CC BY
51
УДК 631.48 : 631.434.5 (1-924.81)
ДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ В БОЛЬШЕ-ЗЕМЕЛЬСКОЙ ТУНДРЕ
Г.В. РУСАНОВА
Институт биологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар kirienko@ib.komisc.ru
Исследованы погребенные и полигенетические дневные почвы тундровых ландшафтов (макро-мезо-микроморфология, аналитические показатели). Установлены основные элементарные процессы почвообразования и классификационное положение почв. На основе С датирования выявлено время погребения почв. Определены особенности голоценовой истории развития.
Ключевые слова: погребенные и полигенетические почвы, макро-мезо-мик-роморфология, элементарные процессы почвообразования, голоценовая история развития
G.V. RUSANOVA. DYNAMICS ASPECTS OF SOILFORMATION IN THE BOLSHEZEMELSKAYA TUNDRA
Macro-meso-micromorphology, chemical properties of buried Holocene and poly-genetical soils are studied. On the base of C14 dating and characteristics of pedogenesis the Holocen evolution of soils is established.
Key words: buried and polygenetic soils, macro-meso-micromorphology, elementary soilforming processes, Holocene history
Повышенное внимание к проблемам эволюции, истории формирования почв в голоцене вызвано не только классификационными задачами, во многом еще нерешенными для почв Большезе-мельской тундры, но и необходимостью анализа текущего и будущего поведения почв, прогнозирования направленности естественного развития, в связи с будущими глобальными колебаниями климата, учитывая циклический характер и возможность их повторения. Считается, что глобальные изменения климата в первую очередь коснутся высоких широт, где сосредоточены объекты нефтегазовой и угольной промышленности. История эволюционного развития почв, формирующихся на протяжении голоцена, может быть изучена на примере как современных полигенетических, так и погребенных в различные фазы голоцена почв, а также торфяников, в которых записан огромный объем многослойной информации о былых процессах.
Проблема памяти почв, использования записей в них информации для анализа текущего и будущего поведения почв является основной, магистральной проблемой в почвоведении [1].
Почвообразовательные процессы, являющиеся результатом функционирования многофазной почвенной системы в различных биогеоценозах и природно-климатических условиях, на протяжении всей истории формирования сохраняются в виде признаков в почвах: на уровне почвенного покрова, почвенного профиля, горизонта, и на более низких уровнях организации (агрегаты, конкреции, кутанный комплекс, новообразования).
Информация о начальных периодах почвообразования записана как матрица в современных почвах, на которую с течением времени накладываются новые слои. Она может быть стертой диа-генетическими процессами, и тогда остается запись о более поздних, промежуточных процессах почвообразования. Носителями информации или памяти почв являются также погребенные почвы, образовавшиеся в течение определенных периодов голоцена, и торфяники, представляющие собой серию погребенных почв.
Периодические колебания параметров орбиты Земли вызывают изменения климата и многовековую ритмичность развития ландшафтов, что впервые установлено А.В. Шнитниковым в 1957 г. [2]. Многовековую ритмичность развития почв составляют смена педогенной и морфо-литогенной стадий. Продолжительность педогенной стадии в среднем около 2000(1850) лет близка к циклу солнечной активности. Холодные фазы (500-600 лет), представленные литогенной стадией, характеризуются неблагоприятными условиями для растительности, активизацией криогенных явлений, эрозии и седиментации, перестройкой ландшафтообразую-щих процессов. На контрастном климатическом рубеже, когда создаются стрессовые кризисные ситуации для экосистем, развиваются геодинамические процессы, агградация мерзлоты, происходит погребение почв, или деградация и метаморфиза-ция профиля.
Погребенные почвы, маркирующие определенный период голоцена, позволяют достоверно
реконструировать соответствующую ландшафтную обстановку того периода, на основе современных представлений о взаимосвязи почв и факторов почвообразования. Для воссоздания голоценовой истории развития ландшафтов, палеоклиматиче-ских реконструкций используется не только комплекс палеогеографических, палеогеохимических и других методов, но и палеопедологический.
На территории Большеземельской тундры погребенные почвы в песчаных отложениях обнаружены уже в 30-40-е гг. прошлого столетия: в бассейне р. Коротаихи и в районе Вашуткиных озер -Ю.А. Ливеровским [3], а в бассейне р. Роговой -Г.А. Черновым [4]. Отмечена хорошая сохранность этих почв и высказано предположение о формировании их под лесом в атлантический период голоцена.
Цель данной работы - исследование погребенных и полигенетических почв Большеземель-ской тундры для реконструкции эволюции почв и истории развития ландшафтов.
Объекты и методы
Объектами исследований являются погребенные почвы, сформированные в суглинистых и песчаных отложениях в лесотундре (бас. р. Хоседа-ю), южной тундре (бас. р. Воркута), полигенетические почвы северной тундры (бас. р. Варкнивьяха) и торфяники (бас. р. Воркута). На базе детальных макро-мезо-микроморфологических исследований описаны основные элементарные процессы почвообразования и установлено классификационное положение почв. С использованием С14 датирования определено время погребения.
Результаты и обсуждение
Погребенные почвы в суглинистых отложениях впервые обнаружены в бассейне р. Воркута, на склоне увала Нерусовей-Мусюр [5].
Разрез 1-2000. залуженная тундра, средняя часть СЗ склона,
(II А2В) В2 57-85 см. Светло-бурый, с отдельными корнями и ржавыми пятнами, суглинистый, мелко ореховатой структуры. Следов турбации нет.
(II В)В3 85-97 см. Серовато-бурый, со слабо заметными ржавыми пятнами, суглинистый. Структура ореховатая и плитчатая, белесая присыпка по граням структурных отдельностей.
(II ВС) 97-120 см. Бурый, с ржавыми пятнами, плитчато-комковатый, суглинистый. Белесая присыпка на поверхности агрегатов. На дне разреза -слой камней.
Фрагменты гумусового горизонта (5х10 см) погребенной дерново-подзолистой иллювиально-глинистой почвы сохранились на глубине ~ 50-60 см. В целом, профиль хорошо дифференцирован морфологически и по физико-химическим свойствам.
Морфологическое описание показывает четкое разделение на верхнюю современную и нижнюю погребенную почвы. Реликтовость почвенной толщи ниже 50 см, образование ее в атлантический период голоцена, в отличие от современной дневной почвы, отмечали и другие исследователи [6]. Проявление глеевых процессов и криотурбации типично для верхней почвы, до 49 см. По характеру агрегированности, цвету, наличию темных пятен гор. (II А) В1 погребенной почвы соответствует погребенному гумусовому или дерновому горизонту, измененному диагенетическими процессами: эрозионными, криогенными оползневыми, благодаря склоновому положению почвы.
В морфологическом строении дернового горизонта отмечаются черные пятна на темно-буром фоне, а в микроморфологии фиксируются устойчивые признаки палеопочв: изометричные агрегаты, округлые биопоры, рыхлая упаковка, черный непрозрачный гумус. Физико-химические свойства (табл. 1), наличие второй фракции гуминовых кислот, связанных с кальцием (11.94 %), отсутствующей
Таблица 1
ровный участок.
А дер. 0-13 см. Темно-серая плотная дернина, пронизанная корнями. Суглинистый, мелкокомковатый. В нижней части ржавые и сизо-охристые пятна. Переход резкий.
GB1 13-31 см. На буроватом фоне - линзы темно-сизого, сизо-охристого, ржавого цвета. Суглинистый, плотный, плитчатой структуры. Следы турбаций. Редкие корни; переход постепенный.
GB2 31-49 см. На грязно-буром фоне - темно-сизые, сизо-палевые, волнистые, и турбирован-ные участки. Суглинистый, плитчатый. В нижней части - горизонтальный ржавый слой. Переход заметный.
(II А) В1 49-57 см. Темно-бурый, суглинистый, комковато-зернистый, рыхлый, с отдельными корешками. Округлые темные пятна площадью 5х10 см. Переход постепенный. Следов турбации нет.
Физико-химические свойства глеезема и погребенной дерново-подзолистой почвы (бассейн р. Воркута, Нерусовей-Мусюр)
Са.|Мд. Плот- Пористость, % от объема Полная влаго- емкость, %
Горизонт Глубина, см рНсол. С, % к почве м-э/100 г ность сложения, г/см3
Адер.
ОВ1
ОВ2
(ИА)В1
(ИА2В)В2
0-13 20-30 30-40 49-57 70-80
6.15 3.77 3.51 3.48 3.67
3.26 1.83 1.66 1.72 0.67
5.30 1.36 0.28 0.17 1.23 0.53 1.71 0.27 1.05 0.65
1.02 1.56 1.35 1.04 1.58
60.2 41.1
50.4 61.8
41.5
58.4 26.6 37.4 59.4 26.3
почвах, также диагно-Подзолистый горизонт
в современных тундровых стируют дерновый горизонт. характеризуется субпараллельным сложением, обедненностью илом. В иллювиальном горизонте отмечаются сложные пылевато-глинистые натеки в порах и трещинах, двухслойные кутаны на стенках
агрегатов. Дерново-подзолистых почв в современном почвенном покрове тундры не обнаружено, в настоящее время они распространены в подзоне южной тайги, лесостепи. Следовательно, погребенная почва формировалась под южнотаежной растительностью. В течение атлантического периода (8-5 тыс.л.н.) южнотаежная растительность была на большей части севера Русской равнины, леса продвигались до 72° с.ш., а при повышении средне-июльской температуры на 3-4° выше современных в позднеатлантический интервал северная граница морозоустойчивых широколиственных пород (вяз) приближалась к Хайпудырской губе Баренцева моря [7,8]. По исследованиям дендрохронологов [9] наиболее северное положение полярной границы леса наблюдалось на Ямале в раннем голоцене (107,4 тыс.л.н.), а отступление произошло 3700 л.н. По данным А.Каактеп и М.Егопеп [10], в западной части Большеземельской тундры леса произрастали в эти же сроки, с максимальным расцветом ~ 5 тыс.л.н. Согласно радиоуглеродному датированию (табл. 2) погребенная почва развивалась в атлантический период голоцена (6030±170 л.н. ИГРАН-2271). После погребения в верхнем наносе под тундровой растительностью сформирован глеезем.
Погребенные почвы в песчаных отложениях описаны в обрыве террасы долины р.Хоседа-ю под тундровой ерниково-лишайниковой растительностью. Ниже слоя политриховых мхов и подстилки (гор.АО) залегает слабо дифференцированный профиль подбура, буроватого цвета, мощностью от 8 до 30 см. Под ним формируется прерывистый погребенный гумусированный горизонт II А1 с прослойкой древесных остатков на поверхности, общей мощностью 3 см. Возраст древесных остатков 1 тыс. лет (табл.2). Ярко-белесый подзолистый горизонт II Е этого профиля (11-17 см) перекрывает второй гумусированный горизонт III А1, обогащенный углистыми частицами, и имеющий мощность 12 см. Его возраст 3 тыс. лет. Горизонт деформирован криогенными процессами, образует волнистый прогиб. Залегающий ниже подзолистый гор. III Е имеет неодинаковую мощность и неровную, размы-
тую границу перехода. По фону этого горизонта локально заметно отложение продуктов миграции из вышележащего профиля подзола II А1 -II Е с образованием наложенного горизонта II В№. Подобное явление отмечено ранее в субальпийских почвах [11]. Хорошо сформированный иллювиальный горизонт III (20-30 см), неоднородно окрашенный, с темно-коричневыми пятнами и участками, переходит в гор.ВС (30-50 см), светло-бурый, более монотонный. Отчетливо развитый профиль подзола в нижней части разреза позволяет предположить, что его формирование происходило в течение АТSB. Согласно радиоуглеродным и дендрохроно-логическим исследованиям позднесуббореальный период 3200-2850 л.н. на Ямале был благоприятным для произрастания древесной растительности [9].
Очевидно, из-за небольшой скорости осадко-накопления в последующую морфолитогенную фазу, разделяющие почвы отложения не сформированы. Почвы наложены друг на друга, а радиоуглеродный возраст их значительно различается (почти на 2 тыс. лет). Верхняя почва среднесубатланти-ческого периода (1 тыс. л.н.) сформирована также по подзолистому типу в теплый интервал позднего голоцена. Среднесубатлантический период (1 тыс.
л.н.) был благоприятным для под-Таблица 2 золообразования. Согласно данным Р.М. Хантемирова и др. [9] в этот временной промежуток на Ямале произрастала не только лиственница, но также и ель.
Влияние мерзлоты, аггра-дация которой произошла 2 тыс. л.н., четко проявляется в деформации профилей, неодинаковой мощности и разрывах горизонтов вследствие криотурба-ции. Формирование верхнего наноса с профилем подбура относится к позднесубатлантиче-скому периоду. Мощность его неодинакова в зависимости от проявления денудационных процессов, криотурбаций в различных ландшафтных условиях.
Анализ микростроения подбура и погребенного подзола показал разницу в интенсивности процессов почвообразования в этих почвах. В гор.ВН подбура скелетные зерна мелкопесчаного размера, светло- и буроокрашенные, с тонкими гу-мусо-железистыми пленками. В погребенном профиле крупнее размер зерен.
Гор. II А1 погребенной почвы неоднородно окрашен: черно-коричневые и бурые участки на светло-буром фоне. Агрегаты темно-серые и красновато-коричневые, округлые, составляют гроздья. Присутствуют черные углистые остатки и округлые срезы корней, с ореолом; разложившиеся растительные остатки буровато-коричневые, диспергированные; черно-коричневые пленки на скелетных зернах и коричневые округлые аморфные гумусовые сгустки между зернами; цементация пылеватых частиц черно-коричневой аморфной плазмой. Тем-
Радиоуглеродное определение возраста
Местоположение, разрез Горизонт Глубина, см Материал 14С дата, лет назад Лабораторный номер
р.Воркута GB2 32-47 Гуминовые кислоты 1580±160 ИГ РАН 2269
р.1-2000 (II A)B1 49-57 6030±170 ИГ РАН 2271
р.Хоседа-ю II А1 8-11 Древесные остатки 1050±40 UtC 8668
2.1.19 III А1 17-18 Угли 3070±30 UtC 8669
2.1.19 III В 20-30 Органические остатки 2700±40 UtC 8670
Примечание. Радиоуглеродный возраст выполнен в университете г. Ут
рехт (Нидерланды) и Институте географии РАН г. Москва.
но-коричневые и черные гумусированные участки состоят из округлых и овальной формы сгустков. Заметны аккумуляции обуглившихся черных тканей. Скопления фрагментов тканей могут быть следствием криогенных процессов. В гор.И Е преобладают бесцветные зерна, с тонкими пленками на поверхности.
В иллювиальном гор. III Bfh наблюдается больше буроокрашенных зерен. Пленки на зернах коричнево-бурые, гумусо-железистые, толстые. Отмечаются участки, сцементированные аморфной, с трещинами дегидратации, красно-коричневой плазмой. Характерным для отдела альфегумусовых почв является иллювиальная аккумуляция Al-Fe-гумусовых соединений, формирующих диагностический иллювиальный горизонт. Большая толщина пленок на зернах скелета в гор. III Bfh погребенного подзола, по сравнению с гор. BH современного подбура, свидетельствует о том, что погребенная почва развивалась более длительное время и в более благоприятные для педогенеза интервалы АТ и SB, способствовавшие интенсификации элювиально-иллювиальных процессов. Увеличение толщины пленок с возрастом почв показано на примере хронорядов [12].
Анализ морфогенетических особенностей погребенных подзолов и современного подбура, залегающего на их поверхности, позволил обнаружить ведущие процессы почвообразования и различную их активность в погребенных и дневных почвах, корректируемую климатическими колебаниями в период голоцена.
Выполнено детальное макро-мезо-микромор-фологическое исследование погребенного дерново-подзола, сформированного на выпуклой вершине холма Яней-Мыльк, в бас. р.Воркута. Дерновый горизонт морфологически представлен отдельными фрагментами, локально его мощность достигает 3 см. Характеризуется темной окраской, хорошей агрегированностью, а в микроморфологии фиксируются гумусовые сгустки и гроздья, черный непрозрачный гумус. Отмечается повышенное содержание гумуса в этом горизонте (табл. 3). По комплексу диагностических параметров, включая физико-химические свойства, изученная погребенная почва
относится к типу дерново-подзолов иллювиально-железистых, сформированных в позднеатлантиче-ский этап голоцена, наиболее теплый в данном регионе. Согласно нашим данным, под реликтовыми островками ели в тундре, в бассейне р. Море-ю (68° с.ш.), также обнаружены подзолы в погребенном состоянии, как и вблизи дельты р. Печора.
Эволюционная память сохраняется в полигенетических почвах, прошедших длительный путь развития в голоцене. Исследования проводились в северной части Большеземельской тундры, представляющей собой слабопокатую к северу оконечность Русской равнины. Рельеф пологоувалистый с высотами 25-60 м. Район сплошного распространения многолетнемерзлых пород мощностью 150-200 м. Описан глеезем, формирующийся в бассейне р.Варкнивьяха, вблизи побережья Баренцева моря (северная тундра, пос. Варандей).
Гор. А0А1 (0-6 см) темно-бурый, криокоагуля-ционного генезиса. Гор. Gtx (6-14 см) грязно-сизый суглинок с обломками породы; гор. Вд1х (14-35 см) сизовато-бурый тиксотропный суглинок; гор. ВСд (35-57 см) темно-сизо-бурый суглинок, подстилается обломками породы. Мерзлота на глубине 60 см.
Анализ микростроения показывает, что для гор. А0А1 характерна биогенная агрегированность (копролиты, состоящие из мелких растительных остатков с пылеватыми частицами), наряду с криогенной в виде коагуляционных мелких гумусовых сгустков, образующих сложные округло-угловатые агрегаты. Фрагментарность растительных тканей и гумусово-глинистые пленки на зернах скелета объясняются также криогенными процессами. Гор. Gtx грязно-сизого цвета, компактный, с окисленными и восстановленными микрозонами, с гумусово-глинистыми пленками на зернах скелета. Отличием нижележащего гор. Вд1х являются редкие глинистые пленки на стенках пор и на зернах, чешуйчато-волокнистая плазма, свидетельствующие о возможности очень слабой миграции тонкодисперсной массы. Отчетливы микрозоны с криотурбирован-ным гумусом, папулами, ооидами. Надмерзлотный горизонт (ВСд) обнаруживает реликтовые признаки (темный гумус) и пылевато-глинистые пленки в порах, а также свидетельствующие о прошлых этапах
почвообразования - гли-
Таблица 3
Физико-химические свойства подбура и погребенного дерново-подзола (бассейн р. Воркута, Яней-Мыльк)
Глубина, см рНсол. Гумус, % Са.. Mg. Fe203 AI203 Fe203,
Горизонт м-э/100 г % по Тамму % по Джексону
АТ 1-9 4,0 3,10 0,33 0,09 0,25 0,25 0,37
ВН 9-20 4,01 1,90 0,13 0,07 0,22 0,17 0,33
II AV 23-26 3,93 2,70 0.11 0,04 0,15 0.21 0,23
1I Е 26-34 4.10 0.56 0.06 0.04 0.04 0.11 0.09
IIBF 34-43 4.21 0.66 0.11 0.09 0.42 0.47 0.70
МБ1кг 43-64 4.33 0.52 0.06 0.04 0.38 0.28 0.50
МВ2кг 64-84 4.38 0.70 0.06 0.04 0.36 0.44 0.49
Д 84-123 4.37 0.17 0.05 0.03 0.17 0.11 0.25
нистые, бурые, тусклые натеки и псевдоморфозы по корням (оглиненные корни с выбросами клещей).
О реликтовом характере гумуса свидетельствуют большое количество мелкораздробленных черных растительных остатков и тем-ноокрашенный сгустко-вый гумус вокруг скелетных частиц. Пылевато-глинистые пленки и натеки на той же глубине, вероятнее всего, также
не связаны с современным режимом почвообразования и более свойственны глееземам криомета-морфическим южной тундры. Как и фрагменты реликтового гумуса, натеки и пылевато-глинистые пленки могли сохраниться от прошлых фаз дифференциации профиля.
Анализ микростроения глееземов показал, что ведущими процессами в органогенных горизонтах (А0А1) являются криогенная переработка материала и аккумуляция грубого гумуса на границе с минеральной толщей. В верхней части профиля (гор. Gtx) преобладают криогенные и глеевые процессы. В иллювиальных горизонтах (гор. Вд) отчетливы признаки: 1) иллювиирования (глинистые пленки на зернах, на стенках пор, и натеки); 2) оглеения (микрозональность, конкреции); 3) криогенных процессов (ооиды, папулы, турбированный гумус), в гор. ВСд - унаследованные признаки (гумусовые педореликты, гетерогенные натеки, псевдоморфозы). Сохранность палеопочвенных признаков имеет место благодаря слабой переработке почвообразованием материала нижней части профиля (на глубине 50-60 см над мерзлотой). Гетерогенные пыле-вато-глинистые натеки являются реликтами текстурной дифференциации, которая подавляется в современных условиях, вследствие низкого потенциала климата и биоты.
Низинные торфяники также используются для реконструкции климата и ландшафтных изменений в истории Земли. В них происходит книгопо-добная запись информации при наращивании новых слоев торфа и погребении дневных горизонтов. Проведено исследование торфяника, залегающего на приозерной террасе в бассейне р. Воркута. Установлено, что многослойная лесотопяная залежь относится к низинному типу (табл. 4). Степень разложения торфа с глубиной несколько увеличивается от 15-20 до 35-40%. Стратиграфический профиль свидетельствует о том, что заболачиванию подверглась территория, покрытая лесом. В нижней части залежи в составе древесных остатков обнаружена кора березы и ивы. По всему профилю преобладают гипновые мхи, ниже 130 см наблюдается увеличение доли осок и древесных остатков. В настоящее время общепринятой является точка зрения, что торфяная залежь представляет собой свиту погребенных почв. Основываясь на ботаническом составе горизонтов, можно заключить, что в древесно-гипновом поверхностном слое до 20 см, присутствует кора ивы, ели, ольхи, а современный этап развития характеризуется наличием травянистых растений и сильной минерализованностью. Горизонт осоково-гипнового торфа (20-50 см) сформировался 5010 лет назад, и позднее, на мо-хово-осоковой стадии болотообразования в период преобладания гипновых мхов. Этот горизонт, как и лежащие ниже, может быть отнесен к погребенной толще стратиграфического профиля торфяной залежи. Вторая погребенная почва, торфяный горизонт (50-80 см), датируется периодом от 5010 до 6290 л.н., отмечается абсолютным преобладанием зеленых мхов (80%), отсутствием древесных остатков, небольшим участием осок. Следующий этап
торфонакопления (80-130 см) датируется периодом от 6290 до 6870 лет назад. Характеризуется также преобладанием гипновых мхов (75-80%), наличием осок и древесных остатков. Древесные остатки в этом слое представлены корой березы и ивы. Ранний этап торфонакопления залежи (130-210 см) относится к периоду 6870-7940 л.н., когда древесная растительность составляла 15% и преобладали травянистые остатки (75%). Начальный этап (210220 см) относится к периоду 7940 л.н. и отмечается преобладанием древесных (45%) и травянистых (40%) остатков, с участием зеленых мхов. Дифференциация профиля торфяной залежи на зоны современного и реликтового почвообразования и ранжирование радиоуглеродных дат по горизонтам позволяют рассчитать линейную скорость прироста торфа на различных стадиях эволюции болотного массива.
Формирование торфяника началось 8 тыс. л.н., под покровом леса, когда линейная скорость прироста торфа составила 0,9 мм/год, до 6870 г. Скорость роста торфа в долине р. Обь, в лесной зоне, 8700 л.н. составляла 0,84 мм/год [13]. Темпы аккумуляции органического вещества в палеоэкологической обстановке от 6870 до 6290 л.н. были самыми высокими, составляли 1 мм/год, при абсолютном преобладании зеленых мхов и небольшом участии леса. Заметный спад скорости прироста торфа произошел в позднеатлантический период голоцена 6290-5010 л.н. (0,4 мм/год), в связи с изменением природных условий, повышением интенсивности биохимических и микробиологических процессов разложения. Небольшая скорость прироста торфа в течение периода от 5 тыс.л.н., и, очевидно, до 3 тыс.л.н. свидетельствует о некой стабильности природных условий, когда процесс торфонакопления развивался приблизительно одинаково. Резкое похолодание и уменьшение увлажнения в SB-3 (3200-2200 л.н.) и последующие холодные фазы позднего голоцена затормозили общий прирост биомассы (0,1 мм/год). Такая же скорость прироста в этот период обнаружена в торфянике юга Архангельской области [14].
Таким образом, годичные линейные приросты торфа на различных стадиях эволюции болота дают возможность оценить темпы аккумуляции органического вещества в палеоэкологической обстановке. Поверхностный горизонт торфяника представляет современный этап развития, а лежащий под ним корнеобитаемый слой в ходе диагенеза под влиянием современных биохимических процессов подвергается изменению. С глубиной сохранность растительных остатков при оторфовывании и скорость роста торфа возрастали (особенно до 6 тыс.л.н.) в связи со снижением интенсивности биохимических и микробиологических процессов. В пределах стратиграфического профиля различные стадии эволюции торфа маркируются ботаническим составом и линейной скоростью прироста торфа.
Полученные данные С14 датирования согласуются с аналогичными для верховых торфяников бассейна р. Воркута. По Т.М. Красовской [15], тор-фообразование завершилось 2,5 тыс.л.н.
Таблица 4
Стратиграфический профиль торфяной залежи
Глубина взятия образца, см Степень разложения, % Линейная скорость прироста, мм/год Радиоуглеродный возраст, лет назад ВР Ботанический состав торфа, % Вид торфа
04+2 15 0,1 - Древесные остатки (кора ели и ивы) 30; травянистые остатки 30; осоки (Сагех ^юсагра, С. д1оЬи1а^) 25; зеленые мхи 5; пушица 10; кустарнички един. Древесно-травяной низинный, сильно минерализованный
0-21 15 - Зеленые мхи 70; кора ели, ольхи, ивы 20; сфагновые мхи един.; осоки (Сагех sp.) 10; кустарнички един. Древесно-гипновый низинный
21-31 20 - Зеленые мхи 75; осоки (Сагех сЛю^оггЛ^а, С^р.) 25 Гипновый низинный
40-50 25 0,4 5010±60 Зеленые мхи 80; осоки (Сагех сЛ., С. п-рапа)20
82-92 30 6290±80 Зеленые мхи 80; кора березы 10; осоки (Сагех Сл., С^р.) 10
92-100 25 1,0 - Зеленые мхи 75; осоки (Сагех сЛ., С.г.) 15; кора ивы 10
100-110 25 - Зеленые мхи 80; хвощ 10; кора ивы 10; сфагновые мхи един.; осоки (Сагех cаespitosa; С. сЛ.) един. Гипновый низинный, слабо минерализованный
115-125 25 - Зеленые мхи 75; осоки (Сагех г., С.с., С. сЛ.) 25; вахта един.; древесные остатки един. Гипновый низинный
130-140 25 0,9 6870±50 Осоки (Сагех г., С.с., С.сЛ.) 35; вахта 10; зеленые мхи 10; кора березы, ивы 15; остальные растительные остатки 30 Древесно-травяной низинный
210-220 40 7940±60 Древесные остатки 45; зеленые мхи 15; хвощ 15; осоки един.; остальные растительные остатки 25
Таким образом, установлена корреляция стадий эволюции болотного массива со стадиями педогенеза, что позволяет уточнить динамику па-леоландшафтов и природной среды в голоцене.
На основании исследований погребенных, полигенетических почв и торфяников Большезе-мельской тундры установлены особенности голо-ценовой истории развития в оптимальные и кризисные периоды. Полученная на основе расшифровки почвенной записи информация используется не только для реконструкции природной обстановки прошлого, она может быть полезна и для разработки сценариев будущих изменений почв и ландшафтов.
Работа выполнена в рамках Программы Отделения биологических наук РАН «Биологические ресурсы России: оценка состояния и фундаментальные основы мониторинга» по теме ««Поч-венно-функциональные ресурсы биосферы Европейского Северо-Востока и биогенные экотоны -фундаментальная основа охраны и мониторинга почвенно-земельного фонда».
Литература
1. Таргульян В.О. Память почв: формирование, носители, пространственно-временное разнообразие // Память почв: Почва как память биосферно-геосферно-антропогенных взаимодействий. М.: Изд-во ЛКИ, 2008. 692 с.
2. Шнитников А.В. Изменчивость общей увлажненности материков Северного полуша-
рия // Зап. ГО СССР. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1957. Т.16. 336 с.
3. Ливеровский ЮА Почвы тундр северного края // Тр. Полярной комиссии. Л., 1934. Вып. 19. 112 с.
4. Чернов ГА Четвертичные отложения юго-восточной части Большеземельской тундры // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода. М.: Изд-во АН СССР, 1947. № 9. С.70-75.
5. Русанова Г.В., Кюхри П. Погребенные почвы и педореликты в бассейне р. Уса (Большезе-мельская тундра) // Почвоведение, 2003. №1. С.23-32.
6. Арчегова И.Б. Реликтовые черты в почвах восточно-европейской тундры// История развития почв СССР в голоцене. Пущино, 1984. С.78-79.
7. Болиховская Н.С., Болиховский В.Ф., Клима-нов ВА Климатические и криогенные факторы развития торфяников Европейского Северо-Востока СССР в голоцене // Палеокли-маты голоцена европейской территории СССР. М.: Изд. ИГАН СССР, 1988. С.36-44.
8. Кременецкий К.В., МакДональд Г.М., Гала-бала Р.О. и др. Об изменении северной границы ареалов некоторых видов деревьев и кустарников в голоцене // Ботанический журнал, 1996. Т.81. № 4. С.10-25.
9. Хантемиров Р.М., Шиятов С.Г. Радиоуглеродные и дендрохронологические датировки полуископаемой древесины на Ямале и их
использование в деле изучения динамики лесотундровых экосистем // Биота Приуральской Субарктики в позднем плейстоцене и голоцене. Екатеринбург, 1999. С.3-22.
10. Kaakinen A., Eronen M. Holocene pollen stratigraphy indicating climatic and tree-line changes derived from a peat section at Ortina, in the Pechora lowland, northern Russia // The Holocene, 2000. 10. No. 4. P. 611-620.
11. Singer M., Ugolini F.C. Genetic history of two welldrained subalpine soils formed on complex parent materials// Can.J. Soil Sci.1974. Vol.4. No. 4. P.56-64.
12. Langley-Turnbaughb S.J., Bockheim J.G. Time-dependent changes in pedogenic processes on marine terraces in coastal Origon // Soil Sci. Soc. Amer. Journ. 1997. Vol. 61. nû. 5. P.1428-1440.
13. Borren W. Carbon exchange in Western Siberian Watershed mires and implication for the greenhouse effect. Netherlands Geographical Studies 355. Utrecht, 2007. 125 p.
14. Дьяконов К.Н., Абрамова ТА., Серегина И.П., Безделова А.П. Заболачивание среднетаежно-го морено-ледникового ландшафта в голоцене (юг Архангельской области) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. Геоморфология, 2008. № 2. С.28-34.
15. Красовская Т.М. Пространственно-временные закономерности накопления тяжелых металлов в экосистемах Воркутинского промышленного района // Биоиндикация природной среды Воркутинской тундры. Сыктывкар, 1996. С.42-49. (Труды Коми научного центра УрО РАН; №143.
Статья поступила в редакцию: 25. 01. 2011
