Материал: Pochvovedenie_Kovda_chast1

Возраст почв эрозионных рабнин Африки, где в течение по­ следнего геологического периода не было существенных ката­ строфических смен, за исключением района Рифтовой долины и вулканических нагорий, насчитывает миллионы лет. Такой же большой возраст имеет почвенный покров денудационных рав­ нин Австралии, плато Юго-Восточной Азии и Южной Америки, хотя возраст почв речных долин здесь значительно моложе, осо­ бенно в дельтах рек.

Весьма трудно судить об абсолютном возрасте почв в горах, где происходит постоянное омолаживание поверхности в резуль­ тате тектонических и денудационных процессов. Геологический возраст горных систем (каледонский, герцинский, альпийский) отнюдь не соответствует возрасту их современного почвенного покрова, который претерпевал в геологическом времени неодно­ кратные циклы обновления и вулканизма.

Для определения абсолютного возраста почв и, соответствен­ но, скорости почвообразования в почвоведении используются разнообразные подходы и методы. Наиболее надежной является, конечно, точная историческая датировка начала почвообразова­ ния, использовавшаяся еще В. В. Докучаевым для определения возраста почвы, образовавшейся на стенах Староладожской кре­ пости. Однако такие возможности встречаются довольно редко и являются исключениями, да и не дают представления о воз­ расте природных почв.

Широко использовался метод определения возраста почвы по соотношению изотопов 14С:12 С в почвенном гумусе. Принимая во внимание все оговорки по поводу того, что возраст гумуса и возраст почвы — это разные понятия, что имеет место постоян­ ное разложение гумуса и его новообразование, перемещение новообразованного гумуса от поверхности в глубь почвы, что сам радиоуглеродный метод дает большую ошибку и т. д., опреде­ ленный этим методом возраст черноземов Русской равнины можно принять равным 7—8 тыс. лет. Г. В. Шарпензеель (1968) определил этим методом возраст некоторых культурных почв Центральной Европы порядка 1 тыс. лет, а торфяников — 8 тыс. лет. Возраст дерново-подзолистых почв Томского Приобья был определен порядка 7 тыс. лет.

Радиоуглеродный метод использовался не только для уста­ новления возраста гумуса, но и возраста почвенных карбона­ тов. Так, Гай Д. Смит определил возраст карбонатных натеков

В красной пустынной почве Аризоны максимальный возраст кар­ бонатов оказался 32 тыс. лет (С. X. Боул, 1965), а в аридной почве Нью-Мексико— 18 тыс. лет (Р. В. Руэ, 1965).

В. А. Ковда и Е. М. Самойлова (1968) рассчитали возраст лугово-черноземной почвы (8,5 тыс. лет) и типичного чернозема (7 тыс. лет) Тамбовской области по скорости накопления СаСОз в почве из испаряющихся грунтовых вод. Этим же методом

313

В. А. Ковда (1946) определил возраст и скорость засоления

Шанского нагорья Бирмы по относительному остаточному на­ коплению R2О3 и нерастворимого остатка при эволюционном выветривании и почвообразовании на известняках, который ока­ зался равным 2 млн. лет (образование 10-метровой краснозем­ ной толщи).

Все перечисленные подходы и методы страдают большой не­ точностью и исходят из неизменной скорости почвообразования

инеизменности его направления в течение всего периода почво­ образования, что по крайней мере недоказуемо. Соответственно, все эти оценки должны приниматься с большой осторожностью

илишь как весьма приближенные.

Сабсолютным возрастом почв связан и их относительный возраст, т. е. степень развития почвенного профиля.

Понятие об относительном возрасте почв, хотя и не является строго определенным и вызывает многочисленные научные дис­ куссии по каждому конкретному случаю, является весьма важ­ ным в генетике почв. Рассматривая хронокатены почв в их тео­ ретической форме (см. табл. 60) либо в конкретном проявлении в природе, например современные хронокатены Прикаспия или Приаралья, можно составить представление об относительной молодости, зрелости или древности почв в соответствии с теми или иными стадиями их развития. В других случаях вопрос решается значительно сложнее. Вообще говоря, об относитель­ ной молодости или древности почв принято судить по степени развития их профиля: более мощные, более гумусированные, более выветрелые, более дифференцированные почвы считаются стадийно более зрелыми. Однако какие бы то ни было количест­ венные критерии этих различий отсутствуют.

Об относительном возрасте почв можно судить и по степени их обедненности теми или иными соединениями по сравнению

спочвообразующими породами или, наоборот, по степени акку­ муляции тех или иных соединений. Примером могут служить поч­ вы Республики Мали, где В. Н. Якушевым описаны: 1) ферраллитные почвы без латеритных железисто-бокситовых панцирей на миоценовых поверхностях с возрастом около 20 млн. лет; 2) почвы

спизолитовым железисто-бокситовым панцирем на олигоценовых плато с возрастом около 30 млн. лет и 3) почвы с мощными латеритными железисто-бокситовыми панцирями на верхнемеловыхэоценовых поверхностях с возрастом около 70 млн. лет (рис. 53). Чем старше здесь латеритные панцири, тем более они обогащены железом и алюминием и тем беднее кремнием.

314

17.8. Гетерогенность и полигенетичность почв

результат односторонне направ­ ленного превращения исход­ ной горной породы в новое природное тело — почву. С дру­ гой стороны, уже существу­ ющая почва постоянно нахо­ дится в процессе эволюции, «живет» своей особой почвен­ ной «жизнью», в ней постоян­ но происходят какие-то изме­ нения и превращения, в том числе и изменения ее морфологии.

запись истории почвообразования, которая, вообще говоря, поддается научной расшифровке, если знать «те морфоло­ гические элементы и признаки почв, которые изучены с гене­ тической стороны, относительно которых мы знаем, что они значат, чем обусловлены и каких внутренних свойств или процессов, приуроченных к данной почвенной среде, являются они указателями и символами» (Н. М. Сибирцев, 1900).

Вообще говоря, почва меняется медленнее, чем такие лабиль­ ные компоненты, ландшафта, как растительность или климат. Например, дерново-подзолистая почва, сформированная под хвойным лесом, после уничтожения леса и длительного исполь­ зования в качестве пахотного угодья все же по всем основным признакам остается дерново-подзолистой, хотя и с определенны­ ми изменениями. Многие почвы аридных районов несут в своем профиле реликтовые признаки прошлой гумидности климата. Практически во всех почвах встречаются признаки современно­ го и древнего почвообразования, что предопределяет возмож­ ность историко-генетического анализа почвенного профиля на основе докучаевской концепции о почве как «зеркале» ланд-

315

шафта, отражении или, вернее, записи его истории и совре­ менного состояния.

Реликтовые признаки почв давно и внимательно изучаются почвоведами как основа для построения исторических схем почвообразования. Сводка современных знаний по этому вопро­ су была дана В. А. Ковдой (1973). Позднее И. А. Соколов и В. О. Таргульян (1978) ввели представление о «почве-памяти» и «почве-моменте». В 1984 г. И. А. Соколов модифицировал эти понятия, разделив все почвенные свойства на три категории: «почва—память» — консервативные свойства, возникшие на бы­ лых этапах почвообразования; «почва—отражение» — устойчи­ вые свойства, сформировавшиеся на современном этапе почво­ образования; «почва-жизнь» — современные динамичные почвен­ ные признаки.

Практически все почвы на земной поверхности, имеющие голоценовый или плейстоценовый возраст, — именно такие почвы составляют до 90% почвенного покрова Земли, — имеют поли­ генетический характер. Моногенетические почвы, сформировав­ шиеся при каком-то одном неизменном состоянии факторов почвообразования, являются исключением. Моногенез — это эфе­ мерная стадия в истории почвообразования (рис. 52).

Полигенетичность современных почв, т. е. прохождение ими в процессе исторического развития ряда отличающихся по ха­ рактеру и направлению почвообразования стадий, связана с об­ щим характером геологической и геоморфологической истории современной поверхности суши Земли, которая характеризова­ лась в четвертичное время и в плейстоцене: 1) неоднократны­ ми глобальными климатическими и ландшафтными изменения­ ми (чередования ледниковых эпох и межледниковых, ксеротермических и плювиальных периодов); 2) неоднократными текто­ ническими движениями различной амплитуды и направленности (чередования интенсивной денудации и осадконакопления, дренированности и подтопления, литогенеза и педогенеза); 3) пе­ риодическими сменами (миграциями) ландшафтов в соответст­ вии с изменениями первых двух факторов; 4) антропогенной перестройкой ландшафтов на значительной части суши.

В современных почвах, как правило, сохраняются те или иные признаки прошлых стадий развития — реликты, свойства, возникшие на былых этапах эволюции при несуществующем ныне сочетании факторов почвообразования в результате дей­ ствия почвенных процессов, которые в настоящее время не идут. Таковы, например, солевые аккумуляции в аридных почвах при отсутствии современной циркуляции растворов и глубоких грун­ товых водах. В научном анализе этого явления важно различать, конечно, литореликты — свойства, унаследованные от почвообразующей породы, и педореликты — свойства, унаследованные от прошлых стадий почвообразования. Именно эти реликтовые свойства и признаки почв характеризуются понятием «почвапамять».

316

Глава восемнадцатая

БИОГЕОХИМИЯ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ 18.1. Биогеохимические аспекты почвообразования

В предыдущей главе была рассмотрена общая схема почво­ образовательного процесса, движущей силой которого служит взаимодействие малого биологического и большого геологиче­ ского круговоротов веществ и соответствующих энергетических потоков на земной поверхности. Эти взаимодействия составляют комплекс явлений биогеохимии почвообразования, т. е. миграции и трансформации химических соединений как по вертикали в пределах почвенного профиля и подстилающей толщи горных пород, так и по горизонтали в пределах почвенного покрова планеты в целом.

Биогеохимические аспекты почвообразования определяются законом Вернадского, согласно которому миграция химических элементов на земной поверхности и в биосфере в целом осу­ ществляется или при непосредственном участии живого вещества (биогенная миграция), или же она протекает в среде, геохими­ ческие особенности которой (кислород, углекислый газ, серо­ водород и т. д.) преимущественно обусловлены живым вещест­ вом, как тем, которое в настоящее время населяет данную био­ косную систему, так и тем, которое действовало на земле в те­ чение всей геологической истории. Введенное в науку в 20-х го­ дах нашего столетия В. И. Вернадским представление о биогео­ химических циклах как основе организованности биосферы приложимо и к педосфере, функционирование которой полностью определяется этими циклами.

18.2. Большой геологический круговорот веществ

Если исключить из рассмотрения относительно небольшие по объему массообмен с космосом (приток космической пыли и метеорного вещества около 1 млн. т/год, утечка в космос водо­ рода) и радиоактивный распад изотопов ряда элементов, можно считать, что общее количество атомов всех элементов на Земле постоянное, т. е. конечное. В то же время протекающие на земном шаре глобальные процессы вот уже несколько миллиар­ дов лет существования планеты вовлекают в различные преоб­ разования и перемещения земного вещества огромные массы элементов. Циркуляция элементов и замкнутость их глобальных циклов создают основу для превращения конечного содержания элементов на Земле в бесконечные глобальные миграционнотрансформационные циклы. В ранний абиотический период гео­ логической истории это были геохимические циклы; с появле­ нием жизни на Земле они были трансформированы в биогео­ химические циклы, а с появлением человека и образованием техносферы постепенно трансформировались в технобиогеохими-

317