Эволюция почв почвенного покрова

Экологическое почвоведение

В пособии излагаются основы экологического почвоведения, цель которого – выявление особенностей почвы как среды обитания живых организмов, рассматриваются экологические функции почвы и изменчивость ее основных морфологических, физических, химических и микробиологических свойств под воздействием природных и антропогенных факторов. В последнем разделе раскрыты основы почвенного экологического мониторинга.

Оглавление

• Введение
• 1. Развитие почвенного покрова Земли
• 2. Учение об экологических функциях почв

Приведённый ознакомительный фрагмент книги Экологическое почвоведение предоставлен нашим книжным партнёром — компанией ЛитРес.

1. Развитие почвенного покрова Земли

Геологическая история Земли началась 4,5 млрд лет назад после образования литосферы. Древнейший и наиболее продолжительный (3,8 млрд лет) временной промежуток в истории Земли назван криптозоем — периодом скрытой жизни (от греч. кryptos — скрытый, zoe — жизнь). Последние 0,6 млрд. лет фанерозойский эон (от греч. phaneros — видимый, явный, zoe — жизнь) со следами явной жизни [17, 18].

Криптозой (или докембрий) делится на эоны: гадейский, архейский и протерозойский. В криптозое происходила многократная перестройка суши, поверхностный слой литосферы подвергается интенсивному выветриванию, к концу криптозоя сформировались обильные осадочные породы и появились примитивные почвы. Основная периодизация и события этих древнейших эпох по современным научным представлениям выглядят следующим образом. Гадейский (катархейский) эон (4,5–3,9 млрд лет назад) — образование системы Земля — Луна, образование океанов и протоконтинентов, осадочные породы отсутствуют. В это время уже могло происходить накопление органического раствора — «первичного бульона». Пути появления органических молекул на нашей планете до сих пор дискуссионны: они могли быть занесены из Космоса (пангенез) или возникнуть непосредственно на Земле. Независимо от того, где зародилась жизнь, большинство теорий связывают зарождение жизни с появлением на Земле гиперциклов — сложных органических молекул, способных воспроизводить себя. Значительна вероятность их возникновения и в вакууме космоса, и на Земле. Но только попав в определенные экологические условия, гиперциклы могут эволюционировать. Большее преимущество должны были иметь те гиперциклы, которые адсорбировались на минеральных коллоидах. Другие органические соединения, находившиеся в почвенном растворе, взаимодействовали с сорбированными на минеральной матрице гиперциклами. Происходило достраивание их молекул или воспроизведение аналогичных молекул гиперциклов. Такие «оседлые» гиперциклы могли использовать минералы, на которых сорбировались в качестве катализаторов (в частности, марганец в составе пиролюзита, железо в составе оксидов) и до сих пор работают как катализаторы у некоторых видов микроорганизмов [10]. Архейский эон (3,9–2,6 млрд лет назад) — появление магнитного поля Земли, образование древнейшего суперконтинента Пангея и древних осадочных пород. Развиваются анаэробные сообщества архебактерий, прокариотических гетеротрофов и прокариот, способных к аноксигенному фотосинтезу, ископаемые остатки которых в виде строматолитов и микрофоссилий обнаруживаются в породах архея; атмосфера восстановительная. По представлениям Л. О. Карпачевского уже на первых стадиях криптозоя некоторые участки суши были покрыты предпочвами, представлявшими собой минеральный субстрат с сорбированным на нем органическим веществом. «Развитие гиперциклов превратило предпочву в протопочву и могло одновременно привести к возникновению жизни и биосферы в современном понимании этих терминов. Почва, или, точнее, первичное почвоподобное тело, возникло раньше биосферы и послужило толчком к формированию биосферы». Протерозойский эон (2,6–0,6 млрд лет назад) — произошло раскалывание

Пангеи, образование рифтовых впадин, формирование обильных осадочных пород и появление на них примитивных почв. В начале протерозоя появляются оксифотобактерии, 2 млрд лет назад атмосфера становится окислительной, аэробные сообщества господствуют (сначала цианобактерии, затем альгобактерии). Одноклеточные эукариотические организмы появляются 1,8 млрд лет назад, многоклеточные формы эукариот — 0,9–0,7 млрд лет назад. В дальнейшем в течение длительного времени (в криптозое и начале фанерозоя) шло расселение возникших организмов и их эволюция; окислительная атмосфера Земли способствовала эволюционному процессу. Появление и повсеместное распространение многоклеточных организмов сделало возможным сохранение в окаменевшем виде разнообразных и многочисленных оранизмов — наступил фанерозой.

Фанерозойский эон (0,6–0 млрд лет назад) — к фанерозою относятся геологические периоды с явными признаками жизни, т. е. обильными ископаемыми остатками всех групп живых организмов. Считается, что живые организмы зародились в океане и около 1 млрд лет развивались в нем, прежде чем вышли на сушу. Первыми фотосинтезирующими организмами суши были водоросли, обитавшие во внутренних водоемах (озерах, пудах и реках). В пользу заселения суши еще в криптозое свидетельствуют современные данные о заселении скал, на поверхности и в трещинах которых обитают диатомовые, сине-зеленые и одноклеточные водоросли. Суша уже тогда в значительной степени была покрыта рыхлыми отложениями, послужившими основой для почв, зарождавшихся под действием водорослей. Выход растений на сушу произошел в силуре-девоне около 430 млн лет назад, первыми растениями суши были риниофиты, которые дали толчок эволюции высших наземных зеленых растений — мхов и папоротникообразных. Началась эволюция уже существовавших на тот момент примитивных почв, сопряженная с эволюцией наземных сообществ. Фанерозойский эон делится на эры: палеозойскую (эра древней жизни — господство морских беспозвоночных, рыб, папоротников и плаунов), мезозойскую (эра средней жизни — господствовали голосеменные и пресмыкающиеся) и кайнозойскую (эра новой жизни — господство покрытосеменных и млекопитающих). В начале фанерозоя протопочвы были заселены как автотрофами, так и гетеротрофами. В почве накапливались органические соединения, усиливались циклы биофильных элементов (S, N, C Fe) возник биологический круговорт. По мнению Л. О. Карпачевского [11], почвенный покров Земли уже в начале палеозойской эры фанерозоя (кембрий, ордовик, силур) был представлен маломощными среднегумусированными дерновыми, луговыми, иловато-болотными почвами, карликовыми подзолистыми и дерново-подзолистыми почвами. Однако надежных следов этих почв не найдено. Настоящие среднемощные почвы появились в девоне: перегнойно-глеевые, торфяно-глеевые, луговые, засоленные (аналогичные современные почвы встречаются в поймах рек, ручьев). Характерной чертой этой стадии было малое участие мезофауны в разложении органического вещества, что способствовало консервации органики после отмирания растений, в том числе и стволов гигантских папоротников. Возможно, именно поэтому сформировались мощные слои каменного угля, в которых сохранились окаменевшие слои древовидных папоротников. В это же время появились растения с более совершенной корневой системой, что способствовало большему охвату субстрата и формированию симбиотических связей с микробиотой.

В карбоне отмечен расцвет насекомых, усиливаются процессы разложения органических остатков, интенсифицируется гумификация. В целом сохраняются те почвы, которые сформировались в конце девона. Папоротникообразные образуют приморские и приозерные леса из древовидных плаунов (высотой до 30 м), хвощей и лепидодендронов с торфяными, перегнойноторфяными и иловато-торфяными почвами. В дренированных условиях формируются грубогумусные почвы. В конце карбона появляются саговники, кордаиты и хвойные.

В мезозое ведущая роль в формировании почв переходит к голосеменным. Они появляются уже в конце палеозоя (пермь — триас). Первый класс голосеменных — семенные папоротники — появился в девоне и вымер в раннем мелу. Под лесами из голосеменных формировались те же торфяно-глеевые и перегнойно-глеевые почвы, но одновременно возникали и первичные дерновые и луговые почвы.

Кайнозойская эра знаменуется появлением покрытосеменных растений. Собственно дерновые почвы своим происхождением обязаны травянистым растениям, их появление датируется меловым периодом. Возможно, именно в этот период возникают и черноземы, и серые лесные почвы, но как единичные и малораспространенные. Расцвет черноземов и серых лесных почв наступает в четвертичном периоде. В нижнем (или позднем) мелу сформировался современный почвенный покров Земли, и далее он трансформировался в основном наступлениями и отступлениями ледника.

Современный дневной почвенный покров на той части суши, где было оледенение, возник после таяния (отступления) ледника и сформировался в голоцене (12–14 тыс. лет назад). Поэтому в полярных, субполярных и умеренных поясах, ограниченных 40° (что составляет более 30 % суши), практически все почвы не старше голоцена [1]. Из-за преобладания почв, возникших в послеледниковый период, вопросы голоценовой эволюции почв являются наиболее важными при изучении пространственной организации современного почвенного покрова, а также имеют первостепенное значение для понимания взаимодействия почв с природным и антропогенным факторами. В ландшафтах, примыкавших к леднику, но не занятых им, возраст нижних горизонтов почв может быть намного старше самого ландшафта. Ландшафты, не затронутые ни ледником, ни серьезными климатическими флуктуациями, все равно разновозрастны, т. к. они подвержены эрозии, перемешиванию, наносам.

Почвенный покров Восточной Европы и всего умеренного пояса прошел в голоцене ряд стадий развития, связанных со сменами климата и биоты [1]. Существенные изменения почв происходили в раннем голоцене (10,3–8 тыс. лет назад): потепление климата, развитие растительного покрова, затухание денудационно-аккумулятивных процессов, стабилизация поверхности, становление полноразвитых почв и почвенного покрова параллельно со становлением современных зональных ландшафтов; выщелачивание материнских пород. В это время из пород, местами включавших слаборазвитые почвы, сформировались хорошо развитые почвы, близкие к современным. Средний голоцен (8–5 тыс. лет назад) характеризовался теплым климатом с непродолжительными похолоданиями и потеплениями и колебаниями увлажненности. Это период стабильного состояния почвенного покрова и ландшафтных зон при максимальном продвижении их к северу. Поздний голоцен (3,5–1 тыс. лет назад) отличается похолоданием климата, наступлением леса на степь, тундры на лес, опусканием высотных поясов в горах. Происходила эволюция части среднеголоценовых черноземов в серые лесные почвы, части серых и темно-серых лесных — в дерново-подзолистые. В это время отмечено усиление заболачивания в тайге, наложение тундрового почвообразования на таежное по северной границе лесной зоны.

Период исторической антропогенной эволюции почв (1 — 0,3 тыс. лет назад) отличается постепенным распространением антропогенных воздействий, преимущественно косвенных, например через изменение биоты. Происходила вырубка лесов, вызвавшая наступление степи на лес, трансформация части серых лесных почв в черноземы. Этот период постепенно переходит в антропогенно-техногенную эволюцию почв, охватывающую последние 300 лет. В это время происходит распространение прямых воздействий на почвы: эрозии, агротурбаций, загрязнения и деградации почв, создания урбаноземов и других антропогенноизмененных почв. Современными процессами эволюции и динамики почв, еще более усложняющими почвенный покров, являются различные деградационные процессы (дегумификация, эрозия, слитогенез и др.), климатогенное заболачивание, олуговение, автоморфное осолонцевание, пирогенное окарбоначивание.

Исходя из истории Земли в протерозое и фанерозое, процессы почвообразования перемежались с процессами погребения почв и разрушения почвенного покрова; новая педосфера формировалась как на новых геологических отложениях, так и на остатках старых почв. Среди былых почв — слои каменного угля, глинистые сланцы, известняки, лессы, глинистые и песчаные отложения. Все эти породы, даже подвергнутые метаморфозу (переплавке в недрах Земли), хранят более высокие доли биогенных элементов (Mg, Ba, P, S, Cr, Mn, N, C) и указывают на то, что эти слои когда-то были почвой. Современный почвенный покров — динамичное природное тело, развивающееся в пределах биосферы суши, постоянно гибнущее и возникающее вновь.

Источник

Эволюция почв и почвенного покрова

В числе факторов почвообразования наряду с климатом, горной породой, живыми организмами и рельефом местности В. В. Докучае­вым было названо время или возраст страны. По современным пред­ставлениям время занимает особое место, несоразмеримое с другими факторами почвообразования, оно является объективной формой су­ществования всего материального мира, в том числе и почв. Почва возникла на определенной стадии развития Земли, развивалась в течение всей истории биосферы Земли и продолжает развиваться сейчас. В. В. Докучаев оп­ределил почву как естественно-историческое тело, подчеркнув тем са­мым идею изменения почв во времени или эволюции почв.

Современный почвенный покров представляет собой сложное разновозрастное образование. В эво­люции почв согласно Н.Н. Розову ( 1956) можно различать несколько циклов:

1) цикл собственно биологический (биогенный), или развития почвы в системе почва — растение, который является ре­зультатом борьбы двух противоположно направленных процессов: биологической аккумуляции веществ (биологического круговорота) и гео­логического выноса (геологического круговорота);

2) цикл биогеоморфологический, в котором почва участвует вместе со всем ландшафтом в результате эволюции рельефа земной поверх­ности;

3) цикл биоклиматический, или развития почвы в системе почва — растение, связанный со сменой климата и при­родной обстановки в течение геологических эпох.

Все названные циклы как бы вложены один в другой и почва уча­ствует в них одновременно, но для выявления сущности и причин про­цессов, протекающих в почве, эти циклы необходимо отличать друг от друга.

Биологический цикл, часто называемый »саморазвитием» вследствие относительно стабильного состояния независимых от почв факторов, разделяется на две фазы : 1) фазу образования почвы из горной породы и 2) фазу развития зрелой почвы. Длительность первой фазы — образования из почвообразующей породы полностью сформированной (зрелой) почвы, достигшей динамического равновесия со средой, различна в разных литологических и биоклиматических условиях. По имеющимся фактам этот процесс происходит в течение сотен, тысяч и десятков тысяч лет. На рыхлых породах в умеренном поясе он совершается в среднем за 1000 — 3000 лет. Например, песчаные подзолы на террасах Балтийского моря в Северной Швеции достигают зрелости за 1000 — 1500 лет (Тамм, 1920 ), на побережье Прибалтики и на Карельском перешейке — за 2000 — 2300 лет (Таргульян, Александровский, 1977). По данным В.А.Ковды (1946) в поемно-дельтовых условиях для развития из свежего аллювия лугово-дерновых почв достаточно 100 — 150 лет.

Дальнейшая эволюция зрелой почвы в биогенном цикле происходит вследствие накопления глубоких необратимых изменений в составе и строении самих почв в процессе почвообразования при относительно неизменном комплексе факторов почвообразования, что может привести к обратному воздействию на растительный покров и весь географический ландшафт (заболачивание подзолов вследствие уплотнения иллювиального горизонта, затрудняющего фильтрацию влаги; осолодение солонцов и др.).

Примером эволюции почв в биогенном цикле может служить ряд саморазвития, описанный в ФРГ Мюкенгаузеном (1971). В результате естественного развития почвообразования на ледниковых отложениях под пологом дубово-букового леса кислый бурозем сменился буроземом оподзоленным, а он в свою очередь вследствие формирования слабоводопроницаемого иллювиального горизонта эволюционировал в бурозем-псевдоглей. Этот переход совершился за 7000 — 8000 лет.

Следствием саморазвития почв может быть эволюция почвенного покрова крупных территорий. По мнению Н.А.Караваевой (1982) прогрессивное заболачивание среднетаежной зоны Западной Сибири вызвано саморазвитием почв депрессий рельефа — глееземов болотных, которые эволюционируют в торфяные болота, испытывающие горизонтальный рост и надвигающиеся на суходолы. Начало заболачивания суходолов в этом регионе относится к атлантическому периоду (7500 — 8000 лет назад ).

Вместе со всем ландшафтом почва переживает биогеоморфологи­ческий цикл эволюции,связанный с развитием рельефа. В результате взаимодействия эндогенных и экзогенных сил земная поверхность ис­пытывает постоянное преобразование, которое влияет на развитие поч­венного покрова главным образом вследствие изменения гидротерми­ческих режимов почвообразования (стока, дренажа и грунтового увлажнения).

Связь эволюции почвенных комбинаций с эволюцией рельефа в эрозионном цикле впервые ярко проанализирована в работе С. С. Неуструева “Почвы и циклы эрозии” (1922). По мере врезания гидрогра­фической сети, размыва и денудации первичного рельефа территории и превращения его в “почти-равнину”, или “пенеплен”, происходит эво­люция почвенного покрова: неоднородный, разнообразный по составу, с большим участием гидроморфиых почв почвенный покров “первич­ной” равнины сменяется зрелым, с хорошо выраженными зональными почвами почвенным покровом эрозионной равнины со сложным пересеченным рельефом, и, наконец, вновь пестрым, комплексным покровом выровненной, с затрудненным естественным дренажем древней “почти-равнины”, или “пенеплена”.

Ярким примером первичной слабодренированной равнины с за­трудненным поверхностным стоком и чрезвычайно пестрыми комплек­сами различных по водному режиму почв (болотных, полуболотных, со­лонцовых, солончаковых, подзолистых и лугово-черноземных) является Западно-Сибирская низменность. В приречных частях территории, где улучшается дренаж, на севере падает заболоченность, а на юге возра­стает преобладание типичных черноземов и уменьшается количество солонцов.

С подобным же явлением мы встречаемся в Тамбовском плоскоместье — центральной, слаборасчлененной и наименее дренированной части Окско-Донской низменности. Характерно близкое залегание грун­товых вод (1,5—5 м) и обилие западин, занятых осиновыми колками и осоковыми болотами. Почвенный покров междуречных пространств пестрый, комплексный и слагается из луговых черноземов, черноземно-луговых почв, солонцов, солодей и солончаков. Ближе к речной се­ти этот тип местности сменяется более дренированным плакорным, представленным пологими склонами с типичными черноземами.

Связь эволюции почвенного покрова с изменением рельефа отчет­ливо прослеживается в процессе развития речных долин. Переход пойм в речные террасы вследствие понижения базиса эрозии и врезания гид­рографической сети влечет за собой эволюцию поименно-аллювиальных почв лугового типа в почвы элювиального ряда, свойственные данным климатическим условиям.

Анализ развития почвенно-растительного покрова долин степных зон Евразии дал И. М. Крашенинников (1922). В частности, он пока­зал роль процессов засоления — расселения в преобразовании поч­венного покрова террас. Так, болотно-луговые и луговые почвы поймы сменяются на низких террасах с близким уровнем грунтовых вод со­лончаковыми и солонцовыми почвами, которые, в свою очередь, на бо­лее высоких террасах под влиянием процессов остепнения сменяются солодями и солонцеватыми и осолоделыми степными почвами.

Согласно исследованиям Г. В. Добровольского (1960), по выходе из режима поемности в процессе развития пойменной террасы луговые пойменные почвы эволюционируют в таежно-лесной зоне в дерново-подзолистые и подзолистые почвы, в подзоне широколиственных ле­сов — в серые лесные, а в лесостепи и северной степи — в лугово-черноземные почвы. По морфологии и химическим свойствам они сходны с зональными внедолинными типами почв, и лишь некото­рые реликтовые признаки отличают пойменные аналоги зональных почв, указывая на их гидроморфный типично пойменный режим в прошлом.

Интересное исследование эволюции почвенного покрова аккумуля­тивно-морской и аллювиально-дельтовой равнин Терско-Кумского меж­дуречья в связи с изменением трансгрессивно-регрессивного ритма Каспия и опусканием уровня грунтовых вод было проведено Н. В. Можаровой (1980). Подробная количественная характеристика основных параметров структур почвенного покрова (состав и строение почвенно­го покрова, геометрия, контрастность, сложность, неоднородность), приуроченных к датированным разновозрастным участкам равнин, показала, что в пределах аккумулятивно-морской равнины на гидроакку­мулятивной стадии развития в течение 50—100 лет формируется пер­вичный почвенный покров с преобладанием луговых солончаковых почв, болотных и лугово-болотных почв, который в последующие 50 лет испытывает интенсивное засоление. В следующие 200 лет на гидроморфной стадии развития происходит аридизация приморских ландшафтов с резким уменьшением площади луговых почв, исчезно­вением лугово-болотных и болотных почв и появлением солончаков-солонцов и светло-каштановых почв, имеющих следы реликтового гидроморфизма. Для почвенного покрова характерно преобладание не­сложных и неконтрастных микро- и мезокомбинаций. На мезогидро-морфной (полугидроморфной) стадии развития почвенного покрова (300—6500 лет) повсеместное засоление сменяется расселением. В поч­венном покрове резко сокращается площадь лугово-светло-каштановых почв, возрастает количество солонцов; засоленные и солонцеватые поч­вы присутствуют в равных долях. Характерны чрезвычайно высокие показатели сложности и контрастности микро- и мезокомбинаций. На палеогидроморфной (реликтово-гидроморфной) стадии (6500— 12000 лет) возрастает влияние на почвенный покров зональных факторов, что выражается в увеличении интенсивности солонцового процес­са и вовлечении в автоморфное почвообразование почв полугидроморфного и гидроморфного генезиса. Контрастность и неоднородность поч­венного покрова вновь снижаются.

Анализируя процессы поемно-дельтового почвообразования в континентальных областях СССР, В. А. Ковда наряду с общностью основного направления эволюции почвенного покрова пойм и дельт (от све­жего аллювия и болотных почв к лугово-дерновым, луговым засолен­ным и даже солончакам, а после отрыва от грунтовых вод к почвам элювиального ряда, свойственным данным климатическим условиям) отмечает и ряд различий в длительности и интенсивности проявления отдельных стадий почвообразования в разных природных зонах.

Есть основания полагать, что описанный путь эволюции почвенно­го покрова в поемных условиях имел в прошлом значительно более ши­рокое распространение, будучи характерным для великих водно-акку­мулятивных равнин, в формировании которых принимали участие та­лые воды отступающего ледника или блуждающая сеть речных пото­ков. Например, эволюция почв Тамбовской низменности, по-видимому,. идет так же, как и эволюция почв пойм и дельт — от свежего аллювия и болот к луговым почвам, затем солонцам и солончакам и, наконец, к автоморфным зональным почвам (Самойлова, Якушевская, 1970).Уникальную мощность мицелярно-карбонатных черноземов Азово-Кубанской равнины ( 180 см и более ) связывают с геологической историей территории, рассматривая эти черноземы как результат эволюции плавневых почв ( Иозефович, 1931; Коковина, Лебедева, 1986 ).

В. А. Ковдой ( 1965, 1973) разработана концепция эволюции почв, согласно которой большинство почв обширных гляциальных, флювиогляциальных и аллювиальных равнин суши Земли прошли более или менее длительный гидроморфный этап развития. Медленное поднятие земной поверхности в послеледниковое время, углубление речных долин и понижение уровня грунтовых вод привело к формированию эволюционного ряда почв, в котором выделяется несколько стадий почвообразования от гидроаккумулятивной ( подводной ), через гидроморфную и полугидроморфную к палео-, протерогидроморфной и автоморфной. Хотя масштабы этого явления вызывают по­лемику (Герасимов, 1968), несомненно, что гидроморфный почвообра­зовательный процесс охватывал в прошлом более значительные пло­щади, чем в настоящее время.

Таким образом, для древнеаллювиальных и аккумулятивно-мор­ских равнин с близко залегающими грунтовыми водами характерен пестрый и комплексный почвенный покров с участием заболоченных и засоленных почв. По мере эрозионного расчленения территории и опус­кания уровня грунтовых вод почвенный покров испытывает глубокие преобразования, приближаясь по характеру к типичным зональным почвам. Однако еще долгое время в составе почвенного покрова и свойствах почв будут наблюдаться реликтовые признаки, характерные для прежних фаз почвообразования (наличие осолоделых почв, солонцов, аккумуляция карбонатов, микроэлементов и др.). Поэтому для по­нимания особенностей современного почвенного покрова важно знать историю эволюции почв в связи с эволюцией рельефа.

Биоклиматический цикл эволюции почв связан с крупными изменениями климата в геологические отрезки времени, обусловленными об­щепланетарными или космическими причинами (потепление или похо­лодание, смена сухих или ксеротермических эпох, влажными или плюви­альными). Смещение границ климатических зон и фаций влечет за со­бой изменения в растительном покрове, в тепловом и водном режиме почв, что влияет на ход почвообразовательного процесса и отражается в свойствах почв. В профиле почвы происходит постепенное ослабление признаков, отвечающих прежней фазе почвообразования, и возни­кают новые признаки, соответствующие новому комплексу факторов почвообразования. Однако так же, как и в ходе геоморфологической эволюции почвенного покрова, современные почвы часто содержат ре­ликтовые признаки и свойства, связанные с изменением климатиче­ских условий.

В качестве примера можно назвать нахождение реликтовых под­золов в тундровой зоне, что указывает на менее суровый климат и бо­лее северное положение границы лесов в недавнее геологическое вре­мя. Это согласуется с данными палеогеографии (пыльцевой анализ). На основании изучения пыльцевых диаграмм М.И. Нейштадт пришел к выводу, что в эпоху климатического оптимума (средний голоцен 2500—7700 лет назад) лесная зона в некоторых районах доходила до берегов Ледовитого океана (1957).

Другим примером может служить широкое распространение в южной части лесной зоны Западной Сибири серых лесных и дерново-под­золистых почв со вторым гумусовым горизонтом. Второй гумусовый горизонт четко выделяется в профиле ниже белесого подзолистого го­ризонта своей темной, углисто- черной окраской. Процентное содержание гумуса в нем обычно меньше, чем в верхнем гумусовом горизонте, но в составе гумуса этого горизонта резко преобладают гуминовые кислоты (С_гк: С_фк

З) и прежде всего фракция, связанная с кальцием. Боль­шинство исследователей считают этот горизонт реликтом степных, лу­говых или лугово-болотных почв, развивавшихся здесь в ксеротермическое время голоцена (средний голоцен) и подвергшихся оподзоливанию под влиянием надвинувшейся темнохвойной тайги вследствие по­холодания и крупного смещения климатических зон. Этот вывод также подтверждается данными палеогеографии, согласно которым в эпоху климатического оптимума (

7000 лет назад) степи простирались значительно дальше на север, доходя до 60° с. ш. Указанный путь эво­люции этих почв отражен в применяемом к ним иногда названии “вто­рично-подзолистые” (Драницын, 1914; Глинка, 1923 и др.).

Универсальное значение биоклиматическому циклу развития придавал В.Р.Вильямс.Он разработал теорию »единого почвообразовательного процесса», согласно которой все почвы равнин прошли стадии развития от наиболее молодых тундровых через подзолистые и болотные к более древним — черноземным, сухостепным, солонцовым и солончаковым. Причиной эволюции по Вильямсу явилось изменение положения полюсов Земли и соответственно границ климатических зон. Эта гипотеза в дальнейшем не нашла подтверждения.

Современный почвенный покров в геологическом отношении молод. Большинство современных почв, начавших форми­роваться на территориях, подвергшихся оледенению, вероятнее всего на рубеже позднего плейстоцена и голоцена (10300 лет назад) и пере­живших без погребения и денудации весь голоцен, являются полигене­тическими, так как в их профиле последовательно наложены и сложно интегрированы результаты многих периодов саморазвития, соответст­вующих изменению природных условий на протяжении голоцена. Эволюция почв и почвенного покрова в голоцене определялась преимущественно изменениями климата. В настоящее время предложены схемы биоклиматической эволюции почв различных регионов в голоцене ( Золотун, 1974; Алексадровский, 1983, 1995;Иванов, 1988; Демкин, Иванов,1985 и др.). Они базируются на достаточно точных палинологических и палеопочвенных методах, включая радиоуглеродные и археологические датировки.

По современным представлениям эволюцию почв и почвенного покрова Русской равнины в голоцене, связанную с изменением биоклиматической обстановки, можно реконструировать следующим образом.

Позднеледниковое время (переход от позднего плейстоцена к голоцену; более 10300 лет назад ) характеризовалось холодным континентальным климатом с резкими колебаниями, чередованием периодов активизации почвообразования и денудационно-аккумулятивных процессов, господством тундростепных гиперзональных ландшафтов на большей части территори. Преобладали мерзлотные почвы со слабо развитым профилем, признаками гидроморфизма и солифлюкционных деформаций. Почвенный покров повидимому был не сплошным.

Пребореальный период ( 10300 — 9300 лет назад ). Это время общего потепления климата. В этот период в центре Русской равнины окончательно вытаивает мерзлота и начинает формироваться современный почвенный покров. Он был представлен в основном специфичными почвами с неразвитым профилем.

Бореальный период ( 9300 — 8000 лет назад ). Потепление продолжалось. В центре Русской равнины климат был более засушлив, чем в настоящее время, господствовали сосново-березовые леса, в средней и северной тайге преобладали елово-березовые леса, в лесотундре и тундре — березовые леса и редколесья. Почвенные профили развивались в сторону увеличения мощности и дифференцированности. Это время становления полноразвитых почв и почвенного покрова параллельно со становлением современных зональных ландшафтов.

Атлантический период (8000 — 5000 лет назад ). Это термический максимум голоцена.Наряду с потеплением изменилось увлажнение, но закономерности этих изменений до сих пор дискуссионны. По мнению А.Л.Александровского (1995) почвенный покров Русской равнины в этот период был представлен зрелыми почвами, во многом сходными с современными, но их распространение отличалось от современного. Границы зон были сдвинуты на север. На месте тундровых почв располагались подзолистые, на месте части дерново-подзолистых — серые лесные, на месте значительной части серых лесных — черноземы выщелоченные и оподзоленные. Ареал черноземов типичных был небольшим. Южнее обширные пространства занимали черноземы обыкновенные и южные и темно-каштановые и каштановые почвы ( рис. ).

В течение суббореального ( 5000 — 2500 лет назад ) и следующего за ним субатлантического периода ( 2500 — 0 лет назад ) в связи с похолоданием климата и смещением к югу границ тундровой и лесной растительности произошла эволюция части среднеголоценовых черноземов в серые лесные почвы, части серых и темно-серых лесных почв в дерново-подзолистые. Местами нижняя часть гумусового горизонта сохранилась в виде второго гумусового горизонта, следы которого обнаруживаются в некоторых современных дерново-подзолистых и серых лесных почвах. На севере Русской равнины соответственно смещению ландшафтных границ и наложению тундрового почвообразования на таежное в южной тундре выявлены реликтовая текстурная дифференциация почв на суглинках и мощные подзолы на песках.

В степных областях Русской равнины после этапа суббореальной аридизации, сопровождавшейся сокращением мощности гумусового горизонта черноземов и каштановых почв, солонцеватостью и смещением к северу почвенных зон на подзону по сравнению с современными границами , в субатлантическое время благодаря нарастанию увлажнения произошло увеличение мощности гумусового горизонта и глубины выщелоченности от карбонатов ( Иванов, 1988 ).

За последние 2500 — 1000 лет сложился современный облик почвенного покрова ( рис. ) Вторая половина субатлантического периода ( 1000 (2000) — 0 лет назад ) может быть выделена в особый этап эволюции почв и почвенного покрова — антропогенный. Он отличается все возрастающим воздействием человека на почвенный покров, которое часто сопровождается деградацией почв.

Возможные глобальные изменения климата в ближайшие 25 — 50 лет в результате так называемого парникового эффекта повлекут за собой в дальнейшем изменения почвенного покрова (Добровольский, Куст,1994).

Методы изучения возраста и эволюции почв

Для суждения о путях эволюции почв применяются различные ме­тоды исследования.

Генетический анализ почвенного профиля заключается в детальном всестороннем изучении профиля и реконструкции последовательности появления в нем различных признаков. Особое значение в этом анализе принадлежит установлению соответствия характерных для почвы свойств и признаков современным или прежним географическим условиям. Нахождение в почвенном профиле тех или иных реликтовых признаков свидетельст­вует о прохождении данной почвой какой-то стадии почвообра­зования, отличной от той, которую она проходит в настоящее время. К числу таких реликтовых признаков могут быть отнесены вто­рые гумусовые горизонты в подзолистых и серых лесных почвах, сви­детельствующие о развитии их при оподзоливании почв, имевших мощные гумусовые горизонты; наличие аморфной кремнекислоты, по которой можно судить о прохождении данной почвой стадии осолодения; остатки ракушечных горизонтов или корневищ болотных растений в почвах, представляющих различные стадии эволюции плавневых почв (Иозефович, 1931); наличие гидрогенных аккумуляций, свиде­тельствующих о былом гидроморфизме данной почвы; кротовины в луговых почвах ниже уровня грунтовых вод, говорящие о былом периоде автоморфного развития луговой почвы и т. д. Генетико-эволюционная интерпретация результатов анализа неоднозначна и позволяет строить лишь более или менее обоснованные гипотезы о сущности и изменениях почвообразовательного процесса.

Стационарный метод заключается в непосредственных многолет­них наблюдениях над изменением процесса почвообразования (в част­ности, водного, теплового, солевого и газового режимов почв, режима состава почвенного раствора и др.) на относительно небольшом одно­родном участке почвы (стационаре). Этот метод дает ценную инфор­мацию для изучения годовых циклов почвообразования, но слишком краток по времени наблюдения для решения вопросов общей эволю­ции почв. Режимные наблюдения наиболее применимы для изучения эволюционных изменений свойств почв под влиянием антропогенной деятельности ( орошение, осушение, химическая мелиорация и т. д.).

Повторные съемки и исследования одних и тех же объектов через определенные промежутки времени позволяют составить представление об эволюции почв и почвенного покрова, обусловленной относительно быстрыми колебаниями природных условий, а также под влиянием мелиораций и других видов антропогенных воздействий. Так, например, сопоставляя почвенные карты дельты Терека и Сулака, составленные в 1930 — 35 г.г. и 1984 — 86 г.г., С.В.Зонн (1989) установил, что за прошедший период в связи с зарегулированием стока рек, созданием оросительной и осушительной сети произошло прогрессивное засоление и слитизация почв этого района.

На основе повторного, через 100 лет после исследований В.В.Докучаева, определения содержания гумуса с составлением соответствующих картограмм удалось выявить размеры и скорость дегумификации черноземов Восточно-Европейской равнины ( Чесняк и др.,1983) и оценить эволюцию гумусного состояния черноземов при распашке.

Существенное значение для изучения эволюции почв имеют материалы повторного почвенного и агрохимического картографирования колхозов и совхозов, которое проводилось в нашей стране неоднократно с интервалами в 10 — 15 лет.

Метод моделирования заключается в искусственном эксперимен­тальном воспроизведении различных явлений и процессов, совершаю­щихся в почвах. Этот эксперимент может быть как лабораторным, так и полевым. Примером первого могут служить известные опыты П. А. Костычева с промыванием чернозема, в результате чего содержа­ние гумуса в нем упало с 8 до 2,5%, классические опыты К.К. Гедройца по эволюции почв засоленного ряда (солончак — солонец — солодь), попытки ряда авторов воспроизвести в лабораторных условиях процесс оглеения минеральной почвенной массы. Очевидно, что резуль­таты лабораторного эксперимента не могут быть непосредственно пе­ренесены в природу.

Примером полевого эксперимента являются наблюдения над эво­люцией почв, возникающей вследствие смены растительности (искусст­венные лесные посадки на степных почвах), под влиянием тех или иных агрономических мероприятий: орошения, осушения, известкования и т. д. Полевое моделирование включает также изучение эволюции почв в природной обстановке на искусственных субстратах. Примером таких моделей могут служить заложенные в 1965 г. лизиметры факультета Почвоведения МГУ, в которых почвы формируются на засыпанной в выемки почвообразующей породе под пологом искусственно созданных растительных сообществ.

Разрабатываются подходы к построению математической модели эволюции почв — описанию процессов почвообразования математическими зависимостями. Однако эта проблема чрезвычайно сложна и находится на самой ранней стадии развития.

Сравнительно-географический метод заключается в отождествле­нии пространственного ряда почвенных типов, существование которых связано с определенными географическими условиями, с рядом по­следовательных стадий развития почвы во времени. Причем причину эволюции последней объясняют эволюцией того фактора почвообразо­вания, пространственное изменение которого соответствует наблюдае­мому нами пространственному ряду почв.

В связи со сказанным можно различать метод топорядов, предполагающий, что различия почв на разных элементах рельефа обусловлены различиями в их возрасте ( изменения почв в ряду пойма — разновозрастные террасы речных долин ); метод литорядов — сопоставления почв, сгруппированных в порядке возможных изменений их литологического состава при эволюции (дерново-карбонатная типичная — дерново-карбонатная выщелоченная — дерново-карбонатная оподзоленная — дерново-подзолистая остаточно-карбонатная — дерново-подзолистая ); метод биорядов — сопоставления почв, идентичных по всем факторам почвообразования, кроме биоты (эволюция степных почв под лесными насаждениями, изменения почв после сведения леса и др.);метод климарядов, рассматривающий почвы, сформированные в разных климатических условиях в качестве эволюционного ряда.

Сравнительно-географический метод является коррелятивным, ос­нованным на выявлении связи существования определенных типов почв, обладающих известными свойствами и составом с определенны­ми географическими условиями (Роде, 1947). Однако ввиду сложности и многосторонности этих связей точного и однозначного ответа на во­прос о генезисе и эволюции почв сравнительно-географический метод не дает. Его необходимо использовать в сочетании с другими прямыми методами исследования почв.

Сравнительно — хронологический метод состоит в сопоставлении свойств почв, формирующихся в одинаковых физико-географических условиях, но различающихся по возрасту. Например, А.А.Роде (1947) приводит данные Р. Ганссена по образованию подзоли­стых почв на о. Воллин на датированных дюнах различного возраста. На белых дюнах, образовавшихся менее 300 лет назад, мощ­ность подзолистого горизонта равнялась 0,5—9 см, на дюнах возраста 300—1700 лет она составляла 20 см, а на более древних дюнах (5000 — 7000 лет) — 30 см.

В качестве объектов исследования могут выступать не только дневные почвы ( дневные хроноряды ) — почвы на дюнах разного возраста, почвы, различающиеся по длительности антропогенного использования и др., но и погребенные почвы ( погребенные хроноряды ) — почвы под насыпями, песчаными дюнами и т.д. При исследовании погребенных почв с целью восстановления эволюции необходимо учитывать изменение их в процессе диагенеза.

Одним из видов метода хронорядов является почвенно-археологический метод. Он заключается в исследовании почв с помощью датированных археологических памятников (могильников, курганов, городищ, валов и т.п.). При этом изучаются почвы насыпей, выемок и погребенные почвы. Сопоставления погребенных почв с современными фоновыми позволяют выявить направление развития и скорость изменения различных признаков в почве, т.е. характер ее эволюции. Сравнительное изучение почв, погребенных под курганами 2000 — 3000 лет назад (бронзовый век), и современных в каштановой зоне Казахстана показало, что за этот период существенных изменений при­родных условий и почв не произошло. В современных каштановых поч­вах отмечено лишь некоторое понижение карбонатного горизонта и рассоление почвенного профиля. Почвенно-растительный покров в течение позднего голоцена характеризуется территориальной стабильностью.

Почвенно-археологический метод получил широкое развитие, с его помощью созданы гипотезы эволюции почв различных природных зон, возник новый раздел науки — археологическое почвоведение ( Дергачева, 1997).

Палеогеографический метод заключается в реконструкции изменений почвообразования по данным палеогеографии об изменениях природной среды, полученным с применением спорово-пыльцевого ( палинологического ), карпологического ( по семенам и остаткам тканей растений ), палеозоологического, фитолитного и других методов.

Исторический метод заключается в получении сведений о прежнем состоянии почв по историческим источникам — архивным документам, летописям, картам и т.д. Метод этот так же , как и палеогеографический, косвенный, так как о почвах судят по сведениям о различных факторах почвообразования. Например, обнаружив на старых картах в Нижегородской области леса в местах, где сейчас распространены черноземы, А.С.Фатьянов (1959) пришел к выводу об образовании их из серых и темно-серых лесных почв вследствие распашки, осуществленной за последние 200-300 лет.

При изучении проблемы эволюции почв необходима система целесообразно сочетаемых методов.

Методы определения возраста почв. При исследовании вопроса об изменении почв во времени большое значение имеют данные о возра­сте почв. Одним из основных методов определения абсолютного возраста почв является радиоуглеродный метод. Его применение в почвоведении началось в 50-60 годы.

Радиоуглеродный метод основан на том, что в живых организмах непрерывно происходит обмен радиоактивной углекислоты 14 СО₂ сат­мосферой, благодаря которому содержание ее в живых организмах и в атмосфере сбалансировано. После отмирания организмов этот обмен (включая ассимиляцию 14 C) прекращается, но распад уже накоплен­ного радиоактивного изотопа углерода продолжается, будучи пропор­циональным как количеству 14 С, оставшемуся в мертвых органических остатках, так и времени распада. Определяя количество радиоактив­ного углерода в образцах, в которых активный биологический обмен СО₂ с атмосферой был прекращен то или иное время назад, зная про­должительность полураспада 14 С и учитывая содержание атмосферного радиоуглерода в течение 40—50 тыс. лет, можно рассчитать с до­вольно высокой точностью абсолютный возраст образца.

Чаще всего для изучения возраста почв радиокарбоновым мето­дом используют радиоактивный изотоп углерода, входящий в состав наиболее устойчивых в данных почвах групп гумусовых веществ. Известны также возрастные датировки для радиоактивного углерода, входящего в состав известковых конкреций.

Опубликованные в настоящее время в мировой научной литера­туре многочисленные результаты радиоуглеродных датировок абсолют­ного возраста ископаемых почв дают весьма широкий интервал от выс­шего предела, доступного для данного метода (40—50 тыс. лет) для самых древних ископаемых почв (позднеледниковых), до нескольких тысяч лет для самых молодых (послеледниковых) погребенных почв.

Например, возраст так называемой “брянской” ископаемой почвы, которая распространена в верхней части бассейна Днепра и располо­жена в самой верхней (валдайской) толще лёссов, образованной в кон­це последнего оледенения (во время последнего интерстадиала), опре­делен в 25—29 тыс. лет, возраст интергляциальной “микулинской” поч­вы — более 40—50 тыс. лет.

Радиокарбоновое датирование погребенных почв весьма точно сов­падает с наиболее достоверными хронологическими датами, получен­ными другими независимыми методами (геологическим, археологиче­ским, историческим).

Для современных почв радиокарбоновые датировки дают очень большой разброс возрастных дат от нескольких тысяч до сотен лет, кроме того, возраст образцов из верхних горизонтов почти всегда ока­зывается меньшим по сравнению с нижележащими.

Например, для образцов типичного мощного чернозема Стрелец­кой степи (Курская обл.), взятых с глубины 10—20 см, 30—40 и 140— 150 см, получены соответственно следующие результаты определения возраста: 1500, 3000 и 7000 лет (Виноградов и др., 1969)..

В дерново-подзолистых почвах со вторым гумусовым горизонтом (Томское Приобье, Западная Сибирь) возраст верхнего гумусового го­ризонта был определен в 1230 лет, а второго гумусового — в 7000 лет (Добровольский и др., 1970), что согласуется с предполагаемым вре­менем смещения почвенно-климатических зон в среднем голоцене.

Увеличение возраста гумуса почв с глубиной объясняют ростом вверх почвенной толщи в результате выпадения атмосферной пыли ( Герасимов,1968 ), »омоложением» гумуса верхних горизонтов благодаря поступлению свежего органического вещества, а также уменьшением интенсивности углеродного обмена и увеличением доли реликтового углерода в нижней части профиля.

Почвы являются открытыми ( современные ) и открыто-закрытыми ( ископаемые ) для углеродного обмена системами, а почвенное органическое вещество представляет собой сумму продуктов гумусообразования различных этапов почвообразования. Гумус почвы непрерывно обновляется, поэтому при определении возраста почвы радиоуглеродным методом его величина всегда будет занижена.

Радиоуглеродным методом датируются все гумусовые вещества, накопившиеся в образце почвы за все время ее существования. Усредненность радиоуглеродных дат отражает используемое понятие m.r.t. ( Middle residence time) — СВПУ — среднее время пребывания углерода в гумусе почв, определяемое радиометрически ( по удельной радиоактивности ). Этот термин не дает информации ни о длительности интервала времени , в течение которого образовался этот гумус, ни тем более о длительности формирования почвы, а соответствует какому-то моменту в пределах этого интервала. Большую генетическую нагрузку несет понятие » радиоуглеродный возраст гумуса почв», означающий для верхних горизонтов современных почв — скорость обновления углерода гумуса (углеродного обмена); для реликтовых горизонтов в профиле современных почв — минимальное время существования данного горизонта, в разной степени омоложенного современными процессами; для ископаемых почв — минимальное время их погребения ( Чичагова, Черкинский, 1983).

Для современных почв установлены некоторые закономерности географии радиоуглеродного возраста гумуса. Возраст гуминовых кислот возрастает от почв лесной зоны (около 1000 лет) к арктическим почвам (около 3000 лет ) и степным ( 2000 — 3000 лет), т.е. почвы лесного ряда имеют большую скорость кругооборота углерода, чем арктические и степные ( Чичагова,1985). В первом случае причиной является пониженная биологическая активность почв Крайнего Севера, во втором — большая термодинамическая устойчивость гуминовых кислот степных почв.

Существуют косвенные методы определения возраста почв. Они заключаются в изу­чении почв на более или менее точно датированных образованиях (ис­торические памятники, крепостные валы, курганы, система разновоз­растных террас, серии разновозрастных дюн), по находкам в самой поч­ве палеонтологических или археологических остатков и т. д.

Исследуя почвы на таких разновозрастных объектах, можно со­ставить представление как о скорости почвообразования и особенно­стях различных его стадий, так и об общем ходе его развития.

Еще В. В. Докучаев (1883), разрабатывая проблему возраста, описал перегнойно-карбонатные почвы (рендзины) на стенах Старола­дожской крепости, сооруженной в 1116 г., и пришел к заключению, что полноразвитые почвы были образованы здесь менее чем за 400— 500 лет, т. е. в историческое время.

По письменным историческим источникам можно узнать, когда началась смена почвообразовательного процесса под влиянием природных изменений ( колебания уровней озер, морей и т.п.) или хозяйственной деятельности ( распашка целины, орошение, осушение и др.)

Известны также попытки определения возраста почв по интенсив­ности накопления в них различных соединений. Так, В. А. Ковда по возможной скорости накопленияглекислого кальция из почвенно-грунтовых вод подсчитал, что возраст тамбовских черноземов и черноземно-луговых почв составляет около 7000—8000 лет.

М.М. Кононова по объему ежегодного растительного опада и сте­пени его гумификации определила, что для накопления средних запа­сов гумуса в современных почвах требуется период в 100—200 лет при условии, если все количество образующихся гумусовых веществ сохра­няется в почве (1968). На самом деле этот период более продолжите­лен, так как новообразование гумусовых веществ сопровождается их разложением.

Таким образом современный этап в развитии почвоведения харак­теризуется не только изучением генезиса и особенностей пространствен­ного распространения почв, но и все более широким конкретным ис­следованием проблемы изменения почв во времени. Познание путей эволюции почв дает возможность прогноза и направленного воздейст­вия со стороны человека, который теперь стал важнейшим фактором почвообразования и эволюции почв.

Изменение почвенного покрова под влиянием хозяйственной деятельности человека

Хозяйственная деятельность человека влияет на почвенный покров как непосредственно, так и косвенно (через другие факторы почвооб­разования). Прямое воздействие на почвенный покров осуществляется прежде всего в процессе земледельческого использования почв, охва­тывающего примерно одну десятую часть суши Земли.

Обработка почв, внесение органических и минеральных удобре­ний, известкование кислых почв и гипсование солонцеватых почв и со­лонцов, промывание засоленных почв, орошение, осушение, мероприя­тия по защите почв от эрозии и дефляции (террасирование склонов, об­лесение водосборных бассейнов и др.) — вот основные приемы повы­шения эффективного плодородия почв, в разной степени влияющие на свойства почв, а во многих случаях и на весь комплекс природных ус­ловий.

В зависимости от характера изменения почв, используемых в земледелии, в процессе их естественно-антропогенной эволюции, направленной на окультуривание, выделяют две основные группы антропогенно-преобразованных почв: агроестественные и агроземы. В агроестественных почвах под антропогенно-преобразованным горизонтом сохраняются полностью или частично в ненарушенном состоянии гумусово-аккумулятивные, элювиальные и другие горизонты, позволяющие идентифицировать антропогенно-преобразованные почвы по аналогии с природными почвами, имеющими сходное строение. Такие почвы называют агрочерноземами, агросерыми, агродерново-подзолистыми и т.п. В случае более существенной антропогенной трансформации природных почв, когда вследствие гомогенизации всей верхней части профиля естественные типовые признаки стираются, формируются агроземы. В них агрогенно-преобразованные горизонты залегают на сохранившимся срединном горизонте естественных почв, который включается в название (агроземы альфегумусовые, агроземы метаморфические и др.) или непосредственно на почвообразующей породе (агрозем собственно ).

Среди антропогенных почв выделяют также стратоземы — почвы, в которых поверхностные горизонты сформированы в толще привнесенного (стратифицированного) материала мощностью более 40 см, погребающего профиль естественных почв. Формирование стратифицированной толщи может быть связано с водной или эоловой аккумуляцией, а также с искусственным поступлением, в том числе с ирригационными водами, минерального или органического материала. Этот материал поступает регулярно, в течение длительного времени и сингенетично почвообразованию.

К антропогенным относятся также рекультивированные почвы, созданные на отвалах “пустой” породы, на терриконах, на участках с нарушенным при строительстве почвенным покровом и др.

Наряду с положительным воздействием на почвы хозяйственная деятельность человека может иметь и отрицательные по­следствия в случае несоблюдения соответствующих мер охраны почв. К таким отрицательным явлениям, ухудшающим свойства почв и нару­шающим почвенный покров, относятся эрозия, дефляция, дегумификация, вторичное за­соление, заболачивание, термокарст в районах вечной мерзлоты, хи­мическое загрязнение почв промышленными отходами. Антропогенная деградация почв превратилась в настоящее время в глобальную проблему землепользования.

Деятельность человека существенно изменяет не только сами компоненты почвенного покрова, но и характер связи между ними и структуру почвенного покрова в целом. Наиболее широко распространенный вид земледельческого освоения — распашка коренным образом видоизменяет взаимосвязи почв и растительности, на значительных площадях приводит к эрозии почв. Развитие эрозии усложняет структуру почвенного покрова, дробя контура почв и препятствуя организации крупных однородных производственных выделов земель. Так, в лесостепи и степи Молдавии средневзвешенная площадь ареала черноземов при переходе от полнопрофильных почв к эродированным уменьшается в 2 — 5 раз. Например, площади ареалов несмытых, слабо-, средне-, и сильносмытых обыкновенных черноземов образуют следующий ряд : 123,6 — 29,7 — 23,7 и 18,5 га (Крупеников, Урсу,1985). На Русской равнине максимальной интенсивности проявление эрозии достигает на расчлененных возвышенностях лесостепи и степи, отличающихся высокой земледельческой освоенностью.

Существенно видоизменяется почвенный покров при орошении и осушении. В засушливых регионах мира он рассоляется и упрощается. Вместе с тем здесь появляются значительные площади вторично засоленных земель с вновь возникшей комплексностью. Принципиально изменяется почвенный покров при использовании почв под культуру поливного риса. При проведении осушительных мелиораций резко снижается контрастность почвенного покрова, исчезают из его состава переувлажненные компоненты. Это отчетливо проявляется на осушенных территориях, основные массивы которых расположены в Европе и Северной Америке.

Радикально изменяется почвенный покров в результате террасирования, которое практически создает новый почвенный покров. Значительные террасированные площади имеются в Южной Америке, Индонезии, более мелкие массивы -в Грузии, Средней Азии и других регионах.

Менее зримым, но чрезвычайно важным по своим последствиям является косвенное влияние хозяйственной деятельности человека на почвенный покров. Это влияние шире непосредственного воздействия, и многие его проявления охватывают в той или иной степени почти весь. почвенный покров планеты.

Ежегодно в виде промышленных отходов в атмосферу выбрасыва­ется 0,5—1 млрд. т кислотных агентов газового и аэрозольного харак­тера, которые включаются в глобальную атмосферную циркуляцию. Это — соединения хлора и соляной кислоты (порядка 100 млн. т/год), сероводорода и сернистого ангидрида (300—400 млн. т/год), окислы азота (90—400 млн. т/год), соединения аммония (80—200 млн. т/год). При окислении они образуют соответствующие кислоты (соляную, сер­ную, азотную), что приводит к подкислению атмосферных осадков, а с ними и почв. По данным западно-европейских и скандинавских ученых, рН атмосферных осадков за последние десятилетия уменьшился с 5,5 до 4, часто 3, а иногда до 2,8 (“кислотные” дожди), что вновь сделало актуальной в ряде стран проблему известкования почв. Рост кислотности вод способствует также выносу из почвы кальция, магния, калия и мобилизации железа, алюминия, марганца, а как следствие — связы­ванию фосфора.

Существенно сказывается на почвенном покрове и воздействие че­ловека на растительный покров (уничтожение лесной растительности, сенокошение, выпас скота), нарушающее естественный характер био­логического круговорота веществ и энергии.

Вот почему одна из важнейших современных проблем почвоведения общечеловеческого значения — познание роли почвенного покрова планеты и произрастающей на нем природной и сельскохозяйственной растительности в сохранении нормальных концентраций и сложившихся биогеохимических циклов углерода, кислорода, азота, фосфора, серы, кальция и других биофильных элементов, познание структуры, функций, методов оптимизации и управления биосферой Земли.

Источник