История формирования и эволюция почв лесостепи в голоцене
История формирования и эволюция почв лесостепи в
голоцене
А.Б.Ахтырцев, Б.П.Ахтырцев, Л.Я. Яблонских
Вторая
половина XX в. ознаменовалась активизацией исследований на стыке археологии и
почвоведения, начатых на рубеже XIX и XX столетий [11, 6, 7, 5]. Уже в этих
работах подчеркивалось важное значение совместных исследований археологов и
почвоведов для решения проблем как археологии, так и почвоведения. Затем
интерес со стороны почвоведов к изучению археологических объектов как
памятников природы несколько уменьшился и немногочисленные работы в этом
направлении велись с целью выяснения эволюции отдельных типов почв. Перелом в
развитии совместных исследований археологов и почвоведов наступил в 60-70 гг.,
когда ряд ученых показали их важную роль для реконструкции былых ландшафтов и
условий существования древнего человека, понимания взаимодействия человеческого
общества с природой, а также последствий этого взаимодействия.
Интенсивное
развитие совместных почвенно-археологических исследований характерно для
последних 25-30 лет. В них участвуют большие коллективы археологов и почвоведов
в Воронежском, Московском, Иркутском университетах, институте географии РАН,
Институте фундаментальных проблем биологии РАН, Институте почвоведения и
агрохимии СО РАН и других ВУЗах и научных учреждениях. Появилось много
публикаций, в которых на основе изучения палеопочв археологических памятников
освещаются вопросы истории формирования и эволюции почв и почвенного покрова, а
также проблемы развития человеческого общества в разных природных зонах,
реконструируются палеоэкологические условия жизни и хозяйственной деятельности
древнего человека, его воздействия на окружающую среду, рассматриваются вопросы
интеграции палеопочвоведения с археологией.
Комплексные
исследования погребенных почв проводятся за рубежом. Существенное повышение
результативности совместных работ археологов и почвоведов в современный период
обусловлено комплексным характером изучения археологических памятников как
памятников природы, хранящих в зашифрованном виде в палеопочвах бесценную
информацию о природной среде существования и хозяйственной деятельности
человека в разные археологические эпохи. Расшифровка этой информации,
заключенной в достоверном фактическом материале, полученном при исследовании
точно датированных археологических объектов, позволила, с одной стороны,
установить состояние почвенного покрова и по нему реконструировать палеоэкологическую
обстановку существования человека в конкретном регионе и в определенное время,
c другой стороны – уточнить существующие представления о хозяйственной
деятельности человека и роли этих условий в формировании, функционировании и
исчезновении этносов прошлого [2, 8, 9, 10].
Развитие
комплексных почвенно-археологических исследований в настоящее время достигло
такого уровня, когда возникла возможность оформления нового междисциплинарного
направления на стыке археологии и почвоведения, основы которого закладывались
на рубеже XIX и XX вв. В.В. Докучаевым, В.А. Городцовым и их последователями.
Необходимость этого стала очевидной для многих ученых, считавших, что для
реконструкции истории развития древних обществ, их экономики, социальной
организации в доисторическую и исторические эпохи крайне важным является
познание взаимодействия человека и природной среды [10].
Существенный
вклад в развитие этого междисциплинарного направления принадлежит воронежским
археологам и почвоведам, материалы исследований которых заложили основы для его
становления. Подробное обоснование создания археологического почвоведения
приведено в монографиях В.А. Демкина “Палеопочвоведение и археология” [8] и
М.И. Дергачевой “Археологическое почвоведение” [9]. В них подчеркнута
значимость реконструкций природной среды для понимания развития человека и
человеческого общества, показано, что почва обладает максимальной способностью
сохранять наибольшее количество информации о совокупном взаимодействии всех
компонентов и о природной среде в разные эпохи голоцена.
По
реликтовым признакам погребенных почв представляется возможность решать вопросы
адаптации и взаимоотношения человека с окружающей средой. Поэтому в центре
археологического почвоведения была и остается палеопочва разных археологических
эпох, а объектами исследования – археологические памятники с погребенными
почвами. В их исследованиях все большее место должны занимать вопросы
историко-социологических и палеогеографических реконструкций. Все это вызывает
необходимость дальнейшего объединения усилий археологов и почвоведов для
совместной работы на археологических памятниках в различных регионах страны,
изученность которых в этом плане весьма неодинакова и в большинстве случаев
совершенно недостаточна. Поэтому региональные исследования должны получить
новый импульс в современный период.
Примером
практического осуществления такого объединения служат длительные
почвенно-археологические работы, выполняемые в археологической экспедиции
Воронежского университета, где решаются проблемы и археологии и почвоведения
[2].
В
современный период решение проблемы истории формирования и эволюции почв в
голоцене опирается на использование фактических материалов, полученных на
основе комплексных почвенно-археологических исследований почв, погребенных под
археологическими памятниками. Совместные исследования с археологами в 1984-1998
гг. дали большой материал для познания истории формирования и эволюции основных
типов почв Среднерусской лесостепи и, в частности, гидроморфных почв.
Сравнительное
изучение погребенных и фоновых почв с использованием почвенно-археологического,
сравнительно-географического и сравнительно-аналитического методов, результаты
которого опубликованы в ряде наших paбот в последние 15 лет, свидетельствуют о
сложной истории развития гидроморфных почв, обусловленной непостоянством
ландшафтно-экологических условий Среднерусской лесостепи с конца плейстоцена до
нашего периода [23, 24, 25].
Новейшие
палеогеографические исследования показывают, что в конце плейстоцена и древнем
голоцене в этом регионе были распространены перигляциальные ландшафты и
развивалось криогенное почвообразование [14, 15, 17, 19, 20, 21].
В
интервале 10-8 тыс. л.н. они сменяются лесостепными ландшафтами из
березово-сосновых лесов с примесью дуба и гидроморфных луговых формаций. На
протяжении древнего и раннего голоцена происходили заметные колебания
гидротермического режима с продолжительностью от 300 до 700 лет. В этот период
на низменных равнинах формировался гидроморфный почвенный покров из лесолуговых
глеевых, луговых и болотных почв. На бореально-атлантическом рубеже произошло
похолодание климата и усилилось выщелачивание почв. В атлантический период с
оптимальным соотношением тепла и влаги, умеренной динамикой термических
показателей наибольшее увеличение температуры и осадков в бассейне Дона
составляло 1о и 50-100 мм по сравнению с современными [14]. В благоприятных
гидротермических условиях при слабой дренированности территории интенсивно
развивалось гидроморфное и полугидроморфное почвообразование, которое по мере
изменения экологических условий и нарастания расчлененности водоразделов
частично трансформировалось в автоморфное. На месте распространения современных
лесостепных и степных черноземов к концу атлантического периода образовались
черноземно-луговые, лугово-черноземные палеопочвы и палеочерноземы карбонатные
слабозасоленные.
В
период 7-5 тыс. л.н. отмечались три этапа аридизации климата, сменявшиеся
фазами более влажного климата [20]. Направленность почвообразования также
менялась и периоды выщелачивания сменялись периодами капиллярного подъема
грунтовых вод в почвенный профиль, что приводило к развитию гидроморфизма,
засоления и окарбоначивания почв. На низменных равнинах доминировали почвы
лугового ряда с признаками засоления, осолонцевания и высокой карбонатности
[2].
На
атлантико-суббореальном рубеже произошло интенсивное похолодание и максимальное
продвижение лесной растительности на юг [20, 21], закончившееся 4200 лет назад.
В суббореальный период, к которому относится эпоха бронзы с хорошо
сохранившимися археологическими памятниками 4-3-тысячелетнего возраста, в
Среднерусской лесостепи отмечалось два суббореальных похолодания (5.3-4.5 и
3.5-2.9 тыс. л.н.) и два потепления (4.5-3.5 и 2.9-2.5 тыс. л.н.). Во время
потепления среднегодовые температуры и суммы осадков были близки к современным,
лесостепной ландшафт сохранялся [19]. К концу эпохи бронзы произошло расширение
площади дубрав и ландшафты приобрели облик, близкий к современному облику
ненарушенных хозяйственной деятельностью ландшафтов лесостепи.
На
фоне изменений экологических условий в лесостепи развивался процесс
формирования и эволюции почвенного покрова и гидроморфных почв. Исследование
почв под курганами, оборонительными земляными валами разного возраста (от 4 до
1 тыс. лет), свидетельствует о том, что в эпоху бронзы фоновыми компонентами
палеопочвенного покрова были: на дренированных водоразделах Среднерусской и
других возвышенностей - палеочерноземы карбонатные засоленные под луговостепной
растительностью и серые лесостепные палеопочвы в дубравах, черноземно-луговые и
лугово-черноземные карбонатные солонцевато-засоленные палеопочвы на
недренированных низменных равнинах и слабодренированных водораздельных участках
возвышенностей [1]. Кроме того, в структуре почвенного покрова присутствовали
черноземно-луговые палеосолонцы.
В
распространении палеопочвенного покрова Среднерусской лесостепи прослеживаются
зональные и фациальные особенности и региональные географические
закономерности, обусловленные высотной и экспозиционной дифференциацией
палеопочв на возвышенностях и их склонах, на низменных равнинах и террасах рек,
неоднородностью растительности в прошлом, разнообразием почвообразующих пород,
состава и глубины залегания грунтовых вод и др. факторов. В эпоху бронзы на
дренированных возвышенных пространствах доминировали палеочерноземы карбонатные
слабозасоленные тяжелого гранулометрического состава, которые явились
предшественниками современных черноземов типичных и выщелоченных Окско-Донской
лесостепной почвенной провинции. Они прошли стадию гидроморфного развития в
атлантическом периоде, реликтовые признаки которого (карбонатная пропитка всего
почвенного профиля, его засоление легкорастворимыми солями и гипсом с
максимальным выражением в верхнем горизонте, журавчики карбонатов кальция и
железисто-марганцевые конкреции в нижней части профиля, накопление гумуса
гуматного типа) сохранились в палеочерноземах эпохи бронзы.
Период
3900-3500 л.н. отличался более влажными условиями и сменой во времени
растительных сообществ злаково-разнотравных степей лесостепными ландшафтами
[20]. Происходило усиление выщелачивания карбонатов кальция и процесса
гумификации палеочерноземов. Содержание сохранившегося гумуса в погребенных
палеочерноземах этого времени достигло 4%. Состав его гуматный с отношением
Сгк: Сфк: =2.2. В самом начале срубного времени (в аридном ХV в. до н.э.)
отмечалось оживление соленакопления и увеличение количества солей до 0.4-0.6%
(в том числе токсичных - до 0.11-0.16%). Однако этап соленакопления был
коротким и аридные условия снова сменились более влажными. Они
благоприятствовали формированию лесостепных ландшафтов на протяжении 3400-2900
лет назад, с возрастанием роли разнотравно-злаковых сообществ в отрезок времени
2900-2500 лет назад. В этих экологических условиях на фоне усиливающегося
дренажа местности палеочерноземы карбонатные слабозасоленные постепенно
эволюционировали по элювиальному типу. В субатлантическом периоде ландшафты
приобрели стабильные современные черты. Гумусовый горизонт палеочерноземов был
промыт от миграционных форм карбонатов, а из солей в нем к концу 1 тыс. до н.э.
сохранился лишь гипс в малых количествах. Возросла мощность гумусового
горизонта и содержание сохранившегося в погребенных почвах гумуса (до 4.5-5%).
Палеочерноземы по своим диагностическим признакам были уже близки к современным
черноземам. Эволюция почв в последние 2000-2200 лет продолжалась в том же
направлении. В конечном итоге палеочерноземы карбонатные слабозасоленные эпохи
бронзы с мощностью горизонтов А + АВ = 55-63 см трансформировались в
современные черноземы типичные и выщелоченные средне- и многогумусные с
мощностью гор. А + АВ = 75-92 см.
Комплексными
почвенно-археологическими исследованиями установлено, что в типичной и южной
лесостепи Окско-Донской равнины гидроморфное почвообразование имело и имеет в настоящее
время более яркое проявление, чем на Среднерусской и других возвышенностях в
тех же ландшафтных подзонах. В эпоху бронзы на низменных равнинах фоновыми
компонентами структуры почвенного покрова были гидроморфные и полугидроморфные
почвы разной степени засоления и солонцеватости.
Уже
к середине II тыс. до н.э. в типичной и южной лесостепи Окско-Донской равнины
сложился сложный контрастный почвенный покров, в структуре которого
доминировали черноземно-луговые и лугово-черноземные палеопочвы. Наиболее
широкое распространение имели полноразвитые полугидроморфные лугово-черноземные
карбонатные слабозасоленные среднемощные палеопочвы, хорошо сохранившиеся до
настоящего времени под многочисленными курганами-могильниками эпохи бронзы на
междуречных водоразделах. Мощность их колебалась в пределах 65-76, а на пологих
склонах – 45-60 см. Наличие миграционных форм карбонатов по всему профилю и
железисто-марганцевых конкреций в его нижней части, слабая засоленность, очень
постепенное уменьшение содержания гумуса в пределах гор. [А] и [АВ], его
гуматный состав, однородность гранулометрического и валового химического
состава, морфологическое строение профиля подтверждают, что рассматриваемые
палеопочвы формировались под растительностью луговой степи в условиях теплого,
влажного климата и неглубокого залегания уровня грунтовых вод, подтягивание
которых к поверхности и испарение способствовали пропитке почвенных горизонтов
карбонатами и слабому накоплению легкорастворимых солей.
В
комплексе с этими почвами значительно шире, чем теперь, были распространены
лугово-черноземные карбонатные солонцевато-засоленные почвы. Они отличались
большей плотностью, трещиноватостью, хуже выраженной структурой, наличием
выцветов солей и характеризовались сульфатным кальциево-на- триевым в гор. [А]
и сульфатным магниевонатриевым в остальной части профиля засолением.
Изученные
подкурганные палеопочвы отражают состояние почвообразования, свойственное
атлантическому периоду с наиболее влажным и теплым климатом на протяжении всего
голоцена и началу суббореального периода. Они свидетельствуют о том, что с
ранних эпох голоцена на Окско-Донской равнине почвы развивались в гидроморфных
условиях с накоплением гумуса гуматного типа. В эпоху бронзы они достигли
стадии полноразвитых лугово-черноземных почв, которые в целом были менее мощные
и выщелоченные, более карбонатны, засолены и солонцеваты, чем современные
почвы.
Сопоставление
лугово-черноземных палеопочв эпохи бронзы с почвами, погребенными под курганами
3.5-1 тыс. лет назад, и современными лугово-черноземными почвами дает основание
утверждать, что их дальнейшая эволюция в условиях общего похолодания и
значительной влажности климата, наступивших в субатлантический период, шла по
пути усиления выщелачивания и увеличения мощности почв. Это привело к
трансформации их в лугово-черноземные обычные мощные тучные и среднегумусные
почвы, которые являются главным компонентом современного почвенного покрова
южной части Окско-Донского плоскоместья.
Приведенный
обзор обширных материалов почвенно-археологических исследований свидетельствует
о том, что в Европейской лесостепи в почвообразовании на протяжении голоцена,
особенно в атлантический период, важную роль играл гидроморфный процесс. Его
проявление было неодинаковым на дренированных возвышенностях и низменностях
лесостепи Русской равнины.
На
возвышенностях продолжительность и интенсивность гидроморфного процесса была
меньшей и формировавшиеся гидроморфные и полугидроморфные почвы уже к эпохе
бронзы трансформировались в черноземы карбонатные слабозасоленные с остаточными
признаками гидроморфизма. Дальнейшая их эволюция была связана с неоднородными
колебательными изменениями природных условий, усилением дренированности
территории, что способствовало прогрессирующему развитию автоморфного процесса,
нарастанию выщелачивания, мощности и гумусированности почвенного профиля. Лишь
вмешательство человека (слабое начиная с эпохи бронзы, интенсивное в последние
столетия) осложнило этот процесс и вызвало антропогенную деградацию черноземов.
Общая схема эволюции черноземов на рассматриваемой территории на протяжении
голоцена представляется на основе существующих фактических материалов
предположительно в таком виде: гидроморфные и полугидроморфные аналоги
черноземов (атлантический период) – черноземы карбонатные слабозасоленные
(суббореальный период) – черноземы типичные и выщелоченные (конец
суббореального и субатлантический период).
На
низменных равнинах в условиях большего увлажнения преимущественно из-за
близкого к поверхности залегания грунтовых вод на недренированных междуречьях
развитие почв осуществлялось по схеме: гидроморфные и заболоченные почвы
лугового ряда (атлантический период) – черноземно-луговые и лугово-черноземные
карбонатные разной степени засоления и солонцеватости почвы (суббореальный
период) – полугидроморфные лугово-черноземные и гидроморфные черноземно-луговые
современные почвы с комплексом почв западинных ландшафтов (субатлантический
период).
На
протяжении голоцена (по крайней мере с атлантического периода и до настоящего
времени) в структуре почвенного покрова имели место гидроморфные солонцы и
засоленные почвы. Доля их участия менялась вместе с колебательными изменениями
гидротермических и других природных условий. Нами обнаружены и детально изучены
гидроморфные солонцы и солонцеватые почвы под курганами эпохи бронзы в пределах
Окско-Донской равнины. Объектами исследований послужили черноземно-луговые
корковые карбонатные солончаковатые палеосолонцы и лугово-черноземные
солонцеватые палеопочвы.
Установлено,
что около 4000 л.н. в лесостепи Окско-Донской равнины были широко
распространены полноразвитые гидроморфные палеосолонцы. Под курганами,
сооруженными в период 3400-3600 л.н., обнаружены полугидроморфные карбонатные
солонцеватые среднезасоленные палеопочвы с мощностью горизонтов [Aк]+[АВк] =
50-60 см. Современные почвы на водораздельных пространствах вокруг курганов
представлены лугово-черноземными мощными (А + АВ = 83-97 см) среднегумусными
(7-8.5%) и черноземно-луговыми тяжелосуглинистыми и глинистыми почвами.
Сходство
основных морфологических признаков погребенных и фоновых почв свидетельствует о
том, что формирование палеосолонцов, начавшееся в атлантический период, было
обусловлено наложением солонцеобразования на ранее развивавшийся
черноземно-луговый процесс. Гумусовый профиль палеосолонца имеет черты сходства
и унаследован от черноземно-луговой палеопочвы, а солонцеватой палеопочвы
близок лугово-черноземной карбонатной палеопочве, отличаясь большей плотностью
сложения, трещиноватостью и призмовидностью структуры. По сравнению с фоновыми
почвами они отличаются меньшей мощностью гумусового профиля (50-60 см).
Генетическая связь рассматриваемых почв подтверждена результатами
сравнительно-аналитических исследований. Черноземно-луговые палеосолонцы имеют
глинистый крупнопылевато-иловатый гранулометрический состав с очень слабо
выраженным выносом ила из верхнего горизонта. Общая степень дифференциации
почвенного профиля по илу равна 1.07, тогда как в солонцеватой палеопочве –
1.16, фоновой лугово-черноземной почве – 1.19, в современных черноземно-луговых
солонцах колеблется в зависимости от степени осолодения в пределах 1.67-2.21.
Такое изменение степени дифференциации свидетельствует о нарастании
элювиирования почв, а в солонцах и осолодения во второй половине голоцена и
особенно в субатлантическом периоде. Оно затронуло также почвенную массу
курганных насыпей, в которой коэффициент дифференциации по илу достиг
1.13-1.26. Очень слабая дифференциация палеосолонцов, законсервированных под
курганами около 4000 л.н. – еще одно свидетельство в пользу заключения о том,
что они формировались по черноземно-луговым палеопочвам с недифференцированным
профилем.
Черноземно-луговые
палеосолонцы имеют ореховато-призмовидную структуру с высоким содержанием
структурных отдельностей крупнее 10 мм (62-71% в верхней половине профиля).
Водопрочность агрегатов очень низкая. Сумма водопрочных агрегатов крупнее 1 мм
в гумусовом профиле уменьшается с глубиной от 5 до 1%, размером 1-0.5 мм от 5
до 3% и размером 0.5-0.25 мм увеличивается от 17 до 23%. Выход пыли при мокром
рассеве составляет 73-81%.
Физические
свойства палеосолонцов плохие. Величина объемной массы колеблется от 1.41-1.43
в гор. [AB1к] до 1.47-1.53 г/см3 в гор. [B1к] и С. Удельная масса увеличивается
с глубиной с 2.63 до 2.74 г/см3 , а общая порозность колеблется в пределах
46-44%. По этим показателям они мало отличаются от современных
черноземно-луговых солонцов, у которых средние величины объемной и удельной
массы, общей порозности меняются вниз по профилю в пределах 1.40-1.54 г/см3,
2.65-2.73 и 42-48%. Лишь в надсолонцовом горизонте А1, обогащенном гумусом
(6-9%), эти показатели лучше и составляют соответственно 1.15-1.25 г/см3 ,
2.56-2.60 и 51-56%.
Валовой
химический состав черноземно-луговых палеосолонцов характеризуется большой
однородностью по генетическим горизонтам. Содержание основных оксидов в
пересчете на прокаленную бескарбонатную массу колеблется в узком интервале:
SiO2 70-71, R2О3 19-19.5, CaO 1.8-2.1, MgO 2-2.4, К2О 2.5-2.7, Na2О 1.1-1.3%.
Аналогичный состав имеют черноземно-луговые солонцеватые палеопочвы. Для
современных черноземно-луговых солонцов отмечается увеличение содержания SiO2
на 2-5% и уменьшение R2O3 в надсолонцовом горизонте по сравнению с остальной
частью почвенного профиля. Среднее содержание оксидов в надсолонцовом горизонте
составляет: SiO2 72-73, R2O3 17-18, CaO 1.9-2.1, MgO 2.1-2.2, К2О 2.3-2.4, Na2O
1.5-1.6%, а в остальной части профиля (до глубины 150 см) колеблется в
пределах: SiO2 67-69, R2O3 20.9-21.7, CaO 1.9-2.4, MgO 2.7-2.9, К2O 2.4-2.6,
Na2O 1.5-1.7%.
Таким
образом, сопоставление гранулометрического и валового химического состава
разновозрастных почв свидетельствует о том, что осолонцевание
черноземно-луговых палеопочв не сопровождалось дифференциацией минеральной
части их профиля. Она возникла в более позднее время по мере развития процессов
выщелачивания, а в некоторых случаях и осолодения. Многие современные
лугово-черноземные и черноземно-луговые почвы Окско-Донской равнины
характеризуются наличием элювиального по содержанию ила и оксида магния слоя.
Он имеется и в фоновых почвах около изученных курганов. Видимо, это связано с
осолонцеванием их в конце первой половины голоцена и последующим
рассолонцеванием и выщелачиванием в более позднее время.
В
первой четверти II тыс. до н.э. гумусовый профиль в черноземно-луговых палеосолонцах
имел мощность около 50 см. Содержание гумуса в нем постепенно снижалось с
глубиной от 3.1 до 2%, а запас гумуса составлял 193 т/га. Лугово-черноземная
солонцеватая палеопочва, погребенная под курганом около 3.5 тыс. л.н.,
отличалась большей мощностью гумусового профиля, содержанием (4.3-3.2 в гор.
[Aк] и 3.1-2.2% в гор. [АВк]) и запасом (234 в слое 0-50 см и 326 т/га в слое
0-75 см) гумуса.
В
соответствии с системой показателей гумусного состояния почв [18]
черноземно-луговые палеосолонцы характеризуются средним запасом гумуса в
метровой толще (344 т/га) и постепенно убывающим профильным распределением его.
Степень гумификации органического вещества высокая (30%). Тип гумуса гуматный с
очень низким содержанием “свободных” гуминовых кислот (4-6% от суммы ГК),
высоким – ГК, связанных с кальцием (67-77%) и прочносвязанных (19-28%), средним
– негидролизуемого остатка (54-56%). В групповом составе гумуса характерно
преобладание гуминов и низкое содержание фульвокислот.
Отношение
Сгк: Сфк = 1.7-1.9.
В
фракционном составе гуминовых кислот, на долю которых приходится 28-30% от
общего углерода органического вещества, доминируют гуматы кальция. Состав
фульвокислот характеризуются почти равным соотношением подвижных ФК (39-45% от
суммы ФК) и фульватов кальция (38-43%) и значительно меньшим содержанием
третьей фракции (17-21%).
Почва
курганной насыпи отличается от подкурганного палеосолонца несколько большим
содержанием гумуса в верхней ее части, что обусловлено влиянием степной
растительности, произраставшей на кургане до распашки. По групповому и
фракционному составу гумуса отношению Сгк : Сфк она аналогична гумусовому
горизонту палеосолонца. Это, наряду с другими диагностическими показателями,
свидетельствует о том, что курган был насыпан почвенной массой из гумусовых
горизонтов палеосолонцов.
Для
современных черноземно-луговых солонцов присуще высокое содержание гумуса в
гор. A1A2 (6.5-9%), но мощность этого горизонта мала и количество гумуса резко
падает до 4-3% в гор. B1 и 1.5-2% в слое 40-50 см. Запас гумуса в метровой
толще почвы составляет 295-320 т/га. Тип гумуса – гуматный с очень высокой
степенью гумификации органического вещества, очень низким содержанием
“свободных” ГК (10-2% от суммы ГК), высоким – ГК, связанных с кальцием (66-76%)
и очень высоким – прочно связанных ГК (20-24%). Лишь в надсолонцовом горизонте
отмечается небольшое увеличение (до 18% от суммы ГК) “свободных” ГК и
уменьшение степени гумификации органического вещества. В целом состав гумуса
палеосолонцов и современных солонцов имеет большое сходство с гумусом
черноземно-луговых почв.
Черноземно-луговые
палеосолонцы имеют значительную реальную емкость катионного обмена, которая
составляет 30-34 в гумусовом профиле и 23-25 мг-экв/100 г в материнской породе.
Соотношение обменных катионов резко меняется по генетическим горизонтам. В
верхнем солонцовом горизонте с максимальным содержанием обменного натрия (7
мг-экв/100 г или 20-21% от РЕКО) доля кальция меняется от 26 до 33, а магния –
от 53 до 47% к сумме обменных катионов. В средней части профиля степень
солонцеватости уменьшается до слабой и доля натрия падает до 6-9% от РЕКО, а
магния – до 34-36%, кальция увеличивается до 55-60%. Материнская порода средне
солонцеватая, доля кальция, магния и натрия в ней составляет 29,57 и 14%
соответственно.
Лугово-черноземные
солонцеватые палеопочвы отличаются большей РЕКО (35-42 мг-экв/100 г), меньшей
долей обменного натрия (7-10%) и магния (25-41%) и увеличением доли кальция
(53-67%) в ней. Палеосолонцы и солонцеватые палеопочвы карбонатны с
поверхности. Количество СаСО3 нарастает с глубиной от 5 до 17 в палеосолонцах и
от 0.6 до 8.6% в солонцеватых почвах. В последних отмечается заметное
выщелачивание карбонатов.
Для
современных черноземно-луговых солонцов характерна высокая насыщенность
обменным магнием (34-64% от РЕКО) и натрием (29-67%), низкая – обменным
кальцием (3-15%). Лишь в надсолонцовом горизонте под влиянием процессов
выщелачивания и биогенной аккумуляции отмечается повышение доли обменного
кальция (до 55% от РЕКО), внедрение обменного водорода (6%), уменьшение доли
магния (23%) и натрия (16%). Карбонаты присутствуют во всех черноземно-луговых
солонцах. Верхние горизонты, как правило, содержат мало карбонатов, но в гор. В
количество их резко возрастает до 6-14% СаСО3 и затем уменьшается с глубиной до
11-5% в гор. ВС и С. Осолодевающие солонцы лишены карбонатов в гор. А1А2. По
мере нарастания элювиирования они выносятся также из горизонтов B1 и В2, а
максимум содержания СаСОз (10-12%) перемещается во вторую метровую толщу
почвенного профиля.
В
развитии осолонцевания и поддержания солонцовых свойств черноземно-луговых почв
Окско-Донской равнины велика роль постоянной связи почвенного профиля с
грунтовыми водами. Под солонцами уровень их колеблется в пределах 1-2.5 м.
Преобладают грунтовые воды с минерализацией 0.8-1.9 г/л, содержащие в среднем
10-18 мг-экв/л НСО3 -, 0.3-1.2 SО4 2-, 0.05-0.1 Сl -, 0.7-2.3 Ca2+ , 1.5-4.6
Mg2+ , 0.05-0.2 К+ , 8-12 Na+. Отмечается периодическое повышение и опускание
уровня грунтовых вод, что способствует возникновению очагов засоления и
осолонцевания почв при общем небольшом содержании солей в солонцовом горизонте.
Черноземно-луговые
палеосолонцы и солонцеватые палеопочвы начала и середины II тыс. до н.э.
содержат в почвенном профиле от 0.25 до 1.1% плотного остатка и 0.25-0.94%
легкорастворимых солей. В палеосолонце максимум содержания солей (0.91-0.95%)
находится в гор. [B1к], в солонцеватой палеопочве солей меньше и количество их
нарастает от 0.17-0.35% в верхнем полуметровом слое до 0.42-0.51% в остальной
1.5-метровой толще.
Определение
химизма, степени засоления и глубины залегания верхнего солевого горизонта по
Базилевич и Панковой [4], всех вариантов связывания ионов в соли и солевых
ассоциаций по Егорову и Гориной [12], выявило, что в палеосолонцах солевые
ассоциации представлены в основном следующими солями: в гор. [AB1к] –
Са(НСО3)2, Mg(HC03)2, NaHCO3 и Na2SО4; в гор. [В1] -Са(НСО3)2, CaS04, MgS04,
Na2SО4 и в материнской породе – Са(НСО3)2, Mg(HCО3)2, MgSО4, Na2SО4. Хлориды
практически отсутствуют. В гор. [AB1к] доминируют сульфат натрия (44-52% от
суммы солей, равной 0.25-0.32%) и двууглекислая сода (46-30%), в малом
количестве присутствуют бикарбонаты магния (3-2%) и кальция (6-7%). Для
остальной части профиля с общей суммой солей около 1% характерно преобладание
сульфатов натрия (~50%), кальция (24-27%) и магния (18-19%) и низкое содержание
бикарбоната кальция (6%). В материнской породе количество солей уменьшается до
0.5%, состав их представлен сульфатами натрия (83%) и магния (4%) и
бикарбонатами кальция (10%) и магния (3%). Хлориды обнаруживаются в виде
“следов”, ионы СО3 2- отсутствуют. “Суммарный эффект” токсичных ионов (SО4 2- и
НСО3 -), выраженный в мг-экв/хлора нарастает от 1.0-1.3 в гор. [AB1к] до
2.0-2.5 в средней части профиля и затем уменьшается до 1.2-1.5 в материнской
породе.
Отсюда
следует, что черноземно-луговые палеосолонцы эпохи бронзы относятся к типу
среднезасоленному сульфатному с участием двууглекислой соды в гумусовом гор.
[AB1к].
Химизм
засоления по катионному составу кальциево-натриевый. Отношение Na : Mg меняется
от 28-38 в гор. [AB1к] до 2 в средней части профиля и 10 в материнской породе,
Na : Ca соответственно 15, 1.5 и 9, Mg : Ca - 0.5, 0.7 и 0.9. По глубине
залегания верхнего солевого горизонта они являются высокосолончаковатыми.
Современные
черноземно-луговые солонцы, как правило, солончаковатые или
высокосолончаковатые. По химизму засоления относятся к содовым, реже
сульфатно-содовым. Содержание плотного остатка в засоленных горизонтах
колеблется от 0.7 до 1.8%, количество ионов составляет: НСО3 - – 7-13, Сl - –
0.1-1.0, SО4 2- – 0.3-12, Са2+ – 0.5-2.5, Mg2+ – 0.6-2, Na+ – 3-14 мг-экв/100
г. В незасоленных горизонтах эти показатели соответственно таковы: 0.06-0.35%,
0.3-1.7, 0.01-0.1, 0.1-0.7, 0.2-0.6, 0.1-0.5, 0.05-0.8 мг-экв/100 г.
Солонцеватые
свойства непосредственно зависят от степени перехода натрия из неподвижного
слоя мицеллы в диффузный. В связи с этим представляют интерес данные по
активности и концентрации ионов кальция, натрия, калия, водорода, хлора.
Черноземно-луговые
палеосолонцы характеризуются низкой активностью и концентрацией кальция в
солонцовом горизонте, средней – в остальной части профиля и материнской породе.
Учет активностей ионов водорода и кальция свидетельствует о среднем
энергетическом уровне перехода кальция из твердой фазы палеосолонца в почвенным
раствор, что обеспечивается наличием карбонатов кальция во всех генетических
горизонтах, а также в гор. [В2]. Активность и концентрация ионов натрия
высокая, но в материнской породе характеризуется низкими показателями (0.8
ммоль/л против 20-35 в гор. [AB1к] и [B2к]).
Черноземно-луговые
палеосолонцы отличаются от современных солонцов пониженной активностью ионов
кальция по всему профилю и натрия в средней его части. Однако в гор. [AB1к]
палеосолонца активность натрия втрое больше, чем в соответствующем горизонте
современного солонца (20-31 против 6-12 ммоль/л). Отличительной чертой
черноземно-луговых солонцов является резкая дифференциация профиля по
активности натрия и менее резкая по активности кальция. Верхние горизонты их,
подверженные слабому осолодению и элювиированию, имеют низкий уровень
активности натрия (pNa 2.2-1.9) и несколько пониженные активность кальция (рСа
2) и величины известкового потенциала (5.4-6.2). В остальной части профиля эти
показатели составляют 1.2-1.5, 1.8-1.9, 7.1-7.7 соответственно.
В
соответствии с ориентировочной шкалой обеспеченности кальцием и степени
солонцеватости почв черноземно-солонцового комплекса [22] современные
черноземно-луговые солонцы относятся к высокообеспеченным кальцием (рСа 1.8-2).
По значениям pNa верхние горизонты их являются сильносолонцеватыми (pNa
1.9-2.2), а горизонты В2 и В3 солонцовыми (pNa 1.2-1.5). В палеосолонцах к
солонцовым относятся горизонты [AB ] и [B1]. Активность и концентрация ионов
калия в палеосолонцах очень низкие(0.03-0.19 ммоль/л), ионов хлора - колеблются
в пределах 1.5-4 ммоль/л.
Определение
активности водорода в условиях низкого разбавления почвы водой (1:0.5), при
которых значения активных концентраций близки к содержанию этих ионов в почве,
показало, что в палеосолонцах величина рН слабо уменьшилась с глубиной от
8.3-8.2 в гор. [АВ1к] до 8.1-8.0 в гор. [В] и 7.8 в материнской породе. В
современных черноземно-луговых солонцах верхний горизонт отличается пониженной
величиной рН (6.4-7.2), а в остальной части профиля она равна 8.4-8.6 и в
материнской породе 8.1. При разбавлении почвы водой до 1:2.5 и 1:5 величины рН
возрастали на 0.3-1.1. Такая закономерность отмечена для всех изученных почв.
Почва
курганной насыпи, сооруженная из верхних солонцовых горизонтов, и фоновые
лугово-черноземные почвы существенно отличаются от палеосолонцов по активности
ионов. В процессе трансформации почвенной массы кургана произошло уменьшение
величины рН в слое 0-70 см до 7.6-7.8, заметно возросла активность кальция, многократно
снизилась активность и концентрация ионов натрия.
Фоновые
лугово-черноземные почвы характеризуются еще меньшими величинами рН в гумусовом
(5.9-6.8) и переходном (7.4-7.8) горизонтах, очень низкой обеспеченностью
кальцием в пахотном (рСа 3.9) и подпахотном (2.85 горизонтах, средней (2.3-2.4)
в гор. АВ и низким уровнем активности и концентрации натрия по всему профилю
(0.7-1.3 ммоль/л).
По
величинам активности и концентрации ионов калия заметных различий в
сравниваемых почвах не обнаружено. В отношении активности хлора отмечается
небольшое ее увеличение в фоновых почвах по сравнению с палеосолонцом и
курганной насыпью.
Сравнительная
характеристика фоновых и погребенных почв позволяет заключить, что эволюция
черноземно-луговых палеосолонцов на протяжении второй половины голоцена
сопровождалась существенной трансформацией физико-химических свойств,
активностью и концентрацией ионов кальция, натрия, калия, водорода, хлора,
величины известкового потенциала в них. При этом на фоне выноса растворимых
солей и частичного выщелачивания карбонатов, усиления гумусоаккумуляции
происходило замещение натрия на кальций (а также и водород гидролитической
кислотности) в поглощающем комплексе, снижалась активность ионов натрия,
возрастала активность водорода, особенно в верхней части профиля, возникал
дефицит кальция в промытых от карбонатов горизонтах, несколько увеличивалась
активность хлора. Активность ионов калия осталась на низком уровне как в
погребенных, так и фоновых почвах.
Итак,
установлено, что к началу II тыс. до н.э. в лесостепи Русской равнины на
низменностях сформировались гидроморфные черноземно-луговые палеосолонцы и
солонцеватые палеопочвы, принимавшие значительное участие в структуре
палеопочвенного покрова эпохи ранней бронзы. Сравнительное изучение палеосолонцов
и солонцеватых палеопочв, современных фоновых лугово-черноземных и
черноземно-луговых, черноземно-луговых карбонатных и осолодевающих солонцов
показало, что формирование палеосолонцов и солонцеватых палеопочв в конце
первой половины голоцена было обусловлено наложением солонцеобразования на
развивавшийся в период голоценового оптимума черноземно-луговый процесс
почвообразования. Это подтверждается отсутствием заметной дифференциации
гранулометрического и валового химического состава по генетическим горизонтам
палеосолонцов, сходством гумусового состояния их и черноземно-луговых почв,
особенностями строения почвенного профиля. В дальнейшем, начиная со второй
четверти II тыс. до н.э. наблюдалось усиление выщелачивания, рассолонцевания, а
местами и осолодения палеосолонцов, в результате чего они постепенно
эволюционировали в современные зональные черноземно-луговые и
лугово-черноземные почвы с разной степенью выраженности признаками
элювиально-иллювиальной дифференциации профиля. Наличие у лугово-черноземных и
черноземно-луговых почв явной элювиированности связано с осолонцеванием их в
конце первой половины голоцена и последующим рассолонцеванием, выщелачиванием в
эпоху бронзы и в субатлантическое время.
Заключение
Впервые
на основе комплексных почвенно-археологических исследований, выполненных
совместно с археологами Воронежского госуниверситета в 1984-1998 гг., получен
большой фактический материал по истории формирования и эволюции почв
Среднерусской лесостепи в голоцене. Сравнительное исследование погребенных и
фоновых почв, результаты которого публиковались в последние 15 лет,
свидетельствуют о сложной истории развития гидроморфных почв Среднерусской
лесостепи в голоцене, тесно связанной с непостоянством ландшафтно-экологических
условий. Установлено, что в этом регионе на протяжении голоцена, особенно В
атлантический период, в почвообразовании важную роль играл гидроморфный
процесс. Его проявление было неодинаковым на дренированных возвышенностях и
низменностях лесостепи Русской равнины.
На
возвышенностях продолжительность и интенсивность гидроморфного процесса была
меньшей и формировавшиеся гидроморфные и полугидроморфные почвы уже к эпохе
бронзы трансформировались в черноземы карбонатные с остаточными признаками
гидроморфизма. Дальнейшая их эволюция была связана с неоднократными
колебательными изменениями природных условий, усилением дренированности
территории, что способствовало прогрессирующему развитию автоморфного процесса,
нарастанию выщелачивания, мощности и гумусированности почвенного профиля. Лишь
вмешательство человека ( слабое, начиная с эпохи бронзы, интенсивное – в
последние столетия ) осложнило этот процесс и вызвало антропогенную деградацию
черноземов. Общая схема эволюции черноземов на протяжении голоцена
представляется на основе существующих фактических материалов предположительно в
таком виде: гидроморфные и полугидроморфные аналоги черноземов (атлантический
период) –– черноземы карбонатные слабозасоленные (суббореальный период) –
черноземы типичные и выщелоченные (конец суббореального и субатлантический
период).
На
низменных равнинах гидроморфное почвообразование имело в прошлом и настоящем
более яркое проявление. В условиях большего увлажнения преимущественно из-за
близкого к поверхности залегания грунтовых вод, затрудненности поверхностного
стока на недренированных междуречьях развитие почв осуществлялось по схеме:
гидроморфные и заболоченные почвы лугового ряда (атлантический период) –
черноземно-луговые, черноземно-влажнолуговые и лугово-черноземные карбонатные
разной степени засоления и солонцеватости почвы (суббореальный период) –
полугидроморфные лугово-черноземные и гидроморфные черноземно-луговые
современные почвы с комплексом почв западинных ландшафтов (субатлантический
период).
На
протяжении голоцена (по крайней мере с атлантического периода и до настоящего
времени) в структуре почвенного покрова имели место гидроморфные солонцовые и
засоленные почвы. Установлено, что к началу II тыс. до н.э. в лесостепи Русской
равнины на низменностях сформировались полнопрофильные гидроморфные черноземно-луговые
палеосолонцы и солонцеватые палеопочвы. Их формирование в конце первой половины
голоцена было обусловлено наложением солонцеобразования на развивавшийся в
период голоценового оптимума черноземно-луговый процесс почвообразования. Это
подтверждается отсутствием заметной дифференциации гранулометрического и
валового химического состава по генетическим горизонтам палеосолонцов,
сходством гумусового состояния их и черноземно-луговых почв, особенностями
строения почвенного профиля. В дальнейшем, начиная со второй четверти II тыс.
до н.э., наблюдалось усиление выщелачивания, рассолонцевания, а местами и
осолодения палеосолонцов, в результате чего они постепенно эволюционировали в
современные зональные черноземно-луговые и лугово-черноземные почвы с разной
степенью выраженности признаками элювиально-иллювиальной дифференциации
профиля. Наличие у части лугово-черноземных и черноземно-луговых почв явной
элювиированности, видимо, связано с осолонцеванием их в конце первой половины
голоцена и последующим рассолонцеванием и выщелачиванием в эпоху бронзы и в
субатлантическое время.
Работа
выполнена при поддержке РФФИ по проекту № 03-04-48211 и Министерства
образования РФ (грант по программе Университеты России – фундаментальные
исследования).
Список литературы
1.
Axтырцев Б.П. К характеристике палеопочв среднего голоцена в бассейне Верхнего
Дона / Б.П. Axтырцев, А.Б. Axтырцев // Эпоха бронзы Восточноевропейской
лесостепи. – Воронеж, 1984. – Вып. 5. – С. 146-153.
2.
Ахтырцев А.Б. Палеопочвенные исследования в полевых работах Воронежского
университета / Б.П. Axтырцев, А.Б. Axтырцев, А.Д. Пряхин // Археология
Восточно-Европейской лесостепи. – Воронеж, 1997. – Вып 10. – С. 15-24.
3.
Ахтырцев Б.П. Палеопочвы эпохи бронзы и почвенный покров на территории Мосоловского
поселения в бассейне р. Битюг / Б.П. Axтырцев, А.Б. Axтырцев // Археологические
памятники эпохи бронзы Восточноевропейской лесостепи. – Воронеж, 1986. – Вып.
6. – С. 113-124.
4.
Базилевич Н.И. Опыт классификации почв по засолению / Н.И. Базилевич, Е.И.
Панкова // Почвоведение. – 1968. – № 11. – С. 3-15.
5.
Виленский Д.Г. Погребенные почвы Сагурамского могильника в Грузии /Д.Г.
Виленский // Почвоведение. – 1925. – № 4. – С. 61-71.
6.
Городцов В.А. Дневник археологических исследований в Бахмутском уезде
Екатеринославской губернии / В.А. Городцов // Тр. 13 археологического съезда. –
1907. – Т. 1. – С. 311-316. 7. Городцов В.А. Классификация погребения Одесского
кургана / В.А. Городцов // Отчет Российского Исторического Музея за 1915 г. –
М., 1917. – С. 117-142.
8.
Демкин В.А. Палеопочвоведение и археология / В.А. Демкин. – Пущино: ОНТИ ПНЦ
PAН, 1997. – 213 с.
9.
Дергачева М.И. Археологическое почвоведение / М.И. Дергачева. – Новосибирск:
Изд-во СО РАН, 1997б. – 228 с.
10.
Деревянко А.П. Многослойная палеолитическая стоянка Кара-Бом (Горный Алтай):
экологические условия жизни древнего человека / А.П. Деревянко и др. //
Всероссийское совещание по изучению четвертичного периода: Тез. докл. – М.,
1994. – С. 15-17.
11.
Докучаев В.В. Русский чернозем / В.В. Докучаев. – М.: Сельхозгиз, 1952. – 635
с. 12. Егоров В.В. Полевые ассоциации в почвах Прикаспийской низменности в
связи с их генезисом / В.В. Егоров, Н.И. Горина // Почвоведение. – 1975. – №
12. – С. 3-10.
13.
Золотун В.П. Развитие почв юга Украины за последние 50-45 веков. Автореф. дис…
док. с.-х. наук / В.П. Золотун. – Киев, 1974. – 74 с. 14. Климанов В.А. Климат
Северной Евразии в позднеледниковье и голоцене. Автореф. дис… док. географ.
наук / В.А. Климанов. – М., 1996. – 46 с. 15. Климанов В.А. Палеоклиматические
условия Русской равнины в климатический оптимум голоцена /В.А. Климанов //
Докл. АН СССР. – 1978. – Т. 242. – № 4. – С. 902-904.
16.
Мерперт Н.Я. Археология и некоторые вопросы почвоведения /Н.Я. Мерперт, А.П.
Смирнов // Советская археология. – 1960. – № 4. – С. 61-71. 17. Нейштадт М.И. К
вопросу о некоторых понятиях в разделении голоцена /М.И. Нейштадт // Изд. АН
СССР. Сер. Географ. – 1983. – № 2. – С. 103-108.
18.
Орлов Д.С. Химия почв / Д.С. Орлов. – М.: Изд-во МГУ, 1992. – 400 с.
19.
Серебряная Т.А. О динамике лесостепной зоны в центре Русской равнины в голоцене
/ Т.А. Серебряная // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и
голоцене. – М, 1982. – С. 179-186.
20.
Спиридонова Е.А. Изменение природной обстановки голоцена в бассейне Дона / Е.А.
Спиридонова // Мосоловское поселение эпохи бронзы в системе памятников степи и
лесостепи. – Воронеж, 1991. – С. 53-55.
21.
Хотинский Н.А. Голоценовые хроносрезы: дискуссионные проблемы палеогеографии
голоцена / Н.А. Хотинский // Развитие природы территории СССР в позднем
плейстоцене и голоцене. – М., 1982. – С. 142-147.
22.
Цуриков А.Т. Активность кальция, натрия, водорода в почвах при химической
мелиорации солонцов / А.Т. Цуриков // Почвоведение. – 1977. – № 4. – С. 45-56.
23. Akhtyrtsev B. P., Akhtyrtsev A.
B. Formation and Evolution of Chernozemic-Meadow Paleosolonetzes in
Forest-Steppe of the Russian Plain in the Holocene. Paper /В.Р. Akhtyrtsev, А.В. Akhtyrtsev // Eurasian Soil Science. – 1997. – Vol. 30(9). – P.
940-953.
24. Akhtyrtsev B.P. On evolution of
gray forest soils in Middle Russian forest-steppe /В.Р. Akhtyrtsev // Eurasian soil Science. – 1993. – Vol. 25, №11. – Р. 92-106.
Для
подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://www.vestnik.vsu.ru