Экологическое почвоведение

Ирина Волкова, 2013

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.

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.