результаты только для отложений, указанных в табл. 3.

Рис. 3. Общий вид расчистки Усть-Чём-1.

Fig. 3. General view of trench Ust'-Chem-l

Таблица 1. Описание строения расчистки Усть-Чём-1. Table 1. Description of the structure of section Ust'-Chem-1

Рис. 4. Фотографии отложений разреза УЧ-1 a, b - простирание прослоя из слоя 4 с углефицированной органикой северо-западнее основной расчистки УЧ-1, c - он же, ближе к основной расчистке, d - отложения временных водотоков, залегающие непосредственно на элювии в краевой северозападной части обнажения, e, f, g - углефицированная органика и уголь из прослоя с рис. 4, а

Fig. 4. Photos of deposits of section Ust'-Chem-l a, b - extension of an interlayer within Layer 4 with carbonized organic matter, northwest of the main trench UCH-1, c - the same layer closer to the main trench, d - deposits of temporary streams lying directly on eluvium in the marginal northwestern part of the outcrop, e, f, g - carbonized organics in the interlayer from Fig. 4, a

Таблица 2. Описание строения расчистки Усть-Чём-2

Table 2. Description of the structure of section Ust'-Chem-2

Рис. 5. Фотографии субаэральной части расчистки Усть-Чём-2 а - слой 2, включающий палеопочву 1 (п.п. 1) и палеопочву 2 (п.п. 2), разделенные 15-20 см лёссовидным суглинком, и слой 3, включающий палеопочву 3 (п.п. 3); b - палеопочва 1; c - палеопочва 2; d- палеопочва 3; черным пунктиром обведена кротовина, заполненная материалом из гумусового горизонта палеопочвы 2

Fig. 5. The structure of subaerial part in trench Ust'-Chem-2 a - Layer 2, including paleosol 1 (п.п. 1) and paleosol 2 (п.п. 2), divided by 15-20 cm thick loess-like loam, and Layer 3, including paleosol 3 (п.п. 3); b - paleosol 1; c - paleosol 2; d - paleosol 3; black dotted line marks krotovina filled by humus material from paleosol 2

Рис. 6. Сводное строение расчисток Усть-Чём-1 и Усть-Чём-2 и их сопоставление с записью ледового керна NGRIP [Andersen et al., 2004; Rasmussen et al., 2014] 1 - лёссовидный суглинок, 2 - суглинок опесчаненный, 3 - супесь, 4 - песок, 5 - карбонатность, 6 - ожелезнение, 7 - оглеение, 8 - включения углей, 9 - обломки коренных пород, 10 - кора выветривания, 11 - вертикальная столбчатая отдельность

Fig. 6. Combine structure of Ust'-Chem-1 and Ust'-Chem-2 and its correlation with ice core record NGRIP [Andersen et al., 2004; Rasmussen et al., 2014] 1 - loess loam, 2 - sandy loam, 3 - loamy sand, 4 - sand, 5 - carbonates, 6 - ferrization, 7 - gleying, 8 - coals, 9 - debris, 10 - weathering crust, 11 - vertical column fracture

Таблица 3. Результаты радиоуглеродного датирования разрезов Усть-Чём-1 и Усть-Чём-2

Table 3. Radiocarbon dating results of Ust'-Chem-l and Ust'-Chem-2 sections

Морфоскопия песчаных кварцевых зерен. В распределении зерен слоя 1 преобладают матовые и полуматовые зерна III класса окатанности, в меньшем количестве отмечено зерен II класса, встречаются превосходно окатанные зерна IV класса, единичны зерна I класса, неокатанных зерен нет. Наиболее характерным элементом поверхности зерен является так называемая микроямчатая поверхность, образованная из многих микроямок, представляющих собой следы соударения частиц во взвешенном атмосферном потоке [Velichko, Timireva, 1995]. Микроямчатость отмечается практически повсеместно на большинстве зерен (рис. 7, a-f), часто ею покрыты углубления (рис. 7, d), что говорит о достаточно длительной эоловой обработке.

В слое 2 характер распределения зерен практически не отличается от слоя 1: преобладают зерна II и III классов окатанности с матовой и полуматовой поверхностью. На всех зернах отмечается микроямчатая поверхность (рис. 7, g-n), покрывающая чаще всего полностью поверхность зерна. Часто микроямчатостью покрыта поверхность даже в углублениях (рис. 7, g-i, n). Встречаются отдельные более крупные треугольные ямки, тоже образующиеся во взвешенном потоке, но при более высоких скоростях ветра. На зернах из горизонта погребенной почвы помимо микроямчатости (рис. 8, a, b) отмечаются следы воздействия постседиментационных химических процессов, выраженные в виде травления кремнезема по микроуглублениям (см. рис. 8, c, d).

В слое 3 большинство зерен имеют II и III класс окатанности, есть зерна IV класса, единичны зерна I класса, но их количество больше, чем в слое 1 и 2, неокатанных зерен нет. Для большинства зерен характерна матовая и полуматовая поверхность, но количество выше, чем в слое 1 и 2. Основным элементом микрорельефа является микроямчатая поверхность (рис. 8, e-j), на ряде зерен отмечаются борозды (рис. 8, e, g), образующиеся в результате соударений частиц при эоловой транспортировке при сальтации или волочении зерна. На некоторых зернах под микроямчатостью просматриваются силуэты V-образных углублений (рис. 8, e, g), которые являются следствием речной транспортировки [Vos et al., 2014]. Их проработка микроямчатостью позволяет сказать, что водная обработка предшествовала эоловой. Ряд зерен осложнен раковистыми сколами, иногда образующими систему раковистых сколов (рис. 8, e). Их образование связывают с процессами криогенеза, когда при промерзании / оттаивании происходит откалывание части зерна [Velichko, Timireva, 1995; Vos et al., 2014]. Для зерен из горизонта палеопочвы характерны те же признаки, что и для зерен из лёссовой части слоя 3. Помимо микроямчатости, отмечаются признаки химических процессов, приведших к растворению и переосаждению кремнезема (рис. 8, k-m). Также прослеживаются следы V-образных углублений (рис. 8, l-n).

Таким образом, по изученным морфологическим характеристикам песчаных кварцевых зерен из отложений слоев 1-3 установлено, что осадконакопление всех трех слоев происходило в результате деятельности эоловых процессов. При этом на зернах из слоев 1-3 отмечаются элементы, характерные для лёссовых отложений, а именно указывающие на перенос во взвешенном состоянии в воздушном потоке. В слое 3 присутствуют зерна из двух источников: одни зерна поступали за счет осаждения из атмосферы, а вторые несут следы местного влекомого перевевания отложений с признаками относительно непродолжительной водной обработки. Наличие в отложениях зерен низких классов окатанности в данном случае связано не с низкой степенью обработки, а с механическим разрушением зерен за счет вторичных процессов морозного выветривания. Такие зерна представляют собой не целое зерно, а его часть, где одна сторона имеет следы достаточной эоловой обработки, а вторая представлена глянцевым сколом без каких-либо признаков обработки. Зерна из горизонтов палеопочв несут те же признаки обработки, что и отложения, на которых они сформировались. Кроме этого, отмечаются признаки химических процессов, сопровождавших почвообразование.

Гранулометрический анализ. В гранулометрическом составе субаэральной части разреза Усть-Чём-2 (см. рис. 9) во всех слоях преобладает фракция крупной пыли (16-63 мкм), что является характерным признаком лёссовых отложений. В слое 1 ее содержание колеблется от 49 до 65,9%, показывая максимум содержания в основании иллювиального горизонта. В гумусовом горизонте современной почвы 5965,1%, в иллювиальном 49-65,9%, с минимальным и максимальным значениями в основании горизонта, в остальных частях горизонта распределение равномерное в пределах 59-62,8% (см. рис. 9, а). Распределение в слое 2 показывает большую изменчивость, что обусловлено наличием в слое гумусированных прослоев, но среднее содержание крупной пыли значительно не меняется и находится в интервале 52,1-62,7%.

Рис. 7. СЭМ фото кварцевых зерен из слоя 1 и слоя 2 Слой 1: a, b - матовое зерно с микроямчатой поверхностью; c - полуматовое зерно с микроямчатостью; d - микроямчатость по углублениям на зерне «с»; e, f - матовое зерно с микроямчатой поверхностью. Слой 2: g, h, i - матовое зерно с микроямчатостью, в том числе по углублениям; j - полуматовое зерно с микроямчатой поверхностью и раковистым сколом; к - микроямчатость на зерне «j»; l, m - матовое зерно с микроямчатостью и отдельными более крупными треугольными углублениями; n - полуматовое зерно с микроямчатой поверхностью и отдельной микроямчатостью на поверхности плоской грани; SEI - вторичные электроны

Fig. 7. SEM photos of quartz grains from layer 1 and layer 2. Layer 1: a, b - matte grain with micro-pitted surface; c - half-matted grain with micropits; d - micropits in depressions on the grain “c”; e, f - matte grain with micropitted surface. Layer 2: g, h, i - matte grain with micropitted surface and micropits covering depressions; j - half-matted grain with micropitted texture and conchoidal fracture; к - micropitted texture on grain “j”; l, m - matte grain with micropitted texture and individual larger triangular deepenings; n - half-matted grain with micropitted texture and separate micropits on the surface of flat edge. SEI - secondary electrons

Рис. 8. СЭМ фото кварцевых зерен из слоя 2 и слоя 3. Слой 2, палеопочва 2: a, b - матовое зерно с микроямчатой поверхностью и растворением кремнезема по углублениям; c, d - матовое зерно с микроямчатой поверхностью. Слой 3: e - полуматовое зерно с микроямчатостью на выступающих частях зерна, бороздами и раковистыми сколами; f - микроямчатость на зерне «e»; g - полуматовое зерно с микроямчатостью, бороздами и единичными V-образными углублениями; h - микроямчатость на зерне «g»; i, j - матовое зерно с микроямчатой поверхностью. Слой 3, палеопочва: к - матовое зерно с микроямчатостью и следами растворения кремнезема по поверхности зерна; 1, m - матовое зерно с микроямчатостью, травлением кремнезема на поверхности зерна и по углублениям, следами V-образных углублений и мелкоямчатости; n - матовое зерно с микроямчатостью и следами V-образных углублений.

Fig. 8. SEM photos of quartz grains from layer 2 and layer 3. Layer 2, paleosol-2: a, b - matte grain with micropitted surface and silica dissolution in depressions; c, d - matte grain with micro-pitted surface. Layer 3: e - half-matted grain with micropitted texture on protruding parts of the grain, with grooves and conchoidal fractures; f - micro pits on the grain “e”; g - half-matted grain with micropitted surface, grooves and V-shaped percussion cracks; h - micro-pits on the grain “g”; i, j - matte grain with micropitted surface. Layer 3, paleosol: к - matte grain with micro-pits texture and traces of silica dissolution on grain surface; 1, m - matte grain with micropitted surface and traces of silica etching in depressions, and with outline of V-shaped percussions and fine-pits; n - matte grain with micro-pits and traces of V-forms

Меньшее содержание фракции крупного алеврита отмечается в нижележащем слое 3: 44,4-54,3 %. Количество фракции алеврита (2-63 мкм; объединяет фракции мелкой, средней и крупной пыли) меняется от 63,4 до 94,7 % (рис. 9, b). В верхней части гумусового горизонта современной почвы содержание пыли снижено до 82,7-84 %, к границе иллювиального горизонта увеличивается до 89,8 %. В иллювиальном горизонте - равномерное распределение по всему горизонту от 89,2 до 91,7 % с небольшим возрастанием до 91,4-94,7% в основании горизонта. В слое 2 - равномерное распределение с небольшим трендом возрастания от основания слоя к его кровле в пределах 88,5-94,1%. В слое 3 наблюдается отчетливое снижение среднего содержания пыли (63,4%), где значение 83,4 % соответствует пику в средней части слоя на графике распределения пыли (рис. 9, c). Распределение глинистой фракции (> 2 мкм) по слоям и разрезу в целом имеет более динамичный характер. Ее максимум отмечается в верхней части слоя 3, в гумусовом оглеенном горизонте палеопочвы (7,7-10 %), а минимум - в верхней части гумусового горизонта современной почвы (4,3-5,9 %). В слое 1 содержание глины меняется от 6,4 до 10 % с наибольшими значениями в основании (9,3-10 %). В слое 2 распределение глины неравномерно в интервале 6,8-9,5 %. В палеопочве 1 - 6,88,1 %, в палеопочве 2 - 7,8-8,6 %. В слое 3 отмечается тренд увеличения глины от основания (63,5 %) к кровле (81,9%), характер распределения колебательный, максимальные значения - в горизонте гидроморфной почвы (78,3-81,9 %). Содержание песчаной фракции (63-1 000 мкм), включающей тонкозернистый, мелкозернистый и среднезернистый песок, по разрезу снижается от основания разреза к его верхней части: максимальное значение фиксируется в подошве слоя 3 (31%), минимальное - в слое 1 (00,2 %) (рис. 9, d). Небольшое увеличение отмечается в верхней части современной почвы (11,1-14,0 %), ниже песок содержится в количестве 3,7-5,7 %. В иллювиальном горизонте - равномерное спокойное распределение в пределах 0-5,1 % с минимальными значениями в его основании (0-0,3 %). Такой же характер распределения имеет слой 2 с более низким процентом песка от 0 до 5 %. В слое 3 происходит резкое увеличение от кровли к подошве слоя: 9,220 % в верхней части, 20,7-24,3 % - в нижней.

Изменение коэффициента U-ratio по разрезу имеет весьма колебательный характер (рис. 9, e). Максимальное значение - в верхней части слоя 2 (3,02) и близкое к максимальному в гумусовом горизонте современной почвы (2,98), минимальное - в слое 3 (1,5). В слое 1 U-ratio колеблется от 1,62 до 2,98 на пиках и от 2,02 до 2,6 в основной части слоя. В слое 2 данный показатель варьируется от 1,72 до 3,02 на пиках и 1,72-2,16 в остальной части. В палеопочве 1: 2,02-2,11, в палеопочве 2: 1,98-2,16. В слое 3 наблюдаются более спокойные и в среднем более низкие значения в пределах от 1,5 до 2,2. Это может свидетельствовать о менее активном участии атмосферного осаждения пыли во время накопления слоя 3, чем слоев 2 и 1. Поскольку из коэффициента исключены песчаные фракции, предположим следующее: такое распределение U-ratio в слое 3 может быть обусловлено тем, что формирование слоя происходило как при участии взвешенного переноса, так и при большой роли влекомого местного переноса.

В целом в распределении пылеватой фракции отмечается отчетливое увеличение ее количества от основания разреза к его верхней части. В этом же направлении наблюдается уменьшение содержания песка: постепенное активное снижение от основания слоя 3 к слою 2, далее более спокойное снижение к слою 1, после чего идет относительно равномерное распределение с небольшим увеличением к гумусовому горизонту современной почвы. Повышенное содержание песка и пониженное количество пыли вместе с характером распределения U-ratio позволяют предположить, что образование слоя 3 происходило при активном участии местного эолового переноса.

В основании иллювиального горизонта современной почвы слоя 1 выделяется уровень с пониженным количеством глины и повышенным содержанием пыли, в том числе крупной пыли. В этом же месте U-ratio реагирует повышенным значением. Отложения иллювиального горизонта накапливались в период баганской эпохи лёссонакопления, влияние процессов педогенеза на них может выражаться в вариации количества глинистой фракции. Наличие колебания в пылеватой фракции и U-ratio позволяет предположить кратковременное резкое изменение условий осадконакопления. Аналогичные события отмечаются и ниже в слое 2 - над прослоем палеопочвы 1 и под ней.

Поскольку U-ratio исключает глинистые частицы, в том числе вторичнообразованные, то данный параметр позволяет наиболее адекватно судить об активности атмосферной среды во время осадконакопления. Незначительно пониженные значения U-ratio в палеопочвах слоя 2 позволяют предположить, что почвообразование происходило при достаточно активной атмосферной среде, ненамного слабее, чем в периоды, в которые накопились лёссовые отложения.

Петромагнитный анализ. Магнитная восприимчивость (xLF) субаэральной части разреза Усть-Чём-2 изменяется в диапазоне от 22,5 х 10^-5 ед. СИ до 85,0 х 10^-5 ед. СИ (рис. 9, f), а параметр FD варьирует от 0 до 5,86% (рис. 9, g). В профиле современной почвы (слой 1) магнитная восприимчивость имеет колебательный характер с наименьшими значениями в середине слоя (35,7 х 10^-5 ед. СИ), высокими - в основании иллювиального горизонта (57,2 х 10^-5 ед. СИ) и на нижней границе гумусового горизонта (74,6 х 10^-5 ед. СИ). Значения FD уменьшаются по слою сверху вниз от 5,86 до 0 % с небольшим увеличением до 2,14 % около границы со слоем 2. В слое 2 фиксируется наибольшее по разрезу среднее значение магнитной восприимчивости 64,6 х 10^-5 ед. СИ.

Рис. 9. Гранулометрическая и магнитная характеристика разреза Усть-Чём-2. a - фракция крупной пыли (16-63 мкм); b - пылеватая фракция (2-63 мкм); c - глина (<2 мкм); d - песок (63-1 000 мкм); e - Uratio = (16-44 мкм)/(5,5-16 мкм); f - низкочастотная магнитная восприимчивость, х LF, ед. СИ*10^-5; g - частотно-зависимая магнитная восприимчивость (FD, %). Условные обозначения: 1 - гумусовый горизонт, 2 - лёссовидный суглинок, 3 - иллювиальный горизонт

Fig. 9. Grain size and magnetic characteristics of the section Ust'-Chem-2. a - coarse-silt fraction (16-63 mkm); b - silt fraction (2-63 mkm); c - clay fraction (<2 mkm); d - sand fraction (63-1,000 mkm); e - U-ratio = (16-44 mkm)/(5,5-16 mkm); f - low frequency magnetic susceptibility, %LF, SI*10^-5; g - frequency-dependent magnetic susceptibility (FD, %). Legend: 1 - humic horizon, 2 - loess loam, 3 - illuvial horizon.

В горизонтах палеопочв отчетливо заметно увеличение значений до пиковых 85,0х10^-5 ед. СИ и 69,2 х 10^-5 ед. СИ (верхняя и нижняя палеопочвы слоя 2 соответственно). Лёссовые отложения, разделенные палеопочвами на прослои, наоборот показывают наименьшие средние значения в слое с убывающим трендом от верхнего к нижнему: 68,8 х 10^-5 ед. СИ в верхнем, 63,6 х 10^-5 ед. СИ в среднем и 50,9 х 10^-5 ед. СИ в нижнем прослоях. FD также показывает изменчивый характер с увеличением до максимальных значений 3,4-3,7 % в гумусированных прослоях палеопочв 1, 2 и минимальными 1,5-2,1 % в лёссовых отложениях. Горизонт слаборазвитой палеопочвы в верхней части слоя 3 показывает значительно пониженные значения магнитной восприимчивости (29,6 х 10^-5 ед. СИ в среднем) относительно остальных отложений слоя 3. Лёссовидные суглинки слоя 3 характеризуются отсутствием явных пиков в значениях магнитной восприимчивости, значения которой находятся в диапазоне 35,6 х 10^-5-46,9 х 10^-5 ед. СИ. Распределение FD в слое 3 показывает обратную картину: лёссовидные отложения имеют два явно выраженных пика: 3,4 % под подошвой иллювиального горизонта и от 4,0 до 5,0 % в средней части слоя. Также отмечается небольшой пик на границе слоев 2 и 3.

Распределение магнитной восприимчивости и параметра FD по разрезу показывает две отчетливые закономерности в соотношении лёсс-палеопочва. Первый проявляется в верхних слоях 1 и 2. Здесь величина магнитной восприимчивости выше в профиле современной почвы и в двух палеопочвах внутри слоя 2. Такое соотношение проявляется во всех классических лёссовых разрезах Китая и Европы и в литературе именуется «китайской» моделью [Liu et al., 1993]. Связывается это с образованием большего количества ферримагнитных и парамагнитных минералов при повышении увлажненности среды и процессами педогенеза. На «китайскую» модель в слоях 1, 2 указывает увеличение показателя FD в гумусированных горизонтах, который также чувствителен к количеству мелкодисперсных магнитных минералов. Другое распределение магнитной восприимчивости наблюдается в отложениях слоя 3. Значения магнитной восприимчивости в гумусовом горизонте палеопочвы слоя 3 в 1,5-2 раза ниже, чем в нижележащих лёссовидных отложениях. Связано это, скорее всего, с изначально большим содержанием ферромагнитных минералов в осадке, которые при педогенезе разрушаются и перерабатываются в менее магнитные минералы. Возрастание в лёссовых отложениях FD говорит о присутствии суперпарамагнитных и однодоменных магнитных минералов, которые не связаны с педогенезом. Присутствие двух распределений в разрезе может быть либо следствием различного источника лёссового материала, либо вызвано близким положением коренных пород, которые могут изначально содержать большое количество магнитных минералов. Кроме того, причиной может быть более высокая ветровая активность в период накопления слоя 3 с усилением влияния влекомого местного переноса.