Известия РАН. Серия географическая, 2020, T. 84, № 3, стр. 427-440

Современный межледниковый тренд климатогенного развития почв

Почвенный покров Земли выступает носителем разнообразных экологических функций, каждая из которых вносит свой вклад в сбалансированное развитие географической оболочки [5]. Неотъемлемым атрибутом длительных трендов развития экосистем, обусловленных долгопериодическими (многие тысячелетия) вариациями климата является процесс саморазвития почв, наблюдающийся в современный межледниковый период. Голоцен многими исследователями рассматривается как длительная и относительно однородная в природно-климатическом отношении эпоха, имеющая существенные отличия от предыдущей ледниковой эпохи. На большом количестве примеров в разных регионах Земли было доказано, что при переходе от плейстоцена к голоцену происходили грандиозные преобразования природы всей нашей планеты. “Главной причиной этих преобразований, равно как и последующего, более плавного развития природных процессов послужили глобальные изменения климата, особенно резко проявившиеся на рубеже плейстоцена и голоцена” [11, с. 5]. Согласно [31], а затем на основании результатов исследований других авторов [1, 4, 23] доказано, что почвы при относительно стабильной комбинации факторов среды подчиняются экспоненциальному закону развития с замедлением во времени темпов почвообразования. Для юга Среднерусской возвышенности и соседних территорий примером такого саморазвития в голоценовом тренде выступает изменение во времени мощности гумусированной части профиля черноземов. Черноземы, формирующиеся на плакорах, были выбраны с учетом того, что по данным почвам имеется максимальное количество результатов исследований, обобщенных в единый длительный хроноряд изменения свойств [27]. Представленный на рис. 1 хроноряд голоценового развития мощности гумусированной части черноземов на ровных водоразделах доказывает экспоненциальный характер изменения во времени процесса, а также то, что экспоненциальное развитие нарушалось эпизодическими изменениями климата внутри голоцена (см. рис. 1). Реакция снижения мощности гумусированной части профиля черноземов в ответ на эпизодически происходившие аридизации климата требует отдельного рассмотрения и в задачу настоящей статьи не входит. Отсчет прироста гумусового профиля черноземов на схеме рис. 1 был взят с начала голоцена (10 300 л. н.) как нуль-момент почвообразования. Ранее могли проявляться литогенные факторы, связанные с процессами вытаивания вечномерзлых пород и перемешивания почвенно-грунтовой толщи, что препятствовало поступательному почвообразовательному процессу.

Рис. 1.

Изменение во времени мощности гумусированной части профиля (сумма горизонтов А1 и А1В) черноземов в центре Восточной Европы, % от современных значений. Пунктирная линия – реконструкция до 5000 лет назад, сплошная линия – выровненный ряд на основании сглаживания по пяти соседним значениям показателя. Составлено Ю.Г. Чендевым [27] с учетом обобщения результатов собственных исследований, а также исследований А.Л. Александровского, И.В. Иванова, В.П. Золотуна и др. авторов. Время приводится в некалиброванном летоисчислении.

Кроме черноземов, в лесостепи юга Среднерусской возвышенности также широко распространен зональный почвенный тип – серые лесные почвы, сформированные под пологом широколиственных лесов. По совокупности полученных нами и другими данных [1, 25, 26] возраст естественных ареалов широколиственных лесов региона и сформированных под ними серых лесных почв – позднеголоценовый, а основной этап трансформации здесь черноземов в серые лесные почвы длится на протяжении последних 1600–1800 лет [30]. Надвигание лесов на степи и эволюционная трансформация черноземов в серые лесные почвы были обусловлены похолоданием и увлажнением климата в конце суббореального и в субатлантическом периоде голоцена. В качестве примера саморазвития серых лесных почв из профиля черноземов нами приводится схема хроноряда среднесуглинистых почв (погребенных под разновозрастными земляными валами и фоновой) на водоразделе городища Подгорное Липецкой области (рис. 2).

Рис. 2.

Хроноряд почв, отражающий эволюцию среднесуглинистых черноземов в серые лесные почвы (городище Подгорное в 150 км от границы со степью). Составлено по данным из [30].

Таким образом, голоценовое почвообразование в голоценовом климатическом тренде на территории юга Среднерусской возвышенности сформировало разновозрастные ареалы зональных почв региона: черноземы формируются с начала голоцена, а серые лесные почвы имеют меньший период саморазвития и произошли от черноземов в результате климатически обусловленного надвигания лесов на степи в позднем голоцене.

Внутривековые изменения климата и реакция на них компонентов окружающей среды

Одним из первых отечественных исследователей, обративших внимание на существенную роль коротких внутривековых изменений климата, был Л.С. Берг. Им охарактеризована климатическая смена в начале XX в., когда в результате теплых зим изменились жизненные циклы и ареалы обитания многих сухопутных и водных организмов Европы [2]. Л.В. Клименко [13] произвел анализ сезонного хода температур по данным сети метеорологических станций в южной половине Восточно-Европейской равнины (45°–55° с.ш. и 30°–50° в.д.) за период с 1891 по 1990 г. Колебания температуры летних и зимних сезонов в течение 100 лет показали наличие двух крупных волн похолоданий в летнее время (1920–1930-е годы и 1970–1980-е годы) и синхронных с ними волн потеплений в зимнее время. Л.В. Клименко [13] объяснил это тем, что одни и те же атмосферные процессы в разных сезонах могут приводить к различному климатическому эффекту. С начала 1970-х годов резко возросла циклоническая деятельность, и в холодный период стали чаще возникать положительные аномалии температуры, а в теплые месяцы – отрицательные с осадками [13].

На рис. 3 приведены временные ряды изменения температур и осадков вегетационного периода на реперной метеостанции Богородицкое-Фенино (Губкинский район Белгородской области) – наиболее длительные за весь период инструментальных наблюдений на территории Центрального Черноземья. Период май–сентябрь был выбран с учетом того, что он характеризует комплексный климатический показатель – гидротермический коэффициент, определяющий особенности продукционного процесса в экосистемах и биологического круговорота. Полиномиальное сглаживание хода рассматриваемых показателей (см. рис. 3в) отражает их противоположно направленные изменения во времени, что в целом согласуется с выявленными Л.В. Клименко [13] сменами фаз циклогенеза и антициклогенеза. При этом отмечается запаздывание на 5–10 лет периодов формирования максимумов выпадения осадков по отношению к периодам образования минимальных температур (см. рис. 3в). Это позволяет идентифицировать динамические изменения климата с наличием его внутривековых фаз: фазы понижения температур и роста количества осадков в 1890–1912 гг., фазы роста температур и понижения количества осадков в 1913–1938 гг., фазы понижения температур и роста количества осадков в 1939–1986 гг. и, наконец, современной фазы роста температур и снижения количества осадков в 1987–2017 гг. Согласно указанному разделению (по парам – аналогам климатических фаз), средняя длительность внутривековых понижений температур и роста количества осадков в течение вегетационного периода за прошедшие 127 лет составила 35.5 лет, а фаз роста температур и понижения количества осадков – 28.5 лет. Таким образом, выявляются квази-30-летние фазы внутривековых изменений, отражающие циклы Брикнера.

Рис. 3.

Ход метеорологических показателей на станции Богородицкое-Фенино: а – средние температуры вегетационного периода (май–сентабрь) с полиномом 6 степени, б – средние количества атмосферных осадков вегетационного периода с полиномом 6 степени, в – полиномиальное сглаживание хода температур и атмосферных осадков вегетационного периода (полиномы 6 степени).

В Каменной степи режимные наблюдения за уровнем грунтовых вод в Докучаевском колодце проводятся с 1892 г. Их результаты представлены на рис. 4. Как видно, колебания уровня в колодце подчиняются той же ритмике, которая установлена для внутривековых изменений климата (см. рис. 3): выявляются две волны повышения уровня грунтовых вод, соответствующие периодам роста количества атмосферных осадков (при циклогенезе) и разделяющая их волна низкого стояния грунтовых вод, отражающая период пониженного увлажнения климата (при антициклональном режиме формирования погодных процессов). Начиная с 2000 г. наблюдается устойчивая тенденция низкого стояния грунтовых вод, соответствующая современному тренду антициклональной циркуляции атмосферы (см. рис. 4).

Рис. 4.

Динамика уровня грунтовых вод в Докучаевском колодце: фактический ряд изменений, линейный и полиномиальный (полином 6 степени) тренды. Составлено по [24].

Примечательно, что первая волна повышения уровня грунтовых вод в конце XIX–начале XX в. была менее выразительной по сравнению с волной конца XX–начала XXI в. – в соответствии с аналогичными амплитудами в динамикe метеорологических элементов, выявляемой по наблюдениям на станции Богородицкое-Фенино (см. рис. 3в).

Весьма вероятной была инерционность (запаздывание на 3–5 лет) достижения минимумов и максимумов глубин грунтовых вод (см. рис. 4) по отношению к формированию обратных им максимумов и минимумов выпадения атмосферных осадков в теплую половину года (см. рис. 3в).

В последний из внутривековых периодов повышенного увлажнения XX в. происходило закономерное изменение не только уровня грунтовых вод, но также других компонентов природной среды – почв и болот.

По результатам исследования П.Н. Соловьева [22], режимные наблюдения за влажностью целинного чернозема в Центрально-Черноземном заповеднике в период с 1946 по 1984 г. выявили смену фаз климата в 1957 г. Однако новая фаза запаздывала во времени и наступила только в середине 1960-х годов, когда стабилизировались почвенно-гидрологическая и межгодовая изменчивость влажности почвы. Согласно мнению автора, смена фаз климата происходит в соответствии с циклом Брикнера через каждые 30–36 лет, поэтому спрогнозированная им неизменность режима влажности чернозема до 2000 г. вполне оправдалась [22].

При сравнении аэрофотоснимков периодов 1961–1965 и 1984–1987 гг., на основании которых производилось дешифрование почвенного покрова лесостепи Центрально-Черноземного района, выяснилось, что структура почвенного покрова меняется в ходе обусловленного естественными причинами усиления выщелоченности черноземно-луговых почв балочных систем. На это указывал, в частности, наблюдавшийся процесс зарастания днищ и склонов балок кустарниковой и лесной растительностью [21].

Многие авторы отмечали, что, начиная с 1965 г., в черноземной зоне Восточно-Европейской равнины широкое распространение получили переувлажненные почвы. В лесостепи и северной степи наблюдалось олуговение автоморфных почв на 25–45% их ареала. Стали возникать ареалы подтопленных земель – мочары. Их количество в гумидный климатический цикл увеличилось в пять–десять раз по сравнению с предшествующим, более аридным климатическим эпизодом.

Отмечается пульсационный характер изменения площади мочаров во влажные и сухие периоды. Площади, занятые мочарами, возрастали и в предшествовавший современному, цикл увлажнения климата в 1920–1930-х годах. Наряду с их возникновением, на пониженных участках складывались благоприятные условия для подъема карбонатов, что привело к увеличению в этот период площадей карбонатных черноземов [18–20].

За более чем 30-летний период наблюдений (с 1985 г.) нами отмечается появление переувлажненных почв на покатых склонах водоразделов и покато-крутых склонах балок юга Среднерусской возвышенности. Их количество возрастало вплоть до конца 1990-х годов. Позднее наметилась тенденция сокращения ареалов данных почв. Однако и в настоящее время пятна переувлажненных почв на склонах во многих местах региона продолжают маркироваться гидрофитной растительностью, в составе которой можно встретить тростник, вейники, разные виды осок (рис. 5).

Рис. 5.

Пятно мочара на склоне балки, маркируемое светлым тоном осоковой растительности.

В соответствии с предложенной типизацией, мочары бывают климатогенными (выявляемые в микродепрессиях уплощенных водоразделов со слабоводопроницаемыми породами) и литогенными (обусловленными наличием водоупоров в пределах склона) [8]. На юге Среднерусской возвышенности (Белгородская область), широкое распространение в недавно завершившийся внутривековой период повышенного увлажнения (см. рис. 3в), по нашему мнению, получили именно литогенные мочары. Один из примеров таких почв был изучен на балочном склоне южной экспозиции в Ивнянском районе Белгородской области близ пос. Покровский (рис. 6).

Рис. 6.

Профиль черноземно-луговой грунтово-глеевой почвы в месте формирования мочара (осоковая и вейниковая растительность, а также куст шиповника маркируют это место (а) и профиль фонового чернозема типичного на том же элементе склона балки за пределами мочара под типичным луговым разнотравьем (б).

Почвообразующими породами являются палевые карбонатные лессовидные суглинки. В месте формирования мочара почва была идентифицирована как черноземно-луговая грунтово глеевая со следующим строением профиля: А1–А1В–Вg–BCg_Ca. На уровне Вg и BCg_Ca выявлялись сизоватые и рыже-сизые зоны грунтового оглеения, а в горизонте BCg_Ca карбонаты были представлены скоплениями белоглазки и журавчиков гидрогенного генезиса. Рядом расположенная, но за пределами мочара, фоновая почва была идентифицирована как чернозем типичный без признаков оглеения с характерными для данного подтипа формами карбонатов – псевдомицелием и очаговыми пятнами плесени.

Одной из выявленных нами закономерностей выступает более высокая встречаемость пятен литогенных мочаров на склонах южных экспозиций по сравнению с другими склонами, а также овальный вид самих мочаров, ширина которых варьирует от нескольких до 20–30 м. Причины овальной формы литогенных мочаров, насколько нам известно, в литературе не обсуждались. Нами предлагается палеогеоморфологическое объяснение этому феномену – пятна мочаров маркируют собой выклинивающиеся к поверхности современных склонов погребенные палеобалки и палеоложбины, которые заполнены относительно рыхлыми позднеплейстоценовыми отложениями (по сравнению с выстилающими поверхность погребенными почвами), включающими переотложенные лессовидные суглинки. В периоды повышенного увлажнения климата (прохладно-влажные фазы внутривековых гелиоклиматических циклов) геологические породы, которыми заполнены палеобалки и палеоложбины, словно губка, насыщаются почвенными водами, после чего эти воды широким фронтом начинают перемещаться вниз, и выходят на поверхность в местах выклинивания к поверхности современных склонов указанных выше палеобалок или палеоложбин. Схему образования мочаров на склоновом типе местности демонстрирует рис. 7.

Рис. 7.

Гипотетическая схема формирования мочаров на склонах долинно-балочной сети юга Среднерусской возвышенности в местах выклинивания погребенных палеоложбин, заполненных относительно рыхлыми и более мощными по сравнению с окружающими участками позднеплейстоценовыми отложениями.

Выдвинутая гипотеза находит подтверждение в результатах сравнительно недавно проведенных палеогеографических исследований. На территории центра и юга Восточно-Европейской равнины в пределах склонового типа местности было выявлено широкое распространение древнего ложбинного рельефа. Согласно реконструкциям Е.А. Еременко и А.В. Панина [7] поверхность склонов речных долин и балок в начале эпохи валдайского похолодания была в большей степени осложнена неровностями в форме ложбин и лощин, чем в настоящее время. Исследователи предполагают, что формирование древнего ложбинного рельефа происходило в эпоху московского позднеледниковья (перед микулинским межледниковьем), когда глубина и густота эрозионного расчленения повсеместно превышали современные. В течение поздневалдайского криохрона, в эпоху интенсивного лессонакопления, эти линейные депрессии рельефа оказались заполненными склоновыми отложениями [7], то есть произошло нивелирование палеорельефа позднеплейстоценовым осадконакоплением.

На основании этой реконструкции, преобладание мочаров на склонах южных экспозиций в современном ландшафте изучаемой территории вполне обосновано с учетом большей встречаемости здесь древних палеоложбин, которые, в свою очередь, формировались при более интенсивном проявлении на инсолируемых склонах процессов линейной эрозии. Кроме того, строение склонов южной и северной экспозиции на данной территории разное. На северной – чехол четвертичных отложений более мощный и нет выклинивания на склонах более древних пород, являющихся водоупорами, а на южном склоне – часто выклиниваются все породы, начиная от мела и залегающих выше него палеогеновых и неогеновых отложений, на которых и лежат покровные лёссовидные суглинки.

Кроме закономерных колебаний уровня грунтовых вод и цикличных процессов образования мочаров нами наблюдалась динамика заболачивания, которая также была генетически связана с внутривековыми изменениями климата.

В качестве модельного полигона были взяты боровые надпойменные террасы р. Ворскла левобережной части ее долины в Белгородской области, наблюдения за которыми нами проводятся на протяжении более 40 лет. На участках наблюдения поверхность первой и второй надпойменных террас занята хвойно-широколиственными лесами с преобладанием дуба, березы, сосны. Поверхность террас осложнена обширными депрессиями карстового или эолового происхождения диаметром от 50 до 300 м и глубиной 1.5–3 м. До начала 1980-х годов большинство депрессий было занято чистыми березняками, которые формировались в мезоморфных условиях с относительно неглубоким залеганием грунтовых вод. За период с середины 1980-х по начало 1990-х годов (в связи “брикнеровским” циклом увлажнения климата), происходило интенсивное заболачивание депрессий. Почвы депрессий из перегнойно-глееватых за короткий срок эволюционировали в торфянисто-болотные и субаквальные. Березняки деградировали; остатки сгнивших стволов еще в конце 1990-х годов можно было наблюдать в центральных частях низинных болот, которые на периферии покрылись зарослями рогоза и тростника (рис. 8).

Рис. 8.

Характерный вид депрессии на поверхности надпойменной террасы р. Ворсклы, заболоченной в прохладно-влажную фазу климата 1980–1990-х годов, с остатками сгнивших стволов берез на месте существовавшего ранее (в тепло-сухую фазу климата) березняка (рис. Ю.Г. Чендева в 1996 г.).

С 2010-х годов на изучаемой территории начала формироваться устойчивая тенденция осушения болот, причиной которого следует считать климатически обусловленное понижение уровня грунтовых вод (в соответствии с выявленной закономерностью их внутривековой динамики, см. рис. 4). На периферии осушающихся болот стали появляться молодые ростки и деревья березы, которые позволяют предполагать развитие в текущую тепло-сухую фазу климата ориентировочной продолжительностью в 30 лет новых березняков в ранее заболоченных депрессиях. Циклически меняющиеся почвы депрессий требуют более внимательного исследования, отдельного отражения на картах и введения в почвенную классификацию.

Наглядным доказательством развития в конце XX в. болотного процесса в депрессиях надпойменных террас р. Ворскла выступает сравнение ареалов болот по топографической карте середины XX в. и современному спутниковому снимку (рис. 9).

Рис. 9.

Изменение площадей болот на поверхности надпойменной террасы р. Ворсклы за два сравниваемых периода: 1955 г. – данные топографической карты масштаба 1 : 10 000; 2014 г. – данные космического снимка в ортогональной проекции (разрешение: 1 пиксель – 2 м). Внизу – участок изучаемой территории на топоплане 1955 г.

Представленные примеры не исчерпывают всего многообразия влияния внутривековой климатической цикличности на окружающую среду изучаемой территории. Так, в Белгороде в 1960–1970-х годах популярным было катание горожан на лыжах в выходные дни на крутых склонах крупной балки под названием “Меловые горы” на северо-восточной окраине города. В это же время традиционными были посещения катка на центральном стадионе города. С конца 1980-х и до 2010 г. данные развлечения прекратили существование из-за участившихся в зимнее время оттепелей. Опрос молодежи г. Белгорода, родившейся в начале 1990-х годов, показал, что многие из них даже не подозревали о том, что не так давно существовала многолетняя традиция массовых катаний на коньках и лыжах в зимнее время. Данный аспект интересен с точки зрения изучения изменчивости во времени социальных приоритетов, традиций, моды. Как видно, в ряде случаев изменения климата могут существенно влиять на указанные явления. С 2010-х годов (с наступлением внутривековой климатической фазы антициклогенеза) катание на лыжах и коньках в городе и его окрестностях постепенно стали возобновляться.

Имеются основания полагать, что внутривековая климатическая цикличность является регулярным явлением, которая длительное время инициирует короткопериодическую (на протяжении первых десятилетий) ритмику географических процессов. В работе [31] имеется указание на идентификацию циклов Брикнера средней длительностью 34 года во временных рядах радиальных приростов секвойи гигантской с возрастом отдельных экземпляров до 3 000 лет.

При анализе рукописей позднего средневековья, характеризующих события в лесостепи Среднерусской возвышенности в середине XVII в., были обнаружены свидетельства смен гидрологического режима рек, уровней грунтовых вод, атмосферных процессов в интервале времени с 1648 по 1666 гг. Так, повышение уровня грунтовых вод и начавшееся заболачивание в Белгородской крепости, построенной тремя десятилетиями ранее на первой надпойменной террасе р. Северский Донец [15], вынудило жителей города искать другой, более дренированный и сухой участок для ее строительства. Перенос Белгорода на новое место был осуществлен в 1650 г. [16]. Несколько позднее в регионе стали происходить оползни, один из которых в 1666 г. разрушил крепостные стены г. Путивля [17]. Аналоги указанных процессов и их последовательность (сначала заболачивание надпойменных террас рек в конце 1980-х годов, затем активизация оползневых процессов в 1990–2000-х годах (один из оползней весной 2000 г. разрушил часть жилого сектора в пос. Дубовое Белгородского района) наводят на мысль об идентичности фазовых проявлений внутривековой климатической цикличности (прохладно-влажных фаз циклогенеза в циклах Брикнера), наблюдавшихся в середине XVII и в конце XX вв.

Рассматривая длительные процессы в современном межледниковом тренде почвенного покрова юга Среднерусской возвышенности нами была обоснована разновозрастность возникновения зональных типов лесостепного почвообразования – черноземного и серо-лесного. При рассмотрении короткопериодической климатической цикличности (внутривековой природы) также можно выделить явления с разными характерными временами развития. На примере смен явлений, наблюдавшихся в последнюю прохладно-влажную фазу внутривекового изменения климата, нами предлагается следующая схема последовательности их возникновения на территории лесостепи Среднерусской возвышенности: 1980 г. – достижение минимума температур вегетационного периода (май–сентябрь) в сглаженном многолетнем ряду изменений (см. рис. 3в); 1985 г. – появление литогенных мочаров на склоновом типе местности, маркируемых пятнами влаголюбивой растительности, начало заболачивания депрессий на первых надпойменных террасах рек; 1990 г. – достижение максимума атмосферных осадков, выпадающих в вегетационный период, начало четко обозначившегося тренда роста температур вегетационного периода в сглаженных многолетних рядах изменений (см. рис. 3в), продолжение формирования мочаров и интенсивного заболачивания на первых надпойменных террасах рек; 1995 г. – достижение минимальной глубины грунтовых вод на слабо дренируемых водоразделах Среднерусской лесостепи (см. рис. 4), максимальное проявление заболачивания и мочаризации ландшафтов; 1997 г. – начало оползнеобразования, обусловленного затяжными дождями в летний период и чередованием периодов с осадками и оттепелями в зимний период, исчезновение устойчивого снежного покрова зимой; 2000 г. – продолжение оползнеобразования, четко обозначившиеся тренды снижения количеств атмосферных осадков (см. рис. 3в) и понижения уровня грунтовых вод (см. рис. 4) в сглаженных многолетних рядах изменений данных показателей; 2010 г. – сохранение трендового роста температур, снижения количеств атмосферных осадков, понижения уровня грунтовых вод на водоразделах, уменьшение площади болот на первых надпойменных террасах рек, затухание оползнеобразования, начало восстановления устойчивого снежного покрова в зимний период.

В соответствии с предложенной выше схемой смен во времени природных явлений, многие из которых относятся к категории опасных, и с учетом многолетнего хода метеорологических элементов (см. рис. 3а–3в), можно предположить, что максимальные проявления заболачивания, мочаризации, оползнеобразования, частых оттепелей зимой пришлись на переходный этап от прохладно-влажной к тепло-сухой фазам внутривекового климатического цикла. Логично предположить, что ожидаемый через 10–15 лет переход из тепло-сухой к прохладно-влажной фазе внутривекового цикла климата не будет сопровождаться указанными выше явлениями, так как тепло-сухая фаза должна характеризоваться относительно засушливым климатом без ведущей роли грунтовых вод в процессах ландшафтообразования в лесостепи.