Номер  5
 ISSN  0032-180Х
 Май  1998
 РОССИЙСКАЯ  академия  наук
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 Главный  редактор
Г.В.  Добровольский
 Журнал  основан  в  январе  1899  г.  На  его  страницах  публикуются  оригинальные
статьи,  обзоры;  отражаются  различные  аспекты  теоретических  и  эксперимен¬
тальных  исследований  генезиса,  географии,  физики,  химии,  биологии,  плодородия
почв;  освещаются  результаты  теоретических  и  экологических  исследований
в  глобальном  и  региональном  плане.
 МАИК  “НАУКА”
 “НАУК  А”

Российская  академия  наук
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 №  5 	1998 	Май
 Основан  в  январе  1899  г.
Выходит  12  раз  в  год
ISSN:  0032-180Х
 Главный  редактор
Г.В.  Добровольский
 Заместители  главного  редактора
 А.Д.  Воронин,  С.В.  Зонн
 Ответственный  секретарь
 А.Н.  Геннадиев
 Редакционная  коллегия:
 Б.Ф.  Апарин,  Р.В.  Арнольд  (США),  В.Е.Х.  Блюм  (Австрия),
И.М.  Гаджиев,  Е.А.  Дмитриев,  В.Н.  Ефимов,  В  .Т.  Емцев,
Ф.Р.  Зайдельман,  А.Н.  Каштанов,  В.Н.  Кудеяров,
 В.В.  Медведев  (Украина),  Д.С.  Орлов,
 Н.И.  Смеян  (Белоруссия),  И.А.  Соколов,
 А.Д.  Фокин,  Ф.Х.  Хазиев,  Л.Л.  Шишов,  А.П.  Щербаков
 Зав.  редакцией  Е.В.  Достовалова
Адрес  редакции:  109017  Москва,  Ж-17,  Пыжевский  пер.,  7,  тел.  230-80-66
 Москва
Издательство  “Наука”
Международная  академическая
издательская  компания  “Наука”
 ©  Российская  академия  наук
 Отделение  общей  биологии  РАН
Общество  почвоведов  при  РАН,  1998

СОДЕРЖАНИЕ
 Номер  5,1998
 Вторая  международная  конференция  “Криопедология’97”
 И  В.  Забоева,  Г.  Г.  Мажитова,  Д.  А  Гиличинский
 517
 География  почв  Арктики:  современные  проблемы
 С  В.  Горячкин,  Н.  А.  Караваева,  В.  О  Таргулъян
 520
 Почвы  южного  циркумполярного  региона  и  их  классификация
 Г  -  П  Блюме,  JI.  Бейер,  Д  Шнайдер
 531
 Мерзлые  породы  и  криогенные  процессы  восточноевропейского  сектора  Субарктики
 Н.  Г  Оберман
 540
 Почвообразование  и  выветривание  в  тундровых  и  подзолистых  почвах
 северо-востока  европейской  территории  России
 Г  А  Симонов
 551
 Структурные  грунты,  бугры  пучения  и  изменения  климата  в  голоцене
 Б  Ван  Влие-Лану
 562
 Мерзлотные  торфяники  восточноевропейской  лесотундры
 Р.  Н.  Алексеева,  В.  В.  Канев,  П.  Кюхри,  П.  Оксанен
 570
 Эволюция  почв  полигональных  болот  Колымской  низменности  в  ходе
 их  зарастания  и  трансформации
 Д  Г  Федоров-Давыдов,  О  В  Макеев
 577
 Позднеголоценовая  динамика  многолетней  мерзлоты
 в  двух  субарктических  торфяниках  побережья  Гудзонова  залива
 П.  Кюхри
 586
 Роль  ветра  в  дивергенции  экосистем  с  мерзлотными  и  сезонномерзлыми  почвами
 в  северном  Охотоморье
 Д.  И.  Берман,  А.  В.  Алфимов,  Г  Г.  Мажитова,  М.  Е.  Прокопец
 593
 Температура  и  влажность  криосолей  холодных  пустынь  Антарктиды
 Я.  Б.  Кэмпбелл,  Г.  Г.  Кларидж
 600
 Почвообразование  сартанского  криохрона  в  западном  секторе  Берингии
 С  В.  Губин
 605
 Вариабельность  запасов  углерода  и  азота
 в  почвах  Антарктического  побережья  (Земля  Уилкса)
 JI.  Бейер,  К.  Пингпенк,  М.  Болтер,  Д.  Шнайдер,  Г.-П  Блюме
 610
 Перераспределение  ионов  в  почвах  при  промерзании
 В.  Е.  Остроумов
 614
 ДИСКУССИИ
 Система  почвенных  карт:  опыт  применения  принципов  поликомпонентной
 базовой  классификации  почв
 Т.  В  Ананко,  И.  А.  Соколов,  Д  Е.  Конюшков,  Б.  П.  Градусов
 620

ИСТОРИЯ  НАУКИ
 Памяти  Якова  Никитича  Афанасьева  (к  120-летию  со  дня  рождения)
М.  С.  Симакова
Памяти  Гавриила  Ревазовича  Талахадзе
Т.  Ф.  Урушадзе
 632
 636
 ХРОНИКА
 Международное  совещание  ЮНЕСКО
 “Горные  почвы  Средиземноморья:  генезис  и  охрана”
 Л.  О.  Карпачевский
 638
 ИЗВЕЩЕНИЕ
 640
 Сдано  в  набор  26.01.98  г. 	Подписано 	к  печати  26.03.98  г. 	Формат  бумаги  60  х  88  Vs
 Офсетная  печать  Уел.  печ.  л.  16.0 	Уел. 	кр.-отт. 	9.5 	тыс. 	Уч.-изд. 	л. 	15.6 	Бум. 	л. 	8.0
 Тираж  575  экз. 	Зак. 	3645
 Отпечатано  в  типографии  “Наука”,  121099,  Москва,  Шубинский  пер.,  6

Contents
 No.  5,1998
 Simultaneous  English  language  translation  of  the  journal  is  available  fromMAMK  Наука/Interpenodica  Publishing  (Russia).
Eurasian  Soil  Science  ISSN  1064-2293.
 The  Second  International  Conference  “Cryopedology-97”
 I.  V.  Zaboeva,  D.  A.  Gilichinskii,  and  G.  G.  Mazhitova
 517
 Geography  of  Arctic  Soils:  Current  Problems
 S.  V.  Goryachkin,  N.  A.  Karavaeva,  and  V.  0.  Targulian
 520
 Soils  of  the  Southern  Circumpolar  Region  and  Their  Classification
 H.-P  Blume,  L.  Beyer,  and  D.  Schneider
 531
 Permafrost  and  Cryogenic  Processes  in  the  East-European  Subarctic
 N.  G.  Oberman
 540
 Pedogenesis  and  Weathering  in  Tundra  and  Podzolic  Soils  in  North-East  European  Russia
 G.  A.  Simonov
 551
 Pattern  Ground,  Hummocks,  and  Holocene  Climate  Changes
 Brigitte  Van  Vliet-Lanoe
 562
 Peat  Plateaus  in  the  Eastern  Part  of  European  Forest-Tundra
 R.  N.  Alekseeva,  V.  V.  Kanev,  P.  Kukri,  and  P.  Oksanen
 570
 Soil  Evolution  in  Polygonal  Bogs  of  the  Kolymskaya  Lowland
 during  Their  Overgrowing  and  Transformation
 D.  G.  Fedorov-Davydov  and  О.  V.  Makeev
 577
 Late  Holocene  Permafrost  Dynamics  in  two  Subarctic  Peatlands
 of  the  Hudson  Bay  Lowlands  (Manitoba,  Canada)1
 P.Kuhry
 586
 The  Role  of  Wind  in  the  Divergence  of  Ecosystems
 with  Permafrost-Affected  and  Seasonally  Freezing  Soils  in  the  Northern  Part
 of  the  Sea  of  Okhotsk  Coastal  Region
 D.  I.  Berman,  A.  V.  Alfimov,  G.  G.  Mazhitova,  and  М.  E.  Prokopets
 593
 Soil  Temperature  and  Moisture  Properties  of  Cryosols  of  the  Antarctic  Cold  Desert
 I.  B.  Campbell,  G.  G.  С.  Claridge,  D.  I.  Campbell,  M.  R.  Balks
 600
 Soil  Formation  of  Sartan  Cryochron  in  the  Western  Sector  of  Beringiya
 S.  V.  Gubin
 605
 Variation  of  Carbon  and  Nitrogen  Storage  in  Soils  of  Coastal  Continental  Antarctica  (Wilkes  Land)
 L.  Beyer,  K.  Pingpank,  M.  Bolter,  D.  Schneider  and  H.-P  Blume
 610
 Impact  of  Freezing  on  Distribution  of  Ions  in  Soils
 V.  E.  Ostroumov
 614
 Discussion
 A  System  of  Soil  Maps:  Experience  in  Application
 of  a  Poly  component  Basic  Classification  of  Soils  for  Mapping  Purposes
 Т.  V.  Ananko,  I.  A.  Sokolov,  D.  E.  Konyushkov,  and  B.  P.  Gradusov
 620

History  of  Sciences
 Yakov  Nikitich  Afanas’ev  (In  Commemoration  of  the  120th  Anniversary  of  his  Birth)
 M.  S.  Simakova 	632
 In  Memoriam  Gavriil  Revazovich  Talakhadze
 T.  F.  Urushadze 	636
 Chronicle
 International  UNESCO  Meeting  on  Mountainous  Soils
of  the  Mediterranean  Region:  Genesis  and  Conservation
 L.  O.  Karpachevskii 	638
 News
 640

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №5,  с  517-519
 УДК  631  4  551  345
 ВТОРАЯ  МЕЖДУНАРОДНАЯ  КОНФЕРЕНЦИЯ  “КРИОПЕДОЛОГИЯ’97”
 ©  1998  г.  И.  В.  Забоева1,  Г.  Г.  Мажитова1,  Д.  А.  Гиличинский2
 1Институт  биологии  Коми  Научного  Центра  УрО  РАН,  Сыктывкар
2Институт  почвоведения  и  фотосинтеза  РАН,  Пущино  Московской  обл.
 Поступила  в  редакцию  19.01.98  г
 Вторая  Международная  конференция  “Крио-
педология’97”  состоялась  в  Институте  биологии
Коми  Научного  Центра  Уральского  Отделения
РАН  в  г.  Сыктывкар  (Республика  Коми,  Россия)
в  августе  1997  г.
 Перед  началом  конференции  было  зачитано
приветствие  Главы  Республики  Коми  Ю.А,  Спи¬
ридонова.  Участников  конференции  приветство¬
вали:  Президент  Докучаевского  общества  почво¬
ведов  при  РАН  академик  Г.В.  Добровольский,  ди¬
ректор  отдела  почв  службы  охраны  природных
ресурсов  Департамента  сельского  хозяйства
США,  профессор  Р.  Арнольд  и  директор  Инсти¬
тута  биологии  Коми  НЦ  УрО  РАН  А.И.  Таскаев.
 Ей  предшествовала  Первая  Международная
конференция  по  криопедологии  (Пущино,  1992),
которая  стимулировала  исследования  мерзлот¬
ных  и  сезоннопромерзающих  почв.  В  1993  г.  на¬
чали  работу  подкомиссия  по  мерзлотным  почвам
при  Международном  обществе  почвоведов  и  од¬
ноименная  рабочая  группа  в  Международной  ас¬
социации  по  мерзлотоведению.  В  рамках  годич¬
ных  конференций  Совета  по  криологии  Земли
РАН,  ряда  международных  и  национальных  кон¬
ференций  и  съездов  организованы  заседания  сек¬
ций  по  криогенным  почвам.
 На  Вторую  конференцию  поступило  140  до¬
кладов.  Авторы  представили  62  организации  из
13  стран  (Россия,  Германия,  США,  Канада,  Румы¬
ния,  Венгрия,  Финляндия,  Новая  Зеландия,  Да¬
ния,  Франция,  Китай,  Швеция,  Нидерланды).  Не¬
посредственное  участие  в  конференции  приняли
80  человек:  62  российских  и  18  иностранных  уче¬
ных;  с  учетом  приглашенных  число  участвовавших
в  научных  сессиях  превысило  100  человек.  Конфе¬
ренция  продемонстрировала  широкую  географию
изучения  криогенных  почв,  охватывающую  как
Арктику  и  Антарктику,  так  и  мерзлотные  высоко¬
горья  умеренных  широт.  Наряду  с  общетеоретиче¬
скими  работами  представлены  данные  по  геогра¬
фии,  генезису,  классификации,  газовой  функции
почв,  палеокриогенезу,  организации  мониторинга,
базам  данных  и  геоинформационным  системам.
Обсуждались  взаимоотношения  биоты  и  криоген¬
ных  почв,  почвенные  микроорганизмы,  их  систе¬
матика,  адаптация  к  низким  температурам,  индика¬
ционные  возможности.  Значительное  внимание
уделено  сезоннопромерзающим  почвам  и  роли
криогенеза  в  их  формировании.  Рассмотрены  тех¬
 ногенные  нарушения  почв  и  проблемы  их  рекуль¬
тивации.  В  докладах  Н.Г.  Москаленко  и  Г.Н.  Ерце-
ва  рассмотрено  влияние  трубопроводов  и  аварий  на
них  на  почвенный  покров,  загрязнение  почв  про¬
дуктами  нефтегазодобычи.  Именно  почвоведы  и
мелиораторы  Коми  во  время  недавней  Усинской
аварии  на  нефтепроводе  вплотную  столкнулись  с
этой  проблемой  и  решали  ее  “с  листа”.  Огромная
протяженность  северных  нефтепроводов  требует
разработки  приемов  по  локализации  и  снижению
негативных  последствий  аварий  на  них,  что  отдель¬
ным  пунктом  записано  в  решении  конференции.
 Вопросам  классификации  и  географии  почв
мерзлотных  областей  в  связи  с  концепцией  почвен¬
ного  индивидуума  был  посвящен  доклад  И.  А.  Соко¬
лова.  Рассмотрено  соотношение  понятий  “класси-
фикационно-диагностический  индивидуум”  (педон)
и  “минимальный  объект  географии  почв”  (ЭПА,
полипедон).  Педон  -  часть  почвенного  покрова,
характеризующаяся  комплексом  свойств  одного
из  низших  таксонов  классификации.  Предлага¬
ются  примерные  параметры  педона  как  призмы  с
длиной  сторон  40  см  и  глубиной  по  мощности
почвенного  профиля.  Предназначение  педона  -
стандартизировать  процедуру  диагностики  почв.
Полипедон  всегда  больше  педона,  он  может  быть
отражен  на  почвенной  карте.  Криогенные  циклы
в  почвенном  покрове  мерзлотных  областей  пред¬
ставляют  собой  не  педоны  (хотя  именно  так  они
рассматриваются  в  популярных  зарубежных  сис¬
темах),  а  комбинации  полипедонов.
 В  докладе  Ч.  Тарнокая  (Канада)  была  пред¬
ставлена  ГИС  по  органическому  углероду  в  поч¬
вах  Канады,  созданная  в  формате  ARC/INFO.
Карта  включает  более  15000  полигонов  (выде-
лов).  База  данных  состоит  из  трех  таблиц,  автома¬
тически  связанных  с  картой  и  между  собой.  Табли¬
цы  содержат  разностороннюю  информацию  о
ландшафтах,  почвах  и  запасах  в  них  углерода  (по¬
слойно  и  в  целом).  Криосоли  доминируют  по  пло¬
щади  среди  других  почв  Канады,  покрывая  около
35%  площади.  Ожидается,  что  глобальное  по¬
тепление  наиболее  сильно  проявится  в  высоких
широтах,  как  раз  там,  где  распространены  эти
почвы.  Таким  образом,  большие  запасы  органи¬
ческого  углерода,  находящиеся  в  настоящее  вре¬
мя  в  мерзлом  состоянии,  могут  оказаться  под  пря¬
мым  воздействием  потепления.  Просчитаны  ос¬
новные  сценарии.
 517

518
 ЗАБОЕВА  и  др.
 В  докладе  В.Д.  Васильевской  “Роль  почв  и
почвенного  покрова  в  устойчивости  экосистем
тундры”  подчеркивается,  что  необходимым  усло¬
вием  стабильности  растительного  покрова  в  тун¬
дре  является  его  продукционная  инвариантность.
Гетерогенность  почв  от  микроуровня  до  структу¬
ры  почвенного  покрова  обеспечивает  биологиче¬
ское  разнообразие  и  устойчивость.  Микро-  и  на¬
нокомплексность  почвенного  покрова  в  тундрах
отвечает  этим  условиям.
 Почвы  южного  циркумполярного  региона
сейчас  активно  изучаются  почвоведами  Новой
Зеландии  и  Германии.  Помимо  представленных  в
настоящем  номере,  отметим  доклад  Я.  Кэмпбел¬
ла  и  Г.  Клариджа  об  использовании  хлорида  ли¬
тия  для  изучения  перемещения  солей  в  почвах  хо¬
лодной  пустыни,  что  позволяет  прогнозировать
поведение  загрязняющих  веществ  -  проблема,
ставшая  актуальной  и  для  Антарктики.  Почвооб¬
разованию  на  антарктических  островах  был  по¬
священ  доклад  Г.-П.  Блюме  с  соавторами,  которые
описали  и  проанализировали  195  почвенных  про¬
филей  на  острове  Короля  Георга.  Все  почвы  голо¬
ценовые,  формируются  на  ледниковых,  морских  и
солифлюкционных  отложениях  и  подстилаются
вечной  мерзлотой.  Они  характеризуются  высоким
содержанием  органического  вещества,  обогащены
фосфатами  и  оксидами  железа.  По  классификации
ФАО-ЮНЕСКО  все  почвы  принадлежат  к  Гели-
ковым  подгруппам.  Обнаружены  Геликовые  Рего-
соли,  Лептосоли,  Камбисоли,  Подзолы  и  Флювисо-
ли.  Практически  все  почвы  на  высотах  менее  60  м
над  уровнем  моря  испытывают  влияние  птиц,  осо¬
бенно  пингвинов,  многие  почвы  формируются  под
влиянием  вулканического  пепла.
 Почвообразование  на  вулканическом  пепле,
но  уже  в  канадской  Арктике  рассматривались  и  в
.докладе  С.  Смита,  Ч.-Л.  Пинга  и  К.  Фокса  (Кана¬
да,  США).  Генезис,  география  и  классификация
мерзлотных  почв  Центральной  Азии  рассмотре¬
ны  в  докладе  Г.  Люо  и  3.  Гонг  (Китай)  на  примере
Тибета.  Доклад  С.В.  Максимовича  был  посвящен
степным  почвам  нарушенных  местообитаний  Ко¬
лымской  низменности,  которые  имеют  некото¬
рое  сходство  с  горными  степными  почвами  (хотя  и
достаточно  далеки  от  них)  -  по  реакции  среды,  на¬
сыщенности  основаниями,  преобладанию  фульво-
кислот  в  составе  гумуса,  большой  величине  негид¬
ролизуемого  остатка.  Пока  нет  достаточных  дан¬
ных,  чтобы  как-то  классифицировать  их  и  даже
называть  уверенно.  Площади  этих  образований
ничтожны,  несмотря  на  значительную  встречае¬
мость,  положение  (на  крутых  и  обрывистых  скло¬
нах  или  по  их  краю)  неудобное,  практическое  ис¬
пользование  проблематичное.  Однако  автор  счи¬
тает,  что  они  представляют  интерес  для  науки,
так  как  являются  удобными  объектами  для  изу¬
чения  направленности  современных  природных
процессов  и  предлагает  пока  объединить  их  под
названием  примитивные  почвы  степоидов  тунд¬
ры  и  лесотундры.  А.В.  Алфимов  с  соавторами
 продемонстрировали  особенности  географии
почв  в  зоне  несплошной  высокотемпературной
мерзлоты,  а  Д.  Г.  Федоров-Давыдов  и  О.В.  Маке¬
ев  -  эволюции  почв  полигональных  болот.
 В  докладе  С.В.  Горячкина,  Н.А.  Караваевой  и
В.О.  Таргульяна  говорилось  о  высоком  педораз-
нообразии  Арктики,  где  представлены  все  бореаль-
но-полярные  педогенетические  процессы:  глееоб-
разование,  торфонакопление,  Al-Fe-гумусовый,
мюлль-модерн  гумусообразование,  карбонатиза-
ция,  субаэральное  соленакопление,  а  также  образо¬
вание  “почвопленок”.  Однако  интенсивность  про¬
цессов,  степень  развития  профилей  и  доля  зрелых
почв  в  покрове  к  северу  существенно  уменьшают¬
ся.  Происходит  наложение  трендов  к  уменьшению
разнообразия  почв  (макроклиматический  фактор
вызывает  конвергенцию)  и  к  его  увеличению  (в  ус¬
ловиях  низкой  энергетики  почвообразования  даже
небольшие  локальные  изменения  условий  сущест¬
венно  меняют  тип  педогенеза  и  мезоорганизацию
почвенного  покрова).  Возникает  множественность
“азональных  нарушений”,  которые  нередко  пре¬
обладают  и  являются  одним  из  наиболее  харак¬
терных  генетико-географических  признаков  поч¬
венного  покрова  в  высоких  широтах.
 Отдельно  отметим  доклады  о  процессах,  проте¬
кающих  в  почвах  холодных  регионов.  Б.  Элберлинг
и  Б.  Якобсен  (Дания)  представили  интересный  ма¬
териал  о  динамике  состава  почвенных  растворов
в  почвах  Гренландии.  В  докладе  Д.А.  Гиличин-
ского  с  коллегами  приведены  новые  данные  о  пе¬
реохлаждении  почв  с  последующим  скачкообраз¬
ным  повышением  температуры,  предваряющим
фазовые  переходы  воды  при  промерзании.  Поч¬
воведами  Румынии  была  представлена  микробио¬
логическая  характеристика  почв  Шпицбергена.
Эмиссии  парниковых  газов  из  арктических  почв
был  посвящен  доклад  А.Б.  Розанова.  К  сожале¬
нию,  это  было  единственное  сообщение  по  дан¬
ной  проблеме,  хотя  именно  ее  можно  выделить
как  принципиально  новую  и  активно  развиваю¬
щуюся  в  последние  годы  в  холодных  регионах  как
у  нас  в  стране,  так  и  за  рубежом.
 После  конференции  состоялась  двухдневная  на¬
учная  экскурсия  в  район  Полярного  Урала  -  целин¬
ные  (тундровые  поверхностно-глеевые)  и  освоен¬
ные  (тундровые  задернованные)  почвы  под  мно¬
голетними  сеяными  лугами  (на  67°  с.ш.!).  Пути
рекультивации  этих  мерзлотных  почв  обсужда¬
лись  в  докладе  и  полевых  комментариях  И.Б.  Ар-
чеговой.  Здесь  международный  коллектив  крио¬
педологов  впервые  провел  тестирование  разра¬
ботанной  им  классификации  мерзлотных  почв
для  Базы  данных  по  мировым  почвенным  ресур¬
сам  ФАО-ЮНЕСКО.  Расхождения  в  этом  вопро¬
се  между  генетическим  подходом  российской
почвенной  школы  и  более  прагматичными  прин¬
ципами  североамериканских  коллег,  несмотря  на
некоторое  сближение  позиций,  по-прежнему  весь¬
ма  существенны.  Это  наглядно  продемонстрировал
интересный  доклад  Д.  Кимбла  (США)  об  итогах
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ВТОРАЯ  МЕЖДУНАРОДНАЯ  КОНФЕРЕНЦИЯ  “КРИОПЕДОЛОГИЯ’97” 	519
 исследований  в  низовьях  р.  Колымы,  где  был  осу¬
ществлен  международный  проект  по  корреляции
методов  почвенного  картографирования.  Показа¬
но,  как  разница  в  классификациях  и  понимании  ми¬
нимального  картографируемого  объекта  приводит
к  разному  результату  при  среднемасштабном  кар¬
тографировании  мерзлотной  территории.
 Участники  посетили  полевой  стационар  ОАО
“Полярноуралгеология”,  где  непрерывно  с  60-х  гг.
ведется  геоэкологический  мониторинг  большого
числа  гидротермальных  и  других  параметров  дея¬
тельного  слоя  и  многолетней  мерзлоты.  Специа¬
листы  объединения  Н.Б.  Какунов  и  Н.Г.  Оберман
представили  вызвавшие  большой  интерес  и  бур¬
ную  дискуссию  доклады  о  многолетних  трендах
климатических  изменений  в  регионе  и  соответст¬
вующей  им  динамике  мерзлоты  и  криогенных
процессов  в  деятельном  слое.
 Полевые  экскурсии  были  обеспечены  специ¬
ально  подготовленными  путеводителями  с  по¬
дробным  изложением  аналитического  материала
по  демонстрировавшимся  разрезам.  Один  день
был  посвящен  знакомству  с  таежными  сезонно-
промерзающими  почвами  в  окрестностях  г.  Сык¬
тывкар  -  подзолистыми  на  пылеватых  суглинках
и  их  освоенным  аналогом  -  пахотными  подзолис¬
тыми,  а  также  с  подзолами  иллювиально-железис¬
тыми  на  древнеаллювиальных  песках.  Генезису
этих  сезоннопромерзающих  почв  и  почвенного  по¬
крова  водоразделов  таежной  зоны  Европейского
Северо-Востока  в  целом  были  посвящены  полевые
комментарии  и  доклад  Г.М.  Втюрина.  Выявлены
признаки  двух  стадий  палеопочвообразования,  в
том  числе  криогенные  явления.  И.В.  Забоева  счи¬
тает,  что  почвообразование  на  этой  территории  в
голоцене  развивалось  по  подзолистому  типу.  Мно¬
гочисленные  данные  свидетельствуют,  что  после
перигляциальных  лесотундр  позднеледниковья
почвы  региона  формировались  под  постоянным
воздействием  темнохвойного  леса.
 В  Решении  конференции  отмечается,  что
представленные  материалы  свидетельствуют  о
разнообразии  криогенных  почв,  не  меньшем,  чем
разнообразие  почв  других  широт.  Криопедология
активно  развивает  новые  подходы  и  положения  в
почвоведении,  особенно  на  стыке  с  мерзлотове¬
дением,  геоморфологией,  биологией,  экологией.
Конференция  выявила  недостаточность  знаний  о
динамике  и  режимах  северных  почв,  затрудняю¬
щую  понимание  их  генезиса  и  прогноз  поведения.
Участники  говорили  о  том,  что  не  все  так  безоб¬
лачно  в  криологии  почв.  Несмотря  на  то,  что  вли¬
яние  мерзлоты  на  почвообразование  происходит
на  огромных  территориях,  равных  20%  суши  зем¬
ного  шара,  не  сформулированы  стратегические
научные  направления.  В  России,  где  площадь  веч¬
ной  мерзлоты  составляет  65%  общей  территории,
резко  снизилась  активность  признанных  почвен¬
ных  центров  Сибири;  в  ряде  проектов,  импульсом
которых  явились  исследования  российских  уче¬
ных,  они  из-за  недостатка  собственного  финанси¬
 рования  участвуют  на  вторых  ролях.  Необходима
организация  мониторинга  на  базе  международ¬
ных  стационаров  и  в  рамках  федеральных  и  меж¬
дународных  программ.
 Приоритетными  направлениями  исследований
на  предстоящий  период  конференция  считает  сле¬
дующие:  международная  классификация  криоген¬
ных  почв;  базы  данных  и  ГИС  по  почвенным  ре¬
сурсам;  криогенные  почвы  и  глобальное  потеп¬
ление  климата;  долговременный  мониторинг
почвенного  климата  и  круговорота  углерода;  ди¬
намика  мерзлоты  в  торфяниках  полярных  облас¬
тей;  использование  почв  при  реконструкции  кли¬
матических  изменений  в  прошлом;  основы  сель¬
скохозяйственного  использования  почв  Севера.
 В  Решение  включены  конкретные  организа¬
ционные  рекомендации.  Планируется  завершить
составление  циркумполярной  почвенной  карты
масштаба  1  :  2.5  млн.  (ГИС-версия);  представить
окончательный  вариант  классификации  мерзлот¬
ных  почв  в  Базу  данных  по  мировым  почвенным
ресурсам  (WRB);  завершить  подготовку  междуна¬
родного  стационара  в  Республике  Коми,  Россия,  с
целью  мониторинга  почвенных  режимов  на  юж¬
ной  границе  распространения  многолетней  мерз¬
лоты.  Только  в  России  существует  долговремен¬
ный  (50-100  лет)  ряд  наблюдений  нескольких  со¬
тен  станций  Гидрометеослужбы  за  температурой
почв.  Завершение  сбора  этой  информации  в  виде
базы  данных  может  оказать  неоценимую  помощь
в  моделировании  и  прогнозе  изменений  почвен¬
ного  климата  в  связи  с  климатическими  измене¬
ниями  в  атмосфере.
 Как  признание  возросшего  авторитета  крио¬
педологии  следует  рассматривать  включение  в
программу  16-го  Международного  конгресса  поч¬
воведов  (Франция,  1998)  симпозиума  “Мерзлот¬
ные  почвы  и  их  связь  с  глобальным  изменением
климата”  и  почвенного  направления  в  программу
Международной  конференции  по  мерзлотоведе¬
нию  (Канада,  1998).
 Третью  Международную  конференцию  по
криопедологии  решено  провести  в  2001  г.  в  Ко¬
пенгагене  (Дания).
 Участники  конференции  выразили  благодар¬
ность  Институту  биологии  Коми  НЦ  УрО  РАН  за
ее  подготовку  и  проведение  на  высоком  научном
и  организационном  уровне,  Президенту  Докуча-
евского  общества  почвоведов  при  РАН  академи¬
ку  Г.В.  Добровольскому,  а  также  лаборатории
криологии  почв  Института  почвоведения  и  фото¬
синтеза  РАН,  ОАО  “Полярноуралгеология”  и
профессорам  Московского  университета  за  по¬
мощь,  оказанную  оргкомитету.  Финансовую  под¬
держку  конференции  оказали  :  Глава  и  Департа¬
мент  окружающей  среды  Республики  Коми,  Рос¬
сийский  фонд  фундаментальных  исследований
(грант  97-05-74011  Г),  Служба  охраны  природных
ресурсов  США  и  Университет  Аляски  (США),
Международное  общество  почвоведов,  Междуна¬
родная  ассоциация  по  мерзлотоведению.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с  520-530
 УДК  631  47(98)
 ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ*
©  1998  г.  С.  В.  Горячкин,  Н.  А.  Караваева,  В.  О.  Таргульян
 Институт  географии  РАН
Поступила  в  редакцию  16.12.97  г.
 Проанализированы  традиционные  и  современные  представления  о  географии  почв  Арктики,  ос¬
мыслены  полученные  в  последние  годы  почвенные  данные,  освещен  новый  подход  к  интерпретации
климатических  и  геогенных  (породы,  рельеф)  факторов  почвообразования,  представлена  концеп¬
ция  зональности  почв  Арктики.  Выявлены  одинаковый  набор  педогенетических  процессов  для  всей
арктической  территории  и  общая  ее  гумидность.  Однако  резкое  возрастание  в  высоких  широтах  ме-
зо-  и  микроклиматического  разнообразия  (геогенные  причины)  приводит  к  существенной  диверген¬
ции  почв  плоть  до  появления  аридных  феноменов.
 Предложен  вариант  “интегрального”  зонально-подзонального  почвенного  разделения  полярных
областей.
 В  настоящее  время  Арктика**  стала  вновь
привлекать  внимание  различных  специалистов-
природоведов,  в  том  числе  и  почвоведов.  Это  свя¬
зано  с  цельщ  рядом  причин.
 Во-первых,  возможные  глобальные  измене¬
ния  климата  превращают  чисто  академические
проблемы  географии  и  генезиса  почв  Арктики  в
сугубо  практические  [50].  Во-вторых,  в  последнее
время  выявлена  существенная  роль  почв  боре-
ально-арктических  областей  в  регулировании  уг¬
леродного  баланса  Земли.  Для  создания  глобаль¬
ных  моделей  динамики  углерода  нужны  данные  о
запасах,  формах  и  условиях  разложения  органи¬
ческого  вещества  в  почвах  Арктики.  В-третьих,
усиливается  внимание  к  сохранению  природного
и  культурного  наследия,  к  охране  биоразнообра¬
зия  и  условий  жизни  малых  народов  Арктики.
В-четвертых,  существенные  изменения  в  нацио¬
нальных  [41]  и  международных  [33,  71]  почвен¬
ных  классификационных  системах  требуют  пере¬
смотра  генетико-географических  представлений
о  почвенном  покрове  Арктики.  В-пятых,  со  вре¬
мени  формирования  преобладающих  в  настоя¬
щее  время  основных  представлений  о  географии
почв  Арктики  [23,32,64]  прошло  более  15  лет.  За
это  время  получено  много  как  собственно  поч¬
венных  данных,  так  и  данных  по  факторам  почво¬
образования  [1].  Всесторонне  исследованы  почвы
и  предложены  схемы  зонального  разделения  дру¬
гой  циркумполярной  области  -  Антарктики
[39,  40,  42].  Все  это  требует  нового  осмысления
почвенно-географических  закономерностей  в
высоких  широтах.
 *Работа  выполнена  при  финансовой  поддержке  РФФИ  и
ГКНТП  “Мировой  океан”.
 **3десь  и  далее  Арктика  понимается  в  широком  смысле,
т.е.  вся  область  к  северу  от  северной  границы  леса.
 Данная  работа  посвящена  анализу  традицион¬
ных  и  современных  представлений  о  географии
почв  Арктики,  осмыслению  полученных  в  по¬
следнее  время  почвенных  данных,  анализу  гео¬
графии  климатических  и  геогенных  (породы,  ре¬
льеф)  факторов  почвообразования,  а  также  кон¬
цепции  зональности  почв  Арктики.
 ЭВОЛЮЦИЯ  ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О  ГЕОГРАФИИ  ПОЧВ  АРКТИКИ
 Подробно  история  изучения  и  изменение  пред¬
ставлений  о  географии  почв  Арктики  изложена
ранее  [9,  19,  22,  64].  С  учетом  последних  работ,  а
также  исследований  иностранных  почвоведов,
периодизация  изучения  почв  и  почвенного  покро¬
ва  Арктики  представляется  следующим  образом.
 Первый  этап  (до  20-х  гг.  XX  в.)  -  “этап  первых
сведений  и  общих  представлений”,  в  течение  ко¬
торого  были  получены  разрозненные  данные  о
почвах  Арктики  (Шренк,  Хартц,  Норденшельд,
Шульга  и  др.),  проведены  первые  локальные  опи¬
сания  почв  (Сукачев,  Драницын,  Бланк),  а  на  об¬
зорных  почвенных  картах  того  времени  В.В.  До¬
кучаева  и  К.Д.  Глинки  вся  территория  к  северу  от
лесной  зоны  окрашивалась  одним  цветом  соот¬
ветственно  “арктических”  и  “тундровых”  почв.
 Второй  этап  (20-30-е  гг.)  -  “этап  первых  сис¬
тематических  исследований  и  обобщений”  был
посвящен  исследованиям  почв  европейского  секто¬
ра  Арктики  и  некоторых  северных  районов  Сиби¬
ри,  в  результате  которых  появились  представления
о  составе  солевых  корок,  обнаруженных  ранее  в  не¬
которых  почвах  Шпицбергена  (Мейнардус)  и  впер¬
вые  найденных  на  Югорском  п-ве  (Ливеровский),
об  особом  типе  глеевого  почвообразования  в  тун¬
драх  [24]  и  в  то  же  время  о  широком  развитии
подзолообразования  в  Арктике,  в  том  числе  и  на
 520

ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ
 521
 суглинистых  субстратах  [8,  13,  31];  в  это  время
впервые  появилось  противопоставление  почвен¬
ного  покрова  северной  (“ледяной  зоны”  [13]  и
“полярной  пустыни”  [8])  и  южной  -  тундровой  час¬
ти  Арктики,  которую  было  предложено  разделять
на  четыре  подзоны:  “солончаковато-полигональ-
ных  и  структурных  почв  (арктическая  тундра),  гле-
евых  пятнистых  почв  (мохово-лишайниковая  ти¬
пичная  тундра),  торфяно-глеевых  пятнистых  и
бугристых  почв  (южная  тундра)  и  торфяно-под-
золисто-глеевых  почв”  [24].
 Третий  этап  (50-60-е  гг.)  -  “этап  активных
полевых  исследований  практически  всех  регио¬
нов  Арктики  и  предварительных  обобщений”.
В  это  время  был  получен  основной  эксперимен¬
тальный  материал  по  почвам  Арктики,  который
и  послужил  основой  современных  концепций;
на  Севере  России  работали  Иванова,  Игнатенко,
Крейда,  Ливеровский,  Михайлов,  Наумов,  Полте-
ва,  Соколов,  Васильевская,  Караваева,  Таргульян
и  другие,  почвы  Шпицбергена  изучали  Фитцпат¬
рик,  Федорофф  и  Шершень,  а  Североамерикан¬
ского  континента  -  Тедроу,  Уголини,  Эверетт,
Браун,  Хилл,  Ригер,  Дэй,  Тарнокаи  и  другие.  Бы¬
ла  окончательно  установлена  специфика  тундро¬
вого  почвообразования  [15]  и  предложены  два
новых  варианта  зонально-подзонального  разде¬
ления  Арктики  на  зоны:  первый  -  зона  арктичес¬
ких  и  зона  тундровых  почв,  которые  подразделя¬
лись  на  подзоны  соответственно  пустынно-  и  дер-
ново-арктических  почв  и  тундровых  глеевых  и
тундровых  глеевых  оподзоленных  почв  [30];  вто¬
рой  -  зона  тундровых  кислых  ненасыщенных  глее¬
вых  почв,  соответствующая  всей  геоботанически
выделяемой  зоне  тундр,  за  исключением  самой  се¬
верной  части  арктических  тундр;  зона  арктических
насыщенных  слабокислых  и  нейтральных  почв  с
локальным  проявлением  слабого  оглеения,  охваты¬
вающая  всю  остальную  часть  Арктики.  Зону  по¬
лярнопустынных  карбонатных  и  солончаковатых
почв  предлагалось  выделять  только  в  Антаркти¬
де  [35].
 Четвертый  этап  (70-е-середина  80-х  гг.)  -
“этап  систематизации  и  концептуальных  обобще¬
ний”,  осуществлявшихся  на  фоне  полевых  работ,
в  процессе  которых  проверялись  выдвигаемые
концепции,  [2,  19,  22,  34,  37,  58,  64]  и  др.  В  геогра¬
фическом  плане  наибольший  интерес  представ¬
ляют  следующие  концепции.  Ливеровский  [25]
делит  Российскую  Арктику  на  две  зоны:  арктиче¬
скую  и  тундровую,  а  их  -  на  подзоны  соответст¬
венно  арктических  пустынь  с  солончаковатыми
почвами  и  полупустынь  с  дерновыми  арктически¬
ми  почвами,  а  также  арктотундровую  со  слабыми
проявлениями  оглеения  в  почвах,  северную  (ти¬
пичную)  и  южную  подзоны  с  глееземами.  Михай¬
лов  [27]  разделил  арктическую  почвенную  зону
России  на  три  подзоны:  северную  пустынно-арк¬
тических  почв,  среднюю  типичных  арктических
 почв  и  южную  тундрово-арктических  почв,  при¬
чем  эти  почвы  различаются  не  по  выщелоченно-
сти  (они  все  не  содержат  свободных  карбонатов,
если  не  развиваются  на  карбонатных  породах),  а
по  “соотношению  почв  нормального  профиля  с
почвопленками”,  т.е.  по  доле  развитых  почв  в  поч¬
венном  покрове.  В  этой  зоне,  по  данным  этого  ав¬
тора,  даже  переувлажненные  почвы,  как  прави¬
ло,  не  оглеены.
 Тедроу  [64]  выделил  три  почвенные  зоны  для
безлесной  части  Севера:  полярных  пустынь,  со¬
ответствующую  северной  части  ландшафтной  зо¬
ны  арктических  пустынь,  субполярных  пустынь,
соответствующую  арктической  тундре  и  южной
части  арктических  пустынь,  и  тундр,  соответству¬
ющую  подзонам  типичной  и  южной  тундр.  Одни
и  те  же  почвенные  процессы,  согласно  его  пред¬
ставлениям,  могли  встречаться  в  соседних  зонах,
но  оподзоливание  не  встречалось  севернее  субпо¬
лярных  пустынь,  засоление  и  окарбоначивание
резко  интенсифицировались  в  полярных  пустынях,
оглеение  присутствовало  везде,  но  к  северу  ослаб¬
лялось.  В  то  же  время  болотные  почвы  и  “почвы
луговых  тундр”  могли  встречаться  во  всех  зонах.
 Эверетт  [46],  исследовавший  о-ва  Канадского
арктического  архипелага,  также  указывает  на
постепенное  вытеснение  оподзоленных,  тундро¬
вых  и  болотных  почв  “полярно-пустынными”,  но,
по  его  данным,  окарбоначивание  к  северу  умень¬
шается,  а  засоление  сначала  увеличивается,  а  затем
снижается.
 Караваева  и  Таргульян  [23]  на  основании  дан¬
ных,  полученных  по  Северной  Америке,  в  отличие
от  своей  первоначальной  зональной  схемы  выделя¬
ют  зоны:  1)  дерновых  арктических  засоленных  и
карбонатных  арктических  почв  в  арктической  зо¬
не  и  на  севере  тундрово-арктической  подзоны,
2)  гомогенно-глеевых  почв  и  подбуров  в  тундро-
во-арктической  и  в  большей  части  типично-тунд-
ровой  подзоны  и  3)  дифференцированно-глее-
вых,  глееподзолистых  и  подзолов  в  южной  части
типично-тундровой,  южнотундровой  и  северота¬
ежной  подзонах.  Соколов  с  соавторами  [32],  ана¬
лизируя  географию  и  факторную  экологию  авто¬
номных  почв  севера  Евразии,  высокие  широты,
за  исключением  Шпицбергена,  относят  к  области
примитивных  камбиземов  и  криоксероземов,  а  в
тундровой  зоне,  наряду  с  гумидными,  впервые
выделяют  не  только  семигумидные,  но  и  “семи¬
аридные  и  аридные”  области  с  дерновыми  почва¬
ми  и  ксероземами  тундрово-степными.  Уголини
[68],  изучавший  дренированные  почвы  Арктики,
признавая  в  целом  зональное  разделение  Дж.  Те¬
дроу,  отмечал  широкое  распространение  процес¬
сов  оподзоливания  в  тундре,  которые  в  полярных
пустынях  сменяются  процессами  брюнификации,
окарбоначивания  и  засоления.
 Пятый  этап  (конец  80-х-90-е  гг.)  -  “этап  кар¬
тографических  и  новых  классификационных
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

522
 ГОРЯЧКИН  и  др.
 обобщений”  пришелся  на  настоящее  время,  когда
резко  снизился  объем  полевых  работ.  Тем  не  ме¬
нее  за  этот  и  предыдущий  этапы  было  собрано
много  еще  не  акцептированного  в  имеющиеся
концепции  материала,  о  чем  подробнее  будет  ска¬
зано  ниже.  В  90-х  гг.  усилилось  международное
сотрудничество,  что  привело  к  широкому  обмену
идеями,  материалами,  проведению  совместных
полевых  работ  для  корреляции  старых  и  создания
новых  классификационных  систем  почв  Севера
[33,41,57,71].  Для  географии  почв  наиболее  важ¬
ным  событием  этого  этапа  является  выход  в  свет
целого  ряда  карт  (Почвенная  карта  РСФСР,  Поч¬
венная  карта  в  Атласе  Арктики,  Почвенная  кар¬
та  Северо-Востока  Азии),  на  основе  которых
были  сделаны  важные  региональные  обобще¬
ния  [28]  и  созданы  карты  районирования  Аркти¬
ки  [1,  60].  Первая,  различая  зональность  конти¬
нентов,  предполагает  существование  арктичес¬
кой  зоны  в  Евразии,  которая  делится  на  подзоны
“арктических  пустынных”  и  “арктических  типич¬
ных”  почв,  и  полярнопустынной  зоны  с  засолен¬
ными  и  окарбоначенными  почвами  -  в  Северной
Америке.  Другая  отражает  ранее  изложенную
концепцию  [32]  о  широком  распространении  в
Восточно-Сибирском  секторе  Арктики  “семи¬
аридных  и  аридных”  почв,  отмечая  также  широ¬
кое  распространение  здесь  на  тяжелых  субстра¬
тах  гидроформных,  преимущественно  неглеевых,
почв  -  криоземов.
 Как  видно  из  приведенного  выше  обзора,  су¬
ществуют  и  признаваемые  всеми  закономерности
географии  почв  Арктики,  и  различия  в  интерпре¬
тации  почвенно-географических  данных.  Все
почвоведы  отделяют  тундровую  зону  от  располо-
женной(ых)  севернее  зон(ы)  -  полярнопустынной
и/или  арктической.  Помимо  выделения  одной  или
двух  зон  к  северу  от  тундр,  различия  касаются
также  внутризональных  подразделений  и  локали¬
зации  границ  между  зонально-подзональными
выделами.  Кроме  того,  на  фоне  преобладающих
представлений  о  том,  что  характерные  для  боль¬
шей  части  тундр  гумидные  кислые  Al-Fe-гумусо-
вые  и  глеевые  почвы  к  северу  сменяются  на  прин¬
ципиально  иной  -  аридный  засоленно-карбонат-
ный  неглеевый  тип  почвообразования,  для
Евразии  имеется  точка  зрения,  не  признающая
аридный  характер  высоких  широт,  предусматри¬
вающая  в  ней  арктическую  почвенную  зону  с  дер¬
новыми  неглеевыми  насыщенными  почвами.
 НОВЫЕ  ДАННЫЕ  ПО  ПОЧВАМ
И  ПОЧВЕННОМУ  ПОКРОВУ  АРКТИКИ
 За  последние  15  лет  были  получены  новые  ма¬
териалы,  которые  не  акцептировались  в  имею¬
щиеся  представления  о  почвенном  покрове
Арктики.  Это  касается  почв  ранее  не  исследо¬
ванных  районов  Гренландии  [52,  53],  севера  Ка¬
 нады  [45,48,  62,  63],  Новой  Земли  [10,12,  21,  26],
о-ва  Врангеля  [29],  новых  данных  по  почвам  Аля¬
ски  [69],  Шпицбергена  [5,11,44,49,55,56,70],  Се¬
верной  Земли  [6,  38],  п-ва  Челюскин  на  севере
Таймыра  [36,  51],  низовьев  Колымы  [47],  а  также
полярных  областей  Евразии  в  целом  [3,  4,  51]  и
Европейского  сектора  Российской  Арктики  [9].
 Для  арктических  областей  Евразии  признака¬
ми  педогенных  процессов,  описанных  вне  своих
традиционных  “провинциально-зональных”  ареа¬
лов,  являются: 	оподзоливание 	(Шпицберген,
 п-ва  Канин  и  Ямал,  о.  Южный,  Новая  Земля  и
о.  Айон,  низовья  Печеры,  Индигирки,  Колымы,
север  Таймыра),  торфонакопление  (Шпицберген,
 о. 	Южный,  Новая  Земля,  север  Таймыра),  оглее-
ние  (большинство  островов  северных  морей,
 о. 	Южный,  Новая  Земля,  север  Таймыра),  засоле¬
ние  и  окарбоначивание  (Шпицберген,  низовья
Хатанги),  образование  “пустынных  мостовых”
(о.  Южный,  Новая  Земля,  низовья  Хатанги),
мюлль-модеровое  гумусонакопление  (восточноев¬
ропейская  материковая  тундра,  о.  Южный,  Новая
Земля).
 Анализ  новых  данных  позволил  также  качест¬
венно  и  географически  оценить  выраженность  и  ча¬
стоту  встречаемости  признаков  основных  почвен¬
ных  процессов  в  традиционно  выделяемых  элемен¬
тах  зонально-подзонального  разделения  Арктики.
Результаты  этого  анализа  приведены  ниже.
 Оглеение.  Степень  оглеения  почв  и  доля  огле-
енных  почв  в  почвенном  покрове  Арктики,  как  и
отмечено  в  большинстве  работ,  существенно  сни¬
жаются  к  северу,  но  связано  это  не  только  с  кли¬
матическими,  но,  может  быть  и  в  большей  степе¬
ни,  с  литологическими  причинами  -  преобладани¬
ем  щебнистых  пород  в  самых  высоких  широтах.
При  наличии  глинистых  дериватов  кислых  бес-
карбонатных  пород  глеевый  процесс  отчетливо
проявляется  в  почвах  самых  высоких  широт  -  на
Шпицбергене  [56],  в  Гренландии  [53],  на  север¬
ных  о-вах  Канадского  Арктического  архипелага
[45,48,  62,  63],  на  Земле  Франца-Иосифа  [9],  на
Новой  Земле  [10],  Северной  Земле  [6,  38],  на
п-ве  Челюскин  [36,  51],  Новосибирских  о-вах  [51],
о-ве  Врангеля  [29,51],  не  говоря  уже  о  более  юж¬
ных,  в  том  числе  арктотундровых,  материковых
районах.
 Торфонакопление  может  встречаться  на  всей
территории  Арктики.  Однако  в  высоких  широтах
обычно  преобладают  почвы  с  мощностью  торфя¬
ного  горизонта  всего  5-20  см.  Торфяники  с  мощ¬
ностью  органогенного  горизонта  до  1  м  и  более
отмечены  в  переувлажненных  условиях  на  Шпиц¬
бергене  [59],  на  о-ве  Принца  Патрика  на  северо-
западе  Канадского  архипелага  [66],  на  Новой
Земле  [10],  в  восточной  и  западной  частях  Север¬
ного  Таймыра  [51];  менее  мощные  органогенные
почвы  описаны  в  Гренландии  [53],  на  о-ве  Элсмир
(82°  с.ш.)  на  северо-востоке  Канады  [63],  на
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ
 523
 Северной  Земле  [6],  в  горах  Новой  Земли  на  вы¬
соте  более  400  м  [  10],  на  п-ве  Челюскин  [51].  Зача¬
стую  наличие  торфяников  в  Арктике,  причем  не
только  в  высоких  широтах,  но  и  в  южной  тундре
связывают  с  более  теплым  периодом  голоцена
[25  и  др.].  Однако  существование  торфяников
мощностью  1.6  м  и  возрастом  4.5  тыс.  лет  на
78°  с.ш.  (Шпицберген),  где  наиболее  теплый  кли¬
мат  суббореала  был  не  теплее  современных  ти¬
пичных  и  арктических  тундр  [59],  свидетельствует  о
том,  что  и  в  арктических  условиях  существуют  ме¬
ханизмы  образования  мощных  органогенных
почв.  В  ряде  случаев,  например,  на  Новой  Земле
и  на  востоке  Северного  Таймыра  нами  отмеча¬
лись  торфяники  (>  0.5  м)  подножий  склонов  в  ус¬
ловиях  дополнительного  латерального  притока
влаги,  в  том  числе  и  в  условиях  привноса  мелкозе¬
ма:  зольность  торфов  в  средней  части  торфяного
профиля  составляла  40%.  В  этих  же  районах  на
плоских  поверхностях  в  условиях  переувлажне¬
ния  мощность  торфяных  горизонтов  составляла
всего  10-20  см.  Существенный  привнос  мине¬
ральных  элементов  в  торфяники  может  осуще¬
ствляться  в  Арктике  также  эоловым  путем  -  до
50%  зольности  [19].  В  случае  же  повышенной
трофности  почвенных  вод,  дренирующих  птичьи
базары,  на  Шпицбергене  и  на  Элсмире  (т.е.  на  ши¬
ротах  78°  и  82°  с.ш.)  описаны  склоновые  торфя¬
ники  с  мощностью  3-4  м  [55].  Таким  образом,  в
условиях  высоких  широт  торфонакопление  мо¬
жет  осуществляться  за  счет  латерального  при¬
вноса  источников  минерального  питания,  кото¬
рое  компенсирует  неблагоприятные  для  роста
торфа  климатические  условия.
 Оподзоливание  и  Al-Fe-гумусовая  миграция.
Al-Fe-гумусовая  миграция  очень  широко  распро¬
странена  в  холодных  гумидных  [34]  и  даже  холод¬
ных  “аридных”  [32]  областях,  где  этот  процесс
формирует  профили  подзолов  в  южной  тундре  и
подбуров  в  остальной  части  тундровой  зоны.  Не¬
которыми  исследователями  подзолы  в  тундре
рассматривались  как  реликты  лесного  этапа  го-
лоценового  оптимума  [25].  Между  тем  в  послед¬
нее  время  почвы  с  четкими  проявлениями  опод-
золивания  были  описаны  на  песчаных  и  щебнис¬
тых  отложениях  в  тундре  Аляски  (69°  с.ш.)  [69],  а
также  в  ряде  мест  типичной  и  арктической  тунд¬
ры  и  высоких  широт  -  Шпицберген  (78°)  [5],  Новая
Земля  (73°),  в  том  числе  и  на  высоте  300  м  [10],
южная  (60°)  [52]  и  северо-восточная  Гренландия
(75°)  [53],  а  также  п-ов  Челюскин  (77.5°  с.ш.)  [51],
где  оподзоленные  почвы  встречены  всего  в  10  км
к  юго-западу  от  места  описания  почв  “арктичес¬
ких  пустынь”  с  нейтрально-щелочной  реакцией
среды  [36].  Как  правило,  все  эти  оподзоленные
разности  почв  характеризовались  более  высоки¬
ми  значениями  pH  и  меньшей  дифференциацией
полуторных  оксидов,  чем  их  более  южные  анало¬
ги.  Это  связано  с  продуцированием  меньшего  ко¬
личества  кислот  высокоширотными  ценозами,
 достаточными,  однако,  для  снятия  железистых
пленок  с  песчаных  кварцевых  зерен.  Не  исключе¬
ны  в  тундрах  и  арктических  пустынях  также  ме¬
ханизмы  возникновения  кратковременного  пере¬
увлажнения  на  временном  мерзлотном  водоупоре
и  элювиально-глеевого  обезжелезнения  [72].
 Мюллъ-модеровая  акуумуляция.  Гумусона-
копление  в  виде  мюлль-модера  (дерновый  аркти¬
ческий)  очень  широко  отмечался  в  традиционно
выделяемой  зоне  арктических  пустынь  и  конти¬
нентальных  областях  тундровой  зоны.  Детальное
исследование  состава  органического  вещества
почв  арктических  пустынь  Северной  Земли  и
Земли  Франца-Иосифа  позволило  сделать  вывод
о  его  близости  органическому  веществу  аркто-
тундровых  почв  [7].  Оказалось,  что  этот  процесс
широко  представлен  и  в  гумидном  секторе  Арк¬
тики  -  на  Шпицбергене  [11],  Новой  Земле  [10],
Колгуеве,  в  южной  и  типичной  тундрах  матери¬
ковой  части  европейского  и  западносибирского
секторов  Арктики  [51].  Почвы  с  ярким  проявле¬
нием  этого  процесса  занимают  дренируемые  мес¬
тообитания,  причем  как  наиболее  холодные  ма¬
лоснежные  (вершины  мезоповышений),  так  и  на¬
иболее  теплые  многоснежные  (прогреваемые
склоны  ложбин  и  карстовых  воронок).
 Окарбоначивание-выщелачивание  и  засоле¬
ние-рассоление.  В  литературе  имеется  большое
количество  свидетельств  о  наличии  признаков
окарбоначивания  и  засоления  в  почвах  “поляр¬
ных  пустынь”,  как  правило,  в  виде  карбонатных
натеков  и  солевых  выцветов  и  корочек.  Извест¬
но,  что  источниками  солей  являются  морские  от¬
ложения  террас,  эоловый  привнос  в  результате
импульверизации,  а  источником  карбонатов  мо¬
гут  быть  многочисленные  выходы  известняков,
превращающихся  в  пыль  в  результате  выветри¬
вания  в  морозном  климате  [45].  В  условиях  “по¬
лярных  пустынь”,  где  осадки  выпадают  преиму¬
щественно  в  твердом  виде,  а  затем  сносятся  с  воз¬
вышенных  мест,  рассоление  и  выщелачивание
затруднено  и  проявляются  засоление  и  окарбона-
чивание.  Однако  проявления  этих  процессов
встречены  не  только  в  “пустынях”  Северной
Америки,  но  и  в  европейском,  заведомо  гумид¬
ном,  секторе  Арктики  -  на  Шпицбергене  [5],  в
том  числе  и  на  его  западном,  самом  гумидном  по¬
бережье  [11,  44,  56,  67],  на  о-ве  Вайгач  [18],  и  на
Югорском  п-ве  [17].  Во  время  полевой  экскурсии
Второй  Международной  конференции  по  криопе¬
дологии  в  почвах  подзоны  южной  тундры  в  пред¬
горьях  Урала  вблизи  долины  р.  Уса,  где  более  же¬
сткий  ветровой  режим,  были  обнаружены  ново¬
образования  карбонатов  в  виде  псевдомицелия.
Отмечены  проявления  засоления  и  в  тундровой
зоне  североамериканского  континента  -  на  Аляс¬
ке  [64].  Чтобы  подчеркнуть  непростую  картину
распределения  признаков  засоления  и  окарбона¬
чивания,  напомним,  что  закономерности  именно
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

524
 ГОРЯЧКИН  и  др.
 Рис.  1.  Некоторые  климатические  параметры  в  зонах
и  подзонах  Арктики  (усредненные  по  зонам/подзонам
показатели  метеостанций  Евразии  и  Северной  Аме¬
рики.  а:  1  -  средняя  температура  июля;  2  -  продолжи¬
тельность  бесснежного  периода,  б:  1  -  среднегодовой
коэффициент  увлажнения  (по  Иванову);  2  -  среднего¬
довое  количество  осадков.  I  -  лесотундра;  II  -  южная
тундра;  III  -  типичная  тундра  зона/подзона;  IV  -  арк¬
тическая  тундра;  V  -  арктическая  пустыня.
 по  этим  процессам  существенно  различались  у
Д.  Тедроу  и  К.  Эверетта.  Следует  добавить,  что  в
отличие  от  “холодных  пустынь”  центральных  ча¬
стей  Антарктиды,  где  стабильность  положения
легкорастворимых  солей  в  почвенном  профиле  до¬
казана  экспериментально  [43],  большинство  иссле¬
дователей  Арктики  отмечают  высокую  динамич¬
ность  проявления  засоления-исчезновения  соле¬
вых  выцветов  не  только  после  дождей,  но  и  после
нескольких  туманных  дней  [64]  и  возможное  отсут¬
ствие  этих  признаков  в  течение  всего  арктического
лета,  если  оно  влажнее  обычного  [66].  В  целом
можно  констатировать  большую  пестроту  распре¬
деления  признаков  окарбоначивания-вьнцелачи-
вания  и  засоления-рассоления  почв  Арктики  во
времени  и  пространстве  с  общей  тенденцией  увели¬
чения  акуумуляции  солей  с  юга  на  север.
 Глинистая  дифференциация  и  криотурбации.
Принципиально  нового  материала  по  глинисто¬
дифференцированным  почвам  и  криотурбациям
за  последнее  время  не  получено.  Глинистая  диф¬
ференциация,  как  и  ранее,  выделяется  на  юге
тундровой  зоны.  Криотурбации  максимально  вы¬
ражены  в  подзонах  типичной  и  южной  тундр  и
уменьшаются  к  северу.
 Формирование  “пустынных  мостовых”,  т.е.
горизонта  накопления  крупнозема  на  поверхнос¬
ти  почв,  Тедроу  [64]  отмечал  как  процесс,  харак¬
терный  исключительно  для  зоны  “полярных  пус¬
 тынь”.  Другие  многочисленные  материалы  сви¬
детельствуют,  что  на  территории  тундровой  зоны
Евразии  фрагменты  “пустынных  мостовых”
встречаются  всюду,  где  субстрат  содержит  доста¬
точное  количество  каменистого  материала.  Та¬
кой  участок  был  обнаружен  нами  южнее  поляр¬
ного  круга  на  Европейском  Севере  в  койдинской
тундре  всего  в  70  км  от  северной  границы  леса;
это  же  явление  было  описано  на  завалуненных
морских  террасах  п-ва  Рыбачий,  а  также  Новой
Земли,  где  с  поверхности  идет  активное  выдува¬
ние  мелкозема  в  связи  с  орографическими  урага¬
нами  -  новоземельской  борой  [10].
 Таким  образом,  практически  все  почвенные
процессы  -  от  оподзоливания  и  торфонакопления
до  засоления  -  могут  быть  встречены  в  любом  ре¬
гионе  Арктики,  причем  часто  их  признаки  могут
быть  обнаружены  в  непосредственной  близости
друг  от  друга  [5,53,64].  Для  объяснения  этого  фе¬
номена  необходим  анализ  факторов  почвообра¬
зования.
 КЛИМАТИЧЕСКИЕ  И  ГЕОГЕННЫЕ
(ПОРОДЫ,  РЕЛЬЕФ)  РУБЕЖИ
 В  ПОЧВЕННОМ  ПОКРОВЕ  АРКТИКИ
 Факторы  почвообразования  Арктики  охарак¬
теризованы  практически  во  всех  работах,  посвя¬
щенных  почвам  этой  области  [22,  34,  64].  Наибо¬
лее  полно  охарактеризованы  климатические  па¬
раметры.  Геогенные,  т.е.  связанные  со  строением
Земли  (соотношение  “суша-море”,  рельеф,  гео¬
логическое  строение,  поверхностные  отложения)
данные  для  всех  полярных  областей  были  обоб¬
щены  относительно  недавно  [1],  поэтому  в  более
ранних  работах  их  целостная  интерпретация  от¬
сутствует.
 Для  характеристики  факторов  почвообразова¬
ния  использовались  последние  сводки  разнооб¬
разных  материалов  по  Арктике,  охватывающих
как  Евразию,  так  и  Северную  Америку  [1,  20].
 Климатические  факторы.  Среди  климатичес¬
ких  параметров  для  термической  характеристики
различных  зон  и  подзон  Арктики  использовали
данные  по  средней  температуре  самого  теплого  ме¬
сяца  -  июля  и  данные  по  продолжительности  бес¬
снежного  периода,  на  основании  которых  были  по¬
лучены  экспериментальные  кривые  (рис.  1а).  Тем¬
пература  июля  равномерно  снижается  к  северу  в
зоне  тундр  и  существенно  резче  -  при  переходе  к
полярным  пустыням.  Продолжительность  бес¬
снежного  периода  до  зоны  типичных  тундр
уменьшается  постепенно,  а  в  арктической  тундре
и  пустыне  -  более  резко.  Термические  характери¬
стики  зон/подзон  в  Арктике  изменяются  с  юга  на
север  однонаправленно  и  без  существенных  скач¬
ков.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ
 525
 В  качестве  характеристик  увлажнения  (гумид-
ности-аридности)  различных  зонально-подзо-
нальных  единиц  Арктики  использовались  данные
по  среднегодовому  количеству  осадков  и  коэф¬
фициенту  увлажнения  (по  Иванову),  равному  от¬
ношению  осадков  к  испаряемости  (рис.  16).  К  со¬
жалению,  другие  важные  характеристики  увлаж¬
нения,  например,  соотношение  жидких  и-твердых
осадков,  единичны  и  не  могут  быть  обобщены  на
таком  же  уровне.  Количество  осадков  от  лесо¬
тундры  к  арктической  пустыне  уменьшается  в
 3 	раза,  однако  среднегодовой  коэффициент  ув¬
лажнения  не  уменьшается,  а  даже  немного  возра¬
стает  (от  2.0  до  2.8),  достигая  максимума  в  аркти¬
ческих  пустынях.  Получив  такой  несколько  нео¬
жиданный  даже  при  всей  условности  данных  об
увлажнении  результат,  мы  проверили  данные  об
осадках  (сведения  по  коэффициенту  увлажнения
и  испаряемости  практически  не  представлены)  по
[1,  53,  62,  64].  Оказалось,  что  существенных  рас¬
хождений  между  ними  нет,  и  карты  годового  и
июльского  количеств  осадков  [1]  адекватно  отра¬
жают  справочные  данные:  основной  ареал  аркти¬
ческих  пустынь  попадает  в  зону  с  годовым  коли¬
чеством  осадков  от  150  до  200  мм  и  с  июльским  от
25  до  50  мм.  Единственным  местом,  где  можно
предположить  климатическую  аридность,  явля¬
ется  Земля  Пири  на  самом  северо-востоке  Гренлан¬
дии,  где  в  июле  менее  10  мм,  а  в  году  менее  100  мм
осадков  [1].  Это  сходно  с  “холодными  пустынями”
Антарктиды  [42].  В  тундровой  зоне  подтвердилась
важная  роль  климатических  секторов  -  при  общей
гумидности  тундры  Восточная  Сибирь  менее  гу-
мидна.
 Геогенные  факторы.  На  основании  данных
Атласа  Арктики  были  проанализированы  изме¬
нения  основных  геогенных  факторов  с  юга  на  се¬
вер,  причем  анализ  проводился  не  по  зонам  и  под¬
зонам,  а  по  широтам.  Измерялась  доля  площадей,
занятых  почвенным  покровом  равнин  и  гор,  т.е.
территорий  вне  ледников,  доля  морей  и  ледников
(рис.  2а)  приблизительно  через  каждые  2.5°  ши¬
роты.
 Доля  суши  от  65°  к  77.5°  с.ш.  уменьшается  в
 4 	раза,  из  нее  на  равнины  приходится  в  высоких
широтах  всего  первые  проценты,  причем  основ¬
ной  рубеж  находится  между  72.5°  и  77.5°  с.ш.
Здесь  же  резко  возрастает  доля  ледников.  В  Арк¬
тике  при  движении  с  юга  на  север  приблизитель¬
но  с  широты  72.5°  с.ш.  принципиально  меняется
 % 	(а)
 100
 80
 60
 40
 20
 0
 65.0°  66.6°  70.0°  72.$°  75.0°  77.5°  80.0°  82.5°
 Условность  связана  с  тем,  что:  1)  в  Арктике,  где  большая
часть  осадков  выпадает  в  твердом  виде  в  условиях  сильных
ветров,  данные  осадкомеров  занижают  количество  осад¬
ков,  2)  по  мнению  некоторых  специалистов  [14],  коэффи¬
циент  увлажнения  корректно  рассчитывать  только  для  пе¬
риода  с  положительными  температурами,  3)  многие  метео¬
станции  расположены  в  транспортно  достижимых  местах
на  побережьях  и  в  речных  долинах,  отличающихся  от
большей  части  терри;гории  более  влажным  климатом.
 Рис  2.  Изменение  геогенных  факторов  по  широтам
Арктики:  а  -  процентный  состав  площадей,  занятых
почвенным  покровом  (ПП)  равнин  (/)  и  свободных  от
ледников  гор  (2),  ледниками  (3)  и  морями  (4).  б  -  рас¬
пространение  различных  горных  пород  (доля  от  пло¬
щади  суши,  %)  в  геологическом  строении:  1  -  грани-
тоиды;  2  -  терригенные  и  карбонатные  породы,  по¬
верхностные  отложения;  3  -  морские  (%  от  площади
равнин);  4  -  рыхлые  континентальные  (моренные,
аллювиальные,  озерные  и  др.);  5  -  щебнистые  и  каме¬
нистые.
 состав  почвообразующих  пород:  моренные  и
озерно-аллювиальные  с  преобладанием  субстра¬
тов  кислого  состава  сменяются  на  терригенно-
карбонатные  по  своей  основе  с  преобладанием
щебнистых  коллювиальных  и  морских,  часто  за¬
соленных,  отложений  (рис.  26).
 Итак,  при  анализе  геогенных  факторов  выяв¬
лен  рубеж  на  широтах  72.5°  -77.5°  с.ш.,  где  проис¬
ходит  резкое  уменьшение  доли  равнин  и  увеличе¬
ние  доли  гор,  резко  возрастает  доля  ледников,  а
на  свободной  от  ледников  территории  преоблада¬
ют  терригенно-карбонатные  щебнистые  и  мор¬
ские  отложения,  служащие  источником  солей  и
карбонатов.  Этот  рубеж  в  Северной  Америке
совпадает  с  границей  между  зонами  тундр  и  арк¬
тических  пустынь,  а  в  Евразии  в  основном  нахо¬
дится  в  северной  части  подзоны  арктических
тундр  [20].
 Иными  словами,  в  северной  части  арктичес¬
кой  тундры  и  в  арктических  пустынях  почвенный
покров  занимает  или  небольшие  по  площади  ост¬
рова,  открытые  арктическим  ветрам,  или  узкие
полосы  между  горами,  в  основном  покрытыми
ледниками,  и  морем,  а  полоса  эта  сложена  мор¬
скими  и  щебнистыми  терригенно-карбонатными
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

526
 ГОРЯЧКИН  и  др.
 почвообразующими  породами.  В  этой  зоне  суще¬
ственное  влияние  на  почвообразование  оказыва¬
ют  1)  импульверизация  солей  с  моря  [11];  2)  вет¬
ровой  разнос  продуктов  выветривания,  которые
образуются  в  результате  выветривания  скал,  в
том  числе  карбонатных  [45];  3)  постоянно  дую¬
щие  с  ледников  и  концентрирующиеся  в  долинах
стоковые  (катабатические)  ветры  и  ветры  с  пако¬
вых  морских  льдов,  существенным  образом  уси¬
ливающие  испаряемость  на  прилегающих  ланд¬
шафтах  -  эти  причины  приводят  к  субаэральному
засолению  и  окарбоначиванию  почв;  4)  высокий
градиент  изменения  увлажнения  в  пространстве  от
моря  к  леднику  [53]  и  во  времени  в  связи  с  возмож¬
ным  катастрофическим  выпадением  осадков  на
орографических  рубежах  [61];  5)  высокое  содержа¬
ние  крупнозема  в  поверхностных  отложениях  тер¬
риторий,  недавно  освободившихся  от  ледника  [65].
 Итак,  анализ  факторов  почвообразования  по¬
казал,  что  в  Арктике  с  юга  на  север  происходит
направленное  изменение  климатических  и  гео-
генных  факторов  почвообразования,  которое
увеличивает  дивергенцию  почв  и  почвенного  по¬
крова  в  результате  действия  совершенно  разных
механизмов.
 1. 	Макроклиматически  вся  Арктика  характе¬
ризуется  гумидностью  и  низкими  температурами
в  период  почвообразования.  Почвопреобразую¬
щий  климатический  потенциал  к  северу  значи¬
тельно  ослабевает  в  результате  уменьшения  сезо¬
на  активного  почвообразования,  доли  жидких
осадков,  понижения  температур,  снижающих  ки¬
нетику  большинства  почвенных  процессов.  Все
это  приводит  к  ослаблению  выноса  и  метамор¬
физма  вещества  почв,  которые  в  более  южных
широтах  нивелируют  разнообразие,  связанное  с
рельефом  и  субстратами.  2.  Геогенные  факторы,
определяющие  соотношение  суши  и  моря,  гор  и
равнин,  а  также  общую  расчлененность  и  слож¬
ность  рельефа,  существенным  образом  влияют
на  характер  мезо-  и  микроклимата,  которые  ста¬
новятся  более  разнообразными  к  северу,  и,  сле¬
довательно,  увеличивают  дивергенцию  почв.
 3. 	Геогенные  факторы  приводят  к  усложнению
“рельефно-субстратной  матрицы”  (многобразие
почвообразующих  пород  по  засоленности,  карбо-
натности,  щебнистости,  склонов  по  экспозиции  и
крутизне)  -  это  также  увеличивает  дивергенцию
почвенного  покрова.
 Иными  словами,  в  условиях  низкой  энергети¬
ки  почвообразования  высоких  широт  небольшие
локальные  изменения  условий  (содержание  мел¬
козема  в  материнской  породе  и  ее  состав,  ветро¬
вой  и  снежный  режимы,  термическое  влияние
моря  и  ледников,  импульверизация  солей  и  др.)
существенно  меняют  тип  педогенеза  и  мезоорга-
низацию  почвенного  покрова.  Последнему  свой¬
ственна  множественность  “эксцессов”,  т.е.  “азо¬
нальных  нарушений”,  по  составу  и  строению  не
соответствующих  макроклиматическим  услови¬
 ям.  Эти  “нарушения”  представлены  пространст¬
венно  очень  широко,  нередко  преобладают  и  яв¬
ляются  одним  из  наиболее  характерных  генети-
ко-географических  признаков  почв  и  почвенного
покрова  в  высоких  широтах.  Это  осложняет  про¬
блему  зонального  разделения  Арктики,  что  будет
рассмотрено  ниже.
 ПОЧВЕННО-ЗОНАЛЬНОЕ  ДЕЛЕНИЕ
АРКТИКИ
 Существует  опыт  нескольких  подходов  к  раз¬
делению  почв  Арктики.  Все  они  являются  “част¬
ными”  зональными  разделениями.  1.  Большинст¬
во  из  них  основывается  на  “зональных”  почвах  и
их  различия  связаны  с  тем,  что  разные  авторы  по-
разному  понимают,  какие  почвы  являются  “зо¬
нальными”  [27,  30,  64].  2.  “Частное”  разделение
Арктики  началось  с  учета  “типа  современной  ор-
тоэлювиальной  коры  выветривания”  [35]  и  на  ос¬
новании  этого  критерия  граница  между  арктиче¬
ской  зоной  и  зоной  тундр  проводилась  южнее
традиционной,  а  именно,  в  северной  части  подзо¬
ны  арктических  тундр.  3.  Зональное  разделение
проводилось  по  набору  основных  почв  в  почвен¬
ном  покрове  [23].  В  этом  случае  почвенные  грани¬
цы  существенным  образом  не  совпадали  с  ланд¬
шафтными  -  граница  между  арктической  и  тундро¬
вой  почвенной  зоной  обозначалась  по  северной
части  арктической  тундры,  подзональные  почвен¬
ные  границы  -  по  южной  части  типичной  тундры.
 4. 	Проводилось  и  зональное  разделение  Арктики
по  “характеру  верхних  органогенных  и  органо-ми-
неральных  горизонтов”  [9].  Несмотря  на  то,  что
границы  были  проведены  совсем  по  другим  крите¬
риям,  они  полностью  совпали  с  предыдущими,  за
исключением  того,что  высокоширотная  область
была  включена  в  качестве  подзоны  в  зону  тундр.
 Наряду  с  указанными  выше  критериями,  “ча¬
стные”  разделения  можно  также  проводить  по  со¬
отношению  почв  в  почвенном  покрове,  а  также
учитывать  основные  экзогенные  процессы,  кото¬
рые  играют  важную  роль  в  формировании  поч¬
венного  покрова.  Последний  подход  реализован
нами  на  рис.  3.  Как  видно,  и  по  этому  критерию
границы  зонального  разделения  Арктики  совпа¬
ли  с  другими  “частными”  делениями.
 Итак,  при  разных  критериях  зонального  деле¬
ния  почвенного  покрова  Арктики,  почвенные
границы  в  целом  совпадают  между  собой  и  не
совпадают  с  ландшафтными  границами.  Вся  Арк¬
тика  делится  на  три  части  с  почвенными  граница¬
ми  в  северной  части  ландшафтной  подзоны  арк¬
тических  тундр  и  в  южной  части  подзоны  типич¬
ных  тундр.
 На  основании  описанных  ранее  критериев  “ча¬
стного”  зонально-подзонального  разделения  поч¬
венного  покрова  Арктики  предлагается  “интег¬
ральное”  почвенное  разделение  Арктики,  пока¬
занное  в  таблице  1.  На  ней,  помимо  упомянутых
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ
 527
 Почвенная
 зона/подзона
 Криогенные  процессы
 образова¬
ние  камен¬
ных  колец,
полос  и  др.
 форми¬
 рование
 бугор¬
 ков
 образо¬
вание
трещин
и  поли¬
гонов
 формиро¬
 вание
 торфяных
 бугров
 пучения
 термо¬
 карст
 Другие  экзогенные  процессы
 эоловая
аккумуля¬
ция  солей
с  океана
 эоловая
аккумуля¬
ция  СаСОз
с  обнаже¬
ний  пород
 эоловая  и
снежная
коррозия
 перенос
мелкозе¬
ма  с  пятна
в  трещину
 Арктическая
 пустыня
 Арктическая
тундра
 Типичная
 тундра
 Южная
 тундра
 Лесотундра
 Рис.  3.  Выраженность  и  встречаемость  криогенных  и  других  экзогенных  процессов  в  Арктике  (качественный  анализ).
 трех  частей,  со  знаком  вопроса  указывается  от¬
дельная  зона  “холодных  пустынь”  [64],  которая
по  климатическим  [1]  и  косвенным  почвенно-гео-
логическим  данным  [54]  может  существовать  в
восточной  части  Земли  Пири  на  северо-востоке
Гренландии,  однако  достоверные  почвенные  дан¬
ные  для  этой  территории  полностью  отсутствуют.
 Отдельным  предметом  обсуждения  является
вопрос  о  том,  на  каком  уровне  -  зоны  или  подзо¬
ны  -  необходимо  выделять  высокоарктическую
почвенную  область.  Аргументы  “за”  и  “против”
приведены  в  таблице  2.  Эти  аргументы  раздели¬
лись  поровну,  т.е.  вопрос  остается  открытым.  На
это  имеются  объективные  причины  -  отсутствие,
 Таблица  1.  Почвенное  разделение  Арктики  (предложение  авторов)
 Почвенная
 зона
 Холодная
 пустыня??
 ??  (см.  таблицу  2)
 Тундра
 Подзона
 -
 Высокоарктическая
 Северная
 Субарктическая
 Основные,  наи¬
более  распрост¬
раненные  почвы
 Примитивные
щебнистые  за¬
соленные??
 Почвопленки,  дерновые
арктические,  торфянис¬
тые  болотные,  карлико¬
вые  подзолы  и  рендзины
 Тундровые  глеевые
гумусные,  дерно¬
вые,  подзолы,  тор¬
фянистые  болотные
 Тундровые  глеевые  почвы,
местами  текстурно-диффе¬
ренцированные,  подзолы,
торфяники,  дерновые  почвы
 Характерные
 черты
 Может  быть
существует  на
Земле  Пири  в
северо-восгоч-
ной  Гренландии
 Эфемерный  характер
большинства  почв,  эоло¬
вый  привнос  солей  и  кар¬
бонатов,  перенос  мелко¬
зема  с  пятен  в  трещины,
разреженный  покров
 Несплошной  почвен¬
ный  покров,  мюлль-
модеровый  гори¬
зонт,  редкая  и  тон¬
кая  подстилка
 Преобладают  сплошной
почвенный  покров,  мощная
подстилка,  широкое  распро¬
странение  торфов,  торфя¬
ных  почв,  бугристых  болот
 Традиционно
 Арктическая  пустыня
 Арктическая  тундра
 Типичная
 Южная
 Лесотундра
 выделяемые  зо¬
 тундра
 тундра
 ны  и  подзоны
 Таблица  2.  Аргументы  “за”  и  “против”  признания  высокоарктической  почвенной  области  (традиционно  аркти¬
ческой  пустыни)  в  качестве  самостоятельной  почвенной  зоны  или  подзоны  в  тундровой  зоне
 Аргументы
 Зона
 Подзона
 Тот  же  самый  набор  почвенных  процессов,  что  и  в  зоне  тундр
 -
 +
 Отчетливое  снижение  количественной  выраженности  почвенных  процессов,  что
приводит  к  примитивному  характеру  большинства  почв
 +
 —
 Наличие  хорошо  развитых  почв
 -
 +
 Качественно  тот  же  самый  характер  геохимических  циклов,  что  и  в  зоне  тундр
 -
 +
 Большая  роль  процессов  окарбоначивания  и  засоления  и  меньшая  роль  оглеения,
торфонакопления  и  выщелачивания
 +
 —
 “Эфемерный”  характер  почв  во  времени  и  пространстве
 +
 -
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

528
 ГОРЯЧКИН  и  др.
 недостаток  или  несистематичность  почвенных
данных  для  многих  районов  Высокой  Арктики.
Несмотря  на  это,  очевидно,  что  оставлять  назва¬
ние  “пустыня”  для  этой  области  нецелесообраз¬
но.  Известно,  что  название  “несет”  за  собой  ланд¬
шафтный  образ.  Для  пустыни  -  это  аридный  об¬
раз.  Кроме  того,  на  земном  шаре  действительно
существуют  холодные  пустыни  -  внутренние  рай¬
оны  Антарктиды,  в  которых  свободная  ото  льда
суша  засолена  и  окарбоначена  [42].  По-видимо-
му,  самую  северную  зонально-подзональную  еди¬
ницу  почвенного  покрова  Арктики,  по  нашему
мнению,  следует  называть  “Высокоарктическая
почвенная  зона”  или  “Высокоарктическая  подзо¬
на  тундровой  зоны”.
 ВЫВОДЫ
 1. 	В  настоящее  время  растет  осознание  ключе¬
вой  роли  северных  территорий  и  их  почв  в  реше¬
нии  различных  глобальных  проблем.  В  то  же  вре¬
мя  наблюдается  спад  в  фундаментальных  экспе¬
риментальных  исследованиях  почв,  несмотря  на
явный  недостаток  данных  по  этим  территориям.
 2. 	Для  всей  Арктики  характерен  одинаковый
набор  педогенетических  процессов;  ее  зональное
разделение  связывается  с  различной  интенсивно¬
стью  и  пространственной  выраженностью  этих
процессов.
 3. 	Вся  территория  Арктики  гумидна  по  показа¬
телям  макроклимата,  но  в  результате  влияния  гео-
генных  условий  в  высоких  широтах  резко  возрас¬
тает  разнообразие  мезо-  и  микроклиматических
факторов,  что  приводит  к  увеличению  диверген¬
ции  почв  вплоть  до  появления  в  почвенном  по¬
крове  аридных  феноменов.
 4. 	Существенное  изменение  к  северу  геоген-
ных  факторов  сильно  осложняет  проблему  био-
климатического  зонального  разделения  Аркти¬
ки,  особенно  в  ее  высокоширотной  части.
 5. 	“Частное”  зональное  разделение  Арктики
на  основе  различных  критериев  позволило  пред¬
ложить  вариант  “интегрального”  зонально-под-
зонального  почвенного  разделения  полярных  об¬
ластей:  высокоарктическая  зона/подзона  и  две
подзоны  тундр.
 6. 	Первоочередной  почвенно-географической
задачей  для  Арктики  является  изучение  почвен¬
ного  покрова  восточной  части  Земли  Пири  на  се¬
веро-востоке  Гренландии  -  климатические  дан¬
ные  и  косвенные  сведения,  полученные  от  смеж¬
ных  специалистов,  позволяют  предположить,  что
именно  здесь  может  существовать  почвенная  зо¬
на  холодных  пустынь,  полностью  отвечающая
критериям  пустынности.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Атлас  Арктики.  Л.:  ГУ  ГК,  1985.  204  с.
 2. 	Васильевская  В  Д.  Почвообразование  в  тундрах
Средней  Сибири.  М.:  Наука,  1980.  235  с.
 3. 	Васильевская  В  Д.,  Караваева  Н.А.,  Наумов  Е.М.
Формирование  структуры  почвенного  покрова  по¬
лярных  областей  //  Почвоведение.  1993.  №  7.  С.  44—
 45.
 4. 	Глазов  М.В.,  Горячкин  С.В.  Изменение  природных
зон  Российской  Арктики  //  Природа.  1997.  №  5.
С.  32-47.
 5. 	Глазов  М.В.,  Горячкин  С.В.,  Жидков  В.Н.  Баренц,
Шпицберген,  Арктика.  Маршруты  1996  года  //
Природа.  1997.  №  8.  С.  46-51.
 6. 	Говоренков  Б.Ф.  О  почвообразовании  в  условиях
арктических  пустынь  о-ва  Октябрьской  револю¬
ции  (Северная  Земля)  //  Науч.  тр.  НИИ  Арктики  и
Антарктики  1981.  Т.  367.  С.  132-141.
 7. 	Говоренков  Б.Ф.  Роль  процессов  гумусообразова-
ния  в  формировании  профиля  почв  арктических
пустынь  о-ва  Октябрьской  революции  (Северная
Земля)  //  Современные  проблемы  гумусообразо-
вания.  Сыктывкар:  Изд-во  Коми  филиала  АН
СССР,  1986.  С.  126-135.
 8. 	Городков  Б.Н.  Об  особенностях  почвенного  по¬
крова  Арктики  //  Изв.  Гос.  Геогр.  об-ва  1939.  Т.  71.
Вып.  10.  С.  1516-1532.
 9. 	Горячкин  С.В.  Почвенная  зональность  Европей¬
ского  Севера:  запись  экосистемных  взаимодейст¬
вий  в  почвенном  покрове  //  Почвенные  исследова¬
ния  на  Европейском  Севере  России.  Архангельск,
 1996. 	С.  37-45.
 10. 	Горячкин  С.В.  Почвенный  покров  равнин  и  гор
Новой  Земли:  состояние  и  динамика  //  Итоги  фун¬
даментальных  исследований  криосферы  Земли  в
Арктике  и  Субарктике.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.
отд-ние,  1977.  С.  297-302.
 11. 	Добровольский  В.В.  Геохимия  почв  Шпицберге¬
на  //  Почвоведение.  1990.  №  2.  С.  5-20.
 12. 	Добровольский  В.В.,  Филатова  Е.В.  Геохимичес¬
кие  особенности  почв  острова  Южный  (архипелаг
Новая  Земля)  //  Науч.  докл.  высш.  шк.  Биол.  на¬
уки.  1993.  №2.  С.  91-98.
 13. 	Иванов  MJ\4.  О  почвенных  образованиях  ледяной
зоны//Тр.  Арктического  ин-та.  1933.  Т.  12.  С.  183-
202.
 14. 	Иванов  Н.Н.  Ландшафтно-климатические  зоны
земного  шара.  М.;  Л.:  Изд-во  АН  СССР,  1948.
 15. 	Иванова  Е.Н.  Систематика  почв  северной  части
Европейской  территории  СССР  //  Почвоведение.
1956.  №  1.С.  70-88.
 16. 	Иванова  Е.Н.  Некоторые  закономерности  строе¬
ния  почвенного  покрова  в  тундре  и  лесотундре  по¬
бережья  Обской  губы  //  О  почвах  Урала,  Западной
и  Центральной  Сибири.  М.:  Изд-во  АН  СССР,
1962.  С.  49-116.
 17. 	Игнатенко  И.В.  Почвы  Югорского  полуострова  //
Почвоведение.  1963.  №  5.  С.  26-40.
 18. 	Игнатенко  И.В.  Почвенные  комплексы  острова
Вайгач  //  Почвоведение.  1967.  №  9.  С.  86-99.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ  АРКТИКИ:  СОВРЕМЕННЫЕ  ПРОБЛЕМЫ
 529
 19. 	Игнатенко  И.В.  Почвы  восточно-европейской
тундры  и  лесотундры.  М.:  Наука,  1979.  280  с.
 20. 	Исаченко  А.Г.,  Шляпников  А.А.  Ландшафты.  М.:
Мысль,  1989.
 21. 	Калякин  В.Н.  Новые  данные  о  биогеографичес-
кой  уникальности  Новой  Земли  //  Докл.  Академии
наук.  1995.  Т.  343.  №  1.  С.  139-141.
 22. 	Караваева  НА.  Тундровые  почвы  Северной  Яку¬
тии.  М.:  Наука,  1969.  207  с.
 23. 	Караваева  Н.А.,  Таргульян  В.О.  Автономное  поч¬
вообразование  на  севере  Евразии  и  Америки  //
Проблемы  почвоведения.  М.:  Наука,  1978.  С.  174-
178.
 24. 	Ливеровский  Ю.А.  Почвы  тундр  Северного  Края.
Л.:  Изд-во  АН  СССР,  1934.  112  с.
 25. 	Ливеровский  Ю.А.  Почвы  СССР.  Географическая
характеристика.  М.:  Мысль,  1974.  462  с.
 26. 	Малясова  Е.С.,  Серебрянный  Л.Р.  Естественная
история  Новой  Земли  //  Новая  Земля.  Тр.  МАКЭ.
 1993. 	Т.  2.  С.  10-22.
 27. 	Михайлов  И.С.  Почвы  //  Советская  Арктика.  М.:
Наука,  1970.  С.  236-249.
 28. 	Наумов  Е.М.  Почвы  и  почвенный  покров  Северо-
Востока  Евразии:  Автореф.  дис....  докт.  с.-х.  наук.  /
Почв,  ин-т  им.  В.В.  Докучаева.  М.,  1993.  63  с.
 29. 	Оганесян  А.Ш.  Почвы  и  почвенный  покров  о.  Вран¬
геля:  Автореф.  дис.  ...  канд.  биол.  наук.  Новоси¬
бирск,  1989.  17  с.
 30. 	Почвенно-географическое  районирование  СССР.
М.:  Изд-во  АН  СССР,  1962.  422  с.
 31. 	Ратманов  Г.Е.  Почвы  Новой  Земли  //Тр.  Почв,
ин-та  им.  В.В.  Докучаева.  1930.  Вып.  3-4.  С.  145—
148.
 32. 	Соколов  И.А.,  Быстряков  Г.М.,  Макеев  А.О.  и  др.
Почвы  Севера:  эколого-генетическая,  географи¬
ческая  и  классификационно-номенклатурная  кон¬
цепция  //  Геохимия  ландшафтов  и  география  почв.
М.:  Изд-во  Моск.  ун-та.  1982.  С.  145-172.
 33. 	Соколов  И.А.,  Наумов  Е.М.,  Конюшков  Д.Е.  Мес¬
то  криосолей  в  системе  Международной  справоч¬
ной  базы  по  почвенным  ресурсам  //  Итоги  фунда¬
ментальных  исследований  криосферы  Земли  в
Арктике  и  Субарктике.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.
отд-ние,  1997.  С.  325-337.
 34. 	Таргульян  В.О.  Почвообразование  и  выветрива¬
ние  в  холодных  гумидных  областях.  М.:  Наука,
1971.268  с.
 35. 	Таргульян  В.О.,  Караваева  Н.А.  Опыт  почвенно¬
геохимического  разделения  полярных  областей  //
Проблемы  Севера  (Природа).  Вып.  8.  М.;  Л.:  На¬
ука,  1964.  С.  213-224.
 36. 	Чугунова  М.В.  Некоторые  химические  свойства
почв  мыса  Челюскин  //  Арктические  тундры  и  по¬
лярные  пустыни  Таймыра.  Л.:  Наука.  Ленингр.
отд-ние,  1979.  С.  74-77.
 37. 	Юрцев  Б.А.,  Толмачев  А.И.,  Ребристая  О.В.  Фло¬
ристическое  ограничение  и  разделение  Арктики  //
Арктическая  флористическая  область.  Л.,  1978.
С.  9-104.
 38. 	Aparin  B.F.  Genetic  features  of  soils  on  Bolshevik  Is¬
land,  the  Severnaya  Zemlya  archipelago  //  Cryopedolo-
 gy’97.  II  Intern,  conf.  August  5-8,  1997.  Syktyvkar,
1997.  P.  27-28.
 39. 	Blume  H.-P.,  Beyer  L.,  Boelter  M.  etal.  Pedogenic  zona-
tion  in  soils  of  the  Southern  circum-polar  region  //
Adavnces  in  Geoecology.  1997.  V.  30.  P.  69-90.
 40. 	Bockheim  J.G.,  Ugolini  F.C.  A  review  of  pedogenic  zo-
nation  in  well-drained  soils  of  the  Southern  circumpolar
region  //  Quartenary  Res.  1990.  V.  34.  P.  47-66.
 41. 	Bockheim  J.G.,  Ping  C.L.,  Moore  J.P.,  Kimble  J.M.  Ge-
lisols:  A  new  proposed  order  for  permafrost-affected
soils  //Proceedings  of  the  Meeting  on  the  Classification,
Correlation,  and  Management  of  Permafrost-affected
soils  -  July  1994.  USD  A,  Soil  Conservation  Service,
National  Soil  Survey  Center,  Lincoln,  1994.  P.  25-44.
 42. 	Campbell  IB.,  Claridge  G.G.C.  Antarctica:  Soils,
Weathering  Processes  and  Environment.  Developments
in  Soil  Sci.  16,  Elsevier.  Amsterdam,  1987.
 43. 	Claridge  G.G.C.,  Campbell  LB.  The  use  of  lithium  chlo¬
ride  to  investigate  movement  of  salts  in  soil  of  the  cold
desert//Cryopedology  ’97.  II.  Intern,  conf.  August  5-8,
1997.  Syktyvkar,  1997.  P.  34.
 44. 	Courty  M.-A.,  Marlin  C.,  DeverL.,  Tremblay  P.,  Vachi-
erP.  Morphology,  geochemistry  and  origin  of  calcitic
pendents  from  the  High  Arctic  (Spitsbergen)  //  Geoder¬
ma.  1994.  V.  61.  P.  71-102.
 45. 	Dredge  LA.  Breakup  of  limestone  bedrock  by  frost  shat¬
tering  and  chemical  weathering,  Eastern  Canadian  Arc¬
tic  //  Arctic  and  Alpine  Res.  1992.  V.  24.  P.  314-323.
 46. 	Everett  K.R.  Soil  development  in  the  Mould  Bay  and  Is-
achsenareas,  Queen  Elizabeth  Islands,  N.W.T.,  Cana¬
da//  Inst,  of  Polar  Studies,  Ohio  State  Univ.  (Colum¬
bus),  Report  24.  1968.  P.  75.
 47. 	Fedorov-Davydov  D.G.,  Makeev  O.V.  Evolution  of  the
soils  of  polygonal  bogs  in  the  Kolyma  lowland  in  the
course  of  their  overgrowth  and  transformation  //  Cryope¬
dology  ’97.  II  Intern,  conf.  August  5-8,  1997.  Syk¬
tyvkar,  1997.  P.  36-37.
 48. 	Foscolos  A.E.f  Kodama  H.  Mineralogy  and  chemistry  of
Arctic  desert  soils  on  Ellef  Ringnes  Island,  Arctic  Cana¬
da  //Soil  Sci.  Soc.  Am.  J.  1981.  V.  45.  P.  987-993.
 49. 	Forman  S.L.,  Miller  G.H.  Time-dependent  soil  morphol¬
ogies  and  pedogenic  processes  in  raised  beaches,  Brog-
gerhalvoya,  Spitrsbergen,  Svlabard  archipelago  //  Acrtic
and  Alpine  Res.  1984.  V.16.  P.  381-394.
 50. 	Goryachkin  S.  V.,  Targulian  V.O.  Soil  cover  evolution  as
a  result  of  global  climate  change:  approaches  to  model¬
ling//Proc.  of  Intern.  Soil  Sci.  Society  Symposium  “Soil
Cover  Structure”.  М.,  1993.  P.  82-85.
 51. 	Goryachkin  S.V.,  Zlotin  /?./.,  Glazov  M.V.  Spatial  and
temporal  organization  of  Arctic  Ecosystems  //  Swedish-
Russian  Tundra  Ecology  Expedition-94.  A  Cruise  Re¬
port.  Stockholm,  1995.  P.  334-339.
 52. 	Jakobsen  B.H.  Evidence  for  translocations  into  the  В  ho¬
rizon  of  a  Subarctic  podzol  in  Greenland  I  I  Geoderma.
1989.  V.  45.  P.  3-17.
 53. 	Jakobsen  B.H.  Preliminary  Studies  of  soils  in  North-East
Greenland  between  74°  and  75°  northern  lalitude  //
Geografisk  Tidsskrift  1992.  V.  92.  P.  111-115.
 54. 	Jakobsen  B.H.  A  soil  map  of  Greenland  //  Cryopedolo-
gy’97.  II  Intern,  conf.  August  5-8,  1997.  Syktyvkar,
 1997. 	P.  43.
 2  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

530
 ГОРЯЧКИН  и  др.
 55. 	Lag  J.  Humus  accumulation  and  soil  formation  in  Sval¬
bard  //  Joint  Russian-American  seminar  on  cryopedolo¬
gy  and  global  change.  November  15-16.1992.  Pushchi-
no.  Post-seminar  proceedings.  Puschchino,  1993.
P.  291-297.
 56. 	Mann  D.H.,  Sletten  R.S.,  Ugolini  F.C.  Soil  development
at  Kongsfjorden,  Spitsbergen  //  Polar  Res.  1986.  V.  4.
№  1.  P.  1-16.
 57. 	Mazhitova  GPing  C.L.,  Moore  J.,  Gubin  S.,  Smith  S.
Correlation  of  Russian,  US,  and  Canadian  classification
systems  for  selected  tundra  and  taiga  soils  (in  N-E  Rus¬
sia)  //  Joint  Russian-American  seminar  on  cryopedology
and  global  change.  November  15-16.  1992.  Pushchino.
Post-seminar  proceedings.  Pushchino,  1993.  P.  29-38.
 58. 	Rieger  S.  The  genesis  and  classification  of  cold  soils.
New  York:  Academic  Press,  1983.
 59. 	Serebryannyy  L.R.,  Tishkov  A.A.,  Malyasova  Ye.S.  et  al
Reconstuction  of  the  development  of  vegetation  in  arctic
high  latitudes  //  Polar  geography  and  geology.  1985.
V.  9.  P.  308-320.
 60. 	Sokolov  LANaumov  Y.M.,  Konyushkov  D.Y.  Soil  cover
of  the  North  of  Russia  and  its  Cartographis  Modeling  //
Proceedings  of  the  meeting  on  the  classification,  corre¬
lation  and  management  of  Permafrost-affected  soils  -  Ju¬
ly,  1994.  USDA,  SCS,  National  Soil  Survey  Center,  Lin¬
coln,  NE.  1994.  P.  118-133.
 61. 	Stoner  M.G.,  Ugolini  F.C.  Artcic  pedogenesis:  2.
Threshold-controlled  subsurface  leaching  episodes  //
Soil  Sci.  1988.  V.  145.  №  1.  P.  46-51.
 62. 	Tarnocai  C.  Soils  of  Bathurst.  Cornwallis,  and  adjacent
islands,  District  of  Franklin.  Geological  Survey  of  Can¬
ada  Ottawa.  Paper  76-1B.  1976.
 63. 	Tarnocai  C.f  Kroetch  D  ,  Gould  J.,  Veldhuis  H.  Soils,
Vegetation  and  Trafficability,  Tanquary  Fiord  and  Lake
Hazen  areas,  Ellesmere  Island  National  Park  Reserve.
Canadian  Parks  Service,  Prairia  and  Northern  Reigon,
Winnipeg.  Man.  Report  RM91-1/ELS.  1991.
 64. 	Tedrow  J.C.F.  Soils  of  the  polar  landscapes.  Rutgers
Univ.  Press,  1977.  664  p.
 65. 	Tedrow  J.C.F.  Factors  affecting  polar  desert  soil  devel¬
opment  in  the  High  Arctic  //  Biul.  perygl.  LTN.  1986.
№  31.  P.  275-282.
 66. 	Tedrow  J.C.F.,  Bruggemann  P.F.f  Walton  G.F.  Soils  of
Prince  Patrick  Island  //  The  Arctic  Institure  of  North
America.  Research  paperp  №  44.  P.  1968.  88  p.
 67. 	Tishkov  A.A.  The  ecosystems  of  the  west  coast  of  Spits¬
bergen  (Svalbard  archipelago)  //  Polar  Geography  and
Geology.  1985.  V.  9.  P.  70-83.
 68. 	Ugolini  F.C.  Pedogenic  zonation  in  the  well-drained
soils  of  the  arctic  regions  //  Quaternary  Res.  1986.  V.  26.
№  1.  P.  100-120.
 69. 	Ugolini  F.C.  f  Stoner  M.G.,  Marrte  D.J.  Arctic  Pedogen¬
esis:  1.  Evidence  for  contemporary  podzolization  //  Soil
Sci.  1987.  V.  144.  №  2.  P.  90-100.
 70. 	Uziak  S.  Polish  pedological  studies  on  Spitsbergen.  A  re¬
view  //  Geographia  Polonica  1992.  V.  60.  P.  67-78.
 71. 	World  Reference  Base  for  Soil  Resources  (Draft).
Rome-Wageningen,  1994.  162  p.
 72. 	Zaidelman  F.R.,  Bannikov  M.V.  Cryogeneisis  phenome¬
na  as  related  to  gley  formation  in  coarse-textures  soild  of
the  southern  taiga  //  Cryopedology  ’97.  II.  Intern,  conf.
August  5-8,1997.  Syktyvkar,  1997.  P.  73-74.
 Geography  of  Arctic  Soils:  Current  Problems
S.  V.  Goryachkin,  N.  A.  Karavaeva,  and  V.  O.  Targulian
 Traditional  and  modern  concepts  of  the  geography  of  arctic  soils  are  analyzed,  and  recently  obtained  soil  data
are  discussed.  A  new  approach  to  the  interpretation  of  climatic  and  geogenic  (parent  materials  and  relief)  factors
of  pedogenesis  is  elucidated.  The  new  concept  of  the  zonation  of  arctic  soils  is  suggested.  The  same  set  of
pedogenic  processes  is  observed  thoughout  the  whole  territory  of  the  Arctic;  the  climate  of  this  region  is  gen¬
erally  humid.  However,  a  sharp  increase  in  meso-  and  microclimatic  diversity  at  high  latitudes  (dictated  by  geo-
genetic  factors  leads  to  the  substantial  divergence  of  soils  including  the  appearance  of  arid  phenomena.  One  of
the  possible  integral  zonal  /  subzonal  divisions  of  the  polar  territories  is  proposed.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с  531-539
 УДК  631  48  631  445  11+631  445  57(212  3)
 ПОЧВЫ  ЮЖНОГО  ЦИРКУМПОЛЯРНОГО  РЕГИОНА
И  ИХ  КЛАССИФИКАЦИЯ
©  1998  г.  Г.-П.  Блюме,  JI.  Бейер,  Д.  Шнайдер
 Институт  питания  растений  и  почвоведения  Университета  г.  Киль,  Германия
 Поступила  в  редакцию  03.12.97  г.
 За  последние  годы  исследованы  почвы  различных  зон  южного  циркумполярного  региона:  субан¬
тарктических  лесов,  субантарктической  низкой  и  высокой  тундр,  антарктических  субполярных  и
полярных  пустынь.  Обсуждаются  проблемы  генезиса  и  классификации  этих  почв.
 ВВЕДЕНИЕ
 В  течение  последних  шести  лет  нами  исследо¬
вались  почвы  различных  зон  южного  циркумпо¬
лярного  региона:  субантарктических  лесов,  суб¬
антарктической  тундры,  антарктических  субпо¬
лярных  и  полярных  пустынь  (табл.  1).
 Почвы  сформированы  на  гранитах,  гнейсах,
кристаллических  сланцах,  базальтах,  песчаниках,
вулканических  пеплах  и  их  гляциальных,  флюви-
альных,  флювиогляциальных  и  солифлюкцион-
ных  дериватах.  В  статье  приводится  описание  ха¬
рактерных  условий  почвообразования  и  основ¬
ных  почвообразующих  процессов,  а  также
обсуждаются  проблемы  классификации  этих
почв  по  системам  ФАО-ЮНЕСКО  [12],  Между¬
народной  реферативной  базы  [21]  и  Международ¬
ного  комитета  по  мерзлотным  почвам  [13].
 МЕТОДЫ
 Использовали  следующие  аналитические  ме¬
тоды:  1)  органическое  вещество  определяли  ме¬
тодом  сухого  окисления  (1200°С),  С02  -  кулоно¬
метрически  (пересчет  на  органическое  вещество:
Сорг  х  2);  общий  азот  определяли  по  Къельдалю  со
спектрометрическим  окончанием  (определением
NH4);  2)  почвенные  оксиды  -  в  оксалатно-аммоний-
ной  вытяжке  с  определением  экстрагируемого  же¬
леза  (F«0)  и  красящих  веществ  (оптическая  плот¬
ность  раствора  х1000);  в  дитионит-цитратной  вы¬
тяжке  с  определением  железа  (Fen)  и  алюминия
(А1Д);  пирофосфатно-натриевой  вытяжке  с  опре¬
делением  железа  (Fe„);  3)  электропроводность
определяли  в  пасте  (el.  cond.);  4)  фосфаты:  опре¬
деляли  фосфор,  экстрагируемый  вытяжкой  мо¬
лочнокислого  аммония  (Р,),  фосфор,  экстрагиру¬
емый  30%-ной  НС1  при  105°С  (Pv)  и  общий
фосфор  (Р,).
 ПОЧВЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
 Характеристика  основных  почвообразующих
процессов  и  интенсивности  их  проявления  в  раз¬
 личных  подзонах  Антарктики  представлена  на
рисунке  1,  составленном  как  на  основе  собствен¬
ных  наблюдений,  так  и  с  использованием  обоб¬
щающей  работы  Бокхейма  и  Уголини  (Bockheim,
Ugolini)  [11].
 Почти  вся  континентальная  часть  и  большая
часть  приморской  Антарктиды  покрыты  ледни¬
ком.  Аналогичная  ситуация  наблюдается  в  гор¬
ных  районах  на  островах  Южная  Георгия.  Следо¬
вательно,  лишь  небольшая  часть  континента  и
островов,  расположенных  южнее  54°  ю.ш.,  по¬
крыта  почвами.  Выше  60°  ю.ш.  большинство
почв  подвержено  влиянию  многолетней  мерзло¬
ты  (рис.  1).  Для  большинства  почв  свободной  ото
льда  части  Земли  Уилкса  (антарктическая  поляр¬
ная  пустыня)  характерны  пустынные  мостовые  и
криотурбационные  явления,  такие  как  каменные
многоугольники  и  полосы  (на  склонах),  а  также
сортировка  частиц  в  профиле:  более  высокое  со¬
держание  гравия  и  песка  в  верхних  горизонтах  и
увеличение  содержания  глины  с  глубиной  (табл.  2).
В  верхнем  слое  почвы  (1-10  см)  отмечена  везику¬
лярная  структура,  сходная  с  таковой  в  приповерх¬
ностном  горизонте  почв  жарких  пустынь.  В  пес¬
чаных  почвах  с  растительным  покровом  криотур-
баций  не  обнаружено.  В  почвах  о-ва  Короля
Георга  (приморская  Антарктида)  криотурбаци¬
онные  явления  менее  выражены;  содержание  каме¬
нистого  материала  закономерно  увеличивается  с
глубиной  (табл.  3).  Криотурбации  имеют  место
лишь  в  пределах  участков,  лишенных  раститель¬
ности.  Вместе  с  тем  на  склонах  отмечаются  кри-
повые  явления.
 В  почвах  антарктической  полярной  пустыни,  не
покрытых  растительностью  и  находящихся  под  сне¬
гом  более  11  мес  в  году,  содержание  органического
вещества  составляет  лишь  0.4—0.8%;  органическое
вещество  формируется  за  счет  водорослей  на  по¬
верхности  снега  и  почвы.  Во  многих  случаях  мак¬
симум  органического  вещества  приходится  на  ни¬
жние  горизонты,  возможно,  вследствие  криотур-
бационной  транслокации  (табл.  2а).  В  песчаных
 531
 2*

532 	БЛЮМЕ 	и 	др.
 Таблица  1.  Пункты  исследований  и  почвы  южного  циркумполярного  региона  (по  [6,  7,  9]);  почвенные  зоны  по
Бокхейму  и  Уголини  [11];  классификация  по  ФАО  [12])
 Ботаническая
 зона
 Южная  умеренно
холодная
 Субантарктическая
 Морская  приан-
тарктическая
 Антарктическая
 береговая
 Почвенная  зона
 Субантарктичес¬
кие  леса
 Низкая  тундра
 Высокая  тундра
 Субполярная  пус¬
тыня
 Полярная  пусты¬
ня
 Место  исследо¬
 Запад  Чили,  мыс
 Фолклендские
 О.  Южная
 Ю.  Оркнейские  о-
 Земля  Уилкса,  ст.
 вания
 Горн
 о-ва
 Георгия
 ва;  Ю.  Шетланд¬
ские  о-ва;  Антарк¬
тический  п-ов
 Кейси;  п-ов
Бейли-Кларка
 Среднегодовая
 6.0
 5.5
 4.7—1.8
 оо
 i,
 о
 -9.3
 температура,  °С
 Среднегодовые
 >1000
 670
 1400-900
 510-400
 180
 осадки,  мм
 Почвы
 Дисгри-террик  Ги¬
стосоли,  Г  истидис-
трик  Камбисоли
 Дистри-террик
Гистосоли,  Споди-
фолик,  Гистосоли,
Дистрик  Глейсо-
ли,  Стагникамбик
Лептосоли,  Гап-
лик  Подзолы  (Ор-
нитосоли)
 Фолик  и  Гелик  Ги¬
стосоли,  Террик
Гистосол  и,  Фибрик
Гистосоли,  Стаг-
ни-камбик  Подзо¬
лы,  Дистрик  Рего-
соли,  Гаплик  Аре-
носоли
(Орнитосоли)
 Фибри-гелик  Гис¬
тосоли,  Дистри-
гелик,  Регосоли,
Дистри-гелик
Камбисоли,  Гелик
Подзолы,  Литик  и
Гелик  Лептосоли,
Умбри-гелик
Глейсоли,  Стагни-
гелик  Глейсоли,
Гелик  Андосоли
(Орнитосоли)
 Терри-гелик  Гис¬
тосоли,  Фибри-ге-
лик  Гистосоли,  Ге¬
лик  Подзолы,
Дистри-гелик  Ре¬
госоли,  Литик  и
Гелик  Лептосоли
(Орнитосоли)  (Ли-
тосоли)
 почвах,  пребывающих  без  снежного  покрова  в
течение  двух-трех  месяцев  в  году  и  покрытых  ли¬
шайниками,  содержание  органического  вещества
по  всему  профилю  достигает  4—6%  (табл.  2Ь).
Суглинистые  почвы  с  многочисленными  почвен¬
ными  водорослями,  но  без  лишайников,  содержат
около  2%  органического  вещества  (табл.  2с).  На¬
копление  органического  вещества  в  нижних  го¬
ризонтах  связано  с  процессами  оподзоливания  в  пе¬
счаных  почвах  и  криотурбациями  в  суглинистых.
В  приморской  Антарктике  и  Субантарктике  почвы
содержат  6-12%  гумуса  в  верхних  горизонтах.  В  ни¬
жних  горизонтах  (кроме  иллювиально-гумусового)
содержание  органического  вещества  резко
уменьшается  (табл.  3).
 Новые  материалы,  полученные  при  исследо¬
вании  района  станции  Кейси,  свидетельствуют  о
значительной  пространственной  неоднородности
почвенного  покрова  по  содержанию  органичес¬
кого  вещества  [4].  Так,  в  верхнем  опесчаненном
горизонте  Лептосолей,  формирующихся  в  не¬
больших  западинах  и  ложбинах  между  вертикаль¬
но  залегающими  пластами  гнейсов,  содержание
органического  углерода  под  моховыми  (Ceratodon
purpurea)  и  лишайниковыми  (Usnea  antarctica)
группировками  варьирует  от  <5  до  100  мг/г  поч¬
вы.  В  некоторых  западинах  оно  может  быть  зна¬
чительно  выше.  В  отличие  от  песчаных  Лептосо¬
лей,  в  суглинистых  Лептосолях  (Криаквептах),  ли¬
шенных  растительного  покрова,  содержание
органического  вещества  значительно  меньше.  Со¬
держание  органического  вещества  тесно  связано  с
 содержанием  азота.  Отношение  углерода  к  азоту  в
большинстве  почв  близко  к  10.  Однако  при  высо¬
ком  содержании  органического  вещества  отноше¬
ние  C/N  может  быть  как  существенно  выше  10  [2],
так  и  ниже  в  случае  дополнительного  поступле¬
ния  азота  в  местах  скопления  пингвинов  [1].
 Варьирование  запасов  органического  вещест¬
ва  и  азота  в  почвах  также  значительно  (табл.  4).
В  минеральных  почвах  запасы  азота  тесно  корре¬
лируют  с  запасами  органического  вещества.  Наибо¬
лее  значительны  запасы  органического  вещества  и
азота  в  торфяных  почвах  (Гистосолях)  -  28.6  и
1.3  кг/м2.  В  Глейсолях  эти  запасы  меньше,  чем  в
Лептосолях  (рис.  2  и  4),  однако  в  последних  на¬
блюдается  их  очень  сильная  пространственная
дифференциация.  Наиболее  обогащенные  орга¬
ническим  веществом  участки  Лептосолей  могут
рассматриваться  как  почвы,  переходные  к  мерз¬
лотным  Гистосолям  [2].
 В  приморских  ландшафтах  как  в  тундре,  так  и
в  полярной  пустыне,  наблюдается  торфонакоп-
ление  во  влажных  долинах  и  на  твердоскальных
склоновых  ступенях  с  застаивающимися  талыми
водами.  Моховой  торф  обычно  слабо  разложен.
Интенсивное  разложение  и  гумификация  торфа
наблюдаются  лишь  в  тех  случаях,  когда  на  неко¬
торое  время  в  течение  лета  почва  иссушается.
В  целом  следует  отметить  относительно  высокое
накопление  органического  вещества  в  почвах
субантарктических  лесов  и  тундр  и  антарктичес¬
ких  полярных  пустынь  при  низкой  биопродуктив¬
ности  растительных  сообществ  в  этих  зонах  [9].
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВЫ  ЮЖНОГО  ЦИРКУМПОЛЯРНОГО  РЕГИОНА 	533
 Зоны:
 48° 	54° 	60° 	64° 	68° 	87°ю.ш.
 Рис.  1.  Изменения  педогенных  процессов  в  минеральных  почвах  по  меридиану  южного  циркумполярного  региона  (по
Бокхэйму  и  Уголини  [10],  с  изменениями  и  дополнениями  Блюме  и  др.  [8]).
 Многие  почвы  тундры  и  полярной  пустыни
подвержены  интенсивному  морозному  выветри¬
ванию.  В  большинстве  почв  отмечается  кислая
реакция  (табл.  2,  3).  Химическое  выветривание
приводит  к  образованию  глинистых  минералов  и
накоплению  полуторных  оксидов  [9].  Высокое
содержание  пирофосфаторастворимого  железа
(Fe„)  относительно  дитионитрастворимого  (Fen)
(табл.  2Ь,  2с;  ЪЬ,  3с)  и  красновато-бурый  оттенок
почвенной  массы  свидетельствуют  о  том,  что
большая  часть  педогенных  оксидов  железа  связа¬
на  с  органическим  веществом.
 В  ряде  песчаных  почв  полярной  пустыни
(табл.  2Ь),  а  также  песчаных  и  суглинистых  поч¬
вах  тундры  (табл.  ЪЬ,  Зс)  заметны  признаки  опод-
золенности.  Во  многих  случаях  осветленный  гор.  Е
(альбик)  не  выражен,  однако  гор.  В  соответству¬
ет  определению  горизонта  сподик,  а  в  шлифах
обнаруживаются  кутаны  из  иллювиированных
металоорганических  комплексов  [8],  хорошо  вы¬
раженный  осветленный  гор.  Е  мощностью  5-10  см
имеется  только  в  оподзоленных  почвах,  на  терри¬
тории  бывших  колоний  пингвинов  (табл.  4Ь,  0-8  см).
По  сравнению  с  подзолами  Центральной  Европы
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

534 	БЛЮМЕ 	и 	др.
 Таблица  2.  Характеристика  почв  в  районе  станции  Кейси,  континентальная  береговая  Антарктика
 Горизонт
 Глубина,
 см
 Щебень,
 %
 Гранулометрический  со¬
став*
 Органи¬
ческое  ве¬
щество,  %
 C/N
 рн
 (СаС12)
 ред
 Fe„
 Оптичес¬
кая  плот¬
ность,
х  1000
 Р1,  %с
 Электроп¬
 роводность
 мС/см
 Цвет**
 %
 а)Д
 гистри-гелик  Регосоль  с  фазой  на  моренном  материале,  заселенном  водорослями
 Az
 0-1
 54
 Опесчаненный  суглинок
 0.4
 7
 4.6
 3.0
 0.5
 18
 0.13
 l.i
 2.5Y4/2
 АС
 1-30
 41
 0.4
 6
 4.4
 3.0
 0.7
 27
 0.15
 0.5
 2.5Y4/2
 CiW
 30-70
 64
 Супесчаный
 0.8
 7
 4.1
 2.6
 0.9
 40
 0.17
 0.6
 2.5Y5/2
 Ь)  Лепти-гелик  Подзол  с  фазами  1
 "елундик  и  Салик  на  кислых  гнейсах,  поросших  лишайниками
 АЕ
 0-1
 44
 Песчаный
 5.8
 8
 5.0
 1.2
 0.5
 48
 0.02
 7.8
 10YR5/2
 Bh
 1-5
 38
 »
 4.2
 5
 4.2
 2.9
 1.5
 213
 0.13
 0.4
 5YR3/1.5
 Bhs
 5-26
 28
 Супесчаный
 5.8
 5
 4.4
 4.1
 2.2
 329
 0.35
 0.2
 10YR4/3
 с)  Дистри-геликЛептосолъ  (с  глеевыми  пятнами)  с  фазой  Гелундик  на  основных  гнейсах,  поросших  водорослями
 Ah
 0-0.5
 33
 Супесчаный
 3.0
 12
 4.4
 3.5
 1.4
 16
 0.06
 1.9
 2.5Y5/2
 АС
 0.5-5
 20
 Тяжело  суглинистый
 2.0
 10
 4.4
 8.8
 6.6
 26
 0.10
 0.5
 2.5Y6/2
 Cg
 5-30
 12
 Глинистый
 2.0
 10
 4.3
 11
 6.5
 36
 0.21
 0.3
 5GY6/1
 *  Метафосфорная  диспергация.
**  Влажная  почва.
 Таблица  3.  Условия  почвообразования  на  о.  Короля  Георга
 Н
 Я
 сз
 Щебень,
 %
 1  кО
 <D
1  CD
 Fe„
 Оптическая
плотность,
х  1000
 Pv
 р,
 о
 со
 Я
 О,
 О
 U
 X
 Я
 VO
 Гранулометрический
 состав*
 Цвет
 Органи
ческоеi
щество,
 pH
 (СаС12)
 9
 Гоо
 C/N
 %0
 а)  Суглинистый  Утри-гелик  Подзол  на  базальтах  с  травяно-моховым  покровом
 Ah
 0-16
 30
 Опесчаненный  сугли¬
нистый
 10YR3/3
 6.2
 5.4
 15.0
 1.4
 150
 9.1
 0.84
 Не  опр.
 Bw
 16-49
 43
 То  же
 8YR3/3
 1.0
 5.6
 16.0
 1.3
 100
 4.6
 0.88
 »
 BwC
 49-70
 44
 »
 10YR3/3
 0.4
 6.2
 18.4
 0.6
 70
 Не  опр.
 Ь)  Суглинистый  Камби-гелик  Подзол  на  базальтах  с  травяным  покровом
 АЕ
 0-13
 14
 Опесчаненный  тяже¬
лосуглинистый
 8YR3/3
 5.8
 4.2
 20.0
 3.4
 210
 6.5
 1.7
 5.9
 Bh
 13-25
 45
 То  же
 6YR4/3
 6.2
 4.0
 23.0
 5.7
 320
 10
 3.3
 16.4
 CBw
 25-40
 80
 Опесчаненный  сугли¬
нистый
 9YR4/5
 0.5
 3.9
 14.5
 2.6
 90
 Не  опр.
 1.5
 5.3
 с)  Суглинистый  Стагни-камбик  Подзол  на  солифлюкционных  переотложениях  сланцев  с  травяным  покровом
 АЕ
 0-14
 12
 Суглинистый
 10YR4/4
 12.6
 4.2
 13.0
 5.8
 500
 12
 1.8
 Не  опр.
 Bh
 14-22
 30
 »
 7.5YR3/4
 14.2
 4.3
 34.8
 27.4
 1620
 13
 2.7
 »
 CBw
 55-80
 48
 Опесчаненный  сугли¬
нистый
 5YR4/3
 1.2
 4.8
 12.0
 2.1
 110
 12
 2.2
 »
 :  а,  Ь-  дитионитовая  диспергация;  с  -  метафосфатная  диспергация.
 в  горизонте  сподик  отношение  C/N  низкое
(табл.  2с),  а  содержание  высокоароматических
гуматов  высокое  [1].
 В  таблице  4  приводятся  как  средние  данные,
так  и  диапазон  варьирования  запасов  углерода
и  азота  в  различных  типах  почв  района  станции
Кейси.  Следует  отметить  четыре  основные  ис¬
точника  поступления  органических  веществ  в
почву,  соотношение  между  которыми  в  простран¬
стве  также  очень  изменчиво:  1)  растительный  по¬
кров;  2)  микробные  выделения,  скорость  минера¬
лизации  которых  в  холодных  условиях  невелика
 [15];  3)  внесение  органического  вещества  морски¬
ми  птицами  на  побережье  [9];  4)  длительная  кон¬
сервация  органического  вещества  в  почвах  за
счет  криогенного  погребения.  Последнее  особен¬
но  характерно  для  Лептосолей,  которые  в  соот¬
ветствии  с  [10]  относятся  к  большой  группе  Гапло-
турбелей.  В  Подзолах  (Гаплокрайодах)  содержа¬
ние  органического  вещества  по  профилю  также
значительно  (табл.  4).  Особенно  велики  запасы  уг¬
лерода  и  азота  в  оргнитогенных  почвах,  эвтрофи-
цированных  гуано  пингвинов  [1,9]  ;  отношение  C/N
в  этих  почвах  самое  низкое  (табл.  4,  5).  Наиболее
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВЫ  ЮЖНОГО  ЦИРКУМПОЛЯРНОГО  РЕГИОНА
 535
 низкие  запасы  характерны  для  глеевых  почв  (Кри-
аквептов),  что  связано  с  сильной  нарушенностью
растительного  покрова  криотурбацией  [9].
 Признаки  вторичных  окарбоначивания  и
подщелачивания  не  обнаружены  ни  в  тундре,  ни
в  полярной  пустыне;  эти  процессы  свойствен¬
ны,  по-видимому,  только  холодной  пустыне
внутриконтинентальных  районов.  В  поверхно¬
стном  горизонте  почв  полярной  пустыни  отмече¬
на  повышенная  концентрация  солей  (электропро¬
водимость,  табл.  2).  Эти  соли,  привнесенные  воз¬
душными  массами  с  океана,  аккумулированы  за
счет  капиллярного  поднятия  в  течение  четырехме¬
сячного  сухого  периода  летом.  Таким  образом,  в
тундре  и  полярной  пустыне  концентрация  солей
повышена  только  в  тех  почвах,  которые  формиру¬
ются  на  территориях  современных  гнездовий  пинг¬
винов  (табл.  4а)  и  в  прибрежной  зоне  (в  отличие  от
почв  холодных  пустынь  -  рис.  1).
 В  некоторых  суглинистых  почвах  тундры  и  по¬
лярной  пустыни  обнаружены  редоксиморфные
признаки  в  виде  пятнистости  в  нижних  горизон¬
тах.  Вивианит,  существование  которого  возмож-*
 Таблица  4.  Запасы  углерода,  органических  веществ  и
азота  в  почвах  района  станции  Кейси
 Почва
 Сорг,  кг/м2
 N,  г/м2
 C/N
 Лептосоль
 0.3-8.3
 '  21-740
 9-22
 (Криортент)
 3.1
 260
 12
 Глейсоль
 0.8-4.4
 115-310
 5-15
 (Криаквепт)
 2.3
 190
 12
 Подзол
 1.3-8.2
 78-372
 6-26
 (Гапликриод)
 3.4
 252
 13
 Терри-гелик  Гисго-
 14-46
 960-2600
 12-18
 соль  (Криохемист)
 30
 1900
 16
 Фибри-гелик  Гисто¬
 5.2-29
 240-1360
 21-22
 соль  (Криофибрист)
 17
 780
 22
 но  только  в  восстановительной  обстановке,  был
найден  в  нижних  горизонтах  подзола  на  месте
бывшей  колонии  пингвинов  [9].  Следует  отме¬
тить,  что  в  субантарктических  лесах,  тундре  и  по¬
лярной  пустыне  накопление  торфа  происходит  на
 Рис  2.  Почвенный  покров  возвышенности  Ю.  Кейси  (Земля  Уилкса,  Восточная  Антарктида  (66°  17.5'  ю.ш.,  110°32'  в.д.)
по  [5]  с  изменениями:  )  -  дистрик  литосоли,  литик  подзолы  и  литик  лептосоли  на  плотных  породах;  2  -  суглинистые
дистри-гелик  лептосоли,  стагни-гелик  глейсоли  и  дистрик  литосоли  на  плотных  породах  с  чехлом  моренных  отложе¬
ний;  3  -  дистрик  литосоли,  пылеватые  дистри-гелик  лептосоли  и  лепти-гелик  подзолы  на  плотных  породах  с  чехлом
моренных  отложений;  4  -  щебнистые  гелик  подзолы  и  дистрик  литосоли  на  морене;  5  -  пылеватые  дистри-гелик  ре-
госоли  и  дистрик  на  морене;  6  -  пылеватые  дистри-гелик  регосоли  и  примик  литосоли  на  моренных  отложениях;  7-  авиани-
гелик  подзолы  и  дистрик  литосоли  на  морене  с  выходами  коренных  пород;  8  -  примик  литосоли  и  пылеватые  гелик
лептосоли  на  выходах  плотных  пород  в  долинах;  9  -  дистрик  литосоли  и  пылеватые  дистри-гелик  лептосоли  на  плот¬
ных  породах  с  чехлом  моренных  отложений;  10  -  фибри-гелик  гистосоли  и  литосоли  на  берегах  озер.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

536 	БЛЮМЕ 	и  др.
 Таблица  5.  Почвы  на  местах  современных  (обитаемых)  и  древних  (заброшенных)  гнездовий  пингвинов
 А1д
 Р.
 Глубина,
 см
 Щебень,
 %
 Гранулометрический  со¬
став
 Цвет
 Органи¬
ческое  ве¬
щество,  %
 C/N
 pH  (СаС12)
 %0
 н
 X
 о
 со
 Я
 О,
 О
 U
 hQ
 б
 О
 а)  Почва  на  месте  современной  колонии  пингвинов  Адели,  на  гнейсах  (п-ов  Бэйли,  Земля  Уилкса)
 Ah  |  0-4  |  70  | 	| 	5YR3/2  | 	32 	| 	1.4  | 	6.5 	|  0.32|  1.1  | 	4.3  |  26
 Ь)  Щебнистый  Гелик  Подзол  на  гнейсах;  место  древней  пингвиньей  колонии  (станция  Кейси,  Земля  Уилкса)
 АЕ
 0-8
 90
 Супесчаный
 10YR6/2
 7.8
 24
 4.2
 2.4
 0.4
 0.33
 3.8
 Bsh
 8—40
 80
 Опесчаненный  суглинок
 9YR4/4
 6.2
 7.8
 4.5
 7.8
 3.2
 0.93
 1.4
 Cgw
 40-50
 70
 Супесчаный
 2.5Y5.5/4
 0.6
 10
 5.3
 4.7
 1.1
 Не  опр.
 1.4
 с)  Умбри-гелик  Регосоль  на  базальтах  с  травяным  покровом;  место  древней  пингвиньей  колонии  (о.  1
 Георга)*
 Сороля
 Ah
 0-19
 30
 Супесчаный
 6YR3/3
 4.2
 7.8
 4.2
 17.8
 5.9
 24
 0.2
 fAh
 19-48
 23
 Опесчаненный  суглинок
 10YR5/4
 4.5
 4.0
 4.1
 23.4
 7.3
 81
 0.2
 fAh
 48-86
 58
 Супесчаный
 10YR5/4
 4.9
 5.6
 4.0
 22.0
 3.7
 89
 0.3
 *  Индекс  f  в  обозначении  горизонтов  означает  их  ископаемый  характер;  для  этого  разреза  приведено  содержание  не  лактат-
растворимого,  а  общего  фосфора.
 таких  элементах  рельефа,  для  которых  в  других
областях  мира  характерен  хороший  дренаж.  Такая
ситуация  обусловлена  главным  образом  слабой  ис¬
паряемостью  осадков  и  застаиванием  вод.  Следова¬
тельно,  многие  почвы  полярной  пустыни  формиру¬
ются  в  гумидных  условиях  летнего  периода.
 Весьма  специфичны  почвы  в  местах  колоний
пингвинов.  Пингвины  Адели  притаскивают  кам¬
ни  для  строительства  гнезд,  год  за  годом  заполня¬
ют  территории  гнездовий  экскрементами  мор¬
ской  пищи,  а  также  береговым  песком  и  илом.
В  этих  условиях  в  полярной  пустыне  и  тундре
формируются  щебнистые  почвы  мощностью
50-150  см.  На  месте  современных  гнездовий  раз¬
виты  эвтрофные  почвы  с  высоким  содержанием
питательных  элементов,  особенно  N  и  Р  (табл.  5а).
На  местах  древних  колоний  пингвинов  возрастом
в  несколько  тысяч  лет  произошли  существенное
докисление  почв  (возможно,  за  счет  образования
азотной  кислоты)  и  обогащение  их  фосфатами  же¬
леза  и/или  алюминия  (табл.  5Ь,  5с;  см.  также  [16]).
По-видимому,  обитаемые  и  заброшенные  пинг¬
виньи  гнездовья  занимают  довольно  большую
часть  тундры  и  полярных  пустынь.  Индикатором
влияния  орнитофауны  на  почвы  можно  считать
повышенное  содержание  фосфатов  (>  2%о  вало¬
вого  фосфора  или  Pv  >  0.5  и  >  0.2%о).  Следует
упомянуть,  что  эти  территории  испытали  текто¬
ническое  поднятие  на  высоту  более  100  м  за  по¬
следние  10  тыс.  лет  [15].  Видимо,  с  этим  связано
то,  что  следы  влияния  птиц  прослеживаются  не
только  на  побережье,  но  и  на  более  высоких
уровнях.  Так,  это  влияние  заметно  практически
во  всех  почвах  (кроме  почв  на  молодых  моренах)
в  районе  станции  Арктовски  (о.  Короля  Георга).
 ПОЧВЕННЫЙ  ПОКРОВ
 На  рисунке  2  представлена  структура  почвенно¬
го  покрова  ключевого  участка  площадью  6.4  га  к
югу  от  станции  Кейси.  Подстилающие  породы  -  пе¬
реслаивающиеся  пачки  гнейсов,  сланцев  и  мигмати¬
тов  (метаморфиты  серии  Виндмилл  [5]).  На  поверх¬
ности  местной  возвышенности  (35-46  м  над  ур.  м.)
они  перекрыты  маломощным  чехлом  моренных
отложений;  подножия  склонов  и  долины  частично
перекрыты  пылеватыми  моренными  отложения¬
ми,  а  частично  -  каменистой  мореной.  Все  породы
не  содержат  карбонатов.  В  пониженных  участках
располагаются  небольшие  озерки  (рис.  2,70).
 Выходы  коренных  пород  и  валунные  моренные
отложения  с  густым  лишайниковым  покровом  за-
картированы  как  Дистрик  Литосоли,  характери¬
зующиеся  химически  измененным  составом  в
верхнем  слое  мощностью  в  несколько  сантимет¬
ров  [17].  В  местах  разреженного  лишайникового
покрова*  выделены  Примик  Литосоли,  в  которых
признаки  биохимического  выветривания  относи¬
тельно  слабы  [6].  Вершина  холма  с  выходами  лей-
кократовых  гнейсов  занята  Дистриковыми  Литосо-
лями,  Литиковыми  Подзолами  и  Литиковыми  Леп-
тосолями  (7);  в  местах  с  маломощным  чехлом
морены  преобладают  Лепти-геликовые  песчаные
Подзолы  и  Дистри-геликовые  пылеватые  Лепто-
соли  (J).  Суглинистые  Лептосоли  и  переувлажен-
ные  пятнистые  Стагниковые  Глейсоли  (2)  приуро¬
чены  к  микрогребням  сланцев  и  гнейсов  основного
состава,  вытянутых  в  широтном  направлении.  Ме¬
ста  с  выраженной  мерзлотной  сортировкой  и  уме¬
ренным  влиянием  орнитофауны  заняты  щебнис¬
тыми  Подзолами  (4);  в  зонах  сильного  влияния
орнитофауны  (птичьих  экскрементов)  выделя¬
ются  Авениковые  Подзолы  (7).  Подножия  скло¬
нов  заняты  Дистригеликовыми  Ригосолями  на
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВЫ  ЮЖНОГО  ЦИРКУМПОЛЯРНОГО  РЕГИОНА
 537
 пылеватых  моренах  и  Дистриковыми  Литосоля-
ми  на  валунных  отложениях  (5).  Долины,  боль¬
шую  часть  времени  покрытые  снежниками  (их
полное  таяние  наблюдается  не  каждый  год),  заня¬
ты  ассоциацией  Регосолей  и  Примиковых  Лито-
солей  (6).  Крохотные  пересыхающие  озерки  (за¬
полняемые  талыми  водами)  и  их  берега  с  харак¬
терной  полигонально-блочной  сетью  заняты
Фибриковыми  Гистосолями  (10).
 КЛАССИФИКАЦИЯ
 Нами  описано  около  400  профилей  в  пределах
Земли  Уилкса  (континентальная  береговая  Ан¬
тарктика)  и  о.  Короля  Георга.  Классификация
большинства  из  них  по  системе  ФАО  [12]  не  вы¬
зывала  затруднений.
 На  территории  Земли  Уилкса  все  почвы  под¬
вержены  влиянию  вечной  мерзлоты  (их  средне¬
годовая  температура  отрицательна).  Соответствен¬
но  эти  почвы  относятся  к  подгруппе  Геликовых
(мерзлотных).  Подавляющее  большинство  их  отве¬
чает  определению  Гелундиковой  фазы  (наличие
полигонов,  полосчатости  и/или  каменных  много¬
угольников);  меньшая  часть  -  без  растительного
покрова  -  почвы  с  Ермиковой  фазой  (<0.6%  Сорг,
эоловая  обработка  камней,  везикулярная  струк¬
тура  в  верхних  горизонтах).  На  скальных  выходах
с  растительным  покровом  сформированы  Гели-
Литик  и  Дистри-Гелик  Лептосоли.  Некоторые
Лептосоли,  от  суглинистых  до  глинистых,  имеют
в  нижних  горизонтах  редоксиморфные  признаки
(табл.  2с)  и  соответственно  должны  быть  класси¬
фицированы  как  Стагни-Геликовые  Лептосоли.
Песчаные  и  щебнистые  почвы  с  густым  лишай¬
никовым  покровом  оподзолены:  их  следует  отно¬
сить  к  Камби-Геликовым  Подзолам,  так  как  гор.  Е
(альбик),  как  правило,  не  выражен.  Лишь  в  поч¬
вах  на  местах  прежних  колоний  пингвинов  имеет¬
ся  мощный  горизонт  альбик,  и  они  могут  быть  от¬
несены  к  Авени-Геликовым  Подзолам  в  связи  с
высоким  содержанием  фосфора,  пингвиньих  кос¬
тей  и  т.д.  На  бескарбонатных  моренах  сформиро¬
ваны  Дистри-Геликовые  Регосоли  (значения  pH  и
содержание  органического  вещества  низки).  Не¬
которые  из  них  имеют  песчаный  механических
состав  при  низком  содержании  камней,  т.е.  их
следует  отнести  к  Ареносолям  (Геликовые  Аре-
носоли).  На  плоских  днищах  мелких  озер  наблюда¬
ется  накопление  слоя  водорослевого  негумифици-
рованного  торфа  [10];  эти  образования  можно
классифицировать  как  Фибри-Геликовые  Гистосо¬
ли.  Моховой  торф  на  твердоскальных  склоновых
ступенях  сильно  гумифицирован  и,  следовательно,
должен  быть  отнесен  к  Терри-Геликовым  Гисто¬
солям.  При  интенсивном  иссушении  такого  тор¬
фа  летом  мхи  часто  погибают  и  остаются  одни
лишайники.  Подобные  почвы  относятся  к  Фоли-
Геликовым  Гистосолям.  Скальные  выходы  и
камни,  одетые  лишайниками,  мы  также  рассмат¬
риваем  как  почвы.  Под  лишайниковым  покровом
 первые  миллиметры  пород  (где  селятся  колонии
лишайников,  водорослей  и/или  бактерий)  хими¬
чески  выветрены.  Аналогичные  почвы  существу¬
ют  также  и  в  других  климатических  условиях.  До
последнего  времени  их  относили  к  Литиковым
Лептосолям.  Мы  считаем,  что  они  должны  быть
выделены  в  самостоятельную  группу,  которую
предлагаем  назвать  Геликовые  Лептосоли.  Воз¬
никают  трудности  при  классификации  почв  на
местах  современных  колоний  пингвинов.  Нами
они  названы  Орнитосоли  (но  поскольку  форми¬
рование  этих  почв  обусловлено  жизнедеятельно¬
стью  птиц,  их  также  можно  называть  Авенико-
выми  Антросолями  по  аналогии  с  плагген-почва-
ми,  сформированными  человеком).
 На  о-ве  Короля  Георга  почвы  Ермиковой  фа¬
зы  отсутствуют,  а  почвы  Гелундиковой  фазы  ред¬
ки  [9,18].  Большая  часть  низкой  тундры  характе¬
ризуется  отрицательными  среднегодовыми  тем¬
пературами,  следовательно,  почвы  относятся  к
Геликовой  подгруппе.  Помимо  Геликовых  Леп-
тосолей,  Регосолей  и  Подзолов,  следует  выделять
Геликовые  Камбисоли  с  красно-коричневым  го¬
ризонтом  В.  В  прибрежной  зоне  распространены
слоистые  пески  с  покровом  из  мхов  и  высоким
уровнем  надмерзлотных  вод;  на  глубине  менее
2  м  залегает  вечная  мерзлота,  следовательно,  та¬
кие  почвы  классифицируются  как  Геликовые
Флювисоли.  Нами  были  обнаружены  влажные
пылевые  суглинки  с  характерной  пятнистой  ок¬
раской  и  застойным  водным  режимом.  В  таких
почвах  содержание  глины  в  гор.  А  ниже,  чем  в
гор.  В  (что  вызвано  криотурбацией,  а  не  миграци¬
ей  глины).  По  формальным  признакам,  содержа¬
ние  глины  в  гор.  В  соответствует  критериям  аржик
(глинистого)  горизонта  и  подобные  почвы  можно
отнести  к  Гели-Стагниковым  Лювисолям.  Однако
мы  считаем,  что  название  аржик  для  горизонта,  вы¬
сокое  содержание  глины  в  котором  обусловлено
криотурбацией,  не  совсем  корректно.  В  некоторых
солифлюкционных  отложениях  и  моренах,  сме¬
шанных  с  вулканическими  пеплами,  наблюдаются
андиковые  признаки:  присутствие  вулканического
стекла,  повышенное  содержание  оксалаторасгво-
римого  железа  и  алюминия,  низкая  объемная  плот¬
ность  [19].  Однако  признаки  андик  развиты  недо¬
статочно,  чтобы  отнести  эти  почвы  к  Андосолям;
мы  классифицировали  их  как  Анди-Геликовые
Лептосоли  и  Регосоли.  Тем  не  менее  часть  антарк¬
тических  островов  (например,  о.  Десепшн)  занята
ландшафтами  на  чистых  вулканических  пеплах,
следовательно,  там  должны  присутствовать  Андо-
соли  с  вечной  мерзлотой,  т.е.  Геликовые  Андосоли.
 Классификационная  система  Международной
реферативной  базы  по  почвенным  ресурсам  [21],
предложенная  Международным  обществом  поч¬
воведов,  как  правило  следует  терминам,  приня¬
тым  для  карты  ФАО-ЮНЕСКО.  Однако  в  этой
системе  выделены  Криосоли  с  подруппами  Гисти-
ковых  и  Тиксотропных  почв  как  почвы,  в  профи¬
ле  которых  выше  1  м  присутствует  мерзлота  и
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  Ха  5 	1998

538
 БЛЮМЕ  и  др.
 Таблица  6.  Положение  типичных  почв  береговой  континентальной  Антарктики  (Земля  Уилкса,  ЗУ)  и  морской
Антарктики  (о.  Короля  Георга,  КГ)  в  международных  системах  классификации
 ICOMPAS  [2]
 WRB  [20]
 FAO-UNESCO  [11]
 Место
 а)  Органические  почвы  без  (или  с  минимумом)  активной  криотурбации
 Литик  Фибристели
 Фибри-гелик  Гистосоли
 Фибри-гелик  Гистосоли
 ЗУ
 Литик  Фолистели
 Фоли-гелик  Гистосоли
 Фоли-гелик  Гистосоли
 ЗУ,  гг
 Литик  Гемистели
 Гапли-гелик  Гистосоли
 Терри-гелик  Гистосоли
 ЗУ
 Ь)  Почвы  с  активной  криотурбацией
 Литик  Гистотурбели
 Гистик  Криосоли
 Фибри-гелик  Гистосоли
 ЗУ
 Аквик  Умбритурбели
 Гистик  Криосоли
 Умбри-гелик  Глейсоли
 кг2
 Типик  Умбритурбели
 Тиксотропик  Криосоли
 Гуми-гелик  Камбисоли
 кг2
 Литик  Умбритурбели
 Тиксотропик  Криосоли
 Дистри-гелик  Лептосоли
 ЗУ
 Типик  Гаплотурбели
 Тиксотропик  Криосоли
 Дистри-гелик  Регосоли
 ЗУ
 Типик  Гаплотурбели
 Тиксотропик  Криосоли
 Эутри-гелик  Регосоли
 ЗУ
 с)  Минеральные  почвы  без  (или  с  минимумом)  активной  криотурбации
 Псамментик  Аквагаплели
 Дистри-гелик  Флювисоли
 Дистри-гелик  Флювисоли
 кг
 Типик  Моллигаплели
 Эутри-гелик  Камбисоли
 Эутри-гелик  Камбисоли
 кг2
 Литик  Моллигаплели
 Эутри-гелик  Лептосоли
 Эутри-гелик  Лептосоли
 кг2
 Литик  Умбригаплели
 Дистри-криик  Лептосоли
 Дистри-гелик  Лептосоли
 КГ2,  ЗУ
 Кумулик  Умбригаплели
 Камби-гелик  Умбрисоли
 Дистри-гелик  Регосоли
 кг1
 Типик  Ортогаплели
 Эутри-гелик  Регосоли
 Эутри-гелик  Регосоли
 кг
 Типик  Ортогаплели
 Скелети-гелик  Умбрисоли
 Дистри-гелик  Регосоли
 кг
 d)  Оподзоленные  почвы
 Литик  Гаплокриолы
 Лепти-гелик  Подзолы
 Лепти-гелик  Подзолы
 ЗУ
 Пергелик  Гапрокриоды
 Гапли-гелик  Подзолы
 Гапли-гелик  Подзолы
 ЗУ1
 Пергелик  Гапрокриоды
 Умбри-гелик  Подзолы
 Камби-гелик  Подзолы
 кг
 е)  Почвы,  не  поддающиеся  классификации  по  данным  системам
 Почвы  под  современными  пингвиньими  гнездовьями:  Орнитосоли,  Авеник  Антросоли
 КУ,  ЗУ
 Почвы  на  твердоскальных  породах:  Литосоли
 КУ,  ЗУ
 Примечание.  КГ1  -  почвы  заброшенных  пингвиньих  гнездовий;  КГ2  -  почвы  современных  птичьих  базаров,  испытывающие
 воздействие  экскрементов  птиц.
 активно  идут  процессы  криотурбации  минераль¬
ной  массы.  В  пределах  Земли  Уилкса  большая
часть  Гелик  Лептосолей  и  Гелик  Регосолей,  от  пы¬
леватых  до  суглинистых  (по  [12]),  попадает  в  под¬
группу  Тиксотропных  Криосолей  (табл.  2а,  2с).
Для  этих  почв  характерна  прерывистая  кривая  рас¬
пределения  органического  вещества  по  глубине,  ти¬
пичны  каменные  многоугольники,  более  высокое
содержание  глины  в  нижних  горизонтах  и  скудный
растительный  покров  из  медленно  растущих  ли¬
шайников  -  все  это  является  результатом  криотур¬
бации.  Поверх  суглинка  на  некоторых  полигонах
внутри  каменных  многоугольников  лежит  слой
торфа  мощностью  5-10  см;  такие  почвы  классифи¬
цируются  как  Гистиковые  Криосоли  (в  случае  зале¬
гания  торфа  на  твердой  породе  почвы  относятся  к
Геликовым  Гисгосолям).  На  о-ве  Короля  Георга
Гистиковые  и  Тиксотропные  Криосоли  встречают¬
ся  редко,  исключительно  в  депрессиях,  заполнен¬
ных  флювиогляциальными  песчано-пылеватыми
отложениями.  Окружающие  базальтовые  возвы¬
шенности  заняты  Геликовыми  Камбисолями.  В  от¬
личие  от  К  амбисолей  в  профилях  Гистиковых  и
Тиксотропных  Криосолей  мерзлота  обнаруживает¬
 ся  с  40-80  см,  а  верхние  горизонты  почв  сильно
криотурбированы.  Геликовые  Регосоли  (по  ФАО)
на  местах  бывших  пингвиньих  гнездовий  в  системе
Международной  реферативной  базы  могут  быть
отнесены  к  Геликовым  Умбрисолям.
 В  США  идет  дискуссия  по  поводу  выделения
нового  порядка  Гелисолей.  В  циркулярном  пись¬
ме  №  5  Международного  комитета  по  мерзлотным
почвам  [13]  предложены  три  подпорядка  Гелисолей
(т.е.  почв,  в  которых  мерзлота  залегает  на  глубине
менее  2  м):  Гистелы  -  органические  почвы  без  ак¬
тивной  криотурбации,  Турбелы  -  органические  и
минеральные  почвы  с  активной  криотурбацией,
Гаплелы  -  минеральные  почвы  с  отсутствием  или
слабыми  признаками  криотурбации.  В  соответст¬
вии  с  этой  системой  большинство  исследованных
минеральных  почв  Земли  Уилкса  без  какого-либо
растительного  покрова  -  это  Турбелы  (Литиковые
Умбритурбелы  на  плотных  породах  и  Типик  Гап-
лотурбелы  на  моренах).  В  почвах,  развивающихся
под  покровом  медленно  растущих  лишайников,
имеется  фаза  Гелундик,  но  нет  активной  криотур¬
бации,  следовательно,  они  относятся  к  большой
группе  Умбригаплелы.  На  о-ве  Короля  Георга
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВЫ  ЮЖНОГО  ЦИРКУМПОЛЯРНОГО  РЕГИОНА
 539
 Гаплелы  преобладают  над  Турбелами.  Большин¬
ство  подзолистых  почв  не  входит  в  порядок  Гелисо-
ли,  и  их  следует  классифицировать  как  Литик  или
Перге  лик  Гаплокриоды  [20].  В  предыдущей  версии
классификационной  системы  Международного  ко¬
митета  по  мерзлотным  почвам  они  были  включены
в  группу  Сподистабелов  [10].  Соотношение  между
терминологией  различных  классификационных  си¬
стем  представлено  в  таблице  6.
 Настоящая  работа  выполнялась  при  поддерж¬
ке  DFG  Германии  и  материально-техническом  со¬
действии  Австралийской  государственной  экспе¬
диции  по  изучению  Антарктики  (при  участии  со¬
трудников  станции  Кейси  в  1991  и  1996  гг.)  и
Польской  Академии  наук  (при  участии  сотрудни¬
ков  станции  Арктовски  в  1995  г.).  Авторы  прино¬
сят  благодарность  доктору  М.  Болтеру  за  помощь
в  полевых  исследованиях,  а  также  миссис  Книш
за  проведение  лабораторной  работы.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Beyer  L.y  Knicker  H.-P.,  Bolter  М.,  Vogt  В.,
Schneider  D.  Soil  organic  matter  of  suggested  spodic
horizons  in  relic  omithogenic  soils  of  coastal  continental
Antarctica  in  comprasion  to  this  of  spodic  horizons  in
Germany  //  Soil  Sci.  1997.  V.  162.  P.  518-527.
 2. 	Beyer  L.,  Blume  H.-P.,  Sorge  C„  Schulten  H.-R.,  Erlen-
jeuser  Schneider  D.  Humus  composition  and  trans¬
formation  in  a  Pergelic  Cryochemist  of  coastal  Antarcti¬
ca  //  Arctic  and  Alpine  Res.  1997.  V.  29.  P.  358-365.
 3. 	Beyer  L.,  Pingpank  КBolter  М.,  Seppelt  R.  Small-dis-
tance  variation  of  carbon  and  nitrogen  in  different  Antarctic
mineral  Cryosols  near  Casey  station  (Wilkes  Land)  //
Z.  Pflanzenem.  u.  Bodenk.  1988.  Bd.  161  (submitted).
 4. 	Beyer  L.,  Pigpank  K.,  Bolter  М.,  Schneider  D.,
Blume  H.-P.  Variation  of  carbon  and  nitrogen  storage  in
soils  of  coastal  continental  Antarctica  (Wilkes  Land)  //
(Изменчивость  запасов  углерода  и  азота  в  почвах
Антарктического  побережья  (Земля  Уилкса))  //
Почвоведение.  1998.  №  5.
 5. 	Blight  D.,  Oliver  R.  The  metamorphic  geology  of  the
Windmill  Iskands.  Antarctica  //  J.  Geol.  Soc.  Australia.
1975.  V.  24.  P.  239-262.
 6. 	Blume  H.-P.,  Bolter  M.  Soils  of  Casey  station,  Wilkes
Land  //  1st  Intern.  Conf.  on  Cryopedology  Proc.  Pushchi¬
no,  1993.  P.  96-103.
 7. 	Blume  H.-P.,  Bolter  M.  Wechselwirkungen  zwischen
Boden-  und  Vegetationsentwicklung  in  der  kontinental-
en  Antarktis.  Verhandl.  Gesellsch  //  Okologie,  1996.  V.  25.
P.  1-10.
 8. 	Blume  H.-P.,  Schneider  D.,  Bolter  M.  Organic  matter  ac¬
cumulation  in  the  podzolization  of  Antarctic  soils  //
Z.  Pflanzenem.  u.  Bodenk.  1996.  Bd.  159.  S.  411-418.
 9. 	Blume  H.-P.,  Beyer  L.,  Bolter  М.,  Erlenkeuser  H.,
Kalk  E„  Kneesch  S.,  Pfisterer  U.,  Schneider  D.  Pedoge-
netic  zonation  in  soils  of  the  southern  circumpolar  re¬
gion  //  Adv.  in  Geoecology.  1997.  V.  30.  P.  69-90.
 10. 	Bockheim  J.G.,  Ping  C.-L.,  Moore  J.P.,  Jimble  J.M.  Ge-
lisols:  a  new  proposed  order  for  management  of  perma-
frost-affected  soils  //  Soil  Survey  Div.  Linkoln,  NE,  1993.
 11. 	Bockheim  J.,  Ugolini  F.  A  rewiew  of  pedogenic  zonation
in  well-draided  soils  of  the  southern  circumpolar  re¬
gion  //  Quaternary  Res.  1990.  V.  34.  P.  47-66.
 12. 	FAO-UNESCO.  Soil  map  of  the  world,  revised  legend
with  corrections.  ISRIC.  Wageningen,  1994.
 13. 	ICOMPAS.  Gelisols:  Circular  letter  №  5  of  the  Intern.
Committee  on  permafrost-affected  soils.  1996.  P.  2-17.
 14. 	Melick  D.R.,  Seppelt  R.D.  Loss  of  solumbe  carbohy¬
drates  and  changes  in  freezing  point  of  Antarctic  bryo-
phytes  after  leaching  and  repeated  freeze-thaw  cycle  //
Antarctic  Sci.  1992.  №  4.  P.  399-404.
 15. 	Melick  D.R.,  Bolter  М.,  Moller  R.  Rates  of  soluble  car¬
bohydrate  utilization  in  soils  from  Windmill  Islands  Oa¬
sis,  Wilkes  Land,  Continental  Antarcti6a  //  Polar  Biol.
 1994. 	V.  14.  P.  59-64.
 16. 	Myrcha  A.,  Tatur  A.  Ecological  role  of  the  current  and
anandinen  penguin  rookeries  in  the  land  environment  of
the  Maritime  Antarctic  //  Polish  Polar  Res.  1991.  V.  12.
P.  3-24.
 17. 	Nienow  J.,  Mckay  Ch.,  Friedman  E.I.  The  crypoendo-
lithic  microbial  environment  in  the  Ross  Desert  of  Ant¬
arctica//Microb.  Ecol.  1988.  V.  16.  P.  271-289.
 18. 	Schneider  D.,  Blume  H.-P.  Soil  formation  in  the  Antarc¬
tica  (King  George  Island)  //  Proc.  2nd  Intern,  conf.  Cry¬
opedology.  Syltyvkar,  Russia,  1997.
 19. 	Schneider  D.  Genese,  okologie  und  sozioligie  einer
Bodengesellschaft  in  einem  Periglazialgebiet  der  Konig-
Georg-Insel  (West-Antarctis).  Diss.  /  Univ.  Kiel.  1997.
 20. 	Soil  Survey  Staff.  Keys  to  soil  taxonomy,  7th  ed.,  US
Dept,  of  Agric.  Washington  DC,  1996.
 21. 	World  reference  base  for  soil  resouces  (WRB);  draft,  ISSS
(Wien),  ISRIC  (Wageningen)  and  FAO  (Rome),  1994.
 Soils  of  the  Southern  Circumpolar  Region
and  Their  Classification
H.-P.  Blume,  L.  Beyer,  and  D.  Schneider
 The  results  of  recent  soil  studies  in  the  southern  circumpolar  region  are  discussed.  The  development  of  podzolic
soils  in  the  coastal  Antarctic  region  is  described.  The  applicability  of  different  classification  systems  (FAO-
Unesco  Soil  Map  of  the  World,  WRB,  ICOMPAS)  for  soil  correlation  in  the  Antarctic  is  considered).
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №5,  с  540-550
 УДК  631  48  551  345(212  3)
 МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОГО  СЕКТОРА  СУБАРКТИКИ
 ©  1998  г.  Н.  Г.  Оберман
 ОАО  “Полярноуралгеология,  Воркута
Поступила  в  редакцию  19.11.97  г.
 Показаны  эволюция  поверхности  тундр  и  лесотундр,  роль  гранулометрического  состава  отложений
в  распространении  изотерм,  повышении  льдисгости  с  глубиной,  в  протаивании  почв  и  отложений,
образовании  озер.  Приведены  материалы,  позволяющие  прогнозировать  изменения  в  почвенном
покрове  при  изменении  климата  территории.
 Почти  вся  Печорская  низменность  и  значи¬
тельная  часть  Пайхойско-Уральского  горного  со¬
оружения,  расположенные  в  Субарктике,  принад¬
лежат  области  распространения  многолетне¬
мерзлых  пород  (ММП).  Существенное  влияние
последних,  а  также  мерзлотно-геологических
процессов  и  явлений  на  формирование  криоген¬
ных  почв  обусловливают  целесообразность  рас¬
смотрения  геокриологических  условий  региона.
 Распространение  ММП  Печорской  низменно¬
сти  подчиняется  широтной  зональности  [3].  Здесь
обособляются  Северная  и  Южная  геокриологи¬
ческие  зоны  сплошного  и  несплошного  распрост¬
ранения  мерзлой  толщи  соответственно.  Граница
между  ними  тяготеет  к  рубежу  между  зонами  тун¬
дры  и  лесотундры,  отклоняясь  к  северу  в  пределах
долины  нижней  Печоры  и  на  площадях  неглубоко¬
го  залегания  трещиноватых  пород  в  Предураль-
ском  краевом  прогибе.  Для  горного  сооружения
характерны,  наряду  с  широтной  зональностью,  вы¬
сотная  поясность  и  циркуляционная  асимметрия
распространения  ММП.  Северная  геокриологичес¬
кая  зона  занимает  Пай-Хой,  Заполярный  Урал,
низко-  и  среднегорные  вершины  Полярного  и
Приполярного  Урала,  Южная  расположена  на
склонах  этих  вершин  [10].  Граница  между  зонами
снижается  на  250  м  через  каждые  100  км  продви¬
жения  к  северу.  Южная  зона  простирается  на  за¬
падном  склоне  хребта  до  68°  с.ш.,  на  восточном  -
до  Северного  полярного  круга.  Зона  сезонно¬
мерзлых  пород  на  европейском  склоне  хребта
также  расположена  севернее  (на  160  км),  чем  в
его  азиатской  части.
 В  Северной  зоне  региона  ММП  занимают  более
90%  площади.  Распространение  ММП  прерывает¬
ся  лишь  редкими  преимущественно  гидрогенными
(подрусловыми,  подозерными)  таликами;  реже
встречаются  гидрогеогенные,  радиационно-теп-
ловые,  а  на  Урале  еще  и  гляциогенные.  Все  они  в
основном  несквозные.  Южная  зона  характеризу¬
ется  уменьшением  в  южном  направлении  площа¬
 ди  ММП  с  90  до  5%.  Они  располагаются  на  тор¬
фяниках,  северных  и  наветренных  (обычно  за¬
падных)  склонах,  малоснежных  участках,  резко
выступающих  вершинах  водоразделов,  площадях
с  альпинотипным  рельефом.  Многочисленные
обычно  сквозные  радиационно-тепловые,  гидро¬
генные,  гидрогеогенные  талики  приурочены  к
южным  склонам,  территориям  с  мощным  снеж¬
ным  покровом  (залесенные  и  закустаренные  уча¬
стки,  подветренные  склоны,  плоские  вершины  в
ветровой  тени),  участкам  распространения  водо¬
проницаемых  пород,  к  гидрографической  сети.
 Температура  ММП  Печорской  низменности
снижается  с  юго-запада  к  северо-востоку,  а  вдоль
подножия  гор  -  к  северу,  северо-востоку:  в  Южной
зоне  с  0  до  -2.5°С,  в  Северной  -  до  -5  ...  -6°С.  Гип¬
согеотермический  градиент  равен  0.5-0.37Ю0  м.
Он  уменьшается  до  0.0°/100  м  при  локальных  ин¬
версиях  температуры  воздуха  на  восточном  скло¬
не  Заполярного  Урала  и  на  ряде  площадей  с  ано¬
мально  высокой  снегозаносимостью,  преимуще¬
ственно  на  западном  склоне  и  в  осевой  части
хребта.  На  типичных  отметках  последней  -  на
Пай-Хое,  Заполярном,  Полярном  и  Приполяр¬
ном  Урале  (200,  1200,  1100  и  1400  м)  температура
пород  составляет  -4,  -7  и  -5°С.  На  восточном  скло¬
не  сооружения  она  ниже,  чем  на  западном,  на  0.5-
1.5°С  [10].
 Региональные  закономерности  изменения
температур  ММП  искажаются  едва  ли  не  повсе¬
местно  влиянием  многочисленных  локальных
природных  факторов:  рек,  озер,  снежного  покро¬
ва  аномально  большой  или  малой  мощности,  по¬
токов  грунтовых  и  субнапорных  вод,  их  разгрузки
и  инфильтрационного  питания,  крутизны  и  экс¬
позиции  склонов,  литологического  состава  (и  со¬
ответственно  теплофизических  свойств)  пород,
растительности  и  т.д.  Масштабы  воздействия  не¬
которых  из  них  на  Печорской  низменности,  оха¬
рактеризованные  количественно  по  фактическим
и  расчетным  данным,  таковы:  снежный  покров
 540

МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
 541
 повышенной  мощности  -  +2.5^4.5°С,  водный  по¬
кров  -  до  +3°С,  совместное  влияние  обоих  -  до
+7-8°С,  растительный  покров  -  минус  0.5-1.5°С
[3].  Влияние  немногим  большего  числа  факторов
оценено  по  горной  системе  [10].
 Восполнение  этих  пробелов  с  помощью  заре¬
комендовавших  себя  расчетных  методов  [5]  сдер¬
живается  отсутствием  особенно  по  Уралу  инфор¬
мации  по  многим  параметрам,  используемым  в
расчетах.  Учитываем  также,  что  влияние  конвек¬
ции  вод,  а  они  почти  повсеместны  при  избыточ¬
ном  увлажнении  территории,  целесообразно  оп¬
ределять  “путем  полевых  наблюдений”  [5,  с.  180].
Поэтому  нами  выполнены  обобщение  и  анализ
всей  доступной  базы  термометрических  данных
по  горному  сооружению,  наименее  изученному  и
отличающемуся  наибольшей  пространственной
изменчивостью  температур  мерзлых  и  талых  по¬
род.  Эта  база  включает  результаты  наблюдений
1968-1994  гг.,  приходящихся  на  период  25-летне-
го  потепления  климата  региона.  Для  анализа  ис¬
пользованы  среднегодовые  либо  среднесезон¬
ные,  либо  единовременные  величины  температур
пород  на  глубинах  10-20  м.  Обобщение  позволило
значительно  расширить  число  природных  факто¬
ров,  влияние  которых  на  температуру  пород  оце¬
нено  количественно,  дало  возможность  скоррек¬
тировать  в  некоторых  случаях  прежние  количе¬
ственные  характеристики,  благодаря  более
полному  учету  всей  совокупности  воздействую¬
щих  факторов  (табл.  1).
 Из  данных  таблицы  следует,  что  влияние  каж¬
дого  фактора  в  отдельности  обусловливает  изме¬
нение  температуры  пород  обычно  на  1-3°С.  Но
отмечаются  и  отклонения  от  этой  тенденции.
Так,  изменения  менее  1°С  вызываются  воздейст¬
вием  боковой  охлаждающей  поверхности,  удален¬
ной  на  сотни  метров  (табл.  1,  №  2,  5).  Максималь¬
ный  прослеженный  радиус  влияния  достигает  в  по¬
добных  ситуациях  400  м.  Малые  приращения
температуры  либо  значительное  уменьшение  их
абсолютных  значений  наблюдаются  и  в  случаях
зонального  уменьшения  влияния  ряда  факторов
(№  13  и  14;  7  и  6;  17  и  16).  Зональное  увеличение
прослеживается  лишь  при  инфильтрации  речных
вод  в  аллювий,  сезонно  осушаемый  наледообра-
зованием.  Вследствие  этого  средняя  летне-осен-
няя  температура  пород  возрастает  на  Приполяр¬
ном  Урале  на  0.6°С:  с  2.5  на  фоновом  участке  до
3.1°С  у  наледной  поляны  (пример  №  21).  С  усиле¬
нием  наледообразования  на  Заполярном  Урале
приращение  достигает  5.6°С  (4.7°С  без  учета  вли¬
яния  фильтрационного  потока;  см.  №  22,23).  Снеж¬
ный  и  водных  покровы,  разгрузка  глубинных  флю¬
идов,  фильтрационные  потоки  грунтовых  вод  в
зонах  региональных  тектонических  разломов
отепляют  породы  на  3.5-4.5°С  (см.  №  25,26,  1).
 Наибольшее  отепление,  равное  5-6°С,  проис¬
ходит  при  наложении  однонаправленных  влияний
нескольких  факторов:  водного  и  снежного  покро¬
вов;  снежного  покрова,  инфильтрации  атмосфер¬
ных  осадков  и  экспозиции  склонов;  криогеннообус-
ловленной  инфильтрации  речных  вод  и  фильтра¬
ционного  потока  грунтовых  вод  (№  10,18,22).  При
наложении  взаимокомпенсирующих  влияний  аб¬
солютная  величина  изменений  температуры  рез¬
ко  снижается.  Отепляющее  воздействие  наледооб-
разующих  вод  может  с  избытком  перекрываться
охлаждением  пород,  вызванным  поздним  стаива-
нием  наледного  покрова  (№  11).  Частичная  взаи-
мокомпенсация  разнонаправленных  влияний  ил¬
люстрируется  и  примером  №  3.
 Температурная  характеристика  пород  обусло¬
вила  распространение  в  Южной  геокриологичес¬
кой  зоне  региона  в  основном  переходного  и  полупе-
реходного  типов  сезонного  оттаивания  и  промерза¬
ния  их,  в  Северной  зоне  -  длительно  устойчивого  и
устойчивого  типов  (по  классификации  В.А.  Куд¬
рявцева).  По  скорости  процесса  все  они  относятся
к  умеренно  континентальному,  реже  -  континен¬
тальному  и  умеренно  морскому  типам.  Сезонно¬
талый  слой  (СТС)  и  сезонномерзлый  слой  (СМС)
Печорской  низменности  сложены  преимущест¬
венно  суглинистыми  грунтами,  гораздо  реже  -  пе¬
сками,  торфом.  Те  же  слои  на  Урале  представле¬
ны  чаще  дресвянистыми  суглинками,  щебнем,
скальными  породами,  а  также  песками,  галечни¬
ками.  Влажность  рыхлых  отложений  варьирует  в
широких  пределах,  но  обычно  они  переувлажне¬
ны.  Изменения  мощности  СТС  и  СМС  подчиня¬
ются  широтной  зональности  и  высотной  пояснос¬
ти.  Типичная  мощность  СТС  зонально  уменьша¬
ется  с  3  до  0.3  м  на  низменности  и  с  4—5  до  0.0  м  в
горах,  мощность  СМС  возрастает  соответственно
с  0.5  до  2.5  и  с  0.5  до  4.5  м  [3,  10].  Влияние  много¬
численных  локальных  природных  факторов  вно¬
сит  существенные  коррективы  в  эти  цифры.  Осо¬
бенно  это  касается  Урала,  где  воздействие  таких
факторов  нередко  значительнее,  чем  зональных.
Мощности  СТС  и  СМС,  сложенных  валунно-га-
лечными  отложениями,  щебнем,  а  на  наледных
реках  -  и  песками,  увеличиваются  местами  до
6-8  м,  в  случае  скальных  пород  -  даже  до  10  м.
 Начало  сезонного  промерзания  СТС,  наиболее
характерного  для  Северной  зоны,  варьирует  в  за¬
висимости  от  локальных  факторов  в  диапазоне:  ко¬
нец  сентября-середина  октября  (рис.  1).  Промерза¬
ние  завершается  уже  через  декаду  на  охлажденных
северных  склонах,  практически  лишенных  поч¬
венного,  да  и  снежного  покровов.  Такой  скоро¬
течности  весьма  благоприятствует  затекание  хо¬
лодного  воздуха  в  пористые  щебнистые  отложе¬
ния.  В  менее  “жестких”  мерзлотных  условиях
полное  перемерзание  СТС  затягивается  на  три
месяца  (рис.  1),  а  на  наиболее  отепленных  участ¬
ках  (полосы  стока,  речные  долины  и  т.п.)  -  и  на
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 Таблица  1.  Влияние  основных  природных  факторов  на  температуру  слоя  и  ее  годовые  колебания
 №
 Район  Урала
 Форма  рельефа;  экспози¬
ция;  крутизна,  град.;
абсолютная  отметка,  м
 Растительность
 Мощ¬
ность
снега,  м
 Порода
 Темпера¬
тура  по¬
род,  °С
 Разница  температур  и
факторы,  ее  сформи¬
ровавшие
 Примечание
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 8
9
 10
 11
 12
 13
 14
 Заполярный
 Полярный
 Приполярный
 Тот  же
 Пай-Хой
 Заполярный
 Приполярный
 Тот  же
 Заполярный
 Пай-Хой
 Заполярный
Полярный
Тот  же
Заполярный
 Котловина;  260
Бугор;  260
Склон;  В;  до  15°;  630
Тоже
 Склон;  В;  до  15°;  315
Болото;  330
 Склон;  3;  15-45°;  1135
»  до  15°;  1160
Склон;  С;  до  15°;  150
Тоже;  165
 Склон;  Ю;  до  15°;  105
»  С;  до  15°;  100
Склон;  Ю;  до  15°;  650
»  С;  680
 »  В;  15-45°;  1180
»3;  15-45°;  1110
Пляж  озера;  153
Коренной  берег;  156
Тоже
 Пляж  озера;  30
Пойма  озера;  30
Коренной  берег;  35
Пойма  реки;  80
То  же;  85
 Озерная  котловина;  380
 Торфяник;  150
Речная  терраса;  140
Склон;  В;  до  15°;  200
Тоже
 Тундровая
 Отсутствует
Мох,  травы
Лес,  кусты
Травы
 Отсутствует
 »
 Мох,  травы
 Тоже
 Редколесье
 Мох,  травы
 Отсутствует
 »
 Отсутствует
Мох,  травы
Тоже
 Отсутствует
Мох,  травы
Тоже
Мох,  травы
Тоже
Мох,  осока
Тоже
Мох,  травы
Тоже
 »
 »
 1.6
 0.2
 -2.5
 2.5
 2.6
2.0
 -0
 -1
 -0.5
 0.60
 0.56
 Нет
 >3.5
 -0
 1.6
 2.0
 2.0
 1.5
 -0.3
 0.3
 -0.3
 0.15
 -0.2
 0.37
 0.34
 Нет
 Торф  3  м,  суглинки
 Мрамора
 Сланцы
 »
 Галечник
Торф  1.4  м,  супесь
 Кварциты
 »
 Известняки
 »
 Щебнистый  грунт
То  же
 Сланцы,  кварциты
То  же
Кварциты
 »
 Пески,  суглинки
Суглинки,  супеси
Тоже
 Кварцитопесчанники
 »
 »
 Пески,  суглинки
То  же
 Глина,  супесь
Суглинок,  супесь
Торф,  0.5  м;  суглинки
Суглинки
 Торф,  1.4  м;  суглинки
Щебень
 -1.3
 -4.7
 +0.1*1
 +0.9*2
 +1.5
 +3.1
 -3.3
-0.9
-3.0*1
-2.4*2
-1.2
-3.2
+1.7
-1.3
-1.0
-3.7
-0.7*1
 _2.4*2
 -2.5*3
+0.0*1
-3.0*2
-5.1*3
-2.1*1
-1.5*2
-0.2*1
-1.6*2
-1.0
-0.2
-4.9
-5.1
 +3.4;  снежный  покров
 -0.8*3;  то  же,  но  влия¬
ние  боковое
 -1.6;  лес,  литология
пород;  заболочен¬
ность
 -2.4;  крутизна  скло¬
нов,  снежный  покров
 -0.6*3;  то  же,  но  влия¬
ние  боковое
 +2.0;  экспозиция
склонов
 +3.0;  то  же
 +2.7;  то  же  и  снежный
покров
 +1.8;  водный  покров
 +5.1;  то  же  и  снежный
покров
 -0.6;  наледный  покров
 +1.4;  длительность
промерзания
 -0.8;  литология  пород
+0.2;  то  же
 **и  *2  -  в  70  и  240  м  от
снежника  мощностью
6  м  на  борту  ущелья;
 *3  -  на  глубине  5  м:
+0.2°С
 *1  и  *2  на  глубине  50  м  -
уровень  дна  каньона,  в
120  и  1500  м  от  него;
 *3  -  на  глубине  5  м;
+0.0  °С
 *1’2  3-  в  1,30,230мот
озера  глубиной  25  м,
площадью  2  км  2
 *1’2’3-  в3,47,160мот
озера  глубиной  15  м,
площадью  0.4  км  2
 1,  2
 мощность»  наледи
 1.5  иОм
 *1,2  -  на  глубине  6.5  м;
промерзало  7  и  >7  лет
 542  ОБЕРМАН

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 Таблица  1.  Окончание
 №
 Район  Урала
 Форма  рельефа;  экспози¬
ция;  крутизна,  град.;
абсолютная  отметка,  м
 Растительность
 Мощ¬
ность
снега,  м
 Порода
 Темпера¬
тура  по¬
род,  °С
 Разница  температур  и  фак-
торы,  ее  сформировавшие
 Примечание
 15
 Заполярный
 Лощина;  260
 Кусты  ивы
 1.6
 Мрамора
 +0.8
 +2.1;  инфильтрация
 *1  -  влияние
 Котловина;  260
 Мох
 1.6
 Торф,  3  м;  суглинки
 -1.3
 атмосферных  вод  в
закарстованную  толщу*1
 литологии
 незначительно(см.
 16
 Тот  же
 Склон;  Ю;  до  15°;  365
 Кустики
 1.25
 Известняк
 +1.0*1
 +1.4;  то  же  в
 №  14)
 То  же;  325
 »
 1.30
 »
 -1.8
 тектоническую  зону
 17
 Приполярный
 Склон;  С;  15-45°;  655
 Редколесье
 Нет
 Мрамора
 +1.1
 +2.8;  то  же
 *1  -  на  глубине
 То  же;  645
 »
 »
 »
 »
 50  м,  в  струе  воды
 (в  штольне)
 18
 Заполярный
 Склон;  Ю;  до  15°;  370
 Кустики
 1.25
 Известняк
 +2.1
 +5.1;  то  же,  снежный
 »  С;  до  15°;  370
 Отсутствует
 0.05
 То  же  и  сланцы
 +0.3
 покров,  экспозиция
 19
 Приполярный
 Склон;  С;  15^5°;  770
 Кусты  h  0.7  м
 -0.3
 Щебень,  сланцы
 +1.9
 +1.8;  переток  вод  из
 То  же;  740
 »  h  1.2  м
 0.3
 Сланцы
 +0.4
 рыхлых  трещин  породы
 20
 Тот  же
 Склон;  3;  суффо-
 Кустики,  травы,
 -2.5
 Галечнике
 +3.1*1
 +1.5;  инфильтрация
 *1’2-  на  глубине
 зионная  воронка;  422
 мох
 супесчаным
 заполнителем
 атмосферных  вод  в  рыхлые
отложения;  снежный
 6  м  в  летне-осенний
и  в  зимне-весенний
 Склон;  3;  до  15°;  428
 Травы
 0.5
 То  же  и  суглинок
 +1.6*2
 покров
 периоды;
 *3  -  у  наледной
поляны;
 *4  -  перемерзают
зимой;
 21
 Тот  же
 Терраса;  905
 Отсутствует
 0.3
 Валунно-галечные
 отложения
 +2.5*1
 +1.5*3;  инфильтрация
речных  вод  в  криогенно-
осушенный  аллювий
 Пойма;  845
 »
 0.3
 То  же
 +1.7*2
 +0.8;
 *5  -  среднее  за  год:
 22
 Заполярный
 Пойма;  90
 Мох,  травы
 -0.3
 Пески  >  11  м
 +49*1
 +5.6*5;  то  же  и
 +2.5°С
 »
 0.3
 То  же  4  м*4,  суглинки
 -0.7*1
 фильтрационный  поток
 23
 Тот  же
 Пойма;  90
 Мох,  травы
 »
 -0.3
 Пески  >  11  м
 То  же  4  м*4,  суглинки
 +0.1
 -0.8
 +0.9;  фильтрационный
поток  в  аллювии
 24
 Приполярный
 Конус  выноса;  395
Склон;  В;  10°;  400
 Редколесье
 0.45
 0.47
 Валунно-галечник
 Суглинок
 +1.8
 -0.2
 +2.0;  то  же  в  пролювии
 25
 Тот  же
 Склон;  В;  15°;  400
 »
 0.4
 Суглинки
 +4.4*1
 +4.5;  фильтрационный
 **’23  -глубина
 0.3
 »
 +0.2*2
 л  .  .О
 поток  в  зоне  разлома
 залегания
 То  же
 фильтрационного
 »
 0.3
 »
 -0.1*
 потока:  26,77  и
 26
 Заполярный
 Пойма;  90
 Осока,  мох
 0.4
 Галечник,  пески
 +3.4
 +3.3;  разгрузка  глубинных
 160  м
 »
 0.4
 Тоже
 +0.1
 вод
 Примечание.  №  1,15  -  по  В.В.  Орлянскому,  №  12-14  -  по  В.Э.  Карповичу,  №  20  -  по  В.В.  Дедеевой.
 МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 /
 Рис.  1.  Режим  температур  слоя  сезонного  протаивания  рыхлых  отложений  в  зоне  сплошного  распространения  ММП.  Заполярный  Урал,  бассейн  р.  Щучья.  I  -  склон
южной  экспозиции;  редколесье,  мох,  трава;  мощность  снежного  покрова  1.55  м;  скважина  16;  абс.  отметка  103  м;  щебень  с  супесчано-суглинистым  заполнителем.
II  -  склон  северной  экспозиции;  курум;  почвенно-растительный  слой  отсутствует;  мощность  снежного  покрова  0.05  м;  скважина  22;  абс.  отметка  208  м;  щебень
с  супесчано-суглинистым  заполнителем,  вверху  без  заполнителя.
 544  ОБЕРМАН

I
 МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
 545
 Рис.  2.  Режим  температур  слоя  сезонного  промерзания  рыхлых  отложений  в  зоне  несплошного  распространения
ММП.  Приполярный  Урал,  бассейн  р.  Лемвы;  I  -  подножие  южного  склона;  редколесье,  карликовая  береза,  травы;
мощность  снежного  покрова  1.5  м;  скважина  9а;  абс.  отметка  412.5  м;  щебень  с  суглинистым  заполнителем;  зона  аэ¬
рации;  II  -  вершина  оза;  почвенно-растительный  слой  отсутствует;  мощность  снежного  покрова  0.0  м;  скважина  И;
абс.  отметка  415.7  м;  галечник,  песок  гравелистый;  зона  аэрации.
 шесть  месяцев.  Протаивание  слоя  начинается  в
конце  мая-июне,  лишь  под  мощными  крупными
наледями  -  с  начала  апреля.  Величины  годовой
амплитуды  температур  в  подошве  СТС  на  глуби¬
не  3  м  колеблются  от  1°С  на  участках  с  более  вы¬
сокотемпературными  ММП  до  6-10°С  на  площа¬
дях  с  низкотемпературными  ММП.
 Промерзание  СМС  в  Южной  зоне  происходит  с
конца  сентября-середины  октября,  а  его  протаива¬
ние  -  с  первой  половины  мая.  Характеристики
СМС  могут  резко  варьировать  даже  на  кратчай¬
ших  расстояниях.  Например,  завершение  протаи-
вания  слоя  отмечается  на  небольшом  участке  как  в
первой  декаде  июня,  так  и  в  начале  августа,  годо¬
вая  амплитуда  температур  на  глубине  3  м  колеб¬
лется  от  менее  3  до  7°С,  а  мощность  СМС  -  от  2.0  до
6.5  м  (рис.  2).  Практически  единственная  причина
этих  различий  -  качественная  разница  в  мощностях
снежного  покрова:  1.5  и  0.0  м.  При  мощностях  его
2.0-2.2  м  и  плотности  около  0.2  г/см3  сезонное  про¬
 мерзание  пород  полностью  отсутствует  на  При¬
полярном  и  в  южной  части  Полярного  Урала,  на
ряде  низкогорных  плато  и  их  склонах.  Подобные
условия  на  Печорской  низменности  отмечаются
гораздо  реже  в  основном  в  узких  снегозаносимых
долинах.
 Мерзлая  толща  региона  представлена  эпикри-
огенными,  синкриогенными,  парасинкриогенны-
ми  и  квазисингенетическими  ММП  [2].  Первые
из  них,  развитые  повсеместно  и  слагающие  резко
преобладающую  часть,  а  нередко  и  весь  разрез
промороженных  рыхлых  отложений,  характери¬
зуются  наименьшим  льдосодержанием,  убываю¬
щим  с  глубиной.  Льдистость  верхнего  5-8-метро-
вого  слоя  ледово-морских  связных  грунтов,  наи¬
более  типичных  для  Печорской  низменности,
достигает  30-40%.  В  интервале  до  15  м  она  не
превышает  20-25%,  уменьшаясь  до  5%  и  менее  на
большей  глубине.  При  промерзании  пород  в  усло¬
виях  открытой  системы  формируются  повышенно
 3  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №5 	1998

546
 ОБЕРМАН
 льдонасыщенные  горизонты,  тяготеющие  к  про¬
мороженным  палеоводоносным  слоям.  Такие  слои
всегда  присутствуют  в  толщах  значительной
мощности,  поэтому  породы,  промерзшие  по  типу
закрытой  и  открытой  систем,  сменяют  друг  друга
по  разрезу  вплоть  до  глубин  150-250  м,  до  кото¬
рых  нами  прослежены  упомянутые  горизонты.
 Эти  горизонты  часто  вмещают  пластовые,  не¬
редко  этажнозалегающие  инъекционно-сегрега¬
ционные  залежи  льда  и  ледогрунта  на  глубинах
до  200  м.  Мощность  залежей  0.5-30,  чаще  2-8  м,
протяженность  сотни  метров-первые  километ¬
ры.  Ледяные  пласты  тяготеют  к  таким  проморо¬
женным  палеоводоносным  линзам,  горизонтам,
которые  не  выдержаны  по  простиранию  либо  по
литологии  водовмещавших  пород.  Ледяные  тела
выражены  в  рельефе  линейно-грядовыми,  поло-
го-холмистыми  формами.  Описанные  залежи  ти¬
пичны  для  Северной  зоны  (бассейны  рек  Силова-
яхи,  Коротаихи,  Морею,  Роговой,  Колвы,  Шапки-
ной,  Сеньяхи),  но  иногда  встречаются  и  в  Южной
(басс.  Воркуты,  Сейды).  Они  характерны  как  для
Пай-Хоя,  предгорьев  Урала,  так  и  для  Печорской
низменности  [9,  10].
 Льдонасыщенность  пород  убывает  от  более
молодых  к  более  древним  отложениям  одного  ли-
толого-генетического  типа;  от  озерно-болотных
и  лагунно-морских  осадков  к  ледово-морским
суглинистым  и  аллювиальным  песчаным;  у  одно¬
родных  по  составу  и  возрасту  пород  -  в  южном  на¬
правлении,  одновременно  уменьшается  встречае¬
мость  повторно-жильных  льдов  [2].  Средне-
расчлененный  рельеф  Предуральского  прогиба
обусловил  повышенную  дренированносгь  четвер¬
тичного  чехла  до  его  промерзания,  а  потому  и  по¬
ниженную  льдистость  эпикриогенной  толщи  про¬
гиба  по  сравнению  с  Печорской  низменностью.
 Синкриогенные  ММП  распространены  преиму¬
щественно  в  Северной  зоне  и  сложены  голоцено¬
выми  и  верхнеплейстоценовыми  осадками  в  основ¬
ном  озерно-болотными,  озерными,  морскими,
склоновыми  и  аллювиальными.  Мощность  этих
ММП  до  5-15  м.  Они  отличаются  повышенной  и
равномерной  по  глубине  льдистостью  (около
40-70%  и  более),  наличием  маломощных  (0.5-2.5  м)
жильных  и  пластовых  инфильтрационно-сегрега-
ционных  льдов.  На  Урале  эти  ММП  залегают  мес¬
тами  на  пластовых  (по-видимому,  погребенных
глетчерных)  льдах,  непосредственно  перекрываю¬
щих  коренное  ложе  (рис.  3).  Синкриогенные  ММП
содержат  здесь  прослои  и  линзы  торфа  -  следы
неоднократного  частичного  протаивания  подзем¬
ных  льдов  при  потеплениях  климата.  Сохранению
сравнительно  древних  погребенных  залежей  благо¬
приятствовала  в  данном  случае  довольно  низкая
температура  пород:  -5.8°С  на  глубинах  10-14  м.  За¬
лежи  погребенного  льда,  вскрытые  при  гораздо
более  высоких  температурах  (порядка  -3°С)  и
имеющие  мощность  до  20  м,  известны  лишь  в  ко¬
 нечно-моренных  грядах.  Судя  по  ряду  признаков,
в  частности,  по  широтной  зональности  отметок
рельефа,  на  которых  встречены  такие  залежи,
возраст  последних  -  позднеголоценовый-совре-
менный  [9].
 Парасинкриогенные  ММП  распространены  в
многочисленных  озерных  палеодепрессиях.  Мощ¬
ность  этих  осадков,  преимущественно  ленточных
глин,  7-16  м.  Льдистость  их  достигает  в  Южной
зоне  40-50%,  в  Северной  -  до  80%  (бассейны  исто¬
ков  р.  Бол.  Роговой).  Квазисингенетические  ММП,
формирующиеся  при  переходе  в  многолетнемерз¬
лое  состояние  нижней  части  СТС  без  накопления
осадков,  наиболее  характерны  для  Северной  зо¬
ны.  Их  мощность  около  1-3  м,  льдистость  -  до
40-60%.
 Мощность  ММП  региона  измеряется  десятка¬
ми,  многими  сотнями  метров.  В  ее  региональной
изменчивости  прослеживаются  широтная  зональ¬
ность,  высотная  поясность,  циркуляционная  асим¬
метрия,  влияние  кондуктивного  и  конвективного
теплопотоков  в  недрах,  а  также  многочисленных
локальных  природных  факторов.
 Особенности  ММП  региона  -  относительно
высокая  температура  (в  сравнении,  например,  с
Сибирью)  и  значительная  льдистость,  сочетающие¬
ся  с  избыточной  увлажненностью  территории,  оби¬
лием  поверхностных  и  подземных  вод  -  обуслов¬
ливают  интенсивное  современное  развитие  крио¬
генных  процессов  и  предрасположенность  их  к
еще  большей  активизации  при  техногенном  воз¬
действии  и  изменениях  климата.  Эти  процессы
сопровождаются  нарушением,  а  порой  и  уничто¬
жением  почвенно-растительного  покрова,  самым
активным  образом  влияя  на  его  формирование.
 Один  из  самых  распространенных  в  регионе
процессов  -  термокарст.  Общеизвестные  призна¬
ки,  свойственные  термакарстовым  котловинам
Сибири,  характерны  и  для  подавляющего  боль¬
шинства  из  почти  500  проанализированных  нами
озер  региона,  включая  такие  крупнейшие,  как
Вашуткины,  Падимейские,  Харбейские  и  др.  Озер-
ность  территории,  обусловленная  в  основном  вы-
таиванием  подземного  льда,  обнаруживает  прямую
связь  с  его  содержанием  в  кайнозойской  толще.
Поэтому  озерность  зависит,  при  прочих  равных  ус¬
ловиях,  от  мощности  этой  толщи:  чем  она  значи¬
тельней,  тем  больший  суммарный  объем  подзем¬
ного  льда  подвергался  вытаиванию  и,  следова¬
тельно,  тем  характерней  должны  были  быть
термокарстовые  просадки.  Так,  например,  в  вос¬
точной  части  низменности  в  пределах  Северной  зо¬
ны  фоновая  величина  озерности  речных  бассейнов
с  мощностью  кайнозойского  чехла  до  20  м  равна
1.5-2.0  %,  а  с  мощностью  более  80  м  -  4-6  %  [7].
 Подобная  дифференциация  мощностей  чехла
отсутствует  в  центральных  и  западных  районах
низменности,  поэтому  данный  параметр  не  дол¬
жен  влиять  на  распределение  величин  озерности
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ
 547
 по  площади.  Однако  последние  зонально  возрас¬
тают  здесь  с  менее  1  до  5%  и  более  [11].  Столь
резкий  рост  значений  не  может  быть  обусловлен
изменением  увлажненности  территории,  так  как
снижение  к  северу  испаряемости  с  суши  компен¬
сируется  в  целом  зональным  уменьшением  годо¬
вой  суммы  атмосферных  осадков  и  значитель¬
ным  увеличением  (из-за  широкого  распростране¬
ния  ММП)  коэффициента  поверхностного  стока.
С  другой  стороны,  изолинии  упомянутых  величин
озерности  примерно  совпадают  с  южными  грани¬
цами  соответственно  Южной  и  Северной  геокри¬
ологических  зон.  В  этой  ситуации  увеличение
озерности  логично  увязать  с  зональным  повыше¬
нием  льдистости  ММП  и  с  возрастанием  в  связи  в
этим  возможностей  для  возникновения  и  активи¬
зации  термокарста  в  благоприятных  условиях.
 Термокарстовые  водоемы  обрамляют  озопо-
добные  гряды  и  камоподобные  холмы,  вмещаю¬
щие  ледяные  залежи;  располагаются  на  верши¬
нах  и  отепленных  мощным  снежным  покровом
подветренных  восточных  склонах  этих  форм  ре¬
льефа.  Глубины  таких  озер  сопоставимы  с  мощ¬
ностями  разбуренных  ледяных  залежей,  сохра¬
нившихся  на  берегах.  Основная  масса  глубоко¬
водных  (4-15  м  и  более)  водоемов  приурочена  к
среднеплейстоценовому  ярусу  рельефа:  промер¬
зание  слагающей  его  ледово-морской  суглинис¬
той  толщи  с  невыдержанными  по  простиранию
палеоводоносными  линзами  способствовало  наи¬
более  массовому  формированию  пластовых
льдов,  фиксируемых  ныне.  Поэтому  доля  глубо¬
ководных  озер  составляет  здесь  67%  (выборка
195  водоемов).  Поверхности  же  морской  позднеп-
лейсгоценовой  и  позднеплейсгоценово-голоцено-
вой  аккумуляции  сложены  преимущественно  пес¬
чаными  осадками  и  притом  более  выдержаны  по
простиранию.  Их  льдистосгь  формируют  в  основ¬
ном  текстурные  и  маломощные  повторно-жильные
озера,  доля  которых  равна  соответственно  78  и
83%  (выборки  134  и  107  водоемов).
 Корреляция  распространенности  термокар¬
стовых  озер  с  современным  распространением  и
льдистостью  ММП  -  показатель  недавнего  фор¬
мирования  водоемов.  Как  известно,  термокарст
активизируется  не  только  при  длительных  гло¬
бальных  потеплениях  климата,  но  и  во  время  ко¬
роткопериодных  его  колебаний,  при  локальных
вариациях  метеорологической  обстановки.  Так,
завершившееся  похолодание  полувекового  кли¬
матического  цикла  сопровождалось  в  пределах
Печорской  низменности  значительным  повыше¬
нием  среднедесятилетних  значений  годовых  сумм
атмосферных  осадков  [8].  Поэтому  неудивитель¬
но,  что  в  регионе  встречаются  весьма  свежие  тер¬
мокарстовые  формы.
 О  скоротечности  их  развития  судим  по  приме¬
ру  оз.  Бол.  Харбейты,  имевшего  в  60-е  гг.  пло¬
щадь  29  км2,  среднюю  глубину  4.6  м  и  максималь-
 Рис.  3.  Разрез  четвертичных  отложений  с  пластовыми
льдами.  Заполярный  Урал  (по  материалам  Н.Г.  Обер-
мана,  В.Э.  Карповича):  1  -  торф;  2  -  суглинок  с  гра¬
вием  и  галькой;  3  -  суглинок  щебнистый  (гравелис¬
тый);  4  -  супесь  щебнистая  (гравелистая);  5  -  пески
разнозернистые  (в  основном  мелкие  и  пылеватые);
 6а  -  щебень  с  суглинистым  заполнением;  66  -  то  же,
галька;  7  -  галька  с  песчаным,  супесчаным  заполни¬
телем;  8  -  льды  и  ледогрунты  с  щебнистыми,  супесча¬
ными,  суглинистыми  включениями;  9  -  скальные  тер-
ригенные  породы;  10  -  скважина,  ее  номер,  внизу  -
глубина  забоя,  м.
 ную  -  17  м  по  Л.П.  Голдиной.  А  немногим  более
полувека  ранее  отмечался  в  меженные  периоды
полузатопленный  подводно-надводных  “лес”  [6].
Учитывая,  что  это  фиксировалось,  по  данным  того
же  автора  [6],  при  многолетнем  региональном  спаде
озерных  уровней  и  даже  “усыхании”  водоемов,  за¬
топление  современного  ложа  оз.  Бол.  Харбейты
можно  увязать  лишь  с  локальной  активизацией
термокарста.  Судя  по  комплексу  геоморфологи¬
ческих  признаков,  образование  озер  Вашуткин-
ской  системы  с  площадью  акватории  88  км2  так¬
же  произошло  в  недалеком  прошлом  [4,  12].
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 3*

548
 ОБЕРМАН
 Таблица  2.  Уменьшение  площади  акватории  озер  ре¬
гиона  в  XX  в.
 Бассейн  реки
 Озеро
 Площадь
озера,  км2
 Умень¬
шение
площа¬
ди,  %
 1910  г.
[6]
 1960-е  гг.
[1]
 Адзьвы
 Серветы
 13.7
 9.6
 30
 Бол.  Роговой
 Варкаты
 9.2
 4.6
 50
 Коротаихи
 Амбарты
 4.6-5.7
 1.4
 70-75
 Лемвы
 Мелководное
 0.05*
 _*
 100
 *  За  1964—1978  гг.  (по  В.Э.  Карповичу).
 Добавим,  что  в  пределах  системы  еще  не  сформи¬
ровался  даже  общий  уклон  водного  зеркала  к  един¬
ственной  вытекающей  из  не^е  р.  Адзьве.  Подобные
достаточно  крупные  проявления  термокарста
возможны  ныне  в  основном  в  Северной  геокрио¬
логической  зоне,  где  сохранились  мощные  зале¬
жи  подземных  льдов.
 Сезонные  проявления  термокарста  наиболее
многочисленны  в  Северной  зоне.  За  сравнитель¬
но  кратковременный  теплый  период  года  (три-
четыре  месяца)  полностью  деградируют  разнооб¬
разные  достаточно  крупные  проявления  сезонно¬
го  пучения.
 Термоэрозия  развивается  в  регионе  по  высо¬
кольдистым  преимущественно  пылеватым  отложе¬
ниям  СТС  и  подстилающих  ММП.  Формируются
глубокие,  до  5^Ю  м,  овраги  длиной  в  50-1500  м  и
более.  Наиболее  крупные  образования  типичны
для  Северной  зоны,  например,  для  Пай-Хоя,
предгорий  Урала.  В  условиях  Воркуты  глубины
термоэрозионных  оврагов,  порой  возникающих
по  колеям  тундровых  тракторных  дорог,  не  пре¬
вышают  обычно  3  м.  Зарождение  и  зрелость  этих
форм  разделяют  всего  несколько  лет,  а  нередко  и
менее.
 Криогенное  пучение  пород  распространено  в
регионе  весьма  широко.  Формы  проявления  про¬
цесса,  возникшие  при  похолоданиях  климата,  наи¬
более  масштабны  и  представлены  холмообразны¬
ми  буграми,  грядами,  площадями  пучения.  Менее
крупные  образования  характерны  для  современ¬
ных  проявлений,  тяготеющих  к  депрессиям,  забо¬
лоченным  долинам,  естественно  осушающимся  и
потому  промерзающим  озерным  котловинам.  Так,
площади  Большеземельских  озер  Варкаты,  Серве-
ты,  Амбарты  и  других  сократились  за  полвека  на
30-75%;  полностью  исчезло  уральское  оз.  Мелко¬
водное  (табл.  2).  На  осушенных  участках  образо¬
вались  маломощные  мерзлые  породы,  местами  с
линзовидными  и  пластовыми  льдами.  Рельеф  та¬
ких  участков  осложнен  миграционными,  инъек¬
 ционными  буграми  и  площадями  пучения  высо¬
той  до  5-10  и  1-1.5  м.  Интенсивность  выпучива¬
ния  грунтов  в  первое  десятилетие  со  времени
возникновения  его  достигает  90  мм/год.  Развитие
пучения  на  приводораздельных  участках  форми¬
рует,  помимо  перечисленных  проявлений,  пятна-
медальоны,  каменные  многоугольники,  кольца.
В  результате  уничтожения  этим  процессом
почвенно-растительного  покрова  обнажаются
подстилающие  грунты,  выпученный  каменный
материал,  а  на  органогенных  буграх  -  выжатая
криогенным  напором  излившаяся  торфяная  масса.
 Особо  выделим  проявления  сезонного  пуче¬
ния  грунтов,  наиболее  выразительные  в  Север¬
ной  зоне.  Процесс  характерен  для  наледных
полян,  участков  позднопромерзающего  сезоннота¬
лого  слоя  у  подножий  склонов,  в  устьях  полос
стока,  в  долинах  перемерзающих  ручьев  и  т.д.  На
наледных  полянах  образуются  площади  пучения,
в  остальных  случаях  -  стремительно  растущие
(до  7  см/сут)  бугры  до  3.5  м  высотой  и  до  50  м  в  по¬
перечнике.
 Наледообразование,  особенно  типичное  для
Урала,  определяет  развитие  “оспенного”  микро¬
рельефа  наледных  полян.  Такой  вид  ему  придают
многочисленные  суффозионные  воронки,  проду¬
цируемые  прорывами  наледообразующих  под¬
земных  вод,  находящихся  под  криогенным  напо¬
ром.  Воронки  ежегодно  обновляются  зимними
излияниями  этих  вод,  некоторые  зарастают,  но
рядом  возникают  новые.  Солифлюкция  наиболее
распространена  в  Северной  зоне.  Процесс  прояв¬
ляется  не  только  в  виде  многочисленных  оплывин,
террасок,  но  и  в  виде  грунтовой  кашицы,  стекаю¬
щей  в  гидросеть  с  незадернованных  склонов.  На
Пай-Хое  наблюдались  блоки  площадью  до  0.5  км2
переувлажненного  деятельного  слоя,  сползшего
по  поверхности  ММП.  Морозобойное  растрески¬
вание  грунтов  охватывает  почти  исключительно
Северную  зону.  Эпигенетическое  формирование
повторно-жильных  структур  в  торфяниках  зо¬
нально  сменяется  эпигенетическим  же  образова¬
нием  их  в  минеральных  грунтах  и  торфяниках,  за¬
тем  -  сингенетическим  в  торфяниках  [3].
 Процесс  многолетней  и  сезонной  криогенной
миграции  водорастворимых  солей  обусловливает
изменение  состава  с  одновременным  убыванием
их  содержания  в  одних  горизонтах  почвообразу¬
ющих  и  подстилающих  пород  и  концентрировани¬
ем  в  других.  Наиболее  оптимальные  условия  для
последнего  -  в  подошве  СТС  и  слоя  годовых  тепло-
оборотов,  а  также  у  нижней  границы  ММП  [8].
Горизонты  концентрирования  солей  четко  выра¬
жены  в  Северной  зоне,  на  низких  отметках  рель¬
ефа,  отложения  которых  отличаются  значитель¬
ной  исходной  засоленностью  и  повышенными  гра¬
диентами  температур  (рис.  4).  Те  же  тенденции
проявляются,  но  гораздо  слабее  и  в  Южной  зоне,  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

МЕРЗЛЫЕ  ПОРОДЫ  И  КРИОГЕННЫЕ  ПРОЦЕССЫ 	549
 /
 Рис.  4.  Криогенные  особенности  геохимического  разреза  рыхлых  отложений;  I  -  Северная  геокриологическая  зона,
Карское  побережье  Пай-Хоя.  Скв.  ГГК-16,  абс.  отметка  1  м;  //  -  Южная  геокриологическая  зона,  Печорская  низмен¬
ность,  водораздел  рек  Воркута  и  Лек-Воркута.  Скв.  3C-23,  абс.  отметка  189  м.  Условные  обозначения  те  же,  что  и  на
рис.  3.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

550
 ОБЕРМАН
 разрезе  инфильтрационно  “промытых”  водоразде¬
лов  (рис.  4).  В  результате  описываемого  процесса
снижаются  льдистосгь  и  прочность  некоторых
слоев  ММП,  вплоть  до  замещения  их  охлажден¬
ными  породами  со  всеми  вытекающими  из  этого
последствиями.  Криогенное  концентрирование
обусловливает  накопление,  в  частности,  в  почвах
не  только  макрокомпонентов,  но  и  токсичных
элементов  (свинца,  мышьяка,  хрома  и  др.)  в  коли¬
чествах,  в  несколько  раз  превышающих  допусти¬
мые.
 Развитие  большинства  рассмотренных  и  дру¬
гих  криогенных  процессов  во  многом  зависит  от
распространения  пылеватых  грунтов,  обладаю¬
щих  слабой  водостойкостью,  тиксотропностью,
пучинистостью,  повышенной  льдистостью.  Ана¬
лиз  гранулометрического  состава  4200  проб  суг¬
линков  (главной  литологической  разновидности
рыхлых  отложений  региона)  показал:  они  пыле-
ваты  во  всех  основных  стратиграфо-генетичес-
ких  комплексах  горного  сооружения,  почти  во
всех  (кроме  ледово-морского  среднеплейстоце¬
нового)  -  Предуральского  прогиба  и  лишь  в  озер¬
но-болотном  голоценовом  Печорской  синеклизы
[8].  Причем  в  одноименных  комплексах  содержа¬
ние  фракции  пыли  в  суглинках  убывает  от  Урала
к  синеклизе.  Возникновение  этих  тенденций  мы
связываем  с  увеличением  глубоководности  бас¬
сейнов  осадконакопления  от  гор  к  низменности  и
с  уменьшением  в  этом  направлении  криогенной
дезинтеграции  отлагавшихся  частиц.  Поэтому
горное  подножие  и  краевой  прогиб  наиболее
предрасположены,  при  прочих  равных  условиях,
к  возникновению  и  активизации  термоэрозии,  со-
лификации,  пучения,  термокарста  и  других  крио¬
генных  процессов.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Гидрологическая  изученность.  Т.  3.  Северный
край  /  Под  ред.  И.М.  Жила.  Л.:  Гидрометеоиздат,
1965.  612  с.
 2. 	Жесткова  Т.Н.,  Данилов  И.Д.  Состав  и  криоген¬
ное  строение  мерзлых  пород  //  Геокриология
СССР.  Европейская  территория  СССР.  М.:  Недра,
1988.  С.  234-242.
 3. 	Казначеева  И.А.,  Суходольский  С.Е.,  Горбаче¬
ва  В  .М.,  Оберман  Н.Г.  и  др.  Мало-Болыпеземель-
ский  регион  //  Геокриология  СССР.  Европейская
территория  СССР.  М.:  Недра,  1988.  С.  275-301.
 4. 	Коперина  В.В.  Отчет  по  геологической  съемке
верхнего  течения  р.  Адзьвы  и  р.  Хайпудыры  в
1932  г.  //  Землеведение.  1933.  Т.  XXXV.  Вып.  4.
С.314-337.
 5. 	Кудрявцев  В.А.у  ГарагуляЛ.СКондратьева  К.А.,
Меламед  В.Г.  Основы  мерзлотного  прогноза  при
инженерно-геологических  исследованиях.  М.:  Изд-
во  Моск.  ун-та,  1974.  431  с.
 6. 	Кулик  Н.А.  Предварительный  отчет  о  поездке  в
Большеземельскую  тундру  летом  1910  г.  СПб.,
1910.
 7. 	Оберман  Н.Г.  История  формирования  мерзлотной
зоны  Тимано-Уральской  области  //  История  разви¬
тия  многолетнемерзлых  пород  Евразии.  М.:  На¬
ука,  1981.  С.  60-73.
 8. 	Оберман  Н.Г.  Геоэкологическая  специфика  и  со¬
временные  тенденции  природной  и  техногенной
динамики  криолитозоны  Восточно-Европейской
Субарктики  //  Мат.  Первой  конф.  геокриологов
России.  М.:  Изд-во  Моск.  ун-та,  1996.  Кн.  2.  С.  408-
417.
 9. 	Оберман  Н.Г.  Палеомерзлотная  и  палеогеографи¬
ческая  информативность  подземных  льдов  Печо-
ро-Уральского  региона  //  Тез.  докл.  Междунар.
конф.  “Проблемы  криологии  Земли:  фундамен¬
тальные  и  прикладные  исслед.,  1977”.  Пущино:
ОНТИ  ПНЦ  РАН,  1997.  С.  239-241.
 10. 	Оберман  Н.Г.,  Борозинец  В.Е.  Урал  //  Геокриоло¬
гия  СССР.  Европейская  территория  СССР.  М.:  Не¬
дра,  1988.  С.  301-324.
 11. 	Ресурсы  поверхностных  вод  СССР  /  Под  ред.
И.М.  Жила,  Н.М.  Алюшкинской.  Л.:  Гидрометео¬
издат,  1972.  Т.  3.  664  с.
 12. 	Тарбаев  Б.И.  К  вопросу  о  происхождении  впадины
Вашуткиных  озер  //  Геология  и  нефтегазонос-
ность  Сев.-Востока  европейской  части  СССР.
Сыктывкар:  Коми  кн.  изд-во,  1972.  С.  209-210.
 Permafrost  and  Cryogenic  Processes  in  the  East-European  Subarctic
 N.  G.  Oberman
 The  evolution  of  the  tundra  and  forest-tundra  surface,  the  effect  of  the  particle-size  distribution  heat  penetration
into  deposits  and  the  increase  in  ice  content  with  depth,  the  thawing  of  soils  and  grounds,  and  the  formation  of
lakes  are  scrutinized.  The  data  permitting  us  to  forecast  soil  mantle  transformations  induced  by  climate  change
in  the  given  area  are  presented.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ.  1998,  №  5,  с.  551-561
 УДК  631.48:631.445.11+631.445.2(470.1)
 ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ
В  ТУНДРОВЫХ  И  ПОДЗОЛИСТЫХ  ПОЧВАХ  СЕВЕРО-ВОСТОКА
ЕВРОПЕЙСКОЙ  ТЕРРИТОРИИ  РОССИИ
©  1998  г.  Г.  А.  Симонов
 Институт  биологии  Коми  научного  центра  Уральского  отделения  РАН,  Сыктывкар
 Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 С  использованием  содержания  кварца  в  качестве  свидетеля  рассчитаны  показатели  баланса  веще¬
ства  для  категории  способной  к  выветриванию  минеральной  массы,  а  также  частных  компонен¬
тов  -  оксидов  элементов  валового  химического  состава,  содержания  тонких  (<0.08  мкм)  и  грубых
(0.08-0.2  мкм)  коллоидов,  предколлоидной  (0.2-1  мкм)  и  более  крупных  фракций.  Показано,  что
почвообразование  и  выветривание  приводят  к  изменению  и  перераспределению  отдельных  компо¬
нентов  минеральной  массы  по  профилю  автоморфных  почв  на  покровных  суглинках  тундровой  и
таежной  зон  европейской  территории  России.  Модельные  эксперименты  по  выветриванию  минера¬
лов  в  условиях  почвенных  горизонтов  подтвердили  наличие  в  современных  условиях  процессов  рас¬
творения,  масспереноса  и  дробления  кристаллитов  слоистых  силикатов.
 Исследование  состояния  и  направлений  эво¬
люции  минеральной  массы  в  процессе  формиро¬
вания  почв  наиболее  продуктивно  при  использо¬
вании  сравнительно-генетического  метода  сопо¬
ставления  профилей.  Особое  место  среди
инструментов  генетического  анализа  почвенно¬
го  профиля  занимают  балансовые  расчеты,  беру¬
щие  свое  начало  в  середине  20-х  тт.  и  принявшие  со¬
временный  облик  в  процессе  их  совершенствова¬
ния  [8,  13,  15,  23,  24].  Интерпретация  показателей
баланса  компонентов  минеральной  массы  напоми¬
нает  ситуацию  “черного  ящика”:  на  входе  лежат
вероятные  по  характеру  исходные  данные,  а  на
выходе  -  реальные  параметры  современного
почвенного  профиля.  Анализ  численных  показа¬
телей  баланса  вещества  позволяет  также  на  веро¬
ятном  уровне  выяснять  направления  эволюции
компонентов  минеральной  массы,  оценивать  мас¬
штабы  их  преобразования,  выявлять  ведущие
профиледифференцирующие  процессы.
 Целью  настоящей  работы  является  сравни¬
тельное  изучение  почвообразования  и  выветри¬
вания  в  тундровых  и  подзолистых  почвах  Северо-
Востока  европейской  территории  России.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 В  качестве  непосредственных  объектов  иссле¬
дования  выбраны  разрезы  почв,  которые,  как  счи¬
тается,  являются  типичными  для  почвенного  по¬
крова  территории  Республики  Коми.  Профиль  тун¬
дровой  торфянисто-поверхностно-глеевой  почвы
(разр.  20)  заложен  вблизи  г.  Воркуты  под  ернико-
во-зеленомошной  растительностью,  подзолистой
(разр.  5)  -  в  окрестностях  г.  Сыктывкара  под  бе-
 резово-еловым  лесом  разнотравно-чернично-зе-
леномошным,  подзолистой  слабодерновой
(разр.  12)  -  в  южной  части  Республики  под  елово¬
осиновой  зеленомошно-разнотравной  раститель¬
ностью  (северный  предел  распространения  юж¬
нотаежных  лесов).
 Отбор  образцов  почв  проводили  методом  не¬
прерывной  колонки  в  пределах  почвенного  гори¬
зонта.  В  валовом  анализе  Si  определяли  весовым
методом,  А1  -  комплексонометрическим  титрова¬
нием,  Fe  и  щелочноземельные  элементы  -  атом¬
ной  абсорбцией,  Na  и  К  -  пламенной  фотометри¬
ей  [2].  Гранулометрический  анализ  почв  выпол¬
нен  по  методу  Качинского  [6].  Тонкие  (<0.08  мкм)  и
грубые  (0.08-0.2  мкм)  коллоиды,  предколлоидную
фракцию  (0.2-1  мкм)  и  тонкую  пыль  (1-5  мкм)  вы¬
деляли  с  помощью  лабораторных  центрифуг  S-60
и  К-70  [22]  после  диспергирования  материала  рас¬
тиранием  образцов  почв  в  состоянии  густой  вод¬
ной  пасты  [1].  Важное  значение  придавали  уни¬
фикации  всех  процедур  на  протяжении  полного
цикла  выделения  фракций,  что  обеспечило  полу¬
чение  сравнимых  материалов.  Количественное
определение  кварца  проводили  на  дериватографе
[17];  в  качестве  стандарта  использовали  измель¬
ченный  горный  хрусталь,  инертным  веществом
служил  прокаленный  оксид  алюминия.
 В  качестве  инструмента  балансовых  расчетов
использовали  систему  параметров,  наиболее  пол¬
но  отражающих  различные  стороны  выветрива¬
ния  и  почвообразования:  потенциальную  удель¬
ную  емкость  выветривания  (Cv0);  удельную  ем¬
кость  выветривания  (Cv);  емкость  выветривания
(С);  степень  изменения  минеральной  массы  (Е)
[19,18].  Они  базируются  на  представлении  о  том,
 551

552 	СИМОНОВ
 Таблица  1.  Содержание  некоторых  гранулометрических  функций,  %
 Гори¬
 Глубина,
 Потеря  от
обработки
НС1
 Размер  фракции,  мкм*
 Размер  фракции,  мкм**
 зонт
 см
 <1
 1-5
 <10
 <0.08
 0.08-0.2
 0.2-1
 1-5
 \  Тундровая  торфянисто-поверхностно-глеевая,  разрез  20
 G
 21-40
 0.5
 9.1
 9.8
 27.8
 3.0(22)
 1.2(9)
 9.6(69)
 12.5
 Bf
 40-60
 0.8
 8.7
 12.0
 28.1
 1.9(10)
 1.1(6)
 16.5(84)
 7.8
 В
 60-95
 0.8
 20.7
 9.7
 38.9
 7.2(22)
 5.1(15)
 21.0(63)
 2.5
 ВСкг
 95-115
 1.1
 26.2
 8.4
 43.0
 9.3(28)
 6.2(19)
 17.5(53)
 1.5
 Скг
 115-120
 1.1
 24.0
 3.4
 33.6
 7.5(35)
 6.0(28)
 7.9(37)
 8.3
 Подзолистая,  разрез  5
 А2
 2-9
 0.4
 4.5
 8.4
 17.0
 3.6(57)
 1.5(24)
 1.2(19)
 5.0
 А2
 9-23
 0.7
 4.9
 3.1
 15.0
 2.1(57)
 0.2(6)
 1.4(37)
 4.3
 A2Bf
 23-30
 0.2
 5.9
 9.2
 16.3
 3.2(24)
 2.4(17)
 7.9(59)
 2.9
 А2В
 30-45
 0.7
 14.9
 7.2
 24.9
 10.3(33)
 6.9(22)
 13.8(45)
 3.3
 В1
 45-75
 1.2
 29.7
 5.5
 39.2
 14.3(39)
 6.4(17)
 15.8(44)
 2.6
 В2
 ,75-120
 1.3
 26.2
 1.4
 34.9
 7.0(29)
 7.8(33)
 9.1(38)
 5.4
 ВС
 120-190
 1.4
 20.9
 6.6
 34.0
 5.0(26)
 5.9(30)
 8.5(44)
 6.5
 Ск
 190-260
 5.8
 21.9
 5.7
 33.2
 4.8(33)
 5.1(35)
 4.7(32)
 12.3
 Подзолистая  слабодерновая,  разрез  12
 А2
 3-20
 0.3
 9.1
 12.8
 35.2
 9.9(52)
 6.8(36)
 2.3(12)
 8.5
 А2В
 20-30
 0.4
 16.2
 13.6
 41.7
 7.1(33)
 9.1(42)
 5.0(25)
 11.6
 В1
 30-50
 0.6
 45.5
 10.2
 60.7
 12.8(32)
 16.0(40)
 11.4(28)
 17.3
 В2
 50-98
 0.9
 38.7
 8.9
 55.0
 10.6(32)
 13.5(41)
 8.7(27)
 15.0
 ВЗк
 98-115
 9.4
 34.5
 10.4
 54.4
 2.2(10)
 10.6(48)
 9.0(42)
 21.4
 ВСк
 115-155
 8.2
 36.6
 9.3
 54.5
 2.5(12)
 11.4(53)
 7.7(35)
 21.6
 Ск
 155-200
 7.0
 34.4
 9.5
 52.8
 2.6(13)
 8.8(44)
 8.7(43)
 22.3
 *  По  данным  гранулометрического  состава,  %  на  сухую  бескарбонатную  навеску.
 **  По  данным  фракционирования,  %  на  прокаленную  навеску.  В  скобках  указана  доля  фракции  от  суммы  содержания  частиц  <  1  мкм.
 что  минеральная  масса  почвенного  профиля  при¬
обретает  фиксируемые  к  настоящему  времени
свойства  под  действием  определенного  набора
частных  почвообразовательных  макропроцессов.
При  этом,  как  и  у  Роде  [13,  15],  предполагается,
что  изменению  подвергаются  не  все  компоненты
минеральной  массы,  а  только  способные  к  выве¬
триванию  в  конкретных  биоклиматических  и  гео¬
химических  условиях.  Более  устойчивые  накапли¬
ваются  и  являются  своеобразным  субстратом,  на
фоне  которого  идут  процессы  почвообразования  и
выветривания.
 Модельные  эксперименты  по  выветриванию
минералов  проводили  непосредственно  в  услови¬
ях  почвенных  горизонтов:  в  тундровой  торфянис-
то-поверхностно-глеевой  -  нижней  части  гор.  АО
(на  глубине  18-19  см)  и  верхней  части  гор.  G
(23-24  см);  в  подзолистой  -  нижней  части  гор.  АО
(2-3  см)  и  средней  части  гор.  А2  (22—23  см).  В  ка¬
честве  минералогических  объектов  исследования
выбраны  кварц,  олигоклаз,  микроклин-пертит,
 кальцит,  а  также  слоистые  силикаты  -  мусковит,
биотит,  вермикулит  и  хлорит.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Почвообразующими  породами  служат  пыле¬
ватые  покровные  суглинки  среднего  и  тяжелого
состава.  Общая  характеристика  этих  разрезов
или  сходных  с  ними  по  морфологическому  стро¬
ению  приведена  ранее  [4,  18  и  др.].
 В  почвах  наблюдается  элювиально-иллюви-
альное  распределение  содержания  ила  и  фракции
физической  глины  (табл.  1).  Наибольшее  обедне¬
ние  элювиальной  толщи  этими  фракциями  отмече¬
но  в  профиле  подзолистой  почвы,  максимум  накоп¬
ления  тонкодисперсных  частиц  в  иллювиальных
горизонтах  -  в  подзолистой  слабодерновой.  Внут-
рипрофильная  дифференциация  главных  элемен¬
тов  валового  химического  состава  также  носит
элювиально-аккумулятивный  характер,  более  все¬
го  выраженный  в  подзолистых  почвах  (табл.  2).
Для  всех  разрезов  характерно  уменьшение  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ 	553
 Таблица  2.  Валовой  химический  состав  почв,  %  на  прокаленную  бескарбонатную  навеску
 Гори¬
 зонт
 Глуби¬
на,  см
 Потеря
от  прока¬
ливания
 Si02
 Fe203
 А120з
 СаО
 MgO
 Na20
 к2о
 Si02
 Si02
 Si02
 ai2o3
 Fe203
 ai2o3
 Fe203(c)
 Fe203(c)
 Тундровая  торфянисто-поверхностно-глеевая,
 разрез  20
 G
 21-40
 3.09
 79.48
 3.51
 10.82
 0.82
 0.73
 2.14
 2.09
 60.2
 12.5
 76.3
 5.8
 Bf
 40-60
 4.49
 78.67
 4.29
 10.88
 0.82
 0.76
 2.17
 2.10
 48.7
 12.3
 74.4
 5.6
 В
 60-95
 3.58
 76.13
 5.21
 11.60
 0.95
 1.14
 1.99
 2.17
 38.8
 11.1
 49.4
 4.3
 BCkr
 95-115
 3.28
 75.02
 5.44
 12.73
 1.21
 1.25
 1.99
 2.22
 36.7
 10.0
 49.1
 4.8
 Ckr
 115-120
 3.22
 74.95
 4.88
 12.34
 1.24
 1.20
 2.13
 2.21
 40.8
 10.3
 52.8
 5.0
 Подзолистая,  разрез  5
 А2
 2-9
 2.58
 84.99
 1.32
 8.42
 1.07
 0.34
 1.71
 1.91
 171.1
 17.1
 188.2
 10.6
 А2
 9-23
 2.36
 84.03
 1.65
 8.79
 1.13
 0.42
 1.98
 2.04
 135.4
 16.2
 173.1
 10.3
 A2Bf
 23-30
 1.91
 83.08
 1.79
 9.53
 1.28
 0.64
 1.98
 2.00
 123.4
 14.8
 168.6
 10.9
 А2В
 30-45
 2.96
 80.31
 3.35
 11.20
 1.17
 1.02
 1.70
 1.97
 63.7
 12.2
 81.5
 6.5
 В1
 45-75
 4.19
 75.58
 4.49
 13.52
 1.32
 1.42
 1.69
 2.01
 44.7
 9.5
 60.9
 6.3
 В2
 75-120
 3.73
 76.97
 4.15
 12.44
 1.47
 1.33
 1.58
 1.95
 49.3
 10.5
 66.9
 6.2
 ВС
 120-190
 3.01
 77.01
 4.13
 11.20
 1.47
 1.21
 1.77
 2.00
 49.6
 11.7
 67.3
 5.6
 Ск
 190-260
 4.88
 77.15
 4.00
 11.95
 0.63
 1.94
 1.62
 2.03
 51.3
 11.0
 67.9
 6.0
 Подзолистая  слабодерновая,  разрез  12
 А2
 3-20
 2.66
 80.96
 3.33
 9.50
 0.74
 0.80
 1.65
 2.39
 64.6
 14.5
 129.6
 8.6
 А2В
 20-30
 2.66
 78.41
 4.21
 11.21
 0.80
 1.16
 1.57
 2.38
 49.5
 11.9
 75.8
 6.2
 В1
 30-50
 4.80
 70.98
 7.09
 15.14
 1.08
 2.07
 1.13
 2.12
 26.6
 8.0
 33.7
 4.1
 В2
 50-98
 4.24
 71.73
 6.52
 14.05
 1.32
 2.07
 1.34
 2.23
 29.2
 8.7
 40.2
 4.5
 ВЗк
 98-115
 7.22
 72.22
 6.41
 13.71
 0.61
 2.69
 1.46
 2.41
 29.9
 8.9
 39.3
 4.3
 ВСк
 115-155
 6.50
 72.17
 6.41
 13.71
 0.90
 2.43
 1.43
 2.36
 29.9
 8.9
 37.5
 4.1
 Ск
 155-200
 5.98
 71.91
 6.33
 14.20
 0.76
 2.27
 1.44
 2.42
 30.2
 8.6
 38.8
 4.4
 верхней  части  профиля  доли  силикатного  Fe  в  ва¬
ловом  химическом  составе,  о  чем  свидетельству¬
ют  соответствующие  значения  молекулярных  от¬
ношений.
 Тонкодисперсная  составляющая  минеральной
массы  определяет  многие  основные  свойства  почв,
она  же  подвергается,  как  небезосновательно  счи¬
тают  многие  исследователи,  наиболее  существен¬
ным  преобразованиям  в  процессе  их  эволюции.
Возможная  гетерогенность  гранулометрического
состава  внутри  илистой  фракции  -  достаточно  тра¬
диционного  объекта  исследования  в  почвоведении
-  послужила  причиной  препарирования  ила  на  бо¬
лее  “узкие”  по  размеру  составляющие:  тонкие  и
грубые  коллоиды  и  предколлоидную  фракцию.
 Общей  закономерностью  в  распределении  вы¬
деленных  тонкодисперсных  гранулометрических
фракций  является  варьирование  их  концентрации
в  зависимости  от  размера  частиц,  а  для  одинако¬
вого  эквивалентного  сферического  диаметра  -  по
генетическим  горизонтам  (табл.  1).
 В  тундровой  торфянисто-поверхностно-глее-
вой  почве  среди  фракций  <1  мкм  преобладает
предколлоидная,  за  ней  следуют  тонкие  коллои¬
ды,  концентрация  грубых  коллоидов  наименьшая.
Содержание  частиц  с  диаметром  <0.08  мкм  мини¬
мально  в  элювиальных  горизонтах,  в  особенности  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 гор.  Bf;  вниз  по  профилю  оно  возрастает,  достигая
максимума  в  переходном  гор.  BCkr.  Для  внутри-
профильного  распределения  грубых  коллоидов
характерно  резкое  увеличение  (в  5-6  раз)  их  кон¬
центрации  на  границе  между  элювиальной  и  ил¬
лювиальной  толщами.  Предколлоидная  фракция
аккумулируется  в  профиле,  ее  наибольшее  содер¬
жание  приурочено  к  иллювиальному  горизонту.
 Показателен  характер  внутрипрофильного  из¬
менения  относительного  содержания  тонкодис¬
персных  частиц  в  традиционных  границах  илис¬
той  фракции.  Доля  тонких  коллоидов  минималь¬
на  в  гор.  Bf,  с  глубиной  она  возрастает,  достигая
максимума  (35%)  в  почвообразующей  породе.
Глеевый  и  иллювиальный  горизонты  имеют  оди¬
наковое  относительное  содержание  частиц  с  диа¬
метром  до  0.08  мкм.  В  целом  аналогичный  тип  рас¬
пределения  присущ  и  грубым  коллоидам  на  фоне
общего  обеднения  ими  элювиальной  толщи.  Доля
предколлоидной  фракции  возрастает  в  верхних  го¬
ризонтах  профиля,  ее  максимум  (84%  от  суммы
концентраций  частиц  размером  менее  1  мкм)  при¬
ходится  на  гор.  Bf.  Следовательно,  внутрипро-
фильные  изменения  массового  и  относительного
содержаний  предколлоидной  фракции  сущест¬
венно  различны.  Концентрация  тонкой  пыли  в
целом  уменьшается  с  глубиной,  составляя  мини¬
мум  в  гор.  B-BCkr.

554
 СИМОНОВ
 В  подзолистой  почве  внутрипрофильное  изме¬
нение  концентраций  тонкодисперсных  грануло¬
метрических  фракций  носит  элювиально-аккуму-
лятивный  характер  распределения  с  минимумом
значений  в  нижней  части  гор.  А2.  Если  содержа¬
ние  тонких  и  грубых  коллоидов  резко  уменьша¬
ется  в  пределах  всей  элювиальной  толщи,  то  для
предколлоидной  фракции  это  отмечено  лишь  в
гор.  А2.  С  увеличением  размера  частиц  незаконо¬
мерно  изменяется  глубина  залегания  горизонта
максимальных  их  концентраций:  первый  иллюви¬
альный  для  тонких  и  предколлоидной  фракции,
гор.  А2В  -  для  грубых  коллоидов.
 Максимум  относительного  содержания  тонких
коллоидов  в  составе  материала  с  диаметром  час¬
тиц  до  1  мкм  находится  в  пределах  гор.  А2,  не¬
большой  минимум  -  в  гор.  A2Bf.  В  остальной  тол¬
ще  профиля  подзолистой  почвы  относительная
доля  этой  фракции  незакономерно  колеблется  в
пределах  26-39%.  Наименьшая  концентрация
грубых  коллоидов  в  составе  фракций  <1  мкм  при¬
ходится  на  нижнюю  часть  гор.  А2;  с  глубиной  она
повышается,  как  и  в  верхней  части  гор.  А2.  Наи¬
большее  относительное  содержание  предколло¬
идной  фракции  (59%)  связывается  с  гор.  A2Bf,
вверх  и  вниз  по  профилю  оно  существенно  снижа¬
ется.  Концентрация  тонкой  пыли  в  целом  ста¬
бильна  в  пределах  разреза  и  несколько  повыша¬
ется  лишь  в  нижних  горизонтах.
 В  пределах  всего  разреза  подзолистой  слабо¬
дерновой  почвы  наблюдается  аккумуляция  тон¬
ких  коллоидов.  В  наибольшей  мере  она  выражена  в
иллювиальных  бескарбонатных  горизонтах,  хотя  и
элювиальная  часть  профиля  содержит  в  3-4  раза
больше  частиц  этого  размера  по  сравнению  с  поч¬
вообразующей  породой.  Грубые  коллоиды  и  пред-
коллоидная  фракция  характеризуются  элювиаль-
но-иллювиальным  типом  внутрипрофильного  рас¬
пределения  концентраций  и  совпадающими
горизонтами  минимального  и  максимального  их  со¬
держания  (А2  и  В1  соответственно).  При  сравни¬
тельно  одинаковых  их  концентрациях  в  почвообра¬
зующей  породе  грубые  коллоиды  относительно
больше  накапливаются  в  иллювиальной  толще.
 Доля  тонких  коллоидов  максимальна  в  элюви¬
альном  горизонте,  вниз  по  профилю  она  снижается
и  составляет  10-13%  в  карбонатной  части  профиля.
Слабовыраженный  минимум  относительной  кон¬
центрации  частиц  размером  0.08-0.2  мкм  приходит¬
ся  на  гор.  А2.  Ниже  по  разрезу  этот  показатель  ко¬
леблется  в  небольших  пределах,  имея  тенденцию  к
возрастанию  с  глубиной.  В  этом  же  направлении  су¬
щественно  повышается  и  доля  предколлоидной
фракции  в  составе  ила.  Концентрация  тонкой  пы¬
ли  увеличивается  вниз  по  профилю.
 Таким  образом,  наблюдается  явно  выражен¬
ная  закономерность  внутрипрофильного  распре¬
деления  концентраций  тонкодисперсных  фракций  в
исследуемом  ряду  почв.  В  тундровой  торфянисто-
поверхностно-глеевой  почве  имеют  место  элюви¬
 ально-аккумулятивный,  элювиальный  и  аккумуля¬
тивный  типы  изменения  содержания  соответствен¬
но  тонких  и  грубых  коллоидов  и  предколлоидной
фракции.  Подзолистой  почве  присущ  элювиаль¬
но-аккумулятивный  тип  распределения  частиц
коллоидного  и  предколлоидного  размеров.  В  под¬
золистой  слабодерновой  наблюдаются  аккумуля¬
тивный  характер  внутрипрофильного  распреде¬
ления  тонких  коллоидов  и  элювиально-иллюви-
альный  -  грубых  коллоидов  и  предколлоидной
фракции.  Обращает  на  себя  внимание  одна  суще¬
ственная  деталь:  наибольшее  обеднение  горизон¬
тов  элювиальной  толщи  по  сравнению  с  почвообра¬
зующей  породой  наблюдается  в  отношении  частиц
 0.08-0.2  мкм  (разр.  20  и  5)  или  предколлоидной
фракции  (разр.  12),  а  не  тонких  коллоидов.
 Сравнение  распределения  тонкодисперсных
фракций  в  подзолистой  и  дерново-подзолистой
почвах  с  материалами,  полученными  Роде  [14]
для  почв  Ленинградской  обл.,  развитых  на  лен¬
точных  глинах,  выявило  их  сходный  характер.  Из
анализа  литературных  данных  следует,  что  час¬
тицы  размером  0.25-2.5  мкм  подвергаются  разру¬
шению  во  всех  генетических  горизонтах.  Внутри¬
профильное  изменение  концентрации  фракции
<0.25  мкм  находится  в  зависимости  от  почв  и  сте¬
пени  дифференциации  в  них  элювиальной  толщи;  в
частности,  в  сильноподзолистых  отмечается  элю¬
виально-иллювиальное  распределение  коллоидов.
На  элювиально-иллювиальный  характер  измене¬
ния  содержания  коллоидов  (<0.2  мкм)  в  подзолис¬
тых  почвах  ЕТР  указывали  также  Завалишин  и
Фирсова  [5].  Отсутствие  в  этих  материалах  данных
по  тонким  и  грубым  коллоидам  исключает  более
детальное  сравнение  этих  показателей.
 Балансовые  расчеты  сделаны  с  использовани¬
ем  кварца  в  качестве  наиболее  устойчивого  ком¬
понента  (свидетеля).  За  способную  к  выветрива¬
нию  минеральную  массу  принята  бескварцевая
часть  почвы.
 Значения  показателя  удельной  потенциальной
емкости  выветривания  (С^)  для  категории  способ¬
ной  к  выветриванию  минеральной  массы  меняются
в  исследуемом  ряду  почв  от  960  до  1040  кг/м3
(табл.  3),  что  отражает  существенный  потенциал
почвообразующих  пород  к  выветриванию  и  почво¬
образованию  в  условиях  кислой  реакции  среды.
 Максимальный  вынос  минеральной  массы  из
элювиальной  толщи  отмечен  в  подзолистой  поч¬
ве  (-67%);  он  меньше  в  подзолистой  слабодерно¬
вой  почве  (-50%)  и  существенно  меньше  -  в  тунд¬
ровой  торфянисто-поверхностно-глеевой  (-25%).
Соответственно  распределяются  между  разреза¬
ми  и  значения  удельной  емкости  выветривания
(Cv).  По  степени  уменьшения  выноса  веществ  из
профиля  в  целом  почвы  составляют  несколько
иной  ряд:  подзолистая-тундровая  торфянисто-
поверхностно-глеевая-подзолистая  слабодерно¬
вая.  Это  связано  с  элювиально-аккумулятивным
характером  изменения  по  профилю  категории
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ
 Таблица  3.  Показатели  изменения  минеральной  массы  почв
 555
 Горизонт
 Границы  го¬
 £,  %
 С,  кг/м2
 cjcn
 ризонта,  см
 Е,
 cv
 с,-
 с,
 Тундровая  торфянисто-поверхностно-глеевая,  разрез  20
 G
 21-40
 -24
 -25
 -293
 -56
 -112
 Bf
 40-60
 -27
 -286
 -57
 В
 60-95
 -4
 -3
 -41
 -14
 -17
 ВСкг
 95-115
 -1
 -13
 -2
 Весь  профиль
 -13
 958"
 -129
 6.6
 Подзолистая,  разрез  5
 А2
 2-9
 -73
 -1225
 -87
 А2
 9-23
 -65
 -67
 -1067
 -145
 -481
 A2Bf
 23-30
 -73
 -1325
 -90
 А2В
 30-45
 -63
 -1051
 -159
 В1
 45-75
 1
 9
 3
 В2
 75-120
 -5
 -4
 -53
 -23
 -67
 ВС
 120-190
 -6
 -64
 -47
 Весь  профиль
 -24
 1013"
 -548
 7.1
 Подзолистая  слабодерновая,  разрез  12
 А2
 3-20
 -54
 -50
 -801
 -172
 -238
 А2В
 20-30
 -41
 -516
 -66
 В1
 30-50
 26
 235
 46
 В2
 50-98
 9
 6
 81
 45
 83
 ВЗк
 98-115
 2
 33
 3
 ВСк
 115-155
 -3
 И
 -И
 Весь  профиль
 -9
 1041"
 -155
 -2.9
 Примечание.  Индексом  п  обозначена  потенциальная  удельная  емкость  выветривания.
 способной  к  выветриванию  минеральной  массы  в
подзолистой  слабодерновой  почве  в  отличие  от
элювиального  в  двух  других.  Небольшое  несовпа¬
дение  в  рядах  выноса  между  относительными  (%)
и  абсолютными  (кг/м2)  значениями  обусловлено
разной  мощностью  толщи,  для  которой  выполне¬
ны  балансовые  расчеты.
 Прямое  сравнение  полученных  показателей
изменения  минеральной  массы  почв  с  литератур¬
ными  данными  затруднительно.  Это  связано  с  ис¬
пользованием  не  только  различающихся  формул
расчета  коэффициентов,  но  и  других  (не  кварца,
устойчивого  в  условиях  кислой  среды)  свидете¬
лей,  что  является  серьезным  отступлением  от
главных  принципов  балансовых  расчетов.  Заме¬
няя  кварц  на  валовой  кремнезем,  мы  не  только
“сглаживаем  элювиально-аккумулятивные  коэф¬
фициенты”  [15,  с.  192],  но  фактически  ограничи¬
ваем  их  работоспособность  вследствие  искаже¬
ния  результатов.  То  же  самое  относится  и  к  ис¬
пользованию  для  расчета  баланса  веществ
содержания  гранулометрических  фракций  опре¬
деленного  размера.
 В  этой  связи  можно  лишь  констатировать,  что
вычисленные  величины  показателя  степени  из¬
менения  минеральной  массы  для  подзолистой  и
подзолистой  слабодерновой  почв  в  целом  выше  и
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 существенно  выше  коэффициентов  ЕАт,  полу¬
ченных  для  широкого  круга  подзолистых  почв
ЕТР  и  некоторых  стран  Западной  Европы  [15],
подзолистых  почв  таежной  зоны  [9],  дерново-глу-
бокоподзолистых  почв  Салаира  [7]  и  др.  Значи¬
тельно  большие  значения  выноса  веществ  (1111  кг
на  призму  сечением  1  м2  и  высотой  2  м)  получены
для  разреза  дерново-палевоподзолистой  почвы
Московской  обл.  [10].
 Величины  потенциальной  удельной  емкости
выветривания  См  оксидов  элементов  валового
химического  состава  зависят  от  их  концентрации
в  почвообразующей  породе  и  варьируют  от  сотен
(Si02  без  кварца,  А1203)  до  десятков  килограммов
на  кубический  метр  (Fe203,  щелочные  и  щелоч¬
ноземельные  элементы).  За  подвижный  кремний
(Si02n)  принято  содержание  валового  кремния  за
вычетом  кремнезема  кварца.  Поскольку  кварц,
кроме  кремния,  не  содержит  в  значимых  концен¬
трациях  другие  элементы,  последние  входят  в  со¬
став  способной  к  выветриванию  минеральной
массы  и  балансовые  расчеты  справедливы  для
них  при  использовании  валовых  содержаний.
 В  элювиальной  толще  почв  тундровой  и  таеж¬
ной  зон  доминирует  относительный  вынос  ще¬
лочноземельных  элементов  (рис.  1).  На  бескар-
бонатных  породах  или  при  глубоком  залегании

556
 СИМОНОВ
 Т  ундровая  торфянисто-поверхносгно-глеевая
 §  9  9,  о  9  9.  о  9,  9.
 r-ч  Г4  W  W
 •  %  9 	*  #
 ^ 	w 	Z
 9,  9.  х5  о  о  9  9>  о  о  ^  Ч.  6'
 «yj^lju  ^^lluZcO
плпигтаа
 Подзолистая
 О  О  я  o'  б*  О  9.  9  й  о‘
Подзолистая  слабодерновая
 o'  Я>  о  о  о
 со  4
 ша
 Рис  1.  Ряды  устойчивости  компонентов  валового  химического  состава  для  элювиальной  (Э)  и  иллювиальной  (И)  толщ
и  почвенного  профиля  в  целом  (П).
 карбонатов  устойчивость  кальция  выше,  чем  маг¬
ния,  при  близком  от  поверхности  залегании  карбо¬
натов  (подзолистая  слабодерновая  почва)  наблю¬
дается  обратная  картина.  Щелочные  элементы  в
наименьшей  степени  выносятся  из  элювиальной  ча¬
сти  профиля,  причем  замыкает  этот  ряд  всегда  на¬
трий.  Главные  элементы  валового  химического  со¬
става  занимают  промежуточное  положение.  Об¬
щим  для  всех  почв  является  большая  устойчивость
алюминия  по  отношению  к  железу,  что  вписывает¬
ся  в  известные  миграционные  ряды  для  подзолис¬
тых  почв  [10-12,15].  Подвижный  кремний  обладает
еще  меньшей  степенью  выноса  по  сравнению  с  эти¬
ми  элементами,  исключая  подзолистую  почву,  где
показатели  Е  для  Fe203  и  Si02n  сравнимы.
 В  иллювиальных  толщах  нет  такого  единооб¬
разия  в  характере  рядов  устойчивости  компонен¬
тов  валового  состава.  Общим  для  всей  выборки
разрезов  элементом,  накапливающимся  в  этой
толще,  является  железо.  Максимум  его  локализо¬
ван  в  тундровой  почве  в  зоне  надмерзлотного  эк¬
рана,  а  в  таежных  -  в  гор.  В1.  Если  в  тундровой
торфянисго-поверхностно-глеевой  почве  накап¬
ливается  только  один  компонент,  то  в  зональном
ряду  почв  их  число  возрастает,  достигая  максиму¬
ма  в  подзолистой  слабодерновой  почве.  В  этом
же  направлении  увеличиваются  значения  параме¬
тра  Е  дли  элементов  с  положительным  балансом.
Наибольший  вынос  присущ  кальцию,  другие  ок¬
 сиды  с  отрицательным  балансом  в  целом  харак¬
теризуются  слабой  потерей,  за  исключением  маг¬
ния  в  подзолистой  почве,  испытывающего  уме¬
ренный  вынос.
 Все  компоненты  валового  химического  соста¬
ва  имеют  отрицательный  профильный  баланс,  в
максимальной  степени  выраженный  в  подзолистой
почве.  Общим  для  всех  разрезов  является  преобла¬
дание  выноса  кальция  над  другими  элементами,
хотя  количественные  показатели  этого  процесса
существенно  различаются.  В  тундровой  торфянис-
то-поверхностно-глеевой  и  подзолистой  слабодер¬
новой  почвах  относительный  вынос  главных  окси¬
дов  валового  химического  состава  образует  ряд:
А12Оэ  >  Fe203  >  Si02,  меняющийся  на  противопо¬
ложный  6  подзолистой  почве  (Si02  >  Fe203  >  А12Оэ).
 Обращает  на  себя  внимание  тот  факт,  что  в
почвах  тундровой  и  таежной  зон  потенциально
подвижные  формы  кремнезема  (Si02n)  имеют  су¬
щественно  более  высокие  значения  выноса  из
элювиальной  толщи  и  профиля  в  целом  по  срав¬
нению  с  валовым  их  содержанием.  Поэтому  к  ши¬
роко  распространенному  мнению  о  низкой  отно¬
сительной  подвижности  кремния  в  условиях  почв
с  кислой  реакцией  среды,  видимо,  следует  отно¬
ситься  с  определенной  долей  сомнения.  Это  связа¬
но  с  тем,  что  оценка  его  подвижности-устойчиво¬
сти  сделана  в  большинстве  работ  на  основе  ис¬
пользования  валового  содержания  Si02,  тогда
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ
 557
 как  кремнезем  кварца  заведомо  обладает  низки-
ми  значениями  растворимости  в  кислой  среде.
Использование  запасов  (концентраций)  Si02,  ко¬
торые  потенциально  не  могут  быть  “востребова¬
ны”  процессами  выветривания  и  почвообразова¬
ния,  приводят  к  видимому,  а  не  реальному  повы¬
шению  устойчивости  кремнезема  относительно
других  оксидов  элементов.  Наоборот,  при  поло¬
жительном  балансе  кремнезема  (иллювиальная
часть  профиля  подзолистой  слабодерновой  поч¬
вы)  валовые  его  формы  имеют  более  низкие  зна¬
чения  параметра  Е>  чем  потенциально  подвиж¬
ные.  Этим  самым  фактически  занижаются  пока¬
затели  относительного  накопления  кремнезема.
 Балансовые  расчеты  показывают  увеличение
запасов  фракции  <1  мкм  в  почвах  тундровой  и  та¬
ежной  зон  при  относительном  уменьшении  их  со¬
держания  в  элювиальной  толще  и  накоплении  в
иллювиальной  (рис.  2).  В  подзолистых  почвах  по
сравнению  с  тундровой  торфянисто-поверхност-
но-глеевой  несколько  возрастает  число  фракций,
накапливающихся  в  иллювиальной  толще.
 Вместе  с  тем  в  этих  почвах  нет  единообразия  в
характере  относительного  изменения  доли  от¬
дельных  гранулометрических  фракций,  состав¬
ляющих  ил.  Так,  в  тундровой  торфянисто-по-
верхностно-глеевой  и  подзолистой  почвах  в  наи¬
большей  мере  накапливается  предколлоидная
фракция  (0.2-1  мкм),  хотя  и  при  разном  характере
распределения  по  профилю:  аккумулятивном  для
первой  почвы  и  элювиально-иллювиальном  для
второй.  В  профиле  подзолистой  слабодерновой
почвы  наиболее  накапливаемый  компонент  -  тон¬
кие  коллоиды  (<0.08  мкм),  имеющий  положитель¬
ный  баланс  как  в  элювиальной  и  иллювиальной
толщах,  так  и  в  профиле  в  целом.
 Наличие  лессиважа  как  профиледифференци¬
рующего  процесса  обычно  диагностируют  на  ка¬
чественном  уровне  морфологически  по  натекам
тонкодисперсного  материала  (ориентированной
глины)  на  поверхности  педов  и  внутри  пор  разно¬
го  размера,  а  также  при  микроморфологическом
изучении  образцов  в  виде  тонких  шлифов  под  ми¬
кроскопом  [3  и  др.].  Натеки  по  порам,  среди  кото¬
рых  встречаются  ненарушенные  частицы  мине¬
ралов,  фиксируются  и  с  помощью  сканирующего
электронного  микроскопа,  особенно  отчетливо  в
верхней  части  иллювиального  горизонта  подзо¬
листых  почв.
 И  все  же  наличие  аморфных  пленок  на  поверх¬
ности  частиц  нельзя  в  полной  мере  считать  призна¬
ком  лессиважа.  По  определению  последний  пред¬
ставляет  собой  перенос  тонкодисперсных  частиц  в
ненарушенном  состоянии,  т.е.,  надо  полагать,  в  виде
отдельных  кристаллитов  или  их  агрегатов.
 В  этой  связи  более  надежным  качественным
признаком  лессиважа  может  служить  картина,
подобная  приведенной  на  рис.  3.  Как  видно  из  ми¬
крофотографий  растровой  электронной  микро¬
скопии  (РЭМ),  крупные  поры  материала  гор.  В2
 подзолистой  почвы  “выложены”  кристаллитами
минералов.  Зерна  имеют  сглаженные  углы  и  хо¬
рошо  отсортированы  (средний  диаметр  составля¬
ет  порядка  1  мкм),  на  их  поверхности  практичес¬
ки  отсутствуют  пленки  аморфных  веществ.
 Приведенные  материалы  служат  хорошим
подтверждением  качественного  проявления  лесси¬
важа  в  подзолистых  почвах,  а  метод  РЭМ  является
одним  из  прямых  способов  диагностики  этого  про¬
цесса.  Но  даже  имея  такого  рода  доказательства,
затруднительно  на  этой  основе  достоверно  восста¬
новить  пространственно-временную  этапность  пе¬
реноса  частиц  в  ненарушенном  состоянии  и  коли¬
чественно  оценить  роль  лессиважа  в  дифференци¬
ации  компонентов  минеральной  массы  профиля.
 Балансовые  расчеты  дают  возможность  оце¬
нить  соотношение  вклада  оподзоливания  и  лесси¬
важа  в  формирование  минерального  профиля.
Для  этих  целей  предложено  использовать  отно¬
шение  численных  величин  параметра  емкости
выветривания  (С)  для  элювиальной  и  иллювиаль¬
ной  толщ  [16,  18].  Если  значение  этого  отноше¬
ния  укладывается  в  интервалы  Сэ/Си  <  -2  или
Сэ/Си  >  0,  то  ведущим  фактором  в  формирова¬
нии  этой  почвы  является  оподзоливание.  При
-1  >  Сэ/Си  >  -2  можно  говорить  о  вероятном  ве¬
дущем  участии  лессиважа.  Вероятный  характер
лессиважа  обусловлен  возможностью  вклада  не¬
осинтеза  минералов  в  положительный  баланс
способной  к  выветриванию  минеральной  массы  в
иллювиальной  толще.
 Согласно  этим  критериям,  для  тундровой  торфя-
нисго-поверхностно-глеевой  почвы  характерно
проявление  оподзоливания  при  отсутствии  видимо¬
го  влияния  лессиважа  (табл.  3).  В  подзолистой
почве  также  превалирует  растворение  минераль¬
ной  массы.  В  то  же  время  небольшое  накопление
способной  к  выветриванию  минеральной  массы  в
первом  иллювиальном  горизонте  допускает  учас¬
тие  в  формировании  этой  почвы  лессиважа  (при
отсутствии  синтеза  слоистых  силикатов).  Ведущим
профиледифференцирующим  процессом  в  подзо¬
листой  слабодерновой  почве  также  является  опод¬
золивание.  В  то  же  время  существенный  вклад  в  пе¬
рераспределение  минеральной  массы  вносит
лессиваж,  поскольку  для  всех  собственно  иллюви¬
альных  горизонтов  характерны  положительные
значения  параметра  Е  для  категории  способной  к
выветриванию  минеральной  массы.  Большая  роль
в  этом  процессе  отводится  относительно  близкому
залеганию  карбонатов.
 Модельные  эксперименты  по  изучению  началь¬
ных  стадий  выветривания  широкого  круга  минера¬
лов  в  условиях  почвенных  горизонтов  [18,  20]  под¬
твердили  принципиальную  возможность  преоб¬
разований  компонентов  минеральной  массы  в
почвах.  В  основу  этих  исследований  положена
оценка  изменений  с  помощью  РЭМ  микрострук¬
туры  поверхности  экспонированных  в  непосред¬
ственном  контакте  с  почвенной  массой  образцов
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

558
 СИМОНОВ
 Е,9
 150
 100
 50
 0
 -50
 -100
 Т  ундровая  торфянисто-поверхностно-глеевая
 :
 =
 =
 -
 _шг
 150
 100
 50
 0
 -50
 -100
 <4
 О
 I
 00
 о
 о*
 <=>  V  A  I  |  I  А  о  ®
 О 	^ 	(N 	— 	I 	°
 V 	о 	« 	V
 v  I  о  I  2  л  v  I
 - 	° 	<N
 V 	о
 (Ч
 О
 О
 I
 Подзолистая
 _ртт^
 ^ 	<N 	~ 	10
 I 	о 	V 	Л
 Рис.  2.  Ряды  устойчивости  гранулометрических  фракций  (мкм)  для  элювиальной  (Э)  и  иллювиальной  (И)  толщ  и  поч¬
венного  профиля  в  целом  (П).
 Рис.  3.  Микрофотографии  РЭМ  подзолистой  почвы.
 1  -  общий  вид  крупной  поры;  2  -  отсортированный  материал  стенок  поры.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ 	559
 Рис  4.  Микрофотографии  поверхности  минералов  в  однолетних  модельных  экспериментах.
 Кальцит:  1  -  исходный  образец;  2  -  тундровая  торфянисто-поверхностно-глеевая,  гор.  G;  3  -  подзолистая,
гор.  АО.  Слоистые  силикаты:  4  -  исходный  образец  вермикулита;  5  -  биотит,  подзолистая,  гор.  А2;  6  -  хлорит,  под¬
золистая,  гор.  А2.  Полевые  шпаты:  7  -  исходный  образец  микроклин-пертита;  8  -  микроклин-пертит,  подзолистая,
гор.  А2.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

560
 СИМОНОВ
 (кварца,  олигоклаза,  микроклина,  кальцита,  муско¬
вита,  биотита,  вермикулита,  хлорита),  поскольку
данный  показатель  является  весьма  чувствитель¬
ным  индикатором  ряда  почвенных  процессов.
 Сравнение  с  контрольными  образцами  позво¬
лило  выявить  три  группы  процессов,  приводящих
к  изменению  поверхности  минералов  в  экспери¬
ментах  (рис.  4).
 Зерна  кальцита  растворяются  наиболее  ин¬
тенсивно  в  силу  их  малой  устойчивости  в  услови¬
ях  кислой  реакции  среды.  Характер  фигур  трав¬
ления  позволяет  предположить  образование
метастабильной  фазы,  через  которую  осуществ¬
ляется  процесс  растворения.  Для  большинства
других  минералов  корродированность  поверхно¬
сти  слабая  или  умеренная,  а  для  образцов  кварца
она  явно  не  установлена.
 Образование  пленок  на  поверхности  кристал¬
литов  характерно  только  для  органогенного  го¬
ризонта.  Они  формируются  практически  на  всех
минералах,  хотя  состав  их,  видимо,  различен.
 Дробление  кристаллитов  слоистых  силикатов
прослеживается  на  уровне  вероятного  процесса  в
образцах  хлорита,  возможно,  благодаря  таблет-
чатой  его  форме  с  приблизительно  равными  и  не¬
большими  линейными  размерами  вдоль  всех
осей.  Предполагается,  что  определенная  роль  в
реализации  этого  процесса  принадлежит  крио¬
генным  явлениям,  в  результате  которых  появля¬
ются  механические  деформации  вдоль  базальных
плоскостей  слоистых  силикатов,  а  наличие  в  них
дефектов  вдоль  осей  спайности  способствует  сме¬
щению  части  кристаллита  и,  как  крайний  вари¬
ант,  -  разлому.
 Вся  совокупность  материалов  модельных  экс¬
периментов  позволяет  сделать  вывод,  что  наблю¬
даются  деградационные  изменения  практически
всего  спектра  минералов.  Вместе  с  тем  эти  измене¬
ния  не  носят  одинакового  характера,  о  чем  свиде¬
тельствуют  различающиеся  по  форме  и/или  интен¬
сивности  фигуры  травления  поверхности.  Зональ¬
ные  особенности  в  характере  перечисленных
выше  процессов  далеко  не  всегда  отчетливо  выра¬
жены  ввиду  непродолжительности  эксперимента.
Модельные  эксперименты  по  выветриванию  мине¬
ралов  непосредственно  в  почвенных  горизонтах
подтвердили  наличие  в  современных  условиях  про¬
филедифференцирующих  процессов,  выявленных
путем  генетического  анализа  профилей  с  исполь¬
зованием  метода  балансовых  расчетов.
 Выявленная  зональность  профиледифферен¬
цирующих  процессов  в  исследуемом  ряду  почв  в
целом  совпадает  с  ранее  полученными  данными
[21].  Вместе  с  тем  в  преобразовании  компонентов
минеральной  массы  недостаточная  роль,  по-види-
мому,  отводится  факторам  дезинтеграции  крис¬
таллитов  минералов.
 В  действительности  отсутствие  явных  диагно¬
стических  критериев  процесса  оглинивания  для
 ряда  почв  вовсе  не  исключает  вклад  дезинтегра¬
ции  кристаллитов  минералов  в  изменение  мине¬
ральной  массы  почв.  Косвенным  доказательст¬
вом  проявления  этого  процесса  может  служить
минералогический  состав  коллоидных  фракций
подзолистой  почвы,  которые  содержат  заметные
концентрации  кварца  [18].  Это  явление  связывает¬
ся  с  интенсивным  физическим  дроблением  и  пере¬
ходом  части  кварца  в  тонкодисперсное  состояние  и
относительным  его  накоплением  за  счет  большей
устойчивости  по  сравнению  с  другими  минералами
в  условиях  кислой  реакции  среды.  Возможно  так¬
же,  что  какая-то  доля  кварца  коллоидных  фракций
образуется^  результате  растворения  его  более  гру¬
бодисперсных  частиц.
 По-видимому,  влияние  дезинтеграции  весьма  су¬
щественное,  хотя  и  опосредованное.  Дезинтеграция
ведет  к  увеличению  поверхности,  что  в  свою  оче¬
редь  способствует  активизации  растворения  и
трансформационных  преобразований  решеток  сло¬
истых  силикатов,  в  том  числе  и  деградационных,
уменьшающих  в  итоге  запас  способной  к  выветри¬
ванию  минеральной  массы  в  элювиальной  толще
текстурно-дифференцированных  почв.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Почвообразование  и  выветривание  приво¬
дят  к  существенному  изменению  и  перераспреде¬
лению  отдельных  компонентов  минеральной
массы  по  профилю  автоморфных  почв  на  по¬
кровных  суглинках  тундровой  и  таежной  зон,  в
том  числе  фракций  коллоидного  и  предколлоид-
ного  размеров.
 2. 	Ведущим  профиледифференцирующим  про¬
цессом  является  оподзоливание,  масштабы  кото¬
рого  в  наибольшей  степени  выражены  в  подзоли¬
стой  почве.  Близкое  залегание  карбонатов  сни¬
жает  вынос  веществ  из  элювиальной  толщи  и
делает  значимым  вклад  лессиважа  в  профильное
перераспределение  минеральной  массы.
 3. 	Модельные  эксперименты  по  выветрива¬
нию  минералов  непосредственно  в  почвенных  го¬
ризонтах  подтвердили  наличие  в  современных  ус¬
ловиях  процессов  растворения,  массопереноса  и
дробления  кристаллитов  минералов.
 Автор  благодарит  Л.Ф.  Акутину  и  Е.И.  Поно¬
мареву  за  выполнение  гранулометрического  и  ва¬
лового  химического  анализов  образцов  почв,  а
также  В.Н.  Филиппова  за  приготовление  препа¬
ратов  минералов  и  проведение  их  съемки  на  рас¬
тровом  электронном  микроскопе.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Лйдинян  Р.Х.  Извлечение  ила  из  почв:  Краткая
 инструкция.  М.:  Гипроводхоз,  1960.  17  с.
 2. 	Аринушкина  Е.В.  Руководство  по  химическому
 анализу  почв.  М:  Изд-во  Моск.  ун-та,  1970.  481  с.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  И  ВЫВЕТРИВАНИЕ
 561
 3. 	Добровольский  Г.В.,  Афанасьева  ТВ.,  Федо¬
ров  К.Н.,  Шоба  С.А.  Микроморфология  и  генезис
вторично-подзолистых  почв  Западной  Сибири  //
Почвоведение.  1972.  №  12.  С.  60-70.
 4. 	Забоева  И.В.,  Рубцов  МД.  Дерново-подзолистые
почвы  южной  тайги  Коми  АССР  //  Таежные  поч¬
вы  Коми  АССР  и  их  плодородие:  Тр.  Коми  филиа¬
ла  АН  СССР.  Сыктывкар,  1985.  №  71.  С.  5-16.
 5. 	Завалишин  А.А.,  Фирсова  В.П.  К  изучению  гене¬
зиса  почв  подзолистого  типа  на  покровных  суглин¬
ках  центральной  части  Русской  равнины.  1960  //
Исследования  генезиса  серых  лесных  и  подзолис¬
тых  почв.  Избр.  тр.  Л.:  Наука.  Ленингр.  отд-ние,
1973.  С.  171-255.
 6. 	Канинский  Н.А.  Механический  и  микроагрегат-
ный  состав  почвы,  методы  его  изучения.  М.,  1958.
192  с.
 7. 	Ковалев  Р.В.,  Корсунов  В  .М.,  Шоба  В.Н.  Процес¬
сы  и  продукты  почвообразования  в  темнохвойных
лесах.  Новосибирск,  1981.  119  с.
 8. 	Коссовин  П.С.  Краткий  курс  общего  почвоведе¬
ния.  2-е  (посмертное)  изд.  Пг.:  Типография  Альт¬
шулера,  1916.  276  с.
 9. 	Макеев  А.О.,  Макеев  О.В.  Почвы  стекстурно-диф-
ференцированным  профилем  основных  криоген¬
ных  ареалов  севера  Русской  равнины.  Пущино:
ОНТИ  НЦБИ  АН  СССР,  1989.  272  с.
 10. 	Организация,  состав  и  генезис  дерново-палево¬
подзолистой  почвы  на  покровных  суглинках.  Анали¬
тическое  исследование  /  В.О.  Таргульян,  Т.А.  Соко¬
лова,  А.Г.  Бирина,  А.В.  Куликов,  Л.К.  Целищева.
М.,  1974.  110  с.
 11. 	Перельман  А.М.  Геохимия  ландшафта.  М.:  Высш.
шк.,  1975.  341  с.
 12. 	Полынов  Б.Б.  Геологический  и  биологический
циклы  в  почвообразовании  //  Академик  Василий
Робертович  Вильямс.  Юбилейный  сборник.  1884-
1934.  М.;  Л.,  1935.  С.  228-232.
 13. 	Роде  АЛ.  К  вопросу  о  степени  подзолистости//Тр.
Почв,  ин-та  им.  В.В.  Докучаева.  1936.  Т.  13.  С.  113—
162.
 14. 	Роде  А.А.  О  химическом  составе  механических
фракций  нескольких  почв  подзолистого  и  подзо-
листо-болотного  типов.  Л.,  1933.  56  с.
 15. 	Роде  А.А.  Подзолообразовательный  процесс.  М.;
Л.,  1937.  454  с.
 16. 	Симонов  Г.А.  Лессиваж  как  диагностически  веро¬
ятностный  частный  почвообразовательный  мак¬
ропроцесс  //  Биол.  проблемы  Севера.  IX  Симпози¬
ум.  Ч.  1.  Сыктывкар,  1981.  316  с.
 17. 	Симонов  Г.А.  Методика  определения  кварца  на  де-
риватографе  //  Почвоведение.  1977.  №  11.  С.  134-
141.
 18. 	Симонов  Г.А.  Состояние  и  эволюция  минеральной
массы  почв:  Генетические  аспекты.  СПб.,  1993.
202  с.
 19. 	Симонов  Г.А.,  Соколова  Т.А.  Некоторые  парамет¬
ры  для  количественной  оценки  степени  выражен¬
ности  элювиального  и  элювиально-иллювиально-
го  почвенного  процессов.  I.  Теоретическое  обос¬
нование  выбранных  коэффициентов  //  Вестн.
Моск.  ун-та.  Сер.  17.  Почвоведение.  1981.  №  3.
С.  3-11.
 20. 	Симонов  А.Г.,  Филиппов  В.Н.  Начальные  стадии
выветривания  минералов  в  зональных  типах  почв
по  данным  модельных  экспериментов  //  Теория
почвенного  криогенеза:  5  Всес.  конф.,  Пущино,  6-
10  февр.,  1989:  Тез.  докл.  Пущино,  1989.  С.  29-30.
 21. 	Соколова  Т.А.  Глинистые  минералы  в  почвах  гу-
мидных  областей  СССР.  М.:  Изд-во  Моск.  ун-та,
1985.  252  с.
 22. 	Шаймухаметов  М.Ш.,  Воронина  К.А.  Методика
фракционирования  органо-глинистых  комплексов
почв  с  помощью  лабораторных  центрифуг  //  Поч¬
воведение.  1972.  №  8.  С.  134-138.
 23. 	Brewer  R.  Fabric  and  mineral  analyses  of  soils.  N.Y.,
1964.  470  p.
 24. 	NikiforoffC.C.,  DrosdoffM.  Genesis  of  a  claypan  soil  //
Soil  Sci.  1943.  V.  55.  №  6.  P.  459-482.
 Pedogenesis  and  Weathering  in  Tundra  and  Podzolic  Soils
in  North-East  European  Russia
G.  A.  Simonov
 Soil  minerals  susceptible  to  weathering  and  some  individual  components  and  fractions  constituting  mineral
pedomass—oxides,  fine  (<0.08  |im)  and  coarse  (0.08-0.2  |im)  colloids,  semi-colloids  (0.2-1  |im),  and  coarser
fractions—were  studied  using  quartz  as  a  marker  (witness)  to  estimate  basic  indices  of  the  soil  balance.  It  was
shown  that  in  the  tundra  and  taiga  zones  of  European  Russia,  pedogenesis  and  weathering  result  in  the  trans¬
formation  and  redistribution  of  mineral  components  down  the  profile  of  automorphic  soils  developed  on  cover¬
ing  loam.  Model  experiments  on  weathering  of  different  minerals  under  natural  conditions  confirm  that  the  pro¬
cesses  of  dissolution,  mass-transport,  and  disintegration  of  phyllosilicates  take  place  in  the  soil.
 4  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №5,  с  562-569
 УДК  631  48  551  345
 СТРУКТУРНЫЕ  ГРУНТЫ,  БУГРЫ  ПУЧЕНИЯ
И  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА  В  ГОЛОЦЕНЕ
©  1998  г.  Б.  Ван  Влие-Лану
 Отделение  седиментологии  и  геодинамики  Университета  науки  и  техники,  Лилль,  Франция
 Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 Рассматриваются  деформации,  связанные  с  дифференцированным  мерзлотным  пучением,  их  связь
с  почвообразованием  и  изменением  климата  в  голоцене.  Совместные  исследования  с  экологами
позволили  выявить  влияние  климатических  и  растительных  условий  на  характер  мерзлотных  пуче¬
ний.  Разрабатываемый  подход  может  быть  применен  для  выяснения  генезиса  структурных  грунтов
и  бугроковатого  микрорельефа  и  их  эволюции  в  связи  с  позднеголоценовым  похолоданием  климата
и  проградацией  вечной  мерзлоты.
 Одним  из  наиболее  важных  факторов,  определяющих  термический  и  водный  режимы  почв  и  их  по¬
датливость  эрозии,  является  растительность.
 ВВЕДЕНИЕ
 Настоящая  статья  обобщает  ранее  получен¬
ные  материалы  по  криотурбациям  и  структур¬
ным  грунтам  в  перигляциальных  обстановках,
фокусируя  внимание  на  взаимосвязях  между  го¬
лоценовым  почвообразованием  и  криотурбаци-
ей.  Проблема  воздействия  мерзлоты  на  почву
широкого  обсуждается  в  научной  литературе,  на¬
чиная  с  первых  исследований  Кекконена  [16],  Та-
бера  [31],  Бескова  [3],  Шарпа  [28]  и  Фитцпатрика
[7,  8],  в  которых  было  показано,  что  мерзлота  яв¬
ляется  важным  фактором  почвообразования,
влияющим  на  структурообразование,  уплотне¬
ние,  деформации  и  перемещение  частиц.  Прежде
чем  перейти  к  рассмотрению  конкретных  форм
воздействия  мерзлоты  на  почву,  следует  выяс¬
нить,  какие  факторы  его  определяют.  Таким
фактором  является  влага  [42].  Воздействие  моро¬
за  можно  рассматривать  как  специфический  тип
термического  иссушения.  Это  означает,  что
большинство  криогенных  текстур  связано  с  таки¬
ми  процессами,  как  сжатие,  мерзлотное  пучение
и  гравитационное  оползание.
 МЕРЗЛОТА  И  ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ
 Хотя  воздействие  мерзлоты  на  почву  -  явле¬
ние,  прежде  всего,  чисто  механическое;  криоген¬
ные  текстуры,  создающиеся  в  результате  такого
воздействия,  влияют  на  многие  физико-химичес-
кие  и  биологические  процессы.  Его  характер,  од¬
нако,  зависит  от  временной  последовательности
событий,  т.е.  от  того,  когда  это  воздействие  име¬
ло  место:  до,  во  время  или  после  других  почвен¬
ных  процессов.  Полевые  данные,  собранные  в
местах,  испытывающих  в  настоящее  время  по¬
тепление  (Сибирь,  Маккензи)  или  похолодание
 (Сев.  Квебек,  Шпицберген,  Лапландия),  свиде¬
тельствуют  о  том,  что  изменения  в  окружающей
среде  отчетливо  фиксируются  в  почвах,  включая
такой  показатель,  как  скорость  развития  почв  в
меняющихся  термических  и  биологических  усло¬
виях.
 Мерзлотные  нарушения.  Мы  рассмотрим  три
типа  криогенных  нарушений:  формирование  по¬
лигональных  грунтов,  солифлюкцию  и  вымора¬
живание  камней.
 Вымораживание  камней  с  характерной  верти¬
кальной  ориентацией  обломков  является  следст¬
вием  их  вертикального  движения  под  действием
мерзлотного  выпучивания  и  последующего  осе¬
дания  при  протаивании  [25].
 Полигональные  структуры  (от  дециметровых
до  метровых)  являются  результатом  термическо¬
го  растрескивания  и/или  так  называемого  “мо¬
розного”  растрескивания  [26,  41],  которое  на  са¬
мом  деле  правильнее  было  бы  называть  растрес¬
киванием  иссушения;  дециметровые  структуры
образуются  за  счет  летнего  иссушения,  после  от¬
таивания  мерзлоты  и  дренирования  почв,  когда
содержание  влаги  понижается  до  уровня,  обеспе¬
чивающего  свободное  проникновение  воздуха  в
почву  [38].  Полигональное  растрескивание  часто
сопровождается  образованием  бактериальных
железистых  пленок  на  поверхности  дециметро¬
вых  трещин  и  криогенных  агрегатов.
 Перигляциальная  солифлюкция  -  движение
масс  под  воздействием  мерзлотного  крипа,  явля¬
ющегося  результатом  вертикального  оседания
масс  при  вытаивании  льда  и  их  гравитационного
скольжения  по  склону.  Интенсивность  процесса
находится  в  зависимости  от  содержания  сегрега¬
ционного  льда  и  влагообеспеченности  почвы  в
ходе  протаивания  [11,  12,  19].  Мерзлотный  крип
 562

СТРУКТУРНЫЕ  ГРУНТЫ,  БУГРЫ  ПУЧЕНИЯ  И  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА
 563
 не  имеет  определенной  климатической  приуро¬
ченности.  Единственным  условием  его  проявле¬
ния  является  промерзание  почвы.  Характер  поч¬
венных  деформаций,  а  также  характер  располо¬
жения  обломков  в  почве  при  этих  процессах
определяются  условиями  увлажнения  в  летний
период  и  содержанием  льда.  Плоскоориентиро¬
ванные  обломки,  вытянутые  длинными  осями
вдоль  склона,  указывают  на  избыточную  влаж¬
ность  в  ходе  снеготаяния.  Напротив,  вертикально
ориентированные  обломки  свидетельствуют  о
ведущей  роли  мерзлотного  пучения.  Скорость  со-
лифлюкции  зависит  главным  образом  от  уклонов
и  содержания  влаги  в  почвах;  вместе  с  тем  воздей¬
ствие  мерзлотного  пучения  усиливает  этот  про¬
цесс  за  счет  некоторого  перемещения  частиц
грунта,  приводящего,  в  свою  очередь,  к  меньшей
его  устойчивости  (большей  податливости)  к  воз¬
действию  мерзлоты.  На  солифлюкцию  влияют
также  характер  растительности  и  характер  эоло¬
вого  перераспределения  снега  (например,  условиях
кочковатой  поверхности)  [20,  21].  Солифлюкция
часто  сопровождается  криотурбациями.  Механиче¬
ские  деформации,  связанные  с  дифференцирован¬
ным  мерзлотным  пучением  или  с  мерзлотным  кри¬
пом,  могут  приводить  к  некоторой  стратифика¬
ции  склоновых  отложений  в  зависимости  от
податливости  грунтов  к  мерзлотным  процессам
[5,  37].
 Процессы  педогенеза  и  воздействие  на  них
мерзлоты.  Перемещения  частиц,  связанные  с
воздействием  мерзлоты,  могут  приводить  как  к
диффузионному  обогащению  почвенной  основы
(5-матрицы)  [9.18,  36,37],  так  и  к  формированию
индивидуальных  новообразований  [6,  37].  Пере¬
мещение  частиц  усиливается  при  нарушении  ста¬
бильности  криогенных  текстур,  которая,  в  свою
очередь,  связана  с  такими  почвенными  характе¬
ристиками,  как  степень  насыщенности  поглоща¬
ющего  комплекса  основаниями  (некоторая  дис-
пергация  ППК  и  выщелачивание  оснований  мо¬
гут  происходить  во  время  оттаивания),  а  также
степень  пористости,  которая  может  резко  увели¬
читься  при  быстром  замерзании  верхних  горизон¬
тов.  Кроме  того,  на  перемещение  частиц  оказы¬
вают  влияние  характер  осадков  [10]  и  интенсив¬
ность  снеготаяния  [42].  Вместе  с  тем  аккумуляция
глинистых  частиц,  насыщенных  катионами,  на
некоторой  глубине  способствует  стабилизации
криогенных  агрегатов  и  улучшает  условия  дрени-
рованности.  Тонкие  частицы,  образующиеся  в  ре¬
зультате  морозной  дезинтеграции  и  перемещен¬
ные  (вертикально  и/или  горизонтально)  по  про¬
филю,  образуют  глинистые  и  пылеватые
аккумуляции  на  небольшой  глубине.  Элювииро-
вание  захватывает  все  более  мощную  толщу  с
увеличением  возраста  почв.  Перемещение  частиц
в  значительной  степени  контролируется  градиен¬
тами  давления  почвенной  влаги,  связанными  с
 термической  инверсией  во  время  оттаивания.
С  этими  феноменами  связаны  и  криповые  про¬
цессы,  а  также  такие  присущие  почве  внутренние
неоднородности,  как  капиллярные  барьеры  и
границы  горизонтов.
 Биологическая  активность  преимущественно
приурочена  к  теплому  сезону;  летние  биотурба-
ционные  процессы  сменяются  зимним  формиро¬
ванием  ледяных  линз.  В  результате  гумусовые  ве¬
щества  входят  в  состав  почвенной  плазмы,  что
увеличивает  водоудерживающую  способность
почв  и  их  подверженность  мерзлотным  процес¬
сам.  Экспериментальные  данные  автора  свиде¬
тельствуют  о  том,  что  богатые  азотом  и  сахарами
гумусовые  вещества  мюллевого  типа  более  под¬
вержены  воздействию  криогенеза,  чем  гумус  ти¬
па  модер  и  мор.  Более  высокая  подверженность
криогенезу  почв,  обогащенных  гидрофильными
полисахарид-  и  азотсодержащими  органическими
гелями,  связана  с  их  повышенной  водоудерживаю¬
щей  способностью  и  комковато-зернистой  струк¬
турой  гор.  АО/А1.  В  то  же  время  гумусовые  веще¬
ства,  преобладающие  в  мор  и  модер  типах  гумуса,
приобретают  гидрофобные  свойства  в  результа¬
те  морозного  иссушения  и  не  столь  сильно  влия¬
ют  на  подверженность  почв  криогенезу.  Экспери¬
мент  по  морозному  пучению  суглинка,  обогащен¬
ного  алюминиевыми  гелями  (лаборатория  Каен),
показал,  что  высокая  водоудерживающая  способ¬
ность  этих  веществ  увеличивает  пучение  на  30%.
Это  подтверждает  полученные  ранее  выводы  о
высокой  подверженности  песков,  содержащих  при¬
месь  естественного  имоголита  (аморфного  глинис¬
того  вещества),  криогенным  пучениям  [40].  Обед¬
ненные  глиной  белесые  языки  элювиального  го¬
ризонта  также  могут  деформироваться  в  ходе
дифференцированного  мерзлотного  пучения  и
выжиматься  ниже  в  толщу  глинистого  гор.  Bt,  как
это  наблюдается  в  погребенных  дерново-подзо-
лисгых  почвах  [37].
 Развитие  криотурбаций  в  почве.  В  результа¬
те  гумусонакопления,  выщелачивания,  партлю-
вации  и  изменений  пористости  почвенное  тело
дифференцируется  на  горизонты,  обладающие
разной  водоудерживающей  способностью  и  соот¬
ветственно  различной  устойчивостью  к  криоген¬
ным  деформациям.  Развитие  дифференцирован¬
ного  мерзлотного  пучения  приводит  к  деформа¬
ции  почвенных  горизонтов  (криотурбации).  Ее
интенсивность  связана  с  осенним  содержанием
влаги  в  почвах.  Наличие  в  почве  камней  оказыва¬
ет  влияние  на  термические  и  гидрологические
свойства  как  на  микро-,  так  и  на  макроуровне.
Вымораживание  частиц  разных  размеров  проис¬
ходит  дифференцированно,  в  результате  чего  об¬
разуются  структурные  грунты,  например,  грязе¬
вые  котлы  (пятна  криотурбированного  мелкозе¬
ма,  окруженные  каменным  бордюром).  Следует
отметить,  что  на  их  формирование  влияют  не
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

564
 ВАН  ВЛИЕ-ЛАНУ
 только  собственно  криогенные  процессы,  но  и
физическое  и  биологическое  выветривание.
 Криотурбации  -  результат  дифференцирован¬
ных  мерзлотных  пучений,  связанных  с:  а)  харак¬
тером  дренированности  и  термическими  условия¬
ми,  б)  подверженностью  материала  воздействию
криогенных  процессов.  Формирование  структур¬
ных  грунтов  приводит  к  возникновению  либо  регу¬
лярно-циклических,  либо  спорадических  (случай¬
ных)  рисунков  поверхности  [26,  37].  Геометрия  об¬
разующихся  форм  определяется  градиентами
мерзлотной  устойчивости  грунтов.  Так,  если  ма¬
териал  верхних  горизонтов  менее  устойчив  к  воз¬
действию  криогенеза,  чем  нижележащий  (напри¬
мер,  за  счет  разницы  в  содержании  ила,  пыли  и
органического  вещества),  то  градиент  будет  по¬
ложительным;  при  обогащенности  иллювиально¬
го  горизонта  глинистым  веществом  или  наличии
на  поверхности  слоя  вымороженных  камней  гра¬
диент  будет  отрицательным.  При  этом  в  первом
случае  контрастность  по  восприимчивости  почв  к
мерзлотным  нарушениям  будет  слабее,  чем  во
втором,  так  как  каменистый  поверхностный  слой
практически  не  подвержен  криотурбациям.
 В  слабодренированных  условиях  инволюции
грунта  при  промерзании  направлены  сверху  вниз,
поскольку  быстро  промерзающий  верхний  слой
ведет  себя  как  жесткий  каркас  [34,  36,  37].  В  дре¬
нированных  условиях  результирующая  подвижек
грунта  в  поверхностных  горизонтах  направлена
вверх;  возникающие  в  почве  при  зимнем  промерза¬
нии  и  летнем  высыхании  напряжения  приводят  к
формированию  бугристого  микрорельефа.  В  соот¬
ветствии  с  характером  восприимчивости  почвенно¬
го  профиля  к  мерзлотным  процессам  нерегу¬
лярные  каменные  кольца  могут  возникать  и  при
отрицательном  градиенте,  однако  каменные
кольца,  образующие  регулярную  сеть,  развива¬
ются  преимущественно  при  положительном  гра¬
диенте.
 Разжижение  грунта  -  достаточно  редкое  явле¬
ние  даже  в  “грязевых  котлах”  [29]  и  связано  с  из¬
быточным  давлением  влаги.  Причицами  могут
быть  как  гидростатический  напор  в  почвах  ни¬
жней  части  склонов,  так  и  дополнительное  давле¬
ние  за  счет  отложения  свежего  осадка  на  поверх¬
ности  или  воздействия  животных  на  поверхность.
Излияния  грунта  на  поверхность  за  счет  избыточ¬
ного  давления  происходят  преимущественно  в  не¬
уплотненных,  водонасыщенных  недавно  отло¬
женных  осадках.  Вибрация,  вызываемая  земле¬
трясениями,  вытаптыванием  поверхности  или  пе¬
редвижениями  транспортных  средств,  может
привести  к  разрушению  криогенной  текстуры
почв,  после  чего  возможен  ее  переход  в  жидко¬
текучее  состояние.
 Вечная  мерзлота  представляет  собой  изменчи¬
вую  нижнюю  границу  возможных  перемещений  в
 пределах  почвенной  толщи,  а  также  границу  зо¬
ны  почвенных  вод.  Геометрия  поверхности  веч¬
ной  мерзлоты  тесно  связана  со  свойствами  почв  и
характером  растительного  покрова  [17].  Аккуму¬
ляция  льда  у  поверхности  вечной  мерзлоты  может
изменять  ее  топографию  и  условия  дренированно-
сти.  Похолодания  климата  приводят  к  угнетению
растительности  и  уменьшению  эвапотранспира-
ции.  Вместе  с  тем  сухость  холодного  воздуха  и  не¬
значительное  количество  осадков  способствуют
развитию  пожаров  и  заметно  уменьшают  вероят¬
ность  возобновления  растительности  за  счет  пло¬
хой  приживаемости  всходов.  Похолодания  также
связаны  с  усилением  скорости  зимных  ветров  и
формированием  пятен,  свободных  от  снега  за
счет  его  выдувания.  Изменяются  и  условия  дрени¬
рованное™.  Уровень  почвенных  вод  в  депрессиях
рельефа  (как  с  мерзлотой,  так  и  без  нее)  поднима¬
ется,  а  промерзание  охватывает  более  мощный
почвенный  слой.  В  результате  изменяются  геоме¬
трические  очертания  почвенных  горизонтов  по
катене.  Небольшое  потепление  приводит  к  про-
таиванию  мерзлоты,  сопровождаемому  интен¬
сивными  просадками  (в  случае  сильнольдистой
мерзлоты,  как  в  Якутии  или  в  бассейне  Маккензи
[22,  30])  или  усиливающимися  мерзлотными  де¬
формациями,  сопровождающими  почвообразова¬
ние  в  менее  континентальных  районах,  например,
в  Северном  Квебеке  или  Унгаве.
 ПЕДОСТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ  ЗАПИСИ
ГОЛОЦЕНОВЫХ  СОБЫТИЙ
 Бугры  пучения  с  ледяным  ядром  и  без  него,
так  же  как  и  другие  формы  структурных  грунтов,
следует  изучать  сравнительно-географическим
методом,  сопоставляя  особенности  их  развития  в
разных  частях  перигляциальной  зоны.  Часто  буг¬
ры  пучения  связаны  в  своем  развитии  с  образова¬
нием  сети  трещин  усыхания  или  морозобойных
[26].  Такие  бугры  обычно  имеют  достаточно  ре¬
гулярный  характер.  В  случае,  когда  пучение  про¬
исходит  в  центре  выпуклых  мерзлотных  колец,
формирующиеся  бугры  обычно  не  образуют  ре¬
гулярной  сети.  Их  расположение  в  пространстве
хаотично.  При  развитии  пучения  в  пылеватых
грунтах  внутри  одного  мерзлотного  полигона-
кольца  может  образоваться  несколько  бугорков
пучения,  расстояние  между  которыми  будет
меньше,  чем  ширина  трещинной  зоны  между  со¬
седними  кольцами  [32].  От  этих  бугров  пучения
следует  отличать  туфуры  -  бугры  седиментаци-
онного  происхождения,  обычно  не  образующие
регулярной  сети  и  формирующиеся  за  счет  фик¬
сации  мелкозема  (эолового,  нивально-эолового,
флювиогляциального)  в  местах  повышенной
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

СТРУКТУРНЫЕ  ГРУНТЫ,  БУГРЫ  ПУЧЕНИЯ  И  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА
 565
 Рис  1.  Типы  бугоркового  микрорельефа  (пояснения  в  тексте).  Пункт  наблюдения:  А  -  Коцебу  (Шпицберген);  В  -  Кра-
фла  (сев.  Исландия);  В'  -  Хайетативат  (Финская  Лапландия);  С,  D  -  Бонифас  (сев.  Квебек);  грязевые  котлы:  а  -  ак¬
тивный;  б  -  неактивный.
 влажности  и/или  достаточно  развитой  раститель¬
ности  [37].
 В  сходных  ландшафтных  и  почвенных  услови¬
ях  проявление  мерзлотных  процессов  зависит  от
положения  площадки  в  катене.  Так,  криотурба-
ции  обычно  развиваются  в  слабодренированных,
переувлажненных  условиях,  а  выпуклые  формы
(бугры  пучения,  мерзлотные  полигоны-кольца)
приурочены  к  умеренно  или  хорошо  дренирован¬
ным  позициям  с  мерзлотой  или  без  нее  ([35,  37],
рис.  1).  Такая  ситуация  соответствует  относи¬
тельно  простым  буграм  (тип  А).
 Понижение  уровня  надмерзлотных  вод  может
привести  к  новому  циклу  образования  бугров  пу¬
чения  на  уже  криотурбированной  поверхности
(рис.  2).  Вторичные  бугры  часто  образуются  как
главная  инъекционная  дислокация  среди  крио¬
генных  дислокаций,  приуроченных  к  местам  со¬
членения  различных  полигонов  в  депрессиях.  По¬
добные  бугры  мы  рассматриваем  как  бугры  типа
 В. 	Они  развиты  в  северной  Финляндии  и  Ислан¬
дии  [40].  Развитие  растительности  может  привес¬
ти  к  более  резко  выраженному  дифференциро¬
ванному  пучению.
 С  подъемом  уровня  надмезлотных  вод  воз¬
можно  развитие  новых  инволюций,  которые  бу¬
дут  нарушать  уже  существующие  мерзлотные
 формы,  преобразуя  их  в  бугры  пучения  типа  С
(рис.  3).  При  последующем  снижении  уровня  во¬
ды  такие  бугры  эволюционируют  в  псевдокон-
вективные  бугры  типа  D  за  счет  разрушения
центральной  части  предшествующих  бугров,
или  в  небольшие  бугорки  с  грязевым  пятном  на
вершине,  часто  образующиеся  при  отсутствии
вечной  мерзлоты,  например,  на  севере  Финлян¬
дии.  При  этом,  однако,  свидетельства  былого
влияния  мерзлоты  сохраняются  в  виде  криоген¬
ной  текстуры  на  некоторой  глубине.  Подобные
образования  были  описаны  также  на  пепловых
отложениях  вулкана  Крафла  в  северной  Ислан¬
дии.
 Вторичные  деформации  развиваются  также  и
при  дальнейшем  изменении  уровня  грунтовой  во¬
ды  при  осеннем  промерзании.  Сложное  сочета¬
ние  опускания  и  вторичного  повышения  уровня
воды  на  фоне  дифференцированного  мерзлотно¬
го  пучения  и  просадок  при  оттаивании  может
привести  к  образованию  валиковых  форм  (по
краям)  с  грязевым  котлом  в  центре.  Зарастание
каменистого  бордюра  мхами,  в  том  числе  сфагну¬
мом,  способствует  постепенному  повышению  по¬
верхности  грязевого  котла  в  центре,  ее  осушению
и  колонизации  травянистой  растительностью,
что  наблюдалось  на  Шпицбергене  [37].
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

566 	ВАН 	ВЛИЕ-ЛАНУ
 Рис.  2.  Эволюция  бугорков  пучения  без  мерзлоты  (отрицательный  градиент  мерзлотной  восприимчивости).  A,C,D-  хоро¬
шо  дренированные  позиции;  В,  Е,  F  -  плохо  дренированные  позиции.  Мерзлотная  восприимчивость.  1  -  низкая;
2  -  высокая;  3  -  уровень  фунтовых  вод.  I  -  начальная  стадия;  II  -  понижение  УГВ  (суббореапьный  период);  III  -  повышение
УГВ  (в  субатлантическое  время,  или  малый  ледниковый  период).
 ГОЛОЦЕНОВЫЕ  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА
 Палеопедологические  и  стратиграфические
исследования  в  Арктике  и  Субарктике  позволяют
нарисовать  следующую  картину  эволюции  поч-
венно-мерзлотных  условий.  Деградация  вечной
мерзлоты  (продвижение  ее  южной  границы  к  се¬
веру)  была  весьма  активной  в  эпоху  дегляциации,
особенно  в  течение  периода  с  максимальной  лет¬
ней  инсоляцией  (15-6  тыс.  лет  назад).  Резкие  по¬
тепления  в  позднеледниковое  время  и  вслед  за  по¬
здним  дриасом  способствовали  развитию  аласов  в
центральной  Якутии  и  в  дельте  Маккензи  [22,30].
Вечная  мерзлота  полностью  исчезла  в  северной
Европе  (за  исключением  горных  районов),  а  в  Се¬
верной  Америке  осталась  преимущественно  лишь  в
Северо-Западной  провинции  Канады  [45]  и  в  севе¬
ро-восточной  части  Северного  Квебека.  В  конце
гипсотермического  (атлантического)  периода  на¬
метился  спад  в  летней  инсоляции  [2]  и  вечная
мерзлота  вновь  продвинулась  к  югу.  Это  продви¬
жение  осуществлялось  в  три  этапа,  проследить
которые  можно,  изучая  эволюцию  структурных
грунтов.
 Первый  этап  (4.5  тыс.  лет  назад)  был  ознаме¬
нован  ростом  ледяных  жил  и  возобновлением  пе-
ригляциальных  процессов  в  Северной  Америке  и
в  Сибири;  в  Скандинавии  и  Северном  Квебеке  об¬
разовались  торфяные  бугры  с  ледяными  ядрами
(пальса)  [23];  многолетние  гидролакколиты  фор¬
мировались  в  термокарстовых  депрессиях  Сибири
 \

 В
 \  А 	/
 Y  !
 )  I  I
 *тш  а  т  »  •  т  »  »  ш  ш  ш  т  ш  ».ш  ш  яЪгшгш-—
 	 ■
 Рис.  3.  Эволюция  грязевого  котла  в  условиях  мерзлоты:
А  -  начальная  стадия  (суббореальный  период),  В  -  пуче¬
ние  и  излияние  при  похолодании  (малый  леднико¬
вый  период);  С  -  опускание  при  потеплении  (1910  г.),
D  -  вторичное  пучение  в  ходе  современного  похоло¬
дания  (сев.  Атлантический  регион).  Мерзлотная  вос¬
приимчивость.  1  —  низкая;  2  -  высокая,  3  -  уровень
почвенных  вод;  4  —  вечная  мерзлота  А-D  —  то  же,  что
и  на  рис  2.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

СТРУКТУРНЫЕ  ГРУНТЫ,  БУГРЫ  ПУЧЕНИЯ  И  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА 	567
 Эволюция  перигляциальных  процессов  в  посгатлантическое  время
 Хронология
 Шпицберген
 Скандинавия
 68°-69°с.ш.
 Сев.  Квебек
57°-63°с.ш.
 Адвентдален  (78°  с.ш.)
 Коцебу  (79°с.ш.)
 Субатлантический
 1950
 1910
 Эоловые  и  нивально-эоловые
 Нивально-эоло¬
 вые
 Эоловые,  крио¬
турбации,  соли-
флюкция
 Эоловые,  песча¬
ные  жилы,  паль-
са,  солифлюкция
 1750
 Стабилизация
 Стабилизация
 Эоловые,  крио¬
турбации
 Эоловые,  рост
ледяных  жил,
криотурбации
 1000-1450
 Стабилизация
 Эоловые
 Эоловые
 Потепление,  по¬
жары
 Потепление,  по¬
жары
 Криотурбации
 Рост  ледяных
жил
 450-800
 Стабилизация
 ?
 Стабилизация
 Реактивизация  эрозии  и  дефля¬
ции,  рост  второй  генерации  пин¬
го,  формирование  ледяных  жил
 ?
 ?
 Суббореальный
 3000-2200  до  н.в.
 Перегной,  торф
 Мюлль
 Торф
 Торф
 4500  до  н.в.
 Рост  крупных  пинго,образова¬
ние  жильных  льдов
 Образование
жильных  льдов
 Криотурбации,
развитие  торфя¬
ных  бугров
 Рост  жильных
льдов,  развитие
торфяных  бугров
 Атлантический
 Погружение
 Стабилизация
 дюн
 Почвообразова¬
 ние
 Почвообразова¬
 ние
 [30],  в  дельте  Маккензи  и  в  днищах  некоторых
долин  Шпицбергена.  Развитие  мерзлоты  с  по¬
верхности  привело  также  к  “двухэтажному”  стро¬
ению  мерзлой  толщи  в  Сибири,  так  что  таликовая
зона  оказалась  в  промежутке  между  древней  мерз¬
лотой  снизу  и  вновь  сформированной  мерзлотой  с
поверхности  [24].  В  это  время  формировались  так¬
же  различные  структурные  грунты,  исследован¬
ные,  например,  в  дельте  Маккензи  [32].
 Следующий  этап  похолодания  произошел  око¬
ло  2  тыс.  лет  назад.  Его  свидетельства  найдены  по
обе  стороны  Атлантического  океана.  Так,  на  это
время  приходятся  новая  стадия  развития  жиль¬
ных  льдов,  расширение  площади  бугристых  тор¬
фяников  в  Фенноскандии  [27]  и  Северном  Квебе¬
ке  [23],  а  также  формирование  новой  генерации
пинго  на  Шпицбергене.  Начиная  примерно  с  2.3
тыс.  лет  назад  и  по  настоящее  время,  во  внутрен¬
них  долинах  Шпицбергена  отмечается  отложение
лёсса  (таблица).
 Последний  этап  развития  вечной  мерзлоты
приходится  на  так  называемый  малый  леднико¬
вый  период  (1450-1910  гг.).  В  течение  этого  перио¬
да  отмечались  три  минимума  солнечной  активнос¬
ти  [15].  Химическое  выветривание  в  большинстве
высокоширотных  районов  резко  замедлилось;  в
ряде  мест  отмечалось  развитие  торфяников.  Это
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 похолодание  привело  к  развитию  сложных  песча¬
ных  жил  в  пределах  зоны  прерывистой  вечной
мерзлоты  в  Северном  Квебеке  и  ледяных  жил  на
Шпицбергене  и  северном  Унгаве.  Криотурбации
отмечались  в  наименее  дренированных  позициях;
в  более  дренированных  местах  развивался  бугри¬
стый  микрорельеф;  на  склонах  повсеместно  про¬
текали  солифлюкционные  процессы  [41].  Все  это
привело  к  нарушениям  почв,  сформировавшихся
во  время  термического  оптимума  голоцена.  При¬
знаки  их  отмечались  в  разных  районах:  в  Грен¬
ландии  [13],  в  горах  Шотландии  [1]  и  северной
Ирландии  (на  высотах  >  600  м)  [44].
 Начиная  с  1988  г.,  исследование  современных
экопедологических  изменений  проводилось  на
Шпицбергене,  в  Исландии,  Лапландии  и  северном
Квебеке.  В  этих  районах  прогрессивное  похоло¬
дание,  начавшееся  в  1947  г.  [15],  привело  к  акти¬
визации  перигляциальных  явлений,  усилило  ве¬
сенний  смыв  и  летнюю  дефляцию  почв,  а  также
привело  к  увеличению  площади  вечной  мерзло¬
ты.  Характер  этих  процессов  аналогичен  тому,
который  имел  место  в  течение  малого  ледниково¬
го  периода,  хотя  интенсивность  их  несколько  ниже.
Морфологическое  зонирование  полярных  почв  и,
особенно,  почв  с  бугорковатым  микрорельефом,
обстоятельно  рассмотренное  в  работе  Тедроу

568
 ВАН  ВЛИЕ-ЛАНУ
 (Tedrow)  [33],  может  быть  с  успехом  интерпрети¬
ровано  как  следствие  климатических  и  экологи¬
ческих  изменений  в  голоцене.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Изучение  взаимосвязей  между  мерзлотой  и
почвообразованием  позволяет  более  точно  оце¬
нить  характер  голоценовой  эволюции  почвенно¬
го  покрова.  Большинство  унаследованных  крио¬
генных  черт  в  палеопочвах  тесно  связаны  с  усло¬
виями  дренированности,  водным  режимом  почв,
характером  растительности  и  биологических  про¬
цессов.  Почвообразование  в  арктической  зоне  Се¬
верной  Атлантики  в  течение  последних  2  тыс.  лет
испытывало  влияние  прогрессирующего  климати¬
ческого  иссушения  и  криотурбаций  в  переувлаж¬
ненных  местах,  что  характерно  для  начала  леднико¬
вых  эпох.  Современное  положение  вечной  мерз¬
лоты  в  основном  связано  с  ее  развитием  в  ходе
среднеголоценового  похолодания;  климатическое
потепление  начала  XX  в.  (1920-1945)  не  привело  к
существенным  изменениям  границы  мерзлоты.
Общая  площадь  мерзлоты  в  настоящее  время  со¬
ставляет  примерно  1/3  от  ее  площади  в  эпоху  мак¬
симума  последнего  оледенения.
 Статья  включает  в  себя  данные,  собранные  ав¬
тором  в  1992-1996  гг.  по  программе  исследований
окружающей  среды  полярных  районов,  финанси¬
ровавшейся  Французским  комитетом  по  науке  и
технике.  Изучение  педостратиграфической  запи¬
си  голоценовых  событий  проводилось  совместно
с  профессором  М.  Сеппала  (Хельсинский  универ¬
ситет,  Финляндия),  профессорами  М.  Аллардом
(1991,1992)  и  С.  Пайеттом  (1993)  из  центра  изуче¬
ния  Северных  районов  при  Университете  Лаваля,
Квебек.  Ценные  материалы  были  получены  при
исследованиях  на  Шпицбергене,  финансировав¬
шихся  по  совместной  Франко-Норвежской  про¬
грамме  и  по  программе  “Исследования  Арктики”,
поддержанной  Французским  комитетом  по  науке
и  технике.  Хочется  поблагодарить  многих  ано¬
нимных  “копателей”,  чей  самоотверженный  труд
в  условиях  обилия  москитов  и  дождливой  погоды
помог  нам  изучить  более  150  профилей  в  Лаплан¬
дии,  Угаве  и  в  районе  р.  Бонифас.  Лабораторные
эксперименты  были  проведены  в  Лаборатории
Каен  в  1988-1991  гг.  при  поддержке  и  помощи
Жан-Пьера  Кутарда.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Ballantyne  С.К.  Late  Holocene  erosion  in  upland  Brit¬
ain:  climatic  deterioration  or  human  influence?  //  The
Holocene.  1991.  №  1.  P.  81-85.
 2. 	Berger  A.  Natural  factors  and/or  human  effects  on  cli¬
mate  11  Proc.  Eurisy  Symp.  Earth  Environ.,  Vence,
10-11  avril  1991.  1991.  P.  19-29.
 3. 	Beskow  G.  Tjalbildningen  och  tjallyftingen  med  srskild
hansyn  till  vagar  och  jamagar  I  I  Sveriges  Geolgiska  Un-
ders.  1935.  Arsbok  26.  375  p.
 4. 	Bockheim  J.G.,  Ugolini  F.C.  A  review  of  pedogenic
zonaion  in  well-drained  soils  of  the  Southern  Corcumpo-
lar  Region  //  Quaternary  Res.  1990.  V.  34.  P.  47-66.
 5. 	Coutard  J.P.,  Van  Vliet-Lanoe  ВAuzet  A.V.  Exprei-
ments  concerning  the  genesis  and  the  deformation  of  soil
structures  by  frost  creep  //  Zeit.  geomorpho.  NS.  Supl.
Bd.  1990.  V.71.P.  13-23.
 6. 	Fedorova  N.N.,  Yarilova  E.A.  Morphology  and  Genesis
of  prolonged  seasonally  frozen  soils  in  Western  Sibe¬
ria  //  Geoderma.  1972.  №  7.  P.  1-13.
 7. 	Fitzpatrick  ЕЛ.  An  indurated  soil  horizon  formed  by
permafrost  //J.  Soil  Sci.  1956.  №  7.  P.  248-257.
 8. 	Fitzpatrick  E.A.  Cryons  and  Isons  //  Proc.  North  Engl.
Soil  Discuss.  Group.  1974.  №  11.  P.  31—43.
 9. 	Forman  S.,  Miller  G.H.  Time-dependent  soil  morpholo¬
gies  and  pedogenetic  processes  on  raised  beaches,  Brog-
gerhalvoya,  Spitsbergen,  Svalbard  //  Arctic  and  Alpine
Res.  1984.  V.16.  P.  381-394.
 10. 	Frenot  Y.,  Van  Vliet-Lanoe  B.,  Gloaguen  J.C.  Particle
translocation,  cryogenic  processes  and  soil  development
on  a  glacier  foreland,  lies  Kegulen  //  Arctic  and  Alpine
Res.  1995.  V.  27.  №2.  P.  107-115.
 11. 	Harris  C.  Periglacial  mass-wasting:  a  review  of  re¬
search.  BGRG  Res.  Monograph  4,  1981.  204  p.
 12. 	Harris  C.  Mechanisms  of  mass  movement  in  periglacial
environments  //  Slope  stability  N.Y.:  John  Wiley,  1988.
P.  531-559.
 13. 	Jackobsen  B.J.  Evidence  of  translocation  into  the  В  ho¬
rizon  of  a  subarctic  Podzol  in  Greenland  //  Geoderma.
1989.  V.  45.  P.  3-17.
 14. 	Jahn  A.  Zagadncnia  strefy  peryglacjalny  //  Warszawa:
Paristw.  Wydaw.  Nauk.,  1970.  202  s.
 15. 	Jones  P.D.  Le  climat  des  mille  demieres  annees  I  I  La  Re¬
cherche.  1990.  V.  21.  P.  304-312.
 16. 	Kokkonen  P.  Beobachtungen  uber  die  structur  des
bodenfrostes  //  Acta  Forestalia  Fennica.  1927.  V.  30.
P.  1-55.
 17. 	Levesque  R.f  Allard  М.,  Seguin  M.K.  Regional  factors  of
permafrost  distribution  and  thickness,  Hudson  bay  coast,
,Quebes,  Canada  //  V.  Intern.  Permafrost  Conf.  Trond¬
heim,  1988.  P.  199-204.
 18. 	Locke  W.  Fine  particles  translocation  in  soils  developed
on  glacial  deposits,  Southern  Baffin  Island,  NWT,  Can¬
ada//  Arctic  and  Alpine  Res.  1986.  V.18.  №  1.  P.  33-43.
 19. 	MacRoberts  E.C.  Slope  Stability  in  cold  regions  //  Geo-
technical  engeneering  for  cold  regions.  New  York:
MacGraw  Hill,  1978.  P.  363-404.
 20. 	Mackay  J.R.  The  origin  of  hummocks,  western  Arctic
coast.  Canada  //  Can.  J.  Earth  Sci.  1980.  V.17.  P.  996-
1006.
 21. 	Mackay  J.R.  Active  layer  slope  novement  in  a  continu¬
ous  permafrost  environment,  Garry  Island,  NWT,  Cana¬
da  //  Can.  J.  Earth  Sci.  1981.  V.  20.  P.  120-134.
 22. 	Murton  J.B.,  French  H.M.  Thaw  modification  of  frost-
fissure  wedges,  Richards  island,  Pleistocene  Mackenzie
delta,  Western  Arctic  Canada  //  J.  Quatem.  Sci.  1993.
V.  8.  №  3.  P.  185-196.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

СТРУКТУРНЫЕ  ГРУНТЫ,  БУГРЫ  ПУЧЕНИЯ  И  ИЗМЕНЕНИЯ  КЛИМАТА
 569
 23. 	Payette  S.,  Filion  L.  Holocene  water-level  fluctuations
of  a  subarctic  lake  at  the  tree  line  in  northern  Quebec  //
Boreas.  1993.  №  7.  P.  7-14.
 24. 	Payette  S.,  Gauthier  L.,  Grenier  Y.  Dating  ice-wedsge
growth  in  subarctic  peatlands  following  deforestation  I  I
Nature.  1986.  V.  322.  P.  724-727.
 25. 	Pissart  A.  Le  mechanisme  periglaciaire  dressant  les
pierres  dans  le  sol.  Resultats  d’experiences  //  C.R.  Acad.
Sci.  Paris.  1969.  V.  268.  P.  3015-3017.
 26. 	Schunke  EZoltai  S.C.  Earth  hummocks  (thufur)  //
Adances  in  periglacial  geomorphology  N.Y.:  John
Wiley  Publ.,  1988.  P.  231-245.
 27. 	Seppala  M.  Paisas  and  related  forms  //  Advances  in  peri¬
glacial  geomorphology  N.Y.:  John,  Wiley  Publ.,  1988.
P.  247-278.
 28. 	Sharp  R.P.  Periglacial  involutions  in  northeastern  Illi¬
nois  //  J.  Geology.  1942.  V.  50.  P.  113-133.
 29. 	Shilts  W.W.  Nature  and  genesis  of  mudboils,  central
Keewatin,  Canada  //  Can.  J.  Earth  Sci.  1978.  №  10.
P.  1053-1068.
 30. 	Solovyev  PA.  Thermokarst  phenomena  and  landforms
due  to  frost  heaving  in  Central  Yakoutia  //  Biul.
Peryglac.  1973.  V.  23.  P.  135-155.
 31. 	Taber  S.  Frost  heaving  //  J.  Geology.  1929.  V.  37.
P.  428-461.
 32. 	Tarnocai  C.,  Zoltai  S.  Earth  hummock  of  the  Canadian
Arctic  and  Subarctic  //  Arctic  and  Alpine  Res.  1978..
№  10.  P.  581-594.
 33. 	Tedrow  J.C.F.  Soils  of  the  polar  landscape  I  I  New  Brun¬
swick:  N.J.:  Rutgers  Univ.  Press,  1977.  638  p.
 34. 	Van  Steijn  H.  Debris  frlows  involved  in  the  development
of  Pleistocene  stratified  deposits  //  Zeit.  Geomorpho.,
Supp.  Band.  1988.  V.  71.  P.  115-156.
 35. 	Van  Vliet-Lanoe  B.  Frost  effects  in  soils  I  I  Soil  and  Qua¬
ternary  landscape  evolution.  N.Y.:  John  Wiley  Publ.,
1985.  P.  115-156.
 36. 	Van  Vliet-Lanoe  B.  Dynamique  periglaciaire  actuelle  et
passee  //  Apport  de  l’etude  micromorphologique  et  de
Г  experimentation,  Bull.  A.F.E.Q.  1987.  №  2.  P.  113-
132.
 37. 	Van  Vlief-Lanoe  B.  Le  role  de  a  glace  de  segregation
dans  les  formations  superficielles  de  Г  Europe  de
Г  Quest.  Processus  et  heritages  //  These  de  Doctorat
d’Etat,  Geographie,  option  Geomorpholgie,  Universite
de  Paris  I.,  1987.  Caen:  Editeur  Editec.  1988.  854  p.
 38. 	Van  Vliet-Lanoe  B.  Differential  heave,  load  casting  and
convection:  converging  mechanisms.  A  discussion  of
the  origin  of  cryoturbations  //  Permafrost  and  Periglacial
Processes.  1991.  №  2.  P.  123-139.
 39. 	Van  Vliet-Lanoe  B.  Solifluxion  et  transferts  illuviaux  sur
les  verstants  periglaciaires  lites.  Etat  de  la  question  //
Geomorphologie,  Processus  et  Environment.  1995.  №  2.
P.  85-113.
 40. 	Van  Vliet-Lanoe  B.,  Seppala  М.,  Kaykho  J.  Dune  dy¬
namics  and  cryoturbations  features  controlled  by  Ho¬
locene  water  level  change.  Hietatievat,  Finish  Lapland  //
Geologie  en  Mijnbouw.  1993.  V.  72.  P.  211-224.
 41. 	Washburn  A.L.  Geocryology.  A  survey  of  periglacial
processes  and  environment.  London:  Arnold  Publ.,
1975.  406  p.
 42. 	Wilkinson  A.,  Bunting  B.T.  Overland  transport  by  rill  wa¬
ter  in  a  periglacial  environment  //  Geografiska  An.  1975.
V.  75A.  P.  105-116.
 43. 	Wilson  P.,  Sellier  D.  Active  patterned  ground  and  cryo-
turbation  on  Muckish  Mountain,  Co.  Donegal,  Ireland  I  I
Permafrost  and  Periglacial  Processes.  1995.  V.  6.  №  1.
P.  15-25.
 44. 	Zoltai  S.  Permafrost  distribution  in  peatlands  of  west-
central  Canada  during  the  Holocene  warm  period  6000
BP  //  Geographie  Physique  et  Quatemaire.  1995.  V.  49.
№  1.  P.  45-54.
 Pattern  Ground,  Hummocks,  and  Holocene  Climate  Changes
 Brigitte  Van  Vliet-Lanoe
 Frost  is  a  pedogenetic  agent.  This  paper  examines  the  deformations  induced  by  differential  frost  heave  in  rela¬
tion  with  pedogenesis  and  Holocene  climate  change.  Work  with  ecologists  also  clarifies  their  evolution  under
climatic  and  vegetation  constraints.  This  approach  allows  one  to  understand  the  genesis  of  pattern  ground  and
hummocky  soils  in  relation  with  late  Holocene  climate  cooling  and  recent  permafrost  aggradation.  The  impact
of  vegetation  on  thermal  and  hydraulic  regimes  of  soils  and  on  their  erosion  susceptibility  is  of  paramount
importance.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  570-576
 УДК  631.445.12:551.345(1-924.81)
 МЕРЗЛОТНЫЕ  ТОРФЯНИКИ
ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ  ЛЕСОТУНДРЫ*
 ©  1998  г.  Р.  Н.  Алексеева1,  В.  В.  Канев1,  П.  Кюхри2,  П.  Оксанен2
 1 	Институт  биологии  Коми  НЦ  УрО  РАН,  Сыктывкар
2Арктический  центр  Лапландского  университета,  Рованиеми,  Финляндия
Поступила  в  редакцию  30.12.97  г.
 Изучены  стратиграфические  особенности  торфяных  залежей  и  химические  свойства  торфов,  со¬
став  поверхностных  вод  плоскобугристых  болот  восточноевропейской  лесотундры.  Определен  воз¬
раст  пограничных  слоев  торфа  радиоуглеродным  методом.  Выявлено  региональное  климатическое
похолодание,  прошедшее  3000  лет  тому  назад.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 Нарушения  экологической  стабильности  тунд¬
ры  и  лесотундры,  связанные  с  ростом  техногене¬
за,  привлекают  особое  внимание  к  болотным
экосистемам.  Это  связано  с  тремя  важными  причи¬
нами.  Во-первых,  здесь  они  обладают  едва  ли  не  са¬
мой  долговременной  естественной  устойчивостью,
измеряемой  многими  тысячелетиями,  во-вторых,
торфа  болот  являются  ценным  органическим  сы¬
рьем.  И  наконец,  они  как  аккумулирующее  звено  в
системе  ландшафтов  лесотундры  накапливают
климатическую,  геохимическую  и  биоценотичес-
кую  информацию.  В  связи  с  последним  положени¬
ем  мы  впервые  исследовали  плоскобугристые  бо¬
лота  междуречья  Бол.  Роговой  и  Бол.  Пятомбойю.
 Цель  работы  заключалась  в  выявлении  регио¬
нальных  климатических  изменений  на  основе
изучения  стратиграфического  и  химического
строения  торфяной  залежи,  ее  возраста.
 Болотная  система  развивалась  в  течение  всего
голоценового  времени  (9250-9400  лет),  вначале  в
условиях  пойменного  режима  рек,  а  позже  как
низинное  болото  грунтового  питания.  В  послед¬
ние  3000  лет  оно  приобрело  характер  переходно¬
го  типа  и  одновременно  после  значительного  ре¬
гионального  похолодания  перешло  в  стадию
мерзлотных  плоскобугристых  болот
 Почвенные  разрезы  закладывали  по  обнаже¬
ниям  вдоль  обрывистых  берегов  озер  термокар¬
стового  происхождения.  Образцы  торфа  для  оп¬
ределения  ботанического  и  химического  соста¬
вов  и  степени  разложения  отбирали  послойно
через  каждые  5-10  см  по  глубине  залежи  до  мине¬
рального  дна  торфяника.  Образцы  торфа  ненару¬
шенного  строения  брали  в  кольца  65  см3,  куски
мерзлого  торфа  вырубали  из  стенки  разреза.
Пробы  воды  были  взяты  для  определения  хими-
 *Работа  выполнена  при  финансовой  поддержке  фонда  Майя
и  Тора  Несемана,  Хельсинки.
 ческого  состава  и  pH  водной  среды.  Многократно
измеряли  глубину  залегания  вечной  мерзлоты.
Валовые  химические  анализы  торфа  выполняли
рентгенофлуоресцентным  методом,  обеспечива¬
ющим  точность  около  10-20%.
 Представлены  четыре  радиоуглеродные  дати¬
ровки,  выполненные  в  лаборатории  четвертичной
геологии  Хельсинского  университета.  Результаты
получены  в  годах  с  1954  г.  СЕ  и  основаны  на  14С  пе¬
риоде  5568  лет.  Неточность  (±16)  содержит  стати¬
стические  ошибки,  вызванные  сравнением  изме¬
рений.  Радиоуглеродные  даты  проверены  в  ка¬
лендарных  годах  Стьювером  (Stuiver)  [18].,
Средние  скорости  накопления  и  величины  пыль¬
цевого  притока  основаны  на  проверенных  годах.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Бугристые  (плоско-  и  крупнобугристые)  боло¬
та  изучали  в  различных  районах  Севера  России
[1,  3-15,  17].  Плоскобугристые  болота  характер¬
ны  для  северной  части  лесотундры  и  южной  (кус-
тарничковой)  тундры.  Они  занимают  промежуточ¬
ное  положение  между  полигональными  болотами  к
северу  и  крупнобугристыми  к  югу.  Относятся  к
классу  травяно-лишайниково-моховых  болот  и
представляют  собой  систему  плоскобугристых  бо¬
лот  (по  мнению  финских  ученых,  торфяное  плато)
с  единичными  участками  крупнобугристых  торфя-  i
ников.  Особенности  болот  этого  типа,  структура
растительного  покрова  связаны  с  распростране¬
нием  вечной  мерзлоты,  которая  в  конце  июля  на¬
блюдалась  на  глубине  30-50  см  от  поверхности.
 Плоскобугристые  болота  занимают  слабовы-
раженные  понижения  на  плато  и  его  склонах.  От¬
метки  поверхности  торфяного  плато  колеблются
от  83.3  до  87  м,  постепенно  понижаясь  в  направле-  ,
нии  к  рекам  и  озерам.  Поверхность  плоскобугри¬
стых  болот  пересечена  ложбинами  стока.  Для
 570

МЕРЗЛОТНЫЕ  ТОРФЯНИКИ  ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ  ЛЕСОТУНДРЫ
 571
 этих  болот  характерен  мочажинно-озерково-буг-
ристый  комплекс.
 Преобладающая  высота  бугров  изменяется  от  1
до  1.5  м,  хотя  встречаются  бугры  высотой  до  2-3  м.
Иногда  длина  их  превышает  100  м.  Плоская  мел¬
кокочковатая  поверхность  бугров  и  их  склоны
покрыты  растительными  сообществами,  пред¬
ставленными  Betula  папа,  Ludum  decumbens,  Em-
petrum  hermaphroditum,  Vaccinium  uliginosum,  V.
vitis-idaea  ssp.  minus,  Rubus  chamaemorus.  Из  мхов
характерны  Sphagnum  fuscum,  S.  russowii,  Dicranum
elongatum,  Polytrichum  commune,  P.  jensenii.  Лишай¬
ники  рода  Cladonia  занимают  40%  площади.  Участ¬
ки,  покрытые  лишайниками  (40-60%),  чередуются
с  участками  деградированного  сфагнового  покрова
и  обнаженного  торфа  на  поверхности.
 Лишайники  представлены  следующими  вида¬
ми  :  Cladonia  coccifera,  С.  gracillis,  С.  pluerota,
С.  crispata,  Cladina  stygia,  С.  arbuscula,  Ochrolechia  sp.,
Flavocetrana  nivalis,  Cetrariella  delisei.  Здесь  встре¬
чается  также  очень  редкий  в  европейской  части
азиатский  вид  Cetraria  ardrejevii.  В  целом  расти¬
тельный  покров  плоских  бугров  довольно  одно¬
роден.
 Для  мочажин  характерны  Andromeda  polifolia,
Oxycoccus  microcarpus,  Eriophorum  vaginatum,
E.  russeolum,  Carex  lapponica  ,  C.  paupercula,  C.
rariflora,  C.  acuta,  C.  aquatilis,  Comarum  palustre.  Раз¬
нообразен  видовой  состав  мхов:  Sphagnum  squarro¬
sum,  S.  pirarium,  S.  fimbriatum,  S.  balticum,  S.  russow¬
 ii, 	Polytrichum  commune,  P.  jensenii,  Drepanocladus
exannulatus,  D.  fluitans,  Calliergon  cordifolium,  C.  gi-
ganteum,  C.  stramineum,  Oncophorus  Wahlenbergii,
Pohlia  sp.,  Dicrunum  elongatum,  Cynodontium  sp.
 В  других  мочажинах  распространены  Carex
rarifloria,  С.  globular  is,  С.  rotundata,  С.  lapponica,  Ca-
lamagrostis  neglecta.  Здесь  же  присутствуют  разно¬
образные  ивы:  Salix  lapponum,  S.  phylicifolia,  S.
glauca,  которые  характерны  и  для  ложбин  стока.
 Озера  занимают  30-35%  комплекса.  Они  пре¬
обладают  в  центральной  части  плато.  Ближе  к
рекам  количество  их  уменьшается.  Обычно  раз¬
меры  озер  составляют  1.1-1.5  га,  хотя  площадь
многих  достигает  22-24  га.  Некоторые  озера  за¬
растают.  В  прибрежной  части  их  глубины  равны
 0.8-1.1  м.  Здесь  наблюдаются  пушицево-осоково-
сфагновые  сообщества,  представленные  Eriopho-
rum  sp.,  Carex  rostrata,  Menyamthes  trifoliata.  Места¬
ми  встречается  Baeothryon  caespitosum.  На  озерах
имеются  острова,  заросшие  осокой.  На  других
происходит  разрушение  берега,  деградация  тор¬
фяного  плато.
 * 	Виды  лишайников  определил  лихенолог  Упсальского  уни¬
верситета  Ян-Олаф  Херманссон.
 Часть  гербария  сосудистых  растений  определена  З.Г.  Ул-
ле,  некоторые  бриевые  мхи  определены  под  руководством
Г.В.  Железновой.
 Особенности  растительного  покрова  плоско¬
бугристых  болот  лесотундры  заключаются  в  том,
что  для  них  характерно  разнообразие  ив,  присут¬
ствие  ерника,  угнетенных  кустарничков,  морош¬
ки.  В  составе  растительных  сообществ  из  трав  на¬
иболее  распространены  Eriophorum  vaginatum,
Е.  russeolum,  Carex  globularis  и  тундровые  виды
Carex  rotundata,  С.  rariflora,  С.  acuta,  С.  aquatilis.
Встречается  также  Comarum  palustre.
 В  растительных  сообществах  повышений  из
сфагновых  мхов  обычны  Sphagnum  nemoreum,
 S. 	russowii.  Очень  разнообразен  сфагновый  по¬
кров  мочажин,  представленный  Sphagnum  lind-
bergii,  S.  riparium,  S.  fibriatum,  S.  squarrosum,  S.  bal¬
ticum,  S.  fadlax.
 Бриевые  мхи  также  достаточно  хорошо  разви¬
ты.  На  повышениях  микрорельефа  распростра¬
нены  Polytrichum  strictum,  P.  commune,  P.  jensenii,
Aulacomnium  palustre,  A.  turgidum,  иногда  -  Di¬
cranum  affine,  D.  elongatum  (наиболее  распростра¬
ненный  вид),  D.  spadiceum.  Встречается  Pleurozium
Schreberi.  Для  топяных  участков  плоскобугристых
болот  характерны  Drepanocladus  exannulatus,  D.  flu¬
itans,  Calliergon  stramineum,  C.  cordifolium.  Харак¬
терны  также  печеночные  мхи  рода  Cephalozia  и
других.
 Преобладающую  часть  поверхности  бугров
занимают  лишайники  родов  Cladonia,  Cladina,  Ce¬
traria.
 На  плоскобугристых  болотах  водораздела  рек
Бол.  Роговой  и  Бол.  Пятомбойю  выявлено  всего
78  видов  растений,  из  них  28  видов  сосудистых,
35  видов  сфагновых  и  бриевых  мхов  и  15  видов
лишайников.
 Из-за  присутствия  вечной  мерзлоты  на  плос-
кобугрисгых  болотах  стратиграфическое  строение
торфяных  залежей  изучали  по  обнажениям  на  бе¬
регах  озер.  Анализ  ботанического  состава  и  степе¬
ни  разложения  торфов  выявил  их  большое  видовое
разнообразие  (29  видов).  В  сложении  торфяных  за¬
лежей  принимают  участие  переходные  (встречае¬
мость  42.6%)  и  низинные  (52.5%)  торфа;  последние
преобладают.  Верховых  видов  немного  (4.9%;
табл.  1).  Из  низинных  торфов  наиболее  широко
распространены  кустарничково-осоковые  (встре¬
чаемость  9.8%),  древесно-травяные  (4.9%),  хво-
щово-осоковые  (4.9%)  и  гипновые  (4.9%),  из  пе¬
реходных  -  сфагновые  (13.1%),  кустарничковые
(8.2%),  шейхцериево-сфагновые  (4.9%).  Плоско¬
бугристые  болота  с  поверхности  сложены  сфаг¬
новыми  и  кустарничково-сфагновыми  переход¬
ными  торфами,  которые  с  глубиной  переходят  в
кустарничковые,  кустарничково-осоковые.  При¬
донные  горизонты  залежей  представлены  в  ос¬
новном  древесно-хвощовыми  и  древесно-травя-
ными  низинными  торфами,  реже  -  осоково-хво-
щовыми  и  хвощовыми  низинными.
 Для  торфов  исследованных  нами  плоскобугри¬
стых  болот  характерно  следующее:
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

572
 АЛЕКСЕЕВА  и  др.
 Таблица  1.  Видовой  состав  торфов  плоскобугристых
болот  водораздела  рек  Бол.  Роговой  и  Бол.  Пятом-
бойю
 Вид  торфа
 Средняя
степень
разложе¬
ния,  %
 Встреча¬
 емость,
 %
 Низинные:
 древесный
 35
 1.6
 древесно-хвощовый
 35
 3.4
 древесно-травяной
 30
 4.9
 кустарничковый
 35
 1.6
 кусгарничково-осоковый
 36.7
 9.8
 кусгарничково-травяной
 55
 1.6
 кустарничково-осоково-гипновый
 20
 1.6
 кустарничково-гипновый
 35
 3.4
 березковый
 40
 1.6
 березково-осоковый
 55
 1.6
 хвощово-осоковый
 38.3
 4.9
 хвощовый
 40
 1.6
 травяной
 25
 1.6
 хвощово-гипновый
 25
 3.4
 осоково-хвощово-гипновый
 25
 1.6
 хвощово-сфагновый
 25
 3.4
 гипновый
 20
 4.9
 Всего  низинных  торфов
 34.7
 52.5
 Переходные:
 древесный
 30
 1.6
 древесно-сфагновый
 35
 1.6
 кустарничковый
 25
 8.2
 кусгарничково-шейхцериевый
 30
 3.4
 кустарничково-сфагновый
 20
 1.6
 осоковый
 25
 1.6
 шейхцериево-сфагновый
 31.7
 4.9
 травяно-сфагновый
 12.5
 3.4
 осоково-гипновый
 25
 1.6
 гипновый
 30
 1.6
 сфагновый
 8.9
 13.1
 Всего  переходных  торфов
 24.8
 42.6
 Верховые:
 сфагновый  мочажинный
 5.3
 4.9
 1. 	Незначительное  присутствие  древесных  и
древесно-травяных  торфов,  образующих  придон¬
ные  горизонты  залежи.  Остатки  древесных  рас¬
тений  представлены  березой,  ольхой,  ивой,  ре¬
же  -  елью.
 2. 	В  ряде  образцов  торфа  отмечены  остатки
ерника  (до  45%),  кустарничков  (до  55%),  которые
позволили  выделить  березковый,  березково-осо-
ковый  торфа  в  низинном  типе  и  кустарничковые,
кустарничково-травяные  в  низинном  и  переход¬
ном  типах.  Отличительной  особенностью  их  яв¬
ляется  то,  что  эти  виды  торфа  характерны  толь¬
ко  для  тундры  и  лесотундры.
 3. 	Травянистые  остатки  в  торфе  представлены
различными  осоками  (Сагех  globularis,  С.  caespitosa,
С.  rariflora,  реже  -  С.  rostrata),  пушицами  (Eriophoram
russeolum,  Е.  vaginatum),  хвощом,  реже  -  вахтой  и
шейхцерией,  которая  имеет  очень  небольшое
распространение.  Характерной  особенностью
травянистых  остатков  в  торфе  является  то,  что
некоторые  из  них  относятся  к  видам  лесной  зоны,
другие  -  к  тундровой.
 4. 	Основными  торфообразователями  моховой
части  растительных  остатков  являются  Sphagnum
baltioum,  S.  riparium,  S.  lindbergii,  S.  russowii,  S.  fim-
briatum,  S.  squarrosum,  Drepanocladus  fluitans,  Di-
cranum  elongatum  (бриевые  мхи  до  70%).
 Встречаются  образцы  торфа,  содержащие  в  той
или  иной  степени  минеральные  частицы.  Они  со¬
ставляют  20.6%  от  всех  исследованных  образцов.
 Данные  по  торфам  плоскобугристых  болот  се¬
веро-восточной  лесотундры  хорошо  согласуются
с  результатами  исследований  торфа  Боч  [5]  в  рай¬
оне  пос.  Сивая  маска,  расположенного  южнее  ис¬
следованного  нами  района.
 Анализ  ботанического  состава  торфов  пока¬
зал,  что  растительные  остатки,  содержащиеся  в
торфе,  почти  не  отличаются  от  современного
растительного  покрова  плоскобугристых  болот
лесотундры.
 Для  плоскобугристых  болот  характерны  пере¬
ходные  топяная  и  лесо-топяная  залежи,  а  также
топяно-лесная  низинная.  Максимальная  мощ¬
ность  их  достигает  примерно  2  м.  Степень  разло¬
жения  торфов  изменяется  по  глубине  залежи  от  3
до  50%  (табл.  1).
 Торф  отличается  многообразием  свойств  и
большой  амплитудой  их  колебания  [16].  Каждый
вид  торфа,  приобретший  свои  свойства  в  торфо¬
генном  слое,  подвергается  воздействию  вторич¬
ных  факторов:  деятельности  анаэробных  микро¬
организмов  в  торфяной  толще,  инфильтрации
минеральных  веществ  грунтовыми  водами;  вы¬
мыванию  растворимых  веществ  водами,  вытека¬
ющими  из  торфяных  месторождений;  оттаива-
нию-промерзанию  верхних  слоев.  Вторичные
факторы  значительно  расширяют  и  изменяют
амплитуду  колебаний  их  свойств.
 Валовой  химический  состав  торфяных  почв
левобережья  р.  Бол.  Роговая  приведен  в  таблице  2.
Наиболее  изменчивыми  по  вертикальному  профи¬
лю  торфяника  оказались  кремнезем  (колебание  от
 6.9 	до  68.5%),  алюминий  (от  8.2  до  49.4%),  кальций
(от  0.3  до  55.3%),  фосфор  (от  0.85  до  5.2%),  магний
(от  0.2  до  5.4%).  Значительные  колебания  в  содер¬
жании  кремнезема  и  кальция  в  сфагновых  тор¬
фах  обусловлены  минеральными  примесями  в  их
составе.
 Гипновые  торфа  по  сравнению  со  сфагновыми
имеют  в  своем  составе  значительно  меньше  крем¬
незема  (16.7-18.6%),  алюминия  (около  15.5%),  но
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

МЕРЗЛОТНЫЕ  ТОРФЯНИКИ  ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ  ЛЕСОТУНДРЫ 	573
 Таблица  2.  Валовой  химический  состав  торфяных  почв  левобережья  р.  Большой  Роговой
 Разрез,
 обна¬
 жение
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 Si02
 Fe203
 ai2o3
 р2о5
 СаО
 MgO
 МпО
 Na20
 к2о
 S
 Sr
 тю2
 %  к  сухой  навеске
 1
 0-18
 53.9
 0.6
 21.7
 3.5
 14.9
 1.6
 0.01
 2
 1.7
 Не  опр.
 Т2
 20-45
 50.4
 2.4
 41.3
 2.1
 1.4
 0.5
 Не  опр.
 0.2
 1.7
 »
 ТЗ
 45-65
 66.5
 0.6
 24.7
 0.7
 0.7
 0.5
 0.01
 0.1
 1.1
 »
 Ah
 60-70
 90.3
 1.5
 5.1
 0.1
 0.4
 0.4
 0.01
 1.1
 0.8
 »
 д
 70-75
 91.8
 1.1
 4.7
 0.03
 0.3
 0.4
 0.003
 0.8
 0.6
 »
 2
 Т1
 0-5
 61.9
 0.5
 18.7
 3.9
 10.8
 2.6
 0.13
 1.2
 3.1
 »
 Т2
 5-10
 68.5
 0.5
 17.3
 3
 6.1
 1.8
 0.01
 1.2
 1.6
 »
 ТЗ
 10-13
 32.2
 0.1
 29.5
 2.9
 29.4
 2.9
 0.05
 0.4
 1.8
 »
 Т4
 13-25
 38.5
 0.5
 20.1
 3.8
 28.1
 4.4
 0.01
 3.1
 1.4
 »
 Т4
 25-35
 35.6
 0.8
 15.7
 3.3
 40.3
 3
 0.05
 0.3
 1
 »
 Т5
 35-47
 52.4
 0.7
 12.7
 3.1
 26.9
 2.9
 0.06
 0.5
 0.8
 »
 Тб
 47-60
 51.8
 1.8
 22.6
 3
 19.2
 1.5
 0
 0.8
 1.1
 »
 Тб
 60-80
 36.4
 2
 25.1
 4.2
 28
 1.8
 0
 1.1
 1.4
 »
 Т7
 80-100
 18.7
 2.6
 22.4
 3.2
 33.6
 1.6
 0.4
 0.3
 1.1
 »
 Т8
 100-120
 14
 4
 18.2
 3.4
 55.2
 3.4
 Не  опр.
 0.8
 1.1
 »
 T9
 120-140
 46.8
 0.5
 15.1
 0.9
 14.3
 1.8
 0.34
 0.7
 1
 »
 Т10
 140-150
 54.4
 1
 22.7
 0.8
 14.7
 2
 0.4
 0.8
 1.4
 »
 С
 150-160
 22.6
 4
 26.9
 2.3
 38.7
 2.8
 Не  опр.
 1.4
 1.3
 »
 д
 190-200
 83
 2.3
 9
 0.1
 1.3
 0.8
 0.03
 1.1
 1.8
 0.19
 0.02
 0.6
 4
 Оч+2
 60
 0.6
 20.1
 3
 6.7
 1.9
 0.07
 4.3
 3.3
 Не  опр.
 Т1
 0-6
 62.7
 0.8
 22.1
 3.1
 7.8
 0.2
 0.06
 1.4
 2.2
 »
 Т2
 6-16
 54.6
 0.8
 20.2
 4.1
 13.9
 2
 0.02
 2.9
 1.7
 »
 Т2
 16-30
 48
 1
 16.8
 3.5
 24.3
 0.6
 0.02
 4
 1.8
 »
 ТЗ
 52-54
 25.8
 3
 27.4
 3.8
 32.5
 1.5
 Не  опр.
 4.2
 1.8
 »
 С
 54-64
 46.2
 10.3
 5.4
 2.1
 11.8
 0.5
 0.15
 8.7
 2.4
 10.46
 I  0.11
 1  19
 Т5
 65-80
 30.2
 2.6
 30.2
 4.5
 26.5
 1
 Не  опр.
 3.7
 1.3
 Не  опр.
 Тб
 80-90
 13.5
 3.2
 28.7
 3.6
 45.9
 0.3
 »
 3.7
 1.1
 »
 Тб
 90-100
 12.3
 3.2
 28.1
 3.6
 46.2
 2.7
 »
 2.8
 1.2
 »
 Т7
 100-110
 15.7
 3.6
 26.5
 4.5
 44.4
 2.2
 »
 1.7
 1.4
 »
 Т7  •
 -  110-120
 10.2
 3.6
 25.1
 3.6
 51
 3.7
 »
 1.7
 1.2
 »
 Т7
 120-130
 6.9
 4.6
 31
 3.2
 47.5
 4.1
 »
 1.6
 1.1
 »
 Т7
 140-150
 15.8
 4.7
 31.3
 4
 39.3
 2.2
 »
 1.4
 1.3
 »
 Т8
 150-160
 53.5
 11.2
 8.2
 0.5
 5.5
 0.5
 0.12
 1.8
 2.6
 14.98
 0.02
 1.21
 Ah
 160-165
 65.9
 9
 11.1
 0.1
 2
 0.8
 0.06
 1.1
 2.4
 6.38
 0.016
 1.01
 4
 д
 179-188
 85.8
 1.8
 7.8
 0.04
 0.7
 0.6
 0.02
 1
 1.7
 0.16
 0.016
 0.4
 Оч+2
 56
 0.5
 17.5
 5
 11.4
 2.2
 0.14  .
 2.3
 5.1
 Не  опр.
 5
 Т1
 0-10
 58
 0.6
 22.4
 4.5
 9.3
 1.4
 0.02
 1.6
 2.2
 »
 Т2
 10-13
 68.2
 0.5
 18.8
 3
 4.9
 1.6
 0.01
 1.2
 1.8
 »
 ТЗ
 23-33
 17.6
 3.1
 36.5
 3.3
 34.7
 0.6
 Не  опр.
 2.5
 1.7
 »
 Т4
 33^13
 10.7
 4.1
 28.3
 3.9
 46.4
 1.7
 »
 2.6
 2.2
 »
 Т5
 43-53
 16.8
 5.8
 27.6
 2.1
 39.9
 2
 »
 3.3
 2.3
 »
 Т5
 53-63
 21.9
 3.7
 19.2
 4.2
 43.4
 3.2
 »
 2.3
 2.2
 »
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

574 	АЛЕКСЕЕВА 	и 	др.
 Таблица  2.  Окончание
 Разрез,
 обна¬
 жение
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 SiOj
 Fe203
 ai2o3
 р2о5
 СаО
 MgO
 МпО
 NazO
 к2о
 S
 Sr
 ТЮ2
 %  к  сухой  навеске
 Т5
 63-73
 16.7
 4.5
 15.5
 3.8
 52.5
 2.6
 Не  о  пр.
 2.5
 2
 Не  опр.
 Тб
 73-83
 18.6
 4.1
 14.8
 3.1
 51.9
 2.1
 »
 2.1
 3.3
 »
 Т7
 83-93
 14.6
 5.4
 14
 5.2
 51.8
 4.6
 »
 1.8
 2.5
 »
 Т7
 93-103
 14
 4.5
 13.3
 3.8
 55.3
 5.4
 »
 1.5
 2.3
 »
 Т8
 103-113
 46.4
 1.5
 30
 2.4
 14
 2.1
 »
 0.4
 3.3
 »
 T9
 113-133
 73.8
 6.4
 10.7
 0.2
 1.2
 1
 0.04
 1.2
 2.3
 2.12
 0.021
 0.92
 Д
 133-143
 86.2
 2.4
 6.9
 0.1
 0.5
 0.6
 0.02
 0.9
 1.6
 0.42
 0.013
 0.42
 163-173
 83.7
 2.2
 8.6
 0.1
 1.1
 0.8
 0.03
 1
 1.8
 0.16
 0.018
 0.53
 6
 Т1
 0-10
 77.4
 0.3
 6.5
 1.7
 1.6
 0.8
 Т2
 10-20
 85
 0.2
 12.6
 0.7
 0.3
 0.6
 ТЗ
 20-30
 65
 0.4
 29.8
 1.3
 1.4
 0.8
 Т4
 30-40
 54.5
 0.7
 40.4
 0.8
 1.4
 0.8
 Т5
 40-50
 49.2
 0.8
 45.6
 0.8
 1.6
 0.9
 Тб
 50-60
 46.4
 0.6
 49.4
 0.4
 1
 1.1
 Т7
 60-70
 58.2
 12.7
 19.7
 0.6
 2.5
 1.4
 Т8
 70-80
 48.8
 0.7
 46.3
 0.7
 1.4
 0.9
 T9
 80-90
 65.2
 9.9
 13.8
 |  0.7
 3.7
 1
 Примечание.  Анализ  выполнен  А.Н.  Сажиным.
 больше  железа  (4.1-4.5%),  кальция  (52.5%),  калия
(2-3.3%).  Осоковые  содержат  мало  кремнезема
(10.7%),  но  богаты  кальцием  (46.4%),  алюминием
(28.3%),  железом  (4.1%).  Состав  других  видов
торфа  более  разнообразен.  Наиболее  изменчивы
марганец,  натрий,  калий,  фосфор,  содержание
которых  изменяется  почти  в  10  раз.
 Достаточно  чувствительными  на  изменения
условий  торфообразования  являются  кремнезем,
алюминий,  кальций  и  фосфор.  Определенный
интерес  из  элементов  представляет  железо,  со¬
держание  которого  колеблется  от  0.12  до  16.45%.
Максимумы  содержания  валового  железа  зафик¬
сированы  на  глубине  54—64  см,  а  также  в  придон¬
ном  слое  торфяников.  Возможно,  что  в  геохими¬
ческий  и  биологический  круговороты  веществ
вовлекается  дополнительно  огромное  количест¬
во  суспензионного  и  коллоидального  материала,
в  том  числе  железа,  марганца  и  других,  которые  в
теплые  периоды  активно  оседают  на  болотных
системах.  Железистые  аккумуляции,  а  также  на¬
личие  в  составе  торфа  таких  теплолюбивых  рас¬
тений,  как  Equisetum  fluviatile,  Carex  rostrata,  сви¬
детельствуют  о  значительно  более  благоприят¬
ных  условиях  для  торфообразования  2900-3000
лет  назад.
 Радиоуглеродные  датировки  сфагнового
торфа  на  глубине  20-25  см  показывают  1920-
 2240  ±  100  лет,  45-50  см  -  2860  ±  90  лет,  50-55  см  -
3120  ±  100  лет.  Эти  данные  хорошо  согласуются  с
химическими  и  стратиграфическими  профилями
болот.  Они  указывают  на  значительное  похоло¬
дание  климата,  приведшее  к  смене  высокозоль¬
ных  низинных  торфов  малозольными  сфагновы¬
ми  2900-3000  лет  назад.
 Как  в  свое  время  установил  Тыртиков  [15],  в
северной  тайге  Западной  Сибири  при  развитии
болотной  растительности  изменяются  условия
промерзания  и  протаивания  грунтов.  Под  дли¬
тельно  существующими  водоемами  вечная  мерз¬
лота  отсутствует  или  залегает  глубоко.  Эти  зако¬
номерности  почти  полностью  повторяются  в  ле¬
сотундре  северо-востока  европейской  части
России.  На  первом  этапе  протаивание  преоблада¬
ет  над  промерзанием:  промерзающие  в  зимние
периоды  слои  почвы  протаивают  полностью  в
летние.  Происходят  активное  накопление  торфа
и  смена  различных  типов  водно-болотной  и  бо¬
лотной  растительности  в  условиях  подтопления
водой  поверхности  почвы.
 По  мере  накопления  торфа  уровень  поверхно¬
сти  болота  повышается,  экологические  условия
развития  влаголюбивых  растений  становятся  не¬
благоприятными,  развиваются  мелкоосоково-ку-
старничково-сфагновые  болота  с  растениями,
приспособленными  к  временному  подсыханию
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

МЕРЗЛОТНЫЕ  ТОРФЯНИКИ  ВОСТОЧНОЕВРОПЕЙСКОЙ  ЛЕСОТУНДРЫ 	575
 Таблица  3.  Химический  анализ  болотных  вод  (водораздел  рек.  Бол.  Роговой,  Бол.  Пятомбойю),  1995  г.*
 Шифр  пробы
 N1
 N2
 N3
 N4
 N5
 N6
 N7
 N8
 N9
 1.  pH  на  11.09.95
 4.3
 5.1
 4.9
 5.7
 3.7
 4.0
 4.1
 7.3
 7.4
 2.  Общая  жесткость,
ммоль/л
 0.122
 0.19
 0.271
 0.128
 0.063
 0.142
 0.118
 0.902
 0.715
 3.  Электропровод¬
ность,  мСм/м
 3.10
 3.63
 3.40
 2.60
 4.78
 4.15
 4.08
 11.50
 8.36
 4.  ХПК  (бихроматная
окисляемость),  мг  О/л
 165.2
 158.8
 132.8
 63.04
 139.3
 243.0
 178.20
 55.89
 17.01
 5.  НСО3
 Не  обнаружено
 64.19
 1.05
 43.93
 0.72
 6.  SO4'
 1.75
 0.036
 0.97
 0.020
 0.47
 0.01
 1.31
 0.028
 1.88
 0.04
 0
 2.19
 0.046
 3.16
 0.066
 1.69
 0.036
 7.  СГ
 4.65
 4.81
 3.53
 4.01
 4.33
 4.33
 5.13
 4.33
 4.65
 0.13
 0.14
 0.10
 0.11
 0.12
 0.12
 0.14
 0.12
 0.13
 8.  EFe
 0.499
 0.086
 3.87
 1.08
 1.53
 1.79
 1.15
 0.87
 1.37
 0.027
 0.005
 0.207
 0.058
 0.082
 0.096
 0.061
 0.046
 0.073
 9.  Са2+
 1.56
 1.13
 3.50
 1.61
 0.79
 1.72
 1.46
 13.12
 10.64
 0.078
 0.0565
 0.175
 0.081
 0.039
 0.086
 0.073
 0.656
 0.532
 10.  Mg2+
 0.523
 0.582
 1.15
 0.563
 0.285
 0.666
 0.543
 2.95
 2.20
 0.044
 0.049
 0.096
 0.047
 0.024
 0.056
 0.045
 0.246
 0.183
 11.  Na+
 0.76
 0.36
 1.54
 0.94
 0.4
 1.07
 0.49
 2.23
 2.86
 0.033
 0.015
 0.067
 0.041
 0.017
 0.047
 0.021
 0.097
 0.124
 12.  К+
 1.06
 0.53
 0.83
 0.71
 0.82
 0.59
 0.35
 1.41
 1.47
 0.027
 0.013
 0.021
 0.018
 0.021
 0.015
 0.009
 0.036
 0.038
 13.1т,  мг/л
 10.80
 8.47
 14.89
 10.23
 10.04
 10.17
 11.31
 92.26
 68.81
 Примечание.  В  строках  5-12  над  чертой  -  мг/л;  под  чертой  -  ммоль/л.
*  Анализы  химического  состава  вод  выполнены  О.В.  Кузнецовой.
 поверхности  почвы.  Под  этими  болотами  почва
промерзает  одинаково,  а  условия  протаивания
различаются  в  сроках.
 На  следующем  этапе  промерзание  преоблада¬
ет  над  протаиванием  и  формируются  вечномерзлые
торфяники.  Здесь  уже  господствуют  кусгарничко-
во-сфагновые  болота.  В  результате  уменьшения
притока  тепла  на  кусгарничково-сфагновых  боло¬
тах  образуются  перелетки  промерзших  грунтов
мощностью  до  1  м  и  более,  глубина  протаивания  их
не  превышает  50  см.  Таким  путем  на  участках,  заня¬
тых  кусгарничково-сфагновыми  болотами,  форми¬
руется  вечная  мерзлота  как  следствие  коренного
изменения  соотношения  прихода  и  отдачи  тепла  в
почвогрунтах  [15].
 Прогрессирующее  обеднение  почвы  питатель¬
ными  веществами  вызывает  угнетение  и  изрежи-
вание  кустарничков,  начинают  доминировать  мо¬
рошка  и  клюква  на  фоне  Sphagnum  fuscum.  Повы¬
шения  поверхности  болот,  происходящие  кэ*с  за
счет  нарастания  мхов,  так  и  в  результате  пучения
при  промерзании,  приводят  к  ухудшению  условий
роста  сфагновых  мхов  вследствие  прогрессирую¬
щего  осушения  верхних  слоев  почвы.  Рост  сфагно¬
вых  мхов  замедляется,  часть  их  отмирает,  поселя¬
 ются  лишайники.  Лишайниковая  стадия  развития
болотных  фитоценозов  является  заключительной
в  лесотундре  северо-востока  европейской  части
России.
 Состав  болотных  вод  плоскобугристых  болот
хлоридно-сульфатно-кальциевый,  хлоридно-каль-
циевый,  хлоридно-железистый  (табл.  3).  Во  всех
пробах  воды  плоскобугристых  болот  наблюдается
повышенное  содержание  хлоридов.  Отсутствует
гидрокарбонатный  ион  НС03  при  pH  3.7-5.7.  Об¬
щая  жесткость  воды  изменяется  в  пределах
0.063-0.902  ммоль/л.  Бихроматная  окисляемость
колеблется  от  55.89  до  243  мг  О/л,  значение  pH
воды  в  различных  растительных  сообществах  в
зависимости  от  условий  местообитания  равно
3.7-7.3.
 В  настоящее  время  происходит  интенсивное
разрушение  описываемых  торфяников.  Об  этом
свидетельствуют  обнажения  чистого  торфа  на
озерах  и  наползание  участков  торфяников  в  сто¬
рону  озер.  Это  подтверждается  исследованиями
Пьявченко  [12,  13]  и  других  ученых  Севера.
Пьявченко  [12]  отмечает,  что  современные
торфяные  бугры  представляют  собой  остатки
ровной  поверхности  торфяников,  подвергшейся
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

576
 АЛЕКСЕЕВА  и  др.
 расчленению  сначала  морозобойными  трещина¬
ми,  а  позднее  -  водной  и  термической  эрозией.
Стадию  плоскобугристых  комплексов  он  связы¬
вает  с  дальнейшим  потеплением  климата,  приво¬
дящим  к  постепенному  подтаиванию  и  оседанию
льда  в  трещинах-ложбинах  между  буграми.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Изученные  болота  представляют  собой  систе¬
му  плоскобугристых  болот  (торфяное  плато)  с
единичными  участками  крупнобугристых  торфя¬
ников.  Особенности  болот  этого  типа  связаны  с
распространением  здесь  вечной  мерзлоты.  Выяв¬
лено  всего  78  видов  растений,  из  них  28  видов  со¬
судистых,  35  видов  сфагновых  и  бриевых  мхов  и
15  видов  лишайников.  В  сложении  торфяных  за¬
лежей  принимают  участие  верховые,  переходные
и  низинные  торфа.  Максимальная  мощность  их
достигает  около  2.0  м.  Степень  разложения  тор¬
фов  изменяется  по  глубине  залежи  от  3  до  50%,
Наиболее  изменчивыми  по  вертикальному  про¬
филю  торфяника  оказались  содержания  кремне¬
зема,  алюминия,  кальция,  фосфора,  магния.
 Состав  болотных  вод  хлоридно-сульфатно-
кальциевый,  хлоридно-кальциевый,  хлоридно-
железистый.
 Болотная  система,  сформировавшаяся  в  голо¬
ценовое  время  (9250-9400  лет),  приобрела  харак¬
тер  переходного  болота  в  последние  3000  лет.
В  этот  же  период  произошло  региональное  похо¬
лодание,  приведшее  к  стадии  мерзлотных  торфя¬
ников.  Детальный  анализ  ботанического  и  хими¬
ческого  составов  торфяной  залежи  свидетельст¬
вует  о  краткопериодных  изменениях  климата.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Андреев  В.Н.  Растительность  и  природные  районы
восточной  части  Болынеземельской  тундры  //  Тр.
Полярной  комис.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1935.
Вып.  22.  С.  1-97.
 2. 	Аринушкина  Е.В.  Руководство  по  химическому
анализу  почв.  М.:  Изд-во  Моск.  ун-та,  1970.481  с.
 3. 	Бон  С.Г.  К  геоморфологии  крупнобугристого  ре¬
льефа  //  Мат.  по  геологии  и  полезным  ископае¬
мым.  М.,  1955.  Вып.  9.  Ч.  И.  С.  19-34.
 4. 	Боч  М.С.,  Солоневич  Н.Г'.  Болота  восточноевро¬
пейской  лесотундры  и  их  особенности  //  Раститель¬
ность  лесотундры  и  пути  ее  освоения.  М.;  Л.,  1967.
С.  182-193.
 5. 	Боч  М.С.,  Солоневич  Н.Г.  Болота  и  заболоченные
 редколесья  и  тундры  //  Почвы  и  растительность
восточноевропейской  лесотундры.  Л., 	1972.
 С.  260-324.
 6. 	Боч  М.С.,  Магинг  В.В.  Экосистемы  болот  СССР.
Л.:  Изд-во  Наука.  Ленингр.  отд-ние,  1979.  187  с.
 7. 	Городков  Б.Н.  Крупнобугристые  торфяники  и  их
географическое  распространение//Природа.  1928.
№  6.  С.  599-602.
 8. 	Городков  Б.Н.  Вечная  мерзлота  в  Северном  крае  //
Тр.  СОПС  АН  СССР.  Сер.  Северная.  1932.  Вып.  1.
109  с.
 9. 	Кац  Н.Я.  Типы  болот  СССР  и  Западной  Европы  и
их  географическое  распространение.  М.:  Географ-
гиз,  1948.  320  с.
 10. 	Кац  Н.Я.  Болота  земного  шара.  М.:  Наука,  1971.
295  с.
 11. 	Кац  Н.Я.,  Минкина  Ц.И.  Торфяные  болота  север¬
ной  части  бассейна  р.  Печоры  //  Тр.  Центр,  торф,
опыт,  станции  НКЗ  РСФСР,  1936.  Т.  1.  С.  103-125.
 12. 	Пьявченко  Н.И.  О  генезисе  бугристого  рельефа
торфяников  в  северо-восточной  части  Европей¬
ской  России  //  Почвоведение.  1949.  №  5.  С.  276-284.
 13. 	Пьявченко  Н.И.  Бугристые  торфяники.  М.:  Изд-во
АН  СССР,  1955.  278  с.
 14. 	Руофф  Э.Ф.  К  вопросу  о  возрасте  и  происхожде¬
нии  торфяных  бугров  в  Северном  Предуралье  //
Проблемы  физической  географии.  М.,  1951.
Вып.  16.  С.  165-168.
 15. 	Тыртиков  А.П.  Влияние  растительного  покрова
на  промерзание  и  протаивание  грунтов.  М.:  Изд-во
Моск.  ун-та,  1969.  192  с.
 16. 	Тюремное  С.Н.  Торфяные  месторождения.  М.:  Не¬
дра,  1976.  487  с.
 17. 	Юрковская  Т.К.  Болота  //  Растительность  евро¬
пейской  части  СССР.  Л.,  1980.  С.  328-333.
 18. 	Stuiver  М.,  Becker  В.  High-precision  decadal  calibration
of  the  radiocarbon  time  scale,  AD  1950-6000  BC  //  Ra¬
diocarbon.  1993.  V.  35.  №  1.  P.  35-65.
 Peat  Plateaus  in  the  Eastern  Part  of  European  Forest-Tundra
R.  N.  Alekseeva,  V.  V.  Kanev,  P.  Kukri,  and  P.  Oksanen
 Specific  features  of  stratigraphy  of  peat  bogs,  their  chemical  properties,  and  the  composition  of  surface  water
in  peat  plateaus  of  the  eastern  part  of  European  forest  tundra  are  studied.  The  age  of  boundary  layers  of  peat  is
determined  by  the  radiocarbon  method.  The  lowering  of  air  temperatures  that  occurred  in  this  region  3000  years
ago  is  revealed.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998.  №  5,  с.  577-585
 УДК  631.48:631.445.1
 ЭВОЛЮЦИЯ  ПОЧВ  ПОЛИГОНАЛЬНЫХ  БОЛОТ  колымской
НИЗМЕННОСТИ  В  ХОДЕ  ИХ  ЗАРАСТАНИЯ  И  ТРАНСФОРМАЦИИ*
 ©  1998  г.  Д.  Г.  Федоров-Давыдов,  О.  В.  Макеев
 Институт  почвоведения  и  фотосинтеза  РАН,  Пущино  Московской  обл.
 Поступила  в  редакцию  30.12.97  г.
 На  основании  изучения  структуры  почвенного  покрова  и  строения  профилей  различных  почв  Халлер-
чинской  тундры  (Крайний  Северо-Восток  Сибири)  составлено  представление  о  едином  для  данной  тер¬
ритории  эволюционном  процессе,  связанном  с  зарастанием  и  трансформацией  полигональных  болот.
Выдвинуто  предположение  об  автохтонном  характере  сукцессии  и  принципиальной  возможности  само-
осушения  переувлажненной  тундры.  Эволюционная  динамика  иллюстрируется  на  примере  ряда
важнейших  физических  и  химических  свойств,  а  также  прямых  и  косвенных  показателей  интенсивности
торфонакопления,  трансформации  органогенных  горизонтов,  глееобразования,  метаногенеза,  денитри¬
фикации,  Al-Fe-гумусового  процесса  и  др.  Приводится  схема  изменения  строения  профиля  на  разных
стадиях  развития  полигона.
 Полигональные  тундры  и  полигональные  тунд¬
ровые  болота  широко  распространены  в  большин¬
стве  областей  как  евроазиатского  [1-3,7,  8,  11,16,
17],  так  и  американского  [2-26]  Севера.  Исследова¬
тели  обычно  отмечают  чрезвычайную  сложность,
комплексность  и  динамичность  полигональных  бо¬
лот  и  сопряженных  с  ними  почв  [3-6,9,13].  В  зави¬
симости  от  сочетания  климатических,  ландшафт¬
ных  и  геологических  условий  в  разных  секторах
тундровой  зоны  динамика  их  может  иметь  раз¬
личную  скорость  и  направленность.  В  настоящей
статье  мы  ставим  целью  охарактеризовать  по¬
добную  динамику  в  одном  из  мало  изученных  ре¬
гионов  Субарктики,  на  крайнем  северо-востоке
Сибири  -  в  Колымской  низменности.
 Полигональные  болота  наиболее  широко  рас¬
пространены  в  северо-восточной  части  Колым¬
ской  низменности,  в  междуречье  Колымы  и
Коньковой,  которое  носит  название  Халлерчин-
ской  тундры.  Она  представляет  собой  массив,  сло¬
женный  мелкозернистыми  песками  полимиктово-
го  состава  с  абсолютными  отметками  от  5  до  30  м
над  ур.  м.  Несмотря  на  континентальность  климата
(летняя  норма  осадков  -  80-120  мм,  а  коэффициент
увлажнения  -  0.6-0.8),  Халлерчинская  тундра  ха¬
рактеризуется  переувл  ажненностью  и  чрезвычай¬
но  высокой  концентрацией  озер,  акватория  кото¬
рых  в  центральной  ее  части  превосходит  по  площа¬
ди  территорию  суши.  Здесь  широко  развита
миграция  озер,  обусловливающая  цикличность  раз¬
вития  ландшафта.  На  осушаемых  участках  озера  по
мере  выхода  из  сферы  действия  субаквального  ре-
 *Работа  выполнена  при  поддержке  Государственной  науч¬
но-технической  программы  “Комплексное  исследование
мирового  океана,  Арктики  и  Антарктики”  (раздел  05.09
“Природная  и  антропогенная  динамика  арктических  эко¬
систем”).
 жима  поверхность  подвергается  морозобойному
растрескиванию,  в  результате  которого  формиру¬
ются  полигоны  с  обводненным  центром.  Однако
господство  полигональных  болот  отмечается  и  на
более  высоком  гипсометрическом  уровне,  имею¬
щем  превышение  над  урезом  в  2-3  м:  здесь  они  так¬
же  занимают  не  менее  80-90%  площади.
 Полигональные  ландшафты  описаны  нами  в
разных  частях  Халлерчинской  тундры.  Несмотря
на  отдельные  географические  нюансы,  структур¬
ная  организация  их  однотипна.  Главным  является
то,  что  болота,  различные  по  степени  увлажнения
и  доминирующим  видам  растений  (Сагех  aquatilis
Wahlb.,  С.  acuta  L.,  С.  stans  Drej.,  Eriophorum  vagina-
tum  L.,  E.  angustifolium  Honck.,  E.  scheuchzeri  Hoppe,
Sphagnum  campactum  DC,  Sph.  balticum  C.  Jens.,  Sph.
fuscum  Klinggr.,  Dicranum  elongatum  Schleich,  D.
majus  Turn,  Tomenthipnum  nitens  Loeske,  Cetraria
cucullata  Ach.,  Usnea  sp.  и  др.)  соседствуют  друг  с
другом  и  сменяют  друг  друга  в  пределах  нескольких
десятков  метров.  С  нашей  точки  зрения,  эта  связь
не  только  пространственная,  но  и  генетическая.  На
принадлежность  сосуществующих  ландшафтных
фаций  к  единому  сукцессионному  ряду  указывают
стратиграфия  формирующихся  в  этих  болотах  тор¬
фяных  залежей;  наличие  различного  рода  переход¬
ных  вариантов  между  сообществами,  соответству¬
ющими  стадиям  сукцессии;  некоторые  особенности
синузиальной  организации  самих  этих  сообществ.
 Свита  органогенных  горизонтов  во  всех  разре¬
зах  имеет  примерно  одинаковое  строение:  гори¬
зонт  зеленомошно-кусгарничкового  торфа  под¬
стилается  горизонтом  сфагнового  ,  тот,  в  свою
 * 	В  ряде  случаев  горизонт  сфагнового  или  осоково-сфагно-
вого  торфа  может  быть  редуцирован  до  узкой  фрагмен¬
тарной  полоски  или  вообще  отсутствовать.
 S  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

578
 ФЕДОРОВ-ДАВЫДОВ,  МАКЕЕВ
 очередь,  осоково-сфагнового  и,  наконец,  пуши-
цево-осокового  торфа;  последний  обычно  под¬
разделяется  на  верхний  подгоризонт,  представ¬
ленный  преимущественно  остатками  надземных
органов  (стеблей  и  листьев),  и  нижний,  представ¬
ленный  преимущественно  остатками  подземных
органов  (корней  и  корневищ).  Разнообразные  пе¬
реходные  варианты  между  пушицево-осоковыми
и  сфагновыми,  сфагновыми  и  зеленомошными
сообществами  и  т.д.  не  только  встречаются  в
ландшафте,  но  и  являются  его  неотъемлемой  ча¬
стью.  К  числу  особенностей  структуры  биогеоце¬
нозов  относится  проникновение  флористических
элементов  более  поздней  стадии  в  сообщество
предшествующей  стадии  и  завоевание  ими  наибо¬
лее  трансформированных  местообитаний.  При¬
мером  того  могут  служить  сфагновые  синузии  в
наименее  обводненных  участках  пушицево-осо-
ковых  болот;  дерновинки  зеленых  мхов  (Aula-
comnium  turgidum  Schwaegr.,  Tomenthipnum  nitens
Loeske),  осваивающие  наиболее  осушенные  места
сфагновых  полигонов;  кустистые  лишайники  (Се-
traria  cucullata  Ach.,  Usnea  sp.),  растущие  поверх  ди-
крановых  мхов;  травянистые  растения  (Eriophomm
scheuchzeri  Hoppe,  Сагех  stylosa  С.А.  Меу),  укореня¬
ющиеся  в  точках  криогенного  нарушения  мохо¬
вого  покрова,  и  т.д.  Здесь  же  следует  упомянуть  о
случаях  распространения  сразу  нескольких  сооб¬
ществ,  соответствующих  различным  стадиям  сук¬
цессии,  в  пределах  одного  полигона  в  виде  кон¬
центрических  колец.
 В  пользу  генетической  связи  говорит  также
целый  набор  педореликтовых  признаков,  на  ко¬
торых  мы  остановимся  ниже.
 В  общем  виде  схема  сукцессии  выглядит  следу¬
ющим  образом.  В  процессе  существования  боло¬
та  полигон  заполняется  торфом,  общая  мощ¬
ность  которого  невелика  -  обычно  от  30  до  50  см.
Зарастание  изначально  обводненного  центра  со¬
провождается  сменой  осоково-пушицевых  ассо¬
циаций  на  сфагновые.  Это  влечет  за  собой  резкое
изменение  положения  кровли  многолетней  мерз¬
лоты.  За  счет  высокой  теплоемкости  сфагновых
мхов  мощность  сезонноталого  слоя  уменьшается
с  40-50  до  15-20  см.  В  дальнейшем,  при  смене
сфагнума  вначале  зелеными  мхами,  а  затем  тра¬
вянистыми  и  кустарничково-лишайниковыми  ас¬
социациями,  глубина  протаивания  вновь  увеличи¬
вается,  летние  температуры  почвы  возрастают  и
начинается  деградация  торфяной  залежи.  Кис¬
лые  продукты  разложения  торфа  воздействуют
на  подстилающий  песчаный  субстрат,  индуцируя
тем  самым  Al-Fe-гумусовое  почвообразование.
При  этом  в  силу  фациальной  неоднородности  по¬
лигона  разложение  торфа  и  связанное  с  ним  пре¬
образование  минерального  материала  проявля¬
ются  неравномерно.  На  валиках  как  на  наиболее
дренированных  элементах  нанорельефа  переход
от  анаэробного  режима  к  аэробному,  от  положи¬
 тельного  баланса  углерода  к  отрицательному  на¬
блюдается  на  более  ранних  стадиях  развития.
Процесс  замещения  торфяно-болотных  почв  ми¬
неральными  распространяется  в  направлении  от
валика  к  центру  полигона.  На  поздних  стадиях  сук-
цессионного  ряда  почвы  периферии  полигонов
почти  не  отличаются  от  зональных  для  данной  тер¬
ритории  оподзоленных  подбуров  (по  классифика¬
ции  Игнатенко  [10]),  которые  формируются  на  ми-
кроплакорных  участках,  разбросанных  среди  бо¬
лот  в  виде  небольших  “островков”  и  также
подверженных  полигональному  растрескиванию.
Более  того,  есть  основания  предполагать,  что  и
сами  микроплакоры,  превышение  которых  над
болотами  всего  несколько  десятков  сантиметров
(до  1  м),  в  прошлом  проходили  гидроморфную
стадию  развития,  а  соответствующие  им  почвен¬
ные  профили  эволюционно  связаны  с  почвами
полигональных  болот.  В  пользу  такого  предполо¬
жения  можно  провести  целых  ряд  аргументов.
 Первый  из  них  прост:  крайне  малый  перепад
высот  между  полигональными  болотами  и  ареа¬
лами  зонального  почвообразования,  а  иногда  и
полное  отсутствие  такого  перепада,  практически
не  оставляет  возможности  для  генетически  само¬
стоятельного  развития  последних.
 Во-вторых,  в  нижней  части  профиля  подбуров
центральной  части  Халлерчинской  тундры  не¬
пременно  присутствует  железисто-сегрегацион-
ный  горизонт,  наличие  которого  говорит  о  палео¬
гидроморфизме.
 В-третьих,  минеральные  горизонты  подбура
обогащены  торфоподобным  детритом,  по  боль¬
шей  части  представленным  корневыми  остатка¬
ми  осок,  что  придает  им  черты  сходства  с  мине¬
ральными  горизонтами  торфяно-глеевых  почв
начальных  стадий  сукцессии.  Стоит  сказать,  что
для  подбуров  южной  части  Халлерчинской  тунд¬
ры  (правый  берег  протоки  Стадухинской,  окрест¬
ности  устья  р.  Ванхотвеем,  озер  Арбын  и  Ахме-
ло),  не  проходивших  стадии  гидроморфного  раз¬
вития,  это  не  характерно.
 В-четвертых,  среди  разнообразных  почв  Хал¬
лерчинской  тундры  в  районе  оз.  Алькыргыткин
описан  профиль,  который,  по  всей  видимости,
можно  считать  переходным  вариантом  между
почвой  поздней  стадии  зарастания  полигонально¬
го  болота  и  зональным  оподзоленным  подбуром.
Главная  особенность  строения  последнего,  схема¬
тически  изображенного  на  рисунке  1д,  заключа¬
ется  в  высокой  мощности  органогенного  гори¬
зонта  для  центральной  части  полигона.  Среднее
ее  значение  составляет  21  см,  что  не  меньше,  чем
на  поздней,  лишайниково-зеленомошно-травяни-
стой,  стадии  сукцессии.  При  этом  степень  разло¬
жения  торфа  значительно  выше,  а  стратифици-
рованность  по  ботаническому  составу  не  разли¬
чима,  во  всяком  случае,  невооруженным  глазом.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ЭВОЛЮЦИЯ  ПОЧВ  ПОЛИГОНАЛЬНЫХ  БОЛОТ
 579
 Рис.  1.  Формирование  профиля  оподзоленного  подбура  в  центральной  части  Халлерчинской  тундры:  а  -  профиль  переход¬
ного  варианта  между  почвой  поздней  стадии  зарастания  полигонального  болота  и  оподзоленным  подбуром;  б  -  профиль
зрелого  варианта  оподзоленного  подбура:  1  -  органогенные  горизонты;  2  -  горизонты  иллювиально-метаморфичес¬
кого  ожелезнения;  3  -  оглеенные  горизонты;  4  -  положение  кровли  многолетней  мерзлоты.
 Скорее  всего,  торфяная  линза  унаследована  от
предшествовавших  стадий  болотного  развития,
она  изрядно  деформирована  криотурбациями  и
процессами  микробной  деструкции,  но  не  уничто¬
жена  совсем.  По  мере  приближения  такого  пере¬
ходного  варианта  к  зрелому  подбору  (рис.  16)  ор¬
ганогенная  свита  в  верхней  части  профиля  дегра¬
дирует  до  тонкого  опесчаненного  торфянистого
горизонта  мощностью  в  несколько  сантиметров  с
карманистой  нижней  границей.  Отвечающая  поли¬
гональному  нанорельефу  ваннообразная  конфигу¬
рация  кровли  минеральной  толщи,  по-видимому,
стирается  за  счет  действия  криогенных  процес¬
сов.  Характерно  то,  что  полигоны,  соответствую¬
щие  переходным  разновидностям,  ни  по  наноре-
льефу,  ни  по  растительности,  ни  по  каким-либо
Другим  фациальным  признакам  не  отличаются  от
экосистем  с  обычными  подбурами.  Они,  как  пра¬
вило,  соседствуют  друг  с  другом  в  пределах  одно¬
го  микроплакора.
 Наконец,  в  качестве  пятого  аргумента  генетиче¬
ской  связи  следует  указать  на  своеобразие  прост¬
ранственной  организации  ограниченного  морозой-
бойными  трещинами  микроконтура  уже  зрелого
Подбура  (рис.  16).  В  первую  очередь,  имеется  в  виду
сохранение  в  центральной  его  части  несколько
 большей,  по  сравнению  с  периферической,  мощно¬
сти  торфянистого  горизонта,  а  также  лучшая  выра¬
женность  иллювиально-метаморфического  оже¬
лезнения  и  Al-Fe-гумусового  оподзоливания  по  пе¬
риферии  ареала,  т.е.  в  его  “валиковой”  части.
 На  основании  всего  этого  мы  считаем,  что  рас¬
смотрение  оподзоленных  подбуров  центральной
части  Халлерчинской  тундры  в  рамках  сукцессион-
ного  ряда,  связанного  с  зарастанием  и  трансформа¬
цией  полигональных  болот,  вполне  справедливо.
В  ходе  развития  полигонально-валикового  ком¬
плекса  происходит  кардинальное  изменение  режи¬
мов,  свойств  и  строения  почвенного  тела.  Сопостав¬
ление  профилей,  отвечающих  различным  стадиям
сукцессии,  дает  представление  об  их  изменении  во
времени.  Основываясь  на  данных,  полученных  по
двум  наиболее  хорошо  изученным  точкам  в  цент¬
ральной  части  Халлерчинской  тундры  (окрестнос¬
ти  оз.  Алькыргыткин  и  правый  берег  р.  Большой
Коньковой),  приведем  ряд  примеров  эволюционной
динамики.
 Изменение  степени  гидроморфизма  проще
всего  продемонстрировать  путем  сопоставления
средних  значений  почвенной  влажности  для  профи¬
лей,  соответствующих  разным  стадиям  сукцессии.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 5*

580
 ФЕДОРОВ-ДАВЫДОВ,  МАКЕЕВ
 Стадии  сукцессии
 I  II  III  IV  V  VI  VII  VIII
 Рис.  2.  Распределение  температур  в  почвах  различ¬
ных  стадий  развития  полигональных  болот.  Полигон:
 I  -  обводненный;  II  -  пушицево-осоковый;  III  -  осоко¬
во-сфагновый;  IV  -  сфагновый;  V  -  зеленомошный;
 VI  -  зеленомошно-травянистый;  VII  -  лишайниково-
зеленомошно-травянистый;  VIII  -  кустарничково-зе-
леномошно-лишайниковая  тундра,  а  -  окрестности
оз.  Алькыргыткин;  б  -  правый  берег  р.  Большой
Коньковой,  ттт  -  положение  кровли  многолетней
мерзлоты.  Цифры  на  кривых  -  °С.
 В  торфяных  горизонтах  почвы  пушицево-осоко-
вого  сообщества  они  изменяются  в  рамках  от  400
до  600%.  При  переходе  к  сфагновым  вариантам
верхний  предел  влажности  повышается  до  1230%,
затем  он  плавно  снижается  в  направлении  к  мезо¬
морфным  почвам.  Влажность  торфянистых  гори¬
зонтов  подбура  составляет  180-240%.  Парал¬
лельно  с  этим  в  минеральной  толще  содержание
влаги  снижается  с  42-68  до  15-27%.
 Динамику  профильного  распределения  темпе¬
ратур  в  эволюционном  ряду  мы  изобразили  с  по¬
мощью  изоплет,  соединяющих  точки  с  одинако¬
вой  средней  температурой  в  почвах  последова¬
тельно  расположенных  в  ряд  стадий.  сукцессии
(рис.  2).  Усреднение  проводилось  за  соответству¬
ющие  периоды  наблюдений:  конец  августа-нача-
ло  сентября  (“бабье  лето”)  1993  г.  для  окрестнос¬
тей  оз.  Алькыргыткин  (рис.  2а)  и  первую  полови¬
ну  августа  1992  г.  для  правого  берега  Большой
Коньковой  (рис.  26).  Такой  способ  представления
данных,  хоть  и  не  вполне  корректен,  но  весьма  на¬
глядно  демонстрирует  резкое  уменьшение  тепло-
обеспеченности  при  переходе  от  осоковых  болот  к
сфагновым  и  последующее  обратное  потепление
почвы  при  смене  сфагнового  покрова  зеленомош-
ным,  лишайниково-зеленомошно-травянистым  и,
наконец,  зональным  -  кустаничково-зеленомош-
но-лишайниковым.  При  этом  в  связи  с  осушением
и  деградацией  торфяной  залежи  верхние  горизон¬
 ты  профиля  на  поздних  стадиях  трансформации
прогреваются  до  более  высоких  температур,  по
сравнению  с  началом  сукцессии.  Все  это  находит
отражение  в  мощности  сезонноталого  слоя.
 С  показателями  гидротермического  режима  хо¬
рошо  коррелирует  актуальная  целлюлозоразру¬
шающая  активность,  определенная  в  ходе  много¬
летнего  аппликационного  опыта.  Различия  почв
сукцессионного  ряда  по  скорости  разложения  цел¬
люлозы  проявляются  уже  после  первого  года  экс¬
понирования.  В  дальнейшем  они  становятся  более
ощутимыми.  По  данным  трехлетнего  опыта,  поте¬
ря  массы  целлюлозы  минимальна  для  почв  сфагно¬
вого  и  зеленомошного  полигонов  (8.6  и  10.4%)  и
максимальна  на  поздних  стадиях,  когда  ее  величи¬
ны  достигают  21.2-29.2%.  Торфяно-глеевые  почвы
ранних,  пушицево-осокового  и  осоково-сфагново¬
го,  этапов  сукцессии  характеризуются  промежу¬
точными  значениями  этого  показателя,  убыль  мас¬
сы  целлюлозы  составляет  здесь  13.1-16.0%.
 Активизация  гидролиза  растительных  поли¬
меров  по  мере  осушения  полигона  и  повышения
температуры  почвенного  профиля  ведет  к  умень¬
шению  мощности  и  росту  степени  разложения
торфа.  В  центральной  части  полигона  эти  про¬
цессы  происходят  довольно  плавно.  Если  в  поч¬
вах  пушицево-осокового  и  осоково-сфагнового
болот  средние  значения  мощности  органогенной
свиты  колеблются  около  35  см  ,  то  на  зелено-
мошной  стадии  эта  величина  составляет  27  см,  а
на  более  поздних,  включая  стадию  неполноразви¬
того  подбура,  -  21-24  см.  Резкое  уменьшение  до
6-7  см  наблюдается  лишь  при  переходе  к  зрелому
подбуру.  Правда,  на  поздних  стадиях  сукцессии
значительная  часть  торфяной  толщи  преобразу¬
ется  в  органоминеральный  перегнойный  гори¬
зонт;  если  в  расчет  принять  лишь  собственно  тор¬
фяной  материал,  то  картина  уменьшения  мощно¬
сти  станет  более  выразительной.  По  нашим
данным,  смена  положительного  баланса  углерода
на  отрицательный  происходит  на  стадии  зелено¬
мошного  полигона  несмотря  на  низкую  целлюло¬
зоразрушающую  активность  соответствующей
ему  торфяно-перегнойной  почвы.  На  валиках
уменьшение  мощности  торфяной  свиты  происхо¬
дит  значительно  резче  и  на  более  раннем  этапе
развития.  Здесь,  по  данным  для  окрестностей  оз.
Алькыргыткин,  скачкообразное  снижение  имеет
место  на  стадии  осоково-сфагнового  болота.
 Потеря  при  прокаливании  отражает  степень
опесчаненности  торфа,  закономерно  возрастаю¬
щую  в  ходе  эволюционной  трансформации  бо¬
лотной  почвы.  Для  собственно  торфяного  матери¬
ала  без  нижележащих  перегнойных  горизонтов
этот  показатель  почти  не  меняется  на  протяжении
 * 	Данная  и  нижеприводимые  средние  величины  мощности
рассчитаны  для  почв  окрестностей  оз.  Алькыргыткин.
В  других  районах  Халлерчинской  тундры  мощность  торфа
на  этой  стадии  может  доходить  до  50  см.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ЭВОЛЮЦИЯ  ПОЧВ  ПОЛИГОНАЛЬНЫХ  БОЛОТ
 581
 всей  сукцессии  и  лишь  при  переходе  к  полноразви¬
тому  подбуру  резко  снижается  с  88-89  до  53%.  Од¬
нако  в  последнем  случае  потеря  при  прокалива¬
нии  остается  довольно  высокой  по  сравнению  с
органогенными  горизонтами  подбуров  южной
части  Халлерчинской  тундры  (окрестности  оз.
Ахмело),  где  она  равна  25%.
 Остановимся  теперь  на  динамике  окислитель¬
но-восстановительных  характеристик.  Общая
тенденция  смены  восстановительных  условий
окислительными  в  ходе  развития  полигона  нуж¬
дается  в  конкретизации.  График  (рис.  За)  дает
представление  о  границах  изменения  среднегори-
зонтных  величин  Eh,  измеренных  в  августе-сентя¬
бре  1993  г.  для  профилей,  соответствующих  стади¬
ям  сукцессионного  ряда.  Так,  торфяно-глеевая
почва  осоково-пушицевого  полигона  характеризу¬
ется  умеренно  восстановительными  условиями.
При  переходе  к  пушицево-сфагновому  полигону
верхний  предел  Eh  повышался  до  400  мВ  и  попа¬
дал  в  зону  слабовосстановительных  условий,  что,
скорее  всего,  связано  с  высокой  рыхлостью  сфаг¬
нового  торфа.  Промежуточными  между  слабо-
воссгановительными  и  слабооокислительными
условиями  характеризуется  торфяная  почва
сфагнового  болота.  Начиная  со  стадии  зелено-
мошного  полигона,  повышение  окислительно¬
восстановительного  потенциала  замедляется.  Ве¬
личины  Eh  здесь  в  основном  не  выходят  за  рамки
слабо-  и  умеренно  окислительных  областей.
 О  степени  оглеенносги  профиля,  помимо  ана¬
лиза  морфологической  картины,  мы  судили  по
соотношению  количеств  окисного  и  закисного
железа  в  0.1  н.  сернокислой  вытяжке,  приготов¬
ленной  из  свежих  образцов.  Динамика  пределов
варьирования  доли  закисной  формы  от  общего
количества  кислоторастворимого  железа  при  пе¬
реходе  от  стадии  к  стадии  (рис.  36)  говорит  о  по¬
степенном  снижении  интенсивности  глеевого
процесса  в  ходе  сукцессии.  На  этапах  пушицево-
осокового  и  осоково-сфагнового  болот  оглеен-
ность  минеральной  толщи  максимальна.  В  соот¬
ветствующих  им  почвенных  профилях  есть  гори¬
зонты,  в  которых  все  экстрагируемое  железо  на¬
ходится  в  двухвалентной  форме.  В  торфяной
почве  сфагнового  полигона  пределы  варьирова¬
ния  этого  показателя  сужаются  до  18—43%,  на  бо¬
лее  поздних  стадиях  доля  закисного  железа  изме¬
няется  в  пределах  0-37%.
 Еще  более  характерна  динамика  других  ана¬
эробных  процессов:  метаногенеза  и  динитрифика-
Ции.  Об  интенсивности  первого  из  них  мы  судили  по
такому  косвенному  показателю,  как  величина  эмис¬
сионного  потока  метана  в  атмосферу,  определенная
камерным  методом  [27].  В  случае  обводненного  по¬
лигона  она  достигает  почти  2.0  мг  С-СН4/М2  ч.
Для  почв  осоково-пушицевого  и  пушицево-
сфагнового  полигонов  поток  составляет  0.5  и
0.2  мг  С-СН4/М2  ч  соответственно.  Начиная  со
 мВ
 100|-
 80-
 60-
 40-
 20-
 I  II  III  IV  V  VI
 Стадии  сукцессии
 Рис.  3.  Изменение  окислительно-восстановительных
характеристик  почв  в  процессе  развития  полигональ¬
ных  болот.  Стадия  сукцессии  (полигон):  I-  пушицево-
осоковый;  II  -  осоково-сфагновый;  III  -  сфагновый;
IV-зеленомошный;  V  -  лишайниково-зеленомошно-
травянистый;  VI  -  кустарничково-зеленомошно-ли-
шайниковая  тундра,  а  -  пределы  варьирования  по
профилю  величин  окислительно-восстановительного
потенциала;  б  -  пределы  варьирования  по  профилю
доли  Fe(II)  от  общего  содержания  железа,  экстраги¬
руемого  0.1  н.  H2SC>4  из  свежих  образцов  (%).  Облас¬
ти:  1  -  умеренно  окислительная;  2  -  слабоокислитель¬
ная;  3  -  слабовосстановительная;  4  -  умеренно  восста¬
новительная.
 сфагновой  стадии  эмиссия  метана  наблюдалась
лишь  в  одном  из  пяти  измерений,  в  остальных
четырех  она  была  нулевой.  Средняя  величина
потока  для  торфяной  почвы  сфагнового  полиго¬
на  равна  58,  а  на  более  поздних  стадиях  -
 9-23  мкг  С-СН4/М2  ч.  Картина  изменения  интен¬
сивности  денитрификации,  измеренной  в  поле¬
вых  условиях  ацетиленовым  методом  [20],  весьма
схожа  с  таковой  для  эмиссии  СН4.  При  переходе
от  пушицево-осокового  болота  к  сфагновому  ин¬
тенсивность  денитрификации  снижается  более
чем  на  два  порядка:  с  4.9  мг  до  40  мкг  NzO/m2  ч;  на
поздних  же  стадиях  сукцессии  эта  величина  со¬
ставляет  9  мкг  N20/m2  ч.  В  случае  зрелого  подбу-
ра  ни  один  из  этих  двух  процессов  не  проявляется.
 Разложение  торфа  сопровождается  подкисле-
нием  среды.  Величины  pH  водной  вытяжки  из
всех  почв  близки  и  изменяются  в  пределах  3.6-5.0
для  органогенных  и  4.0-5.6  для  минеральных  го¬
ризонтов.  Вместе  с  тем  показатели  потенциаль¬
ной  кислотности  на  различных  стадиях  сукцессии
существенно  различаются  между  собой.  Заштри¬
хованные  области  на  рисунке  4  дают  представ¬
ление  о  кумулятивном  эффекте  длительного
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

582
 ФЕДОРОВ-ДАВЫДОВ,  МАКЕЕВ
 мг-экв/100  г  почвы
 2 	4 	6
 Рис.  4.  Сравнение  показателей  потенциальной  кислот¬
ности  в  почвах  полигональных  болот  и  оподзоленном
подбуре:  а  -  обменная  кислотность  (мг-экв/100  г);
б  -  гидролитическая  кислотность  (мг-экв/100  г);  в  -  сте¬
пень  ненасыщенности  ППК  (%);  1  -  оподзоленный
подбур;  2  -  почва  валика  зеленомошного  полигона;
 3  -  почва  пушицево-осокового  полигона.
 подкисления  на  почвенный  поглощающий  ком¬
плекс  (ППК).  В  первых  двух  случаях  зрелый  подбур
сравнивается  с  почвой  валика  зеленомошного  бо¬
лота  по  величинам  обменной  (рис.  4а)  и  гидролити¬
ческой  (рис.  46)  кислотности;  в  последнем  случае
(рис.  4в)  -  тот  же  подбур  с  торфяно-глеевой  поч¬
 вой  пушицево-осокового  полигона  по  степени  нена¬
сыщенности  ППК.  Графики  указывают  на  то,
что  в  ходе  эволюционной  трансформации  потен¬
циальная  кислотность  увеличивается  не  только
в  абсолютном,  но  и  в  относительном  выраже¬
нии  -  растут  доли  водорода  и  алюминия  в  ППК.
 Кислотное  воздействие  на  минеральную  со¬
ставляющую  почв  в  сочетании  с  господствующей
на  поздних  стадиях  сукцессии  окислительной  об¬
становкой  приводит  к  интенсивному  разложению
силикатов  и  высвобождению  входящих  в  их  со¬
став  железа  и  алюминия.  Последнее  находит  вы¬
ражение  в  увеличении  содержания  несиликатно¬
го  Fe,  определяемого  по  методу  Мера-Джексона,
и  А1,  экстрагируемого  из  минеральных  горизон¬
тов  вытяжкой  Тамма.  Границы  варьирования  ве¬
личин  этих  показателей  по  профилям,  соответст¬
вующим  разным  стадиям  эволюционного  ряда,
изображены  на  рисунке  5.  Верхний  уровень  со¬
держания  свободного  железа  при  переходе  от
почвы  валика  зеленомошного  болота  к  почве  ли-
шайниково-зеленомошно-травянистого  повыша¬
ется  с  0.25  до  0.60%,  а  к  развитому  подбуру  -  до
2.50%.  Нижний  же  уровень  во  всех  трех  случаях
соответствует  элювиальному  горизонту,  заведо¬
мо  обедненному  свободным  железом,  поэтому  он
мало  изменяется  от  фации  к  фации,  составляя
 0.10-0.25%  (рис.  5а).  Содержание  оксалатораство-
римого  алюминия  в  почве  пушицево-осокового  по¬
лигона  колеблется  в  пределах  0.30-0.60%,  на  стадии
лишейниково-зеленомошно-травянистого  полиго¬
на  оно  увеличивается  до  0.55-0.85%,  а  при  переходе
к  зрелому  подбуру  -  до  0.70-1.25%  (рис.  56).  Два  по¬
следних  примера  отражают  нарастающее  проявле¬
ние  Al-Fe-гумусового  процесса,  определяющего  об¬
лик  зональных  почв  Халлерчинской  тундры.
 Результаты  наших  наблюдений  могут  быть
обобщены  в  виде  единой  схемы  эволюции  строе¬
ния  полигонального  профиля  (рис.  6).  Хорошо
видно,  что  вплоть  до  стадии  сфагнового  полигона
включительно  продолжается  прирост  органоген¬
ной  толщи.  Начало  же  уменьшения  мощности
торфяного  горизонта  (Т)  и  частичного  преобра¬
зования  его  в  перегнойный  (Ah)  соответствует  зе-
леномошной  стадии  сукцессии.  Оглеенные  мине¬
ральные  горизонты  (Bg  и  G)  болотных  почв  на
стадии  сфагнового  сообщества  консервируются  в
мерзлоте,  а  затем  по  мере  оттаивания  трансформи¬
руются  в  сегрегационный  (Sf).  Широкие  пределы
варьирования  по  профилю  окислительно-восстано¬
вительных  условий  обеспечивают  длительное  сосу¬
ществование  оглеенного  и  сегрегационного  гори¬
зонтов,  первый  из  которых  залегает  под  вторым
и  постепенно  в  него  трансформируется.  Для  зре¬
лого  подбура  оглеенный  горизонт  не  характерен,
он  полностью  замещается  на  сегрегационный.
Метаморфическое  ожелезнение  минеральной  со¬
ставляющей  начинается  также  на  стадии  зелено¬
мошного  полигона,  а  элювиально-иллювиальное
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ЭВОЛЮЦИЯ  ПОЧВ  ПОЛИГОНАЛЬНЫХ  БОЛОТ
 583
 перераспределение  свободного  железа  проявля¬
ется  значительно  позднее.  Отбеленные  морфоны
на  границе  торфа  и  песка  (гор.  Е)  могут  встре¬
чаться  в  торфянисто-перегнойно-глееватой  поч¬
ве  лишайниково-зеленомошно-трявянистого  по¬
лигона,  но  непременной  составляющей  профиля
они  становятся  лишь  в  подбурах.  К  концу  сукцес¬
сии  обычно  формируется  целая  свита  иллювиаль-
но-метаморфических  горизонтов  (Bfh,  Bf  и  т.п.),
различающихся  между  собой  по  содержанию  гу¬
муса,  свободных  форм  Fe  и  А1,  а  также  по  окраске
и  характеру  железистых  новообразований.  Гори¬
зонты  иллювиально-метаморфического  ожелез-
нения  верхней  части  профиля  и  глеево-сегрегаци-
онные  горизонты  в  нижней  его  части  обычно  раз¬
делены  узкой  полоской  почти  не  ожелезненного
песка  (гор.  В),  что  лишний  раз  говорит  об  их  гене¬
тической  разнородности.
 Последовательность  смены  растительных  ассо¬
циаций  и  почвенных  типов  (подтипов)  может  быть
представлена  в  виде  следующего  ряда:  I  -  обводнен¬
ный  полигон,  торфянисто-глеевая  почва;  II  -  пу-
шицево-осоковый  полигон,  торфяно-глеевая
почва;  1П  -  осоково-сфагновый  полигон,  торфя¬
но-глеевая  почва;  IV  -  сфагновый  полигон,  тор¬
фяная  почва;  V  -  зеленомошный  полигон,  торфя¬
но-перегнойная  почва;  VI  -  зеленомошно-травя-
нисгый  полигон,  торфяно-перегнойно-глееватая
почва;  VII  -  лишайниково-зеленомошно-травяни-
стый  полигон,  торфянисто-перегнойно-глееватая
почва;  VIII  -  кустарничково-зеленомошно-лишай-
никовая  тундра,  оподзоленный  надмерзлотно-
глееватый  подбур;  IX  -  кустарничково-зелено-
мошно-лишайниковая  тундра,  оподзоленный  под¬
бур.  Схожая  сукцессия  была  описана  Васильевской
с  соавт.  [3]  для  песчаных  тундр  Ямала.
 Приведенная  картина  эволюции  действитель¬
на  не  для  всей  Колымской  низменности,  а  лишь
для  Халлерчинской  тундры.  При  том,  что  полиго¬
нальные  формы  широко  распространены  и  в
аласных  термокарстовых  котловинах,  и  в  поймах
рек,  процесс  их  трансформации  ни  в  том,  ни  в  дру¬
гом  случае  не  идет  дальше  собственно  болотных
стадий  развития.  В  полигонах  сохраняется  поло¬
жительный  знак  углеродного  баланса  и  лишь  на
валиках  могут  развиваться  оглеенные  минераль¬
ные  почвы.  По-видимому,  здесь  сказывается  свое¬
образие  Халлерчинской  тундры,  в  ландшафте  ко¬
торой  переувлажненность  сочетается  с  автономно¬
стью  основной  поверхности.  Здесь  нет  более
высокого  гипсометрического  уровня,  служащего
источником  аллохтонной  влаги.  С  другой  стороны,
болотная  верховодка  не  подпитывается  озерами,
Урезы  которых  находятся  ниже.  Помимо  этого,
криолитологические  особенности  песчаного  грунта
не  способствуют  развитию  вторичного  термокар¬
ста  на  месте  распространения  полигональных  бо-
 %
 Рис.  5.  Изменение  содержания  свободных  форм  желе¬
за  и  алюминия  в  процессе  развития  полигональных  бо¬
лот.  Стадия  сукцессии  (полигон):  I  -  пушецево-осоко-
вый;  II  -  зеленомошный  (валиковый  вариант);  III-ли-
шайниково-зеленомошно-травянистый  (валиковый
вариант);  IV  -  кустарничково-зеленомошно-лишай-
никовая  тундра,  а-  пределы  варьирования  по  профи¬
лю  содержания  Fe,  определенного  по  методу  Мера-
Джексона;  б  -  пределы  варьирования  по  профилю  со¬
держания  А1,  определенного  в  вытяжке  Тамма.
 лот,  как  это  часто  наблюдается  в  случае  высоколь¬
дистых  суглинистых  отложений  [12,14,19].
 Все  эти  обстоятельства  обусловливают  принци¬
пиальную  возможность  самоосушения  основной
поверхности  Халлерчинской  тундры.  Основными
агентами  подобного  осушения  выступают:  частич¬
ный  дренаж  по  полигональным  трещинам,  высокая
транспирационная  активность  травянистых  расте¬
ний  и  физическое  испарение  в  континентальном
секторе  Субарктики  при  коэффициенте  увлажне¬
ния  меньше  единицы.  В  силу  климатической,  гео¬
морфологической  и  геокриологической  специфики
данной  территории  этот  процесс  максимально  за¬
торможен.  По-видимому,  время,  необходимое  для
его  полного  завершения,  сопоставимо  с  периодом
существования  самой  поверхности,  интенсивно  раз¬
рушаемой  озерной  абразией  и  термоабразией.  Тем
не  менее  тенденция  к  осушению  важна  как  вектор
саморазвития  ландшафта,  позволяющий  объяснить
направленность  протекающих  в  нем  процессов,  ис¬
ходя  из  его  собственной  природы,  не  прибегая  к  ги¬
потезам  воздействия  извне.
 Таким  образом,  трансформация  почв  и  поч¬
венного  покрова  в  ходе  сукцессионной  динамики
полигональных  тундровых  болот  может  рассмат¬
риваться  как  пример  автоэволюции  в  понимании
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

584
 ФЕДОРОВ-ДАВЫДОВ,  МАКЕЕВ
 см
20
10
о
10
20
30
40
 Рис.  6.  Общая  схема  трансформации  полигонального  профиля.  Стадия  сукцессии  (полигон):  I  -  обводненный;  II  -  пу-
шицево-осоковый;  III  -  осоково-сфагновый;  IV  -  сфагновый;  V  -  зеленомошный;  VI  -  зеленомошно-травянис-
тый;  VII  -  лишайниково-зеленомошно-травянистый;  VIII  -  кустарничково-зеленомошно-лишайниковая  тундра
(зрелый  вариант).  Обозначения  те  же,  что  и  на  рис.  1.  За  нулевую  линию  принята  граница  между  торфяной  и  песчаной
толщами,  горизонты  ТВ  и  Ah  отнесены  при  этом  к  минеральным.
 Соколова  [18],  начальный  толчок  которой  задает¬
ся,  скорее  всего,  миграцией  озер,  а  дальнейшее
развитие  определяется  внутренними  закономер¬
ностями  ландшафта.  Внешние  факторы,  по  всей
видимости,  играют  подчиненную  роль,  влияя  на
скорость  сукцессии.  В  качестве  одного  из  них
может  выступать  фиксируемое  на  данной  тер¬
ритории  голоценовое  неотектоническое  подня¬
тие  [15].  Если  этот  процесс  продолжается  по  на¬
стоящий  день,  то  его  роль  в  ускорении  эволюции
очевидна.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Андреев  В.Н.  Обследование  тундровых  оленьих
пастбищ  с  помощью  самолета  //  Тр.  Ин-та  поляр¬
ного  земледелия.  Серия  Оленеводство.  Д.:  Изд-во
Главсевморпути,  1938.  Вып.  1.  С.  7-132.
 2. 	Андреев  В.Н.  Вопросы  рационального  использова¬
ния  оленьих  пастбищ.  Якутск,  1972.  32  с.
 3. 	Васильевская  В.Д.,  Иванов  В.В.,  Богатырев  Л.Г.
Почвы  Севера  Западной  Сибири.  М.:  Изд-во  Моск.
ун-та,  1986.  227  с.
 4. 	Виноградова  А.Н.  Геоботанический  очерк  олень¬
их  пастбищ  района  р.  Пясины  //  Тр.  Арктического
ин-та.  Т.  63.  Геоботаника.  1937.  С.  5-45.
 5. 	Втюрин  Б.И.  Генезис  и  классификация  озер  в  бас¬
сейне  р.  Яны  //  Озера  криолитозоны  Сибири.  Но¬
восибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,  1974.  С.  7-17.
 6. 	Городков  Б.Н.  Почвенно-растительный  покров
острова  Врангеля  //  Растительность  Крайнего  Се¬
вера  СССР  и  ее  освоение.  М.;  J1.:  Изд-во  АН  СССР,
1958.  Вып.  3.  С.  5-58.
 7. 	Гусев  И.А.  Тетрагональные  грунты  в  арктической
тундре  //  Изв.  Гос.  геогр.  об-ва.  1938.  Т.  70.  Вып.  3.
 С. 	377-385.
 8. 	Еловская  Л.Г.,  Петрова  Е.И.,  Тетерина  Л.В.
Почвы  Северной  Якутии.  Новосибирск:  Наука.
Сиб.  отд-ние,  1979.  303  с.
 9. 	Игнатенко  И.В.  Структура  почвенного  покрова
восточноевропейской  лесотундры  //  Почвы  и  рас¬
тительность  восточноевропейской  лесотундры.
Опыт  стационарного  изучения  почвенно-расти¬
тельных  комплексов  лесотундры.  Ч.  2.  Л.:  Наука.
Ленингр.  отд-ние,  1972.  С.  64-101.
 10. 	Игнатенко  И.В.  Классификация,  систематика  и
номенклатура  почв  Крайнего  Северо-Востока
СССР  //  География  и  генезис  почв  Магаданской
области.  Владивосток:  Изд-во  ДВНЦ,  1980.  С.  55-92.
 11. 	Качурин  С.П.  Полигональные  формы  рельефа  Се¬
вера//Тр.  Ин-та  мерзлотоведения  АН  СССР.  1960.
Т.  16.  С.  7-23.
 12. 	Мельников  Е.С.У  Вейсман  Л.И.,  Москаленко  Н.Г.
и  др.  Ландшафты  криолитозоны  Западно-Сибир¬
ской  газоносной  провинции.  Новосибирск:  Наука.
Сиб.  отд-ние,  1983.  165  с.
 13. 	Москвитин  А.И.  О  следах  мерзлоты  и  необходи¬
мости  их  распознавания  //  Мерзлотоведение.  1947.
Т.  2.  №  1.  С.  3-22.
 14. 	Мухин  Н.И.  Особенности  возникновения  и  развития
термокарсговых  озер  на  территории  Яно-Индигар¬
ской  низменности  //  Озера  криолитозоны  Сибири.
Новосибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,  1974.  С.  18-26.
 15. 	Плахт  И.Р.,  Кудрявцева  Н.Н.,  Карташова  Г  .Г.
и  др.  Отчет  о  научно-исследовательской  работе
“Специализированные  мерзлотно-геологические
исследования  на  шельфе  Восточно-Сибирского
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ЭВОЛЮЦИЯ  ПОЧВ  ПОЛИГОНАЛЬНЫХ  БОЛОТ
 585
 моря  и  палеошельфе  Колымской  низменности”.
М.,  1986.  221  с.
 16. 	Романовский  Н.Н.  Формирование  полигонально¬
жильных  структур.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.  отд-
ние,  1977.  215  с.
 17. 	Самбук  Ф.В.  Краткий  очерк  растительности  Тай¬
мыра//Проблемы  Арктики.  1937.  №  1.  С,  127-153.
 18. 	Соколов  И.  А.  Почвообразование  и  время:  поли-
климаксность  и  полигенетичность  почв  //  Почво¬
ведение.  1984.  №  2.  С.  102-112.
 19. 	Соловьев  ПЛ.,  Толстихин  О.В.  Криогенные  явле¬
ния  и  особенности  рельефа  территории  распрост¬
ранения  мерзлой  зоны  //  Общее  мерзлотоведение.
Новосибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,  1974.  С.  230-248.
 20. 	Умаров  М.М.,  Кононков  Ф.П.,  Куракова  Н.Г.,  Зуе¬
ва  JI.А.  Методы  изучения  азотфиксации  и  денитри¬
фикации  в  почве  //  Микроорганизмы  как  компо¬
нент  биогеоценоза  /  Под.  ред.  Е.Н.  Мишустина.  М.:
Наука,  1984.  С.  107-119.
 21. 	Mackay  J  R.  Ice-wedge  cracks,  western  arctic  coast  //
The  Canadian  Geographer.  1989.  V.  33.  №  4.  P.  365-368.
 22. 	Pewe  TL.  Quaternary  geology  of  Alaska.  Washington,
1975.  145  p.
 23. 	Pewe  TL.  Permafrost  I  I  The  heritage  of  engineering  geolo¬
gy.  The  first  hundred  years.  Boulder,  1991.  P.  277-298.
 24. 	Pewe  T.L.,  Schmidt  R.A.M.,  Sloan  C.E.  Permafrost  and
thermokarst;  geomorphic  effects  of  subsurface  water  on
landforms  of  cold  regions  //  Groundwater  geomorpholo¬
gy.  The  role  of  subsurface  water  in  earth-surface  pro¬
cesses  and  landforms.  Boulder,  1990.  P.  211-218.
 25. 	Tarnocai  C.,  Smith  C.A.S.,  Fox  C.A.  International  tour  of
permafrost  affected  soils.  The  Yukon  and  northwest  ter¬
ritories  of  Canada.  Ottawa,  1993.  197  p.
 26. 	Tedrow  J.C.F.  Soils  of  the  polar  landscapes.  New  Brun¬
swick:  Putgers  University  Press,  1977.  638  p.
 27. 	Whalen  S.C.,  Reeburgh  W.5.  A  methane  flux  time  series
for  tundra  environments  //  Global  biogeochemical  cy¬
cles.  1988.  №  2.  P.  299-409.
 Soil  Evolution  in  Polygonal  Bogs  of  the  Kolymskaya  Lowland
during  Their  Overgrowing  and  Transformation
D.  G.  Fedorov-Davydov  and  О.  V.  Makeev
 •
 Studying  the  soil  mantle  pattern  and  profile  composition  for  different  soils  of  the  Khallerchinskaya  Tundra
(extreme  northeast  of  Siberia)  enabled  to  develop  a  concept  of  a  unique  evolutionary  process  for  this  territory
related  to  the  overgrowing  and  transformation  of  polygonal  bogs.  A  suggestion  was  made  as  to  the  autochtho¬
nous  succession  and  the  theoretical  possibility  for  the  autodrainage  6f  excessively  wet  tundra.  Evolutionary
dynamics  was  illustrated  by  a  number  of  crucial  physical  and  chemical  properties,  as  well  as  by  direct  and  cir¬
cumstantial  parameters  of  peat  accumulation  rate,  organogenic  horizons  transformation,  methanogenesis,  den¬
itrification,  Al-Fe-humus  process,  etc.  A  chart  of  changes  in  the  soil  profile  was  given  for  different  stages  of  a
polygon  development.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  586-592
 УДК  631.48:631.445.12(212.3)
 ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВАЯ  ДИНАМИКА  МНОГОЛЕТНЕЙ  МЕРЗЛОТЫ
В  ДВУХ  СУБАРКТИЧЕСКИХ  ТОРФЯНИКАХ  ПОБЕРЕЖЬЯ
 ГУДЗОНОВА  ЗАЛИВА
©  1998  г.  П.  Кюхри
 Арктический  центр  Лапландского  университета,  Рованиеми,  Финляндия
Поступила  в  редакцию  24.11.97  г.
 Общий  стратиграфический,  палеоботанический  и  радиометрический  анализы  четырех  торфяников
побережья  Гудзонова  залива  (северо-восточная  Манитоба,  Канада)  свидетельствуют  о  динамично¬
сти  мерзлотных  условий  в  позднем  голоцене.  Две  торфяные  колонки  были  отобраны  на  пальсовом
комплексе:  одна  на  бугристом  торфянике  с  ледяным  ядром,  а  другая  -  на  прилегающем  немерзлот¬
ном  низинном  (феновом)  болоте.  Еще  две  торфяные  колонки  были  взяты  в  районе  торфяного  пла¬
то:  одна  на  самом  плато,  другая  -  на  прилегающем  низинном  болоте  без  мерзлоты,  располагающем¬
ся  на  берегу  небольшого  озера.
 Радиоуглеродные  датировки  и  общие  стратиграфические  наблюдения  позволяют  предположить,
что  формирование  мерзлоты  произошло  2200  лет  назад  как  на  бугристом  торфянике  (пальса),  так
и  на  торфяном  плато.  Палеоботанический  анализ  соседних  участков  на  низинных  болотах  свиде¬
тельствует  о  том,  что  многолетняя  мерзлота  в  этих  болотах  не  формировалась.  Таким  образом,  на
протяжении  последних  2200  лет  распределение  мерзлоты  оставалось  неизменным;  доказательств
временного  формирования  мерзлоты  и  ее  последующего  исчезновения  на  низинных  болотах,  ныне
свободных  от  мерзлоты,  не  найдено.
 ВВЕДЕНИЕ
 Целью  работы  является  изучение  динамики
мерзлоты  в  двух  субарктических  торфяниках  на
западе  центральной  части  Канады  в  позднем  го¬
лоцене.  Результаты  этих  исследований  важны
для  понимания  экоклиматической  эволюции  об¬
ласти,  что  имеет  большое  значение  для  проверки
моделей  изменений  климата.  Вместе  с  этим  пони¬
мание  развития  торфяников  и  сукцессий  расти¬
тельного  покрова  обширного  торфяного  ком¬
плекса  низменностей  на  побережье  Гудзонова  за¬
лива  позволит  судить  о  том,  каким  образом
климатические  и  эдафические  факторы  повлия¬
ли  на  формирование  гидрологической  обстанов¬
ки,  которая,  в  свою  очередь,  диктует  особенности
углеродного  баланса  (поглощение  или  эмиссия
С02  и  СН4)  экосистем.  Динамика  вечной  мерзло¬
ты  в  торфяниках  существенно  влияет  на  состоя¬
ние  их  поверхности.  Задача  этой  статьи  -  описать
время  формирования  мерзлоты  в  обоих  торфяни¬
ках  и  ее  последующую  динамику,  уделяя  особое
внимание  участкам  на  низинных  (феновых)  боло¬
тах,  в  настоящее  время  свободных  от  мерзлоты.
 t
 РАЙОН  ИССЛЕДОВАНИЯ
 Обширный  торфяной  комплекс  низменностей
Гудзонова  залива  является  одним  из  крупнейших
резервуаров  торфа  в  северном  полушарии,  а  имен¬
но  вторым  после  Обского  бассейна  в  России  [6].
 Он  занимает  обширную  плоскую  равнину,  про¬
стирающуюся  вдоль  юго-западного  берега  Гудзо¬
нова  залива  в  провинциях  Онтарио  и  Манитоба.
Границы  этой  территории  приблизительно  сов¬
падают  с  границей  максимальной  трансгрессии
Гудзонова  залива,  имевшей  место  в  раннем  голо¬
цене.  Развитые  здесь  глинистые  отложения  об¬
условливают  затрудненный  дренаж  и  способству¬
ют  широкому  развитию  торфяных  болот.
 Торфяники  расположены  в  северо-восточной
Манитобе,  относимой  к  субарктическому  экоре¬
гиону,  т.е.  к  лесотундровому  экотону  [5].  Это  зо¬
на  прерывистой  мерзлоты;  мерзлотные  участки
занимают  50-90%  территории  [15].  Два  участка
расположены  вдоль  железной  дороги  между  Гил¬
ламом  и  Черчиллем,  на  станциях  обслуживания
Херчмер  (57°23'  с.ш.,  94°  11'  з.д.,  абсолютная  вы¬
сота  105  м)  и  Мак-Клинток  (57°50'  с.ш.,  94°  12'  з.д.,
абсолютная  высота  85  м).  Эти  районы  почти
сплошь  покрыты  торфяниками  за  исключением
участков  леса  с  преобладанием  сосны,  располага¬
ющихся  вдоль  наиболее  значительных  рек.  Мощ¬
ность  мерзлоты  составляет  примерно  60  м  в  рай¬
оне  Черчилля  и  постепенно  уменьшается  к  югу.
На  южной  границе  своего  распространения  -  в
залесенных  болотах  центральной  Манитобы  -
мерзлота  представлена  тонкими  слоями  много¬
летнего  льда  [4].
 Остатки  Лаврентийского  ледяного  покрова
сохранялись  в  северо-восточной  Манитобе  при¬
близительно  до  7000  г.  до  н.э.  [3].  Примерно
 586

ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВАЯ  ДИНАМИКА  МНОГОЛЕТНЕЙ  МЕРЗЛОТЫ
Радиоуглеродные  датировки
 587
 Лабораторный
 номер
 Место  отбора  проб,  участок
 Глубина,  см
 Датируемый  материал
 Возраст  по  |4С,
лет
 AECV  1714
 Низинное  болото,  Херчмер
 196-203
 Торф
 5580  +  80
 Не1-3848
 То  же
 121-130
 Торф
 2210  +  80
 AECV  1715
 Пальса,  Херчмер
 165-169
 Торф
 5970  ±90
 AECV  1716
 То  же
 61-63
 Торф
 2190  ±80
 Не1а-95*
 Низинное  болото,  Мак-Клинток
 184-190
 Древесные  включения
 5400  ±80
 AECV  1717
 То  же
 144-151
 Торф
 4060  ±100
 Не1-3849
 То  же
 106-114
 Торф
 1980  ±90
 AECV  1718
 Торфяное  плато,  Мак-Клинток
 160-166
 Древесные  включения
 5810  ±90
 Не1-3850
 То  же
 108-110
 Торф
 4280  ±110
 AECV  1719
 То  же
 70-72
 Торф
 2230  ±80
 *  Радиоуглеродная  датировка  методом  AMS.
 8400  лет  назад  эта  область  была  занята  оз.  Агас¬
сис  ледникового  происхождения.  Впоследствии
низменность  была  залита  водами  Тиррельской
трансгрессии,  а  вслед  за  этим  в  результате  изоста-
зии  территория  была  поднята  выше  уровня  моря.
Изостатическое  поднятие  продолжается  и  в  на¬
стоящее  время,  хотя  и  протекает  медленее.  Са¬
мые  древние  отложения  в  основании  торфяников
в  исследуемом  районе  (Шарлебуа:  56°40'  с.ш.,
94°05'  з.д.,  абсолютная  высота  120  м)  имеют  воз¬
раст  6280  ±  80  лет,  что  соответствует  эпохе  мак¬
симальной  трансгрессии  Тиррельского  моря  [14];
основание  торфяников  в  районе  Черчилля  имеет
возраст  3080  ±  130  лет  [10].
 Среднегодовые  температуры  в  аэропортах
Черчилля  и  Гиллами  составляют  -7.1  и  -4.4°С  [2],
среднегодовое  количество  осадков  411.6  и  494.4  мм
соответственно.  Северная  граница  леса  проходит
лишь  немного  севернее  Черчилля,  тогда  как  са¬
мый  южный  предел  распространения  мерзлоты
(островной)  обнаружен  в  центральной  Манитобе
на  широте  Паса  (приблизительно  54°  с.ш.,  средне¬
годовая  температура  -  0.3°С,  среднегодовые  осадки
 451.9 	мм).
 Участок  Херчмер  характеризуется  мозаич¬
ным  сочетанием  залесенных  крупнобугристых
торфяных  болот  с  ледяным  ядром  (пальсовых  бо¬
лот),  немерзлотных  низинных  болот  и  озер.  Буг¬
ристые  торфяники  приподняты  над  окружающи¬
ми  низинными  болотами  примерно  на  1.5  м.  Они
покрыты  редкой  карликовой  елью  (Picea  mariana),
багульником  (Ledum  spp.),  другими  карликовыми
кустарничками  и  морошкой  (Rubus  chamaemorus).
В  наземном  ярусе  преобладают  либо  лишайники,
либо  сфагнум  (Sphagnum  fuscum).  Поверхность  буг¬
ристого  торфяника  отличается  сухостью  в  преде¬
лах  деятельного  слоя  (около  40  см  в  августе  1992  г.)
и  кислой  реакцией  (pH  4.0).  Немерзлотные  ни¬
зинные  болота  могут  быть  как  очень  влажными  и
почти  нейтральными  (уровень  грунтовых  вод  на
глубине  1  см,  pH  6.1),  так  и  более  сухими  и  кислы¬
 ми  (зеркало  воды  на  глубине  15  см,  pH  3.9).  В  рас¬
тительном  покрове  доминируют  осоки  (Сагех
spp.);  присутствуют  также  Drepanocladus  sp.,  Sph¬
agnum  riparium,  S.  lindbergii,  S.  balticum  и  S.  magel-
lanicum.  На  относительно  сухом  участке  низинно¬
го  болота,  где  в  августе  1992  г.  на  глубине  36-45  см
сохранялась  ледяная  линза,  сформировалась  про¬
межуточная  ситуация.  Здесь  доминировал  карли¬
ковый  кустарник  Кассандра  (Chamaedapne  calycu-
lata);  в  составе  мхов  преобладал  сфагнум  (Sphag¬
num  fuscum  и  S.  capillifolium).
 Участок  Мак-Клинток  представляет  собой  об¬
ширное  торфяное  плато  (плоскобугристый  тор¬
фяник)  с  вкраплениями  озер,  относимых  к  термо¬
карстовому  типу.  Само  плато  приподнято  при¬
мерно  на  1  м  относительно  этих  озер.  Оно
характеризуется  сухими  и  кислыми  поверхност¬
ными  условиями  (активный  слой  приблизительно
30  см  в  августе  1992  г.,  pH  3.9).  На  самых  сухих  по¬
верхностях  с  более  развитой  растительностью
произрастают  разреженные  ель  (Picea  mariana),
багульник  (Ledum  palustre)  и  лишайники.  В  более
влажных  местах  наблюдаются  лиственница  (Larix
laricina),  Кассандра  (Chamaedapne  calyculata),  багуль¬
ник  (Ledum  groenlandicum),  морошка  (Rubus
chamaemorus)  и  сфагнум  (Sphagnum  fuscum).  В  тре¬
щине  на  торфяном  плато  был  обнаружен  Sphag¬
num  lindbergii.  Местами  на  уровне  торфяного  пла¬
то  встречаются  открытые  окна  воды.  Под  ними
мощность  деятельного  слоя  достигает  65  см;  вода
может  находиться  как  с  поверхности,  так  и  на
очень  небольшой  глубине,  а  pH  составляет  4.5.
В  растительности,  окружающей  один  из  таких
приподнятых  водоемов,  доминируют  осоки  (Сагех
spp.)  и  сфагновые  мхи  (Spagnum  cf.  jensenii).  Ни¬
зинные  болота  вокруг  “термокарстовых”  озер
свободны  от  мерзлоты.  На  участке  отбора  тор¬
фяной  колонки  вода  подходит  к  поверхности  на
7  см  и  имеет  pH  4.0.  Доминантные  растения  пред¬
ставлены  осоками  (Сагех  spp.),  пушицей  (Eriopho-
rum  sp.)  и  сфагнумом  (Sphagnum  riparium).
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

588
 КЮХРИ
 см
 Or
 50
 100
 150
 150-
 200  -о  I
 ел
 Рис.  1.  Общая  стратиграфия  и  относительное  поло¬
жение  профилей  на  бугристом  торфянике  (а)  и  низин¬
ном  болоте  (б)  участка  Херчмер:  I  -  лишайниковый
покров;  2  -  сфагновый  торф  (слабо-,  средне-  и  силь-
ногумифицированный  и  гумифицированный  торф
корневых  остатков);  3  -  низинный  торф  (слабо-,  сред¬
не-  и  сильногумифицированный);  4  -  песчано-глинис¬
тые  отложения  с  примесью  щебня.
 чмер)  и  плоскобугристого  (болото  Мак-Клинток)
торфяников  изучали  в  их  краевых  частях,  где  бы¬
ли  вырыты  глубокие  (до  подстилания  минераль¬
ной  толщей)  разрезы.  Несколько  крупных  бло¬
ков  торфа  (приблизительно  60  х  15  х  15  см)  были
вырезаны  по  всей  длине  профиля  до  минерально¬
го  основания.  Образцы  из  прилегающих  немерз¬
лотных  низинных  болот  были  взяты  модифици¬
рованным  торфоотборником  Маколей  с  диамет¬
ром  5  см.  Заглубление  отборников  продолжалось
до  достижения  минеральных  отложений.  Ото¬
бранный  материал  укладывали  в  разрезанные  по¬
полам  полихлорвиниловые  трубки  длиной  1  м  и
упаковывали  для  транспортировки.  В  поле  были
сделаны  зарисовки  мест  отбора,  замеры  высот  и
расстояний  между  местами  отбора.
 В  лаборатории  были  выполнены  стратигра¬
фические  описания  каждой  колонки.  Основания¬
ми  для  стратиграфического  подразделения  коло¬
нок  торфа  служили  степень  его  гумификации
(разложения),  присутствие  и  количество  древес¬
ных  остатков,  гиттии  (сапропеля)  и  материала  ми¬
нерального  происхождения.  Специально  отобран¬
ные  образцы  объемом  около  5  см3  (от  4  до  9  см3)
использовали  для  определения  ботанического
состава  торфа.  Образцы  обрабатывали  слабоки-
пящим  5%-ным  водным  раствором  КОН  для  разру¬
шения  коллоидов,  а  затем  промывали  на  сите
 0.15  мм.  Количество  макрофоссилий  определяли
прямым  подсчетом  (в  пересчете  на  5  см*  образца
(для  иголок)  или  выражали  в  процентах  от  объе¬
ма  (для  мхов).
 Радиоуглеродное  датирование  образцов  орга¬
нического  материала  проводили  в  лабораториях
Альбертского  центра  окружающей  среды  в  Ве-
гревилле  (Канада)  и  Хельсинкского  университета
(Финляндия).  Количество  органического  вещест¬
ва  в  основании  керна,  извлеченного  из  низинного
болота  на  участке  Мак-Клинток,  было  невелико.
Радиоуглеродная  датировка  (AMS-метод)  этих
отложений  проводилась  в  Хельсинском  универ¬
ситете  по  остаткам  древесины,  отобранным  из
большого  образца  (таблица).
 Ботаническая  номенклатура  дана  в  соответст¬
вии  с  рекомендациями  [11]  для  сосудистых  расте¬
ний,  [17]  для  сфагновых  мхов,  [8]  для  мхов  Drepan¬
ocladus  и  [7]  для  прочих  видов  мхов.
 МАТЕРИАЛЫ  И  МЕТОДЫ
 Буровые  колонки  стратифицированного  тор¬
фа  были  отобраны  под  основными  типами  расти¬
тельности  на  участках  Херчмер  и  Мак-Клинток.
Для  каждого  места  отбора  была  установлена  глу¬
бина  зеркала  воды  или  мерзлоты.  Измерение  pH
проводили  с  помощью  бумажного  индикатора
фирмы  Мерк  Ацилит/Ньютралит.  Строение  тор¬
фяной  толщи  бугристого  (пальсовое  болото  Хер-
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ИХ  ИНТЕРПРЕТАЦИЯ
 Палъсовый  комплекс  Херчмер.  Общая  страти¬
графия  профиля  бугристого  торфяника  и  керн  из
соседнего  низинного  болота  на  участке  Херчмер,
их  расположение  относительно  друг  друга  пока¬
заны  на  рис.  1.  Во  время  отбора  образцов  в  колон¬
ке  из  верхового  болота  на  глубинах  от  115  до  158  см
наблюдались  линзы  чистого  льда.  Современная
растительность  на  верховом  участке  состоит  из
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВАЯ  ДИНАМИКА  МНОГОЛЕТНЕЙ  МЕРЗЛОТЫ
 589
 50
 100
 150
 200
 а  б  в  г  д 	е 	ж 	з 	и
 10 	10 	5 	5 	% 	40 	10 	20 	60 	40'
 шт./5  см3
 Рис.  2.  Упрощенная  диаграмма  состава  растительных  остатков  в  профиле  низинного  болота  на  участке  Херчмер.
Строение  профиля:  низинный  торф  (/  -  негумифицированный;  2  -  слабогумифицированный;  3  -  среднегумифициро-
ванный;  4—  сил  ьногу  инфицированный);  5  -  песчано-глинистые  отложения  с  примесью  щебня.  Растительные  остатки:
я  -  лиственничные  иголки;  б  -  еловые  иголки;  в  -  листья  багульника;  г  -  эпидермис  осоки;  д  -  остатки  Scorpidium;  е  -
остатки  Calliergon;  ж  -  остатки  Drepanocladus;  з  -  остатки  Sphagnum  balticum;  и  -  остатки  Sphagnum  lindbergii.
 сухих  лишайников.  На  прилегающем  низинном
болоте  доминируют  Кассандра  (Chamaedaphne  са-
lyculata),  осоки  (Сагех  sp.)  и  сфагновые  мхи  (Sph¬
agnum  lindbergii,  S.  magellanicum  и  S.  balticum).
 Основание  профиля  бугристого  торфяника
слабо  криотурбировано.  Локальные  аккумуля¬
ции  низинного  торфа  начались  5970  ±  90  лет  на¬
зад.  Резкий  общий  стратиграфический  переход  от
гумифицированного  низинного  торфа  к  негумифи-
цированному  сфагновому  торфу  (Sphagnum  fuscum)
на  глубине  62  см  (2190  ±  80  лет)  экспериментально
коррелирует  с  образованием  мерзлоты  in  situ  [20].
Более  темные  полосы,  присутствующие  в  верхнем
62-сантиметровом  слое,  мы  рассматриваем  как
свидетельство  сухих  лишайниковых  фаз  в  разви¬
тии  бугристого  торфяника.  Морозное  пучение
привело  к  поднятию  торфяного  бугра  на  137  см
относительно  прилегающего  низинного  болота.
 Упрощенная  диаграмма  строения  низинного
болота  на  участке  Херчмер  дана  на  рисунке  2.
Возраст  основания  5580  ±  90  лет.  Профиль  низин¬
ного  торфа  слабо  дифференцирован;  степень
разложения  остатков  постепенно  уменьшается
кверху.  Характер  растительных  остатков  указы¬
вает  на  замещение  мезотрофных  сообществ  с
преобладанием  Scorpidium  более  олиготрофны-
ми  сообществами  с  преобладанием  различных  ви¬
дов  сфагновых  мхов.  Переход  начался  около
2200  лет  назад  в  фазе,  в  которой  наряду  со  Scor¬
pidium  встречаются  Calliergon  и  Drepanocladus.
 Низинное  болото  на  протяжении  своего  существо¬
вания  постоянно  оставалось  влажным  (не  испыты¬
вало  сухих  лишайниковых  фаз).  Ни  в  ботаничес¬
ком  составе  торфа,  ни  в  характере  его  залегания  не
обнаруживается  свидетельств  временного  сущест¬
вования  или  исчезновения  мерзлоты.
 Комплекс  торфяного  плата  Мак-Клинток.
Общая  стратиграфия  и  относительное  располо¬
жение  профиля  на  торфяном  плато  и  места  буре¬
ния  на  соседнем  низинном  болоте  на  участке
Мак-Клинток  представлены  на  рисунке  3.  Совре¬
менная  растительность  торфяного  плато  пред¬
ставлена  багульником  (Ledum  palustre)  и  пересох¬
шим  сфагновым  мхом  (Sphagnum  ftiscum).  На
участке  низинного  болота  доминирует  Sphagnum
riparium.
 Возраст  основания  профиля  торфяного  пла¬
то  -  5810  ±  90  лет.  Резкий  стратиграфический  пе¬
реход  на  глубине  71  см  от  гумифицированного  ни¬
зинного  торфа  к  негумифицированному  торфу  из
Sphagnum  fuscum  произошел  2230  ±  80  лет  назад;
вероятно,  он  связан  с  агградацией  мерзлоты  [22].
Более  темные  полосы  в  слое  0-71  см  интерпрети¬
руются  как  фазы  сухих  лишайников  в  развитии
бугристого  торфяника.  Самый  нижний  из  этих  тем¬
ных  прослоев  на  губине  58-61  см  в  изобилии  содер¬
жит  листья  багульника  (Ledum  palustre).  Благодаря
мерзлотному  ядру,  торфяное  плото  оказалось  при¬
поднятым  на  105  см  над  участком  отбора  на  со¬
седнем  низинном  болоте  (поверхность  которого  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

590
 КЮХРИ
 м
 см
 Рис.  3.  Общая  стратиграфия  и  относительное  поло¬
жение  профилей  на  торфяном  плато  (а)  и  низинном  бо¬
лоте  (б)  участка  Мак-Клинток:  1  -  сфагновый  торф
(слабо-,  средне-  и  сильногумифицированный);  2  -  ни¬
зинный  торф  (слабо-,  средне-  и  сильногумифициро¬
ванный);  3  -  сапропель  с  примесью  древесных  остат¬
ков;  4  -  глинистые  отложения  с  включениями  камней.
 свою  очередь  находится  на  5  см  выше  уровня  во¬
ды  в  “термокарстовом”  озере).
 Упрощенная  диаграмма  распределения  расти¬
тельных  остатков  в  керне  из  низинного  болота  на
участке  Мак-Клинток  приведена  на  рисунке  4.
Основание  имеет  возраст  (AMS)  5400  ±  80  лет.
Характер  изменения  растительных  остатков  сви¬
детельствует  о  колебаниях  зеркала  воды.  В  осно¬
вании  залегает  сапропель,  содержащий  детрит  и
древесные  остатки,  отложение  которых  происхо¬
дило  в  небольшом  водоеме,  окруженном  облесен¬
ным  торфяником.  Впоследствии  на  месте  водо¬
ема  сформировалось  влажное  осоковое  болото  с
лиственницей.  В  дальнейшем  лиственница  усту¬
пила  место  ели,  а  осока  -  сфагнуму  (Sphagnum  bal-
ticum/jenseni).  Около  1980  лет  назад  наиболее  ги¬
дрофильные  виды  сфагнума  были  замещены  мха¬
ми  Polytrichum  и  Sphagnum  cf.  fuscum.  В
отложениях  этого  времени  встречаются  также
 листья  багульника  (Ledum).  Вслед  за  этим  возоб¬
новились  более  влажные  условия  с  покровом  из
сфагновых  мхов  (Sphagnum  balticum/jensenii,  S.
lindbergii  и  S.  riparium).  Затем  (на  глубине  прибли¬
зительно  40-60  см,  датировка  отсутствует)  в  соста¬
ве  растительности  вновь  появились  ель,  багульник
и  мхи  (Polytrichum  и  Sphagnum  cf.  fuscum).  И,  нако¬
нец,  сформировалось  сообщество  с  доминировани¬
ем  сфагнового  мха  (Spagnum  riparium).  Последова¬
тельность  событий  дает  основания  полагать,  что
данное  болото  проходило  в  своем  развитии  более
сухие  стадии  (до  1980  лет  назад  и  относительно  не¬
давно  -  без  датировки).  Вместе  с  тем  постоянное
присутствие  в  составе  растительных  остатков  вла¬
голюбивых  видов  сфагновых  мхов  и  отсутствие
резких  изменений  в  стратиграфии  отложений  сви¬
детельствуют  о  том,  что  на  протяжении  всего  раз¬
вития  низинного  болота  на  участке  Мак-Клинток
оно  не  испытывало  воздействия  мерзлоты.
 ОБСУЖДЕНИЕ  РЕЗУЛЬТАТОВ
 Образование  торфяников  на  участках  Херч-
мер  и  Мак-Клинток  произошло  5900-5400  лет  на¬
зад.  Сравнительная  молодость  этих  торфяников
объясняется  длительным  присутствием  Лаврен-
тийского  ледяного  покрова  в  Гудзоновом  заливе
и  последующей  трансгрессией  Тиррельского  мо¬
ря  до  того  момента,  как  эта  поверхность  была
изосгатически  приподнята  над  уровнем  моря  [3].
Торф,  залегающий  в  основании  других  торфяни¬
ков  в  северной  бореальной  и  субарктической
зонах  западной  Канады,  часто  имеет  более  древ¬
ний  (>6000  лет)  возраст  [14,  22].
 Многолетняя  мерзлота  развивалась  лишь  в  ме¬
стах  с  наибольшей  продолжительностью  торфо-
накопления  (5900-5800  лет).  Соседние  участки  не¬
много  более  молодого  возраста  (5500-5400  лет)  не
были  затронуты  влиянием  мерзлоты.  Образова¬
ние  мерзлотной  линзы  в  основании  бугристого
болота  на  участке  Херчмер  и  торфяного  плато  на
участке  Мак-Клинток  изменило  первоначальный
характер  поверхности.  Наиболее  вероятно,  что
накопление  торфа  началось  на  низкорасполо¬
женных  участках,  что  означает  последующую  ин¬
версию  поверхностного  рельефа  в  результате
формирования  мерзлоты.
 Образование  мерзлоты  на  участках  Херчмер  и
Мак-Клинток  объясняется  в  основном  эдафичес-
кими  факторами.  Климатически  на  протяжении
последних  6000  лет  район  располагался  в  зоне
прерывистой  мерзлоты  [20].  В  настоящее  время
среднегодовые  температуры  колеблются  между
-5  и  -7°С,  между  тем  южная  граница  прерывис¬
той  мерзлоты  проходит  вдоль  нулевой  изотермы.
На  основании  других  данных  было  установлено,
что  в  течение  среднеголоценового  оптимума  сред¬
негодовые  температуры  были  лишь  на  1-3°С  выше,
чем  в  настоящее  время  [  13,22].  На  основании  этого
можно  утверждать,  что  развитие  относительно
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЗДНЕГОЛОЦЕНОВАЯ  ДИНАМИКА  МНОГОЛЕТНЕЙ  МЕРЗЛОТЫ
 591
 10  10  5  5
шт./5  см3
 Рис.  4.  Упрощенная  диаграмма  состава  растительных  остатков  в  профиле  низинного  болота  на  участке  Мак-Клинток.
Строение  профиля:  низинный  торф  (1  -  слабогумифицированный;  2  -  среднегумифицированный;  3  -  сильногумифи-
цированный);  4  -  сапропель  с  примесью  древесных  остатков;  5  -  глинистые  отложения  с  включениями  камней.  Рас¬
тительные  остатки:  а  -  детрит;  б  -  лиственничные  иголки;  в  -  еловые  иголки;  г  —  листья  багульника,  д  —  эпидермис
осоки;  е  -  остатки  Sphagnum  balticum/jensenii;  ж  -  остатки  Sphagnum  lindbergii;  з  -  остатки  Polytrichum;  и  -  остатки
Sphagnum  cf.  fuscum,  к  -  остатки  Sphagnum  riparium.
 сухих  условий  на  поверности  сфагнового  (Sphag¬
num  fuscum)  торфа  послужило  первоначальным
толчком  к  формированию  мерзлоты,  так  как
этот  мох  обладает  особыми  термоизолирующи¬
ми  свойствами.  Однако  синхронные  изменения,
произошедшие  на  обоих  участках  около  2200  лет
назад,  позволяют  предположить  наличие  в  это
время  небольших  климатических  колебаний,  по¬
влиявших  на  формирование  пальсового  болота
на  участке  Херчмер  и  торфяного  плато  на  участ¬
ке  Мак-Клинток.  Для  проработки  этой  гипотезы
нужны  более  детальные  иследования.
 Формирование  мерзлоты  в  северных  бореаль-
ных  и  южных  субарктических  торфяниках  Канады
относят  к  периоду  от  3700  лет  назад  до  настояще¬
го  времени  и  связывают  с  общим  позднеголоце¬
новым  похолоданием  [1,  20].  Более  раннее  обра¬
зование  мерзлоты  установлено  для  тофяников  се¬
верной  субарктической  и  южноарктической  зон
северо-запада  Канады  (9600  лет,  Олд  Кроу  Флэте
[12];  6300  лет,  полуостров  Туктояктук  [16]).
 Если  предварительный  общий  стратиграфиче¬
ский  и  палеоботанический  анализы  подтвердятся
более  детальными  анализами  погребенного  мате¬
риала  с  помощью  приборов,  имеющих  более  вы¬
сокую  разрешающую  способность,  можно  будет
утверждать,  что  мерзлотные  условия  на  участках
Херчмер  и  Мак-Клинток  изменялись  на  протяже¬
нии  последних  2200  лет.  На  низинных  болотах,  в
настоящее  время  свободных  от  мерзлоты,  вклю¬
чая  участок  Мак-Клинток,  расположенный  ря¬
 дом  с  озерком  без  мерзлоты  (которое  часто  отно¬
сят  к  озеру  термокарстового  типа  [21]),  не  было
найдено  свидетельств  ни  временного  образова¬
ния  мерзлоты,  ни  ее  последующего  исчезновения.
По  крайней  мере  в  точке  исследования  это  низин¬
ное  болото  не  является  результатом  разрушения
мерзлоты.  Вместе  с  тем  можно  предположить,
что  более  влажные  условия  со  сфагновым  мхом
(Sphagnum  priarium),  существовавшие  здесь  неко¬
торое  время  назад,  могли  быть  связаны  с  образо¬
ванием  неподалеку  термокарстового  водоема.
 Очевидная  стабильность  мерзлотных  условий
на  участках  ни  в  коей  мере  не  является  репрезен¬
тативной  для  всей  северной  Канады.  Золтай
(Zoltai)  [19]  описывает  повторяющиеся  циклы
формирования  и  деградации  мерзлоты  в  пальсо-
вых  болотах  северной  Альберты,  расположенной
в  северном  бореальном  экоклиматическом  реги¬
оне.  Там  деградация  мерзлоты  была  спровоциро¬
вана  местными  пожарами.  Явление  деградации
мерзлоты  в  бореальном  поясе  западной  Канады
было  отмечено  Виттом  и  др.  (Vitt  et  al.)  [18]  в  про¬
цессе  дешифрирования  аэрофотоснимка  и  объяс¬
нялось  авторами  недавним  потеплением  климата.
Аллард  и  Сегуин  (Allard,  Seguin)  [1]  различают
несколько  фаз  образования  и  распада  мерзлоты  в
субарктическом  Квебеке  в  течение  позднего  го¬
лоцена.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

592
 КЮХРИ
 ***
 Автор  чрезвычайно  благодарен  Рону  Флетли
из  компании  Си  Эн  Рейл  в  г.  Гилламе,  Манитоба,
за  предоставление  ночлега  на  станциях  обеспече¬
ния  железной  дороги.  Без  этой  дружеской  под¬
держки  данный  проект  не  был  бы  завершен.  Хо¬
чется  поблагодарить  Линду  Халси  и  Карин  Хел-
менс  за  неоценимую  поддержку  в  выполнении
полевых  работ.  Выражается  благодарность  Ка¬
надскому  полярному  институту  Альбертского
университета,  Эдмонтон,  Канада,  за  финансиро¬
вание  экспедиции  и  проведение  некоторых  радио¬
углеродных  датировок  (грант  C/BAR  55-30417).
Поддержка  проекта  продолжается  исследова¬
тельским  фондом  Арктического  центра  Лапланд¬
ского  университета,  Рованиеми,  Финляндия.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Allard  М.,  Seguin  М.К.  The  Holocene  evolution  of  per¬
mafrost  near  the  tree  line,  on  the  eastern  coast  of  Hudson
Bay  (northern  Quebec)  //  Canad.  J.  of  Earth  Sci.  1987.
V.  24.  P.  2206-2222.
 2. 	Canadian  Climate  Program.  Canadian  climate  normals
1961-1990.  Environment  Canada,  Ottawa,  Ontario,
1993.
 3. 	Dredge  L.A.,  Cowan  W.R.  Quaternary  geology  of  the
southwestern  Canadian  shield  //  Geology  of  Canada.
Geological  survey  of  Canada,  Ottawa,  Canada,  1989.
V.  1.  P.  214-249.
 4. 	Dyke  A.S.,  Wincent  J.-S.,  Andrews  J.T.,  Dredge  A.L.,
Cowan  W.R.  The  Laurentide  ice  sheet  and  an  introduc¬
tion  to  the  Quaternary  geology  of  the  Canadian  shield  I  I
Geology  of  Canada.  Geological  survey  of  Canada.  Otta¬
wa,  Canada.  1989.  V.  1.  P.  178-189.
 5. 	Ecoregions  working  group.  Ecoclimatic  regions  of  Can¬
ada,  first  approximation  //  Ecological  Land  Classification
Ser.  23.  Environment  Canada.  Ottawa,  Canada,  1989.
 6. 	Gorham  E.  Northern  peatland:  role  in  the  carbon  cycle
and  probable  responces  to  climatic  warming  //Ecological
Applications.  1991.  №  1.  P.  182-195.
 7. 	Ireland  R.R.  Moss  flora  of  the  maritime  provinces  //  Na¬
tional  Museum  of  Natural  Sci.  Publications  in  Botany.  13.
Ottawa,  1982.
 8. 	Janssens  J.A.  Past  and  extant  distribution  of  Drepanocla-
dus  in  North  America,  with  notes  on  the  differentiation
of  fossil  fragments  //  J.  of  the  Hattori  Botanical  Garden.
1983.  V.  55.  P.  251-298.
 9. 	Kuhry  P.  The  role  of  fire  in  the  development  of  Sphag¬
num-dominated  peatlands  in  western  boreal  Canada  //
J.  of  Ecology.  1994.  V.  82.  P.  899-910.
 10. 	Lowdon  J.A.,  Robertson  I.M.,  Blake  W.J.  Geological  sur¬
vey  of  Canada  radiocarbon  dates  XI  //  Radiocarbon.
1971.  V.  13.  P.  255-324.
 11. 	Moss  E.H.  Flora  of  Alberta.  2nd  edition.  Toronto:  Uni¬
versity  of  Toronto  Press,  1983.
 12. 	Ovenden  L.  Vegetation  history  of  a  polygonal  peatland,
northern  Yukon  //  Boreas.  1982.  №  11.  P.  209-224.
 13. 	Ritchie  J.C.  Postglacial  vegetation  of  Canada.  New
York:  Cambridge  University  Press,  1987.
 14. 	Teller  J.T.  Radiocarbon  dates  in  Manitoba//  Geological
report  GR80-4.  Manitoba  Mineral  Resources  Division,
1980.
 15. 	The  National  Atlas  of  Canada.  5th  edition.  Permafrost.
Natural  resources  Canada.  Ottawa,  Canada,  1995.
 16. 	Vardy  S.R.,  Warner  B.G.,  Aravena  R.  Holocene  climate
effects  on  the  development  of  a  peatland  on  the  Toktoy-
aktuk  Peninsula,  Northwest  Terriotories  //  Quaternary
Res.  1997.  V.  47.  P.  90-114.
 17. 	Vitt  D.H.y  Andrus  R.E.  The  genus  Sphagnum  in  Alber¬
ta//Canad.  J.  of  Botany.  1977.  V.  55.  P.  331-357.
 18. 	Vitt  D.H.,  Halsey  L.A.,  Zoltai  S.C.  The  bog  landforms  of
continental  western  Canada  in  relation  to  climate  and
permafrost  patterns  //  Arctic  and  Alpine  Res.  1994.
V.  26.  P.  1-13.
 19. 	Zoltai  S.C.  Cyclic  development  of  permafrost  in  the
peatlands  of  northwestern  Alberta,  Canada  //  Arctic  and
Alpine  Res.  1993.  V.  25.  P.  240-246.
 20. 	Zoltai  S.C.  Permofrost  distribution  in  peatlands  of  wets-
central  Canada  during  the  Holocene  warm  period  6000
years  BP  //  Geographie  Physique  et  Quatemaire.  1995.
V.  49.  P.  45-54.
 21. 	Zoltai  5.C.,  Tornocai  C.,  Mills  G.F.,  Veldhuis  H.  Wet¬
lands  of  Subarctic  Canada  //  Environment  Canada.  Eco¬
logical  land  classification  ser.  1988.  V.  24.  P.  55-96.
 22. 	Zoltai  S.C.,  Vitt  D.H.  Holocene  climatic  change  and  the
distribution  of  peatlands  in  Western  Interior  Canada  //
Quaternary  Res.  1990.  V.  33.  P.  231-240.
 Late  Holocene  Permafrost  Dynamics  in  two  Subarctic  Peatlands
of  the  Hudson  Bay  Lowlands  (Manitoba,  Canada)
 P.  Kuhry
 Gross  stratigraphical,  paleobotanical,  and  radiometric  analyses  of  four  peat  sequences  from  the  Hudson  Bay
Lowlands  (northeastern  Manitoba,  Canada)  provide  evidence  for  Late  Holocene  permafrost  dynamics.  Two
peat  sequences  are  from  a  paisa  complex,  one  from  a  paisa  bog,  and  the  other  from  an  adjacent  permafrost-free
fen.  The  other  two  peat  sequences  are  from  a  peat  plateau  area,  one  from  the  plateau  itself,  and  one  from  an
adjacent  permafrost-free  fen  along  the  margin  of  a  small  lake.
 Radiocarbon  dates  and  gross  stratigraphical  observations  suggest  that  permafrost  aggradation  both  at  the  paisa
site  and  at  the  peat  plateau  site  took  place  at  2.200  yr  BP.  Paleobotanical  analyses  of  the  adjacent  fen  sites  indi¬
cate  permafrost-free  conditions  throughout.  These  results  suggest  that  since  2.200  yr  BP  permafrost  distribution
at  the  study  sites  has  remained  constant  with  no  evidence  for  temporary  permafrost  aggradation  and  subsequent
collapse  in  the  presently  permafrost-free  fen  sites.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  593-599
 УДК  631.4:630*182:551.34(571.65)
 РОЛЬ  ВЕТРА  В  ДИВЕРГЕНЦИИ  ЭКОСИСТЕМ  С  МЕРЗЛОТНЫМИ
И  СЕЗОННОМЕРЗЛЫМИ  ПОЧВАМИ  В  СЕВЕРНОМ  OXOTOMOPbE*
©  1998  г.  Д.  И.  Берман1,  А.  В.  Алфимов  *,  Г.  Г.  Мажитова2,  М.  Е.  Прокопец1
 1Институт  биологических  проблем  Севера  ДВО  РАН,  Магадан
2Институт  биологии  Коми  НЦ  УрО  РАН,  Сыктывкар
Поступила  в  редакцию  30.12.97  г.
 На  равнинах  побережья  Охотского  моря  мозаика  леса  и  тундры  и  соответственно  сезонномерзлых  и
мерзлотных  почв  определяется  не  гидротермическими  характеристиками  воздуха  и  почвы,  а  воздейст¬
вием  ветра.  Перераспределение  снега  создает  на  одних  участках  укрытия  для  растений  и  предотвраща¬
ет  глубокое  промерзание  почвы,  на  других  -  условия  для  выхолаживания  почвы  и  формирования  мно¬
голетней  мерзлоты.  При  реконструкциях  природной  обстановки  плейстоцена  на  северо-востоке  Азии
следует  учитывать  возможность  смены  тундры  лесом  и  наоборот  без  коренной  перестройки
температурно-влажностных  характеристик  климата,  а  только  за  счет  изменений  ветрового  режима.
 На  приморских  равнинах  Тихоокеанского  по¬
бережья  северо-востока  Азии  и  северо-запада
Америки  в  пределах  таежной  зоны  нередки  фраг¬
менты  тундр,  отстоящие  от  южной  границы  зо¬
нальных  тундр  на  расстояние  до  6°-7°  с.ш.  Обычно
эти  тундры  перемежаются  с  редколесьями,  обра¬
зуя  своеобразный  “лесотундровый”  ландшафт,
аналогичный  лесостепному  по  сочетанию  откры¬
тых  пространств  и  участков  леса.
 Близ  Магадана  на  побережье  Тауйской  губы
Охотского  моря  в  междуречье  рек  Армани  и  Ой-
ры  под  мохово-трявяно-кустарничковыми  забо¬
лоченными  тундрами  сформированы  торфяно-
глеевые  почвы,  подстилаемые  многолетней  мерз¬
лотой  на  глубине  50-90  см,  а  под  кустарничковыми
лиственничниками  -  сезонномерзлые  глееватые  и
слабоглеенные  оторфованные  почвы.
 Территории  обойдены  вниманием  исследова¬
телей,  хотя  они  представляют  собой  чрезвычайно
удобные  полигоны  для  изучения  по  крайней  мере
двух  важнейших  проблем.  Во-первых,  в  палеогео¬
графии  плейстоцена  реконструкции  тундровых
ландшафтов  с  лесным  компонентом  разной  сте¬
пени  выраженности  весьма  обычны.  Однако  за¬
кономерности  формирования  такой  мозаики  как
в  прошлом,  так  и  ныне  практически  не  изучены;
факторы,  контролирующие  распределение  лесных
и  тундровых  участков  в  разных  климатических  ус¬
ловиях,  в  деталях  не  известны.  Мы  не  нашли  в  ли¬
тературе  результатов  натурных  исследований  эда-
фических  условий  подобных  ландшафтов.  Во-вто-
рых,  на  приморских  территориях  распространена
прерывистая  многолетняя  мерзлота  с  температу¬
рами,  близкими  к  нулю.  Подобная  “высокотемпе¬
ратурная”  мерзлота  должна  быть  чувствительна
к  разного  рода  влияниям  —  изменениям  климата
 Работа  выполнена  при  поддержке  РФФИ  (проекты
 №  95-04-11635  и  №  96-04-63118  К).
 (температур  воздуха,  мощности  снежного  покро¬
ва  и  др.),  пожарам,  механическим  повреждениям
почв  и  грунтов  и  т.д.  Однако  экосистемные  след¬
ствия  этих  влияний  также  не  изучены.
 Мы  предположили,  что  в  условиях,  когда  основ¬
ные  характеристики  макроклимата  соответствуют
переходу  от  леса  к  тундре  (табл.  1),  распростране¬
ние  леса  и  тундры  с  соответствующими  почвами  не
контролируется  температурой  и  влажностью.
 Согласно  современным  представлениям,  в
80-100-километровой  полосе  вдоль  побережья
Охотского  моря,  где  средние  годовые  температуры
воздуха  составляют  -4.0...-5.5°С,  многолетняя
мерзлота  имеет  прерывистое  распространение
[5].  Мерзлота  отсутствует  лишь  в  речных  доли¬
нах,  хотя  ширина  гидрологических  таликов  зна¬
чительно  больше,  чем  в  континентальных  райо¬
нах  того  же  региона.  На  водоразделах  за  редким
исключением  она  сплошная  с  мощностью  от  5  до
200  м.  Под  непосредственно  исследованной  нами
территорией,  сложенной  верхнечетвертичными
отложениями  (галечники,  пески,  суглинки),  зале¬
гает  массив  мерзлоты  мощностью  120-170  м  с
температурой  -2.0  ...  -3.5°С.  Южная  граница  мас¬
сива  проходит  в  50-100  м  от  берега  моря.  Часть
территории  занимает  так  называемая  несливаю-
щаяся  мерзлота  (или  несквозные  талики),  по¬
верхность  которой  находится  на  глубине  до  не¬
скольких  метров,  куда  не  проникает  сезонное
промерзание.  Таким  образом,  почвы,  относимые
нами  к  сезонномерзлым,  могут  иметь  многолет¬
нюю  мерзлоту  на  больших  глубинах,  отделенную
от  слоя  сезонного  промерзания  многолетнета¬
лым  слоем.  Здесь  уместно  отметить,  что  активно
разрабатываемая  в  последние  годы  международ¬
ная  классификация  мерзлотных  почв  для  Базы
данных  по  мировым  почвенным  ресурсам  ФАО-
ЮНЕСКО,  к  крисолям,  т.е.  к  почвам  с  наиболее
яркими  проявлениями  криогенеза,  относит  лишь
 6  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

594 	БЕРМАН 	и 	др.
 Таблица  1.  Гидротермические  пределы  распространения  тундры  и  климат  района
 Территория
 Сумма  температур
воздуха  >  10°С
 Жидкие
осадки,  мм
 Вегетационный
период,  сут
 Влажность  воздуха
в  июле,  13  ч,  %
 Г  идротермический
коэффициент
Селянинова
 Южная  граница
зональных  тундр
 400-800*
 400-200
 60-110
 75-65
 7-5
 Побережье
Тауйской  губы2
 724-847
 270-248
 108-110
 78-80
 7-5
 1 	Первая  цифра  в  строке  “Южная  граница  зональных  тундр”  описывает  условия  переходной  зоны  между  лесом  и  тундрой,
где  лес  существовать  не  может,  вторая  -  где  не  может  существовать  тундра  (по  [10]).
 2 	Данные  метеостанций  Усть-Армань  и  Балаганное.
 почвы  с  мерзлотой  в  пределах  1  м  (доклад  Ч.  Тар-
нокая  на  Втором  Международном  совещании
“Криопедология  ‘97”).  В  нашем  случае  все  почвы
под  тундровыми  участками  соответствуют  опреде¬
лению  криосолей  (органогенных  -  Histis  Cryosol),  а
все  почвы  под  лесом  не  являются  криосолями.
 Целью  работы  было  выявление  факторов,
контролирующих  мозаику  леса  на  сезонномерз¬
лых  почвах  и  тундр  на  мерзлотных  почвах,  нахо¬
дящихся  в  одинаковой  климатической  обстанов¬
ке  на  небольшом  участке  приморской  равнины.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 В  пределах  приморской  равнины  был  выбран
ключевой  участок  площадью  около  9  км2.  Помимо
фрагментов  леса  и  тундры  он  включал  также  дру¬
гие  ландшафты,  типичные  для  побережья,  -  пойму
реки  и  береговой  вал  моря.  В  пределах  ключа  было
 Рис.  1.  Схема  расположения  площадок  измерения  ми¬
кроклиматических  характеристик  почвы  (квадраты
1-13)  и  высотных  профилей  (прямые  линии);  а  -  пой¬
ма  реки  и  береговой  вал  моря;  6  -  лесные  массивы.
 выбрано  13  площадок  для  изучения  почвенных
профилей  и  определения  температурных  и  влаж¬
ностных  характеристик  (рис.  1).  Четыре  из  них
описывали  разнообразие  условий  в  лиственнич¬
никах  с  кедровым  стлаником  (площадки  1,2  -  под
кронами  деревьев  и  кустов,  3  и  4  -  на  небольших
лесных  полянах).  Пять  площадок  отражали  наибо¬
лее  распространенные  варианты  тундр  -  с  домини¬
рованием  кустарничков,  пушицы,  сфагнума  и  осок
(площадки  5,6,7  и  8,9  соответственно).  Еще  четы¬
ре  площадки  были  расположены  на  прирусло¬
вом  валу,  на  заболоченном  участке  поймы  р.  Ойры
(10  и  11),  на  задернованном  береговом  валу  моря
(12)  и  на  слабозадернованном  крутом  (22.0°-22.5°)
склоне  карьера  южной  экспозиции  (13).
 На  каждой  площадке  были  заложены  почвен¬
ные  разрезы  достаточной  глубины  для  того,  чтобы
определить,  является  ли  почва  криосолью,  и  уста¬
новить  ее  основные  генетические  особенности.  Для
получения  более  репрезентативной  выборки  не¬
сколько  разрезов  было  заложено  вне  площадок.
 Температуру  почвы  измеряли  на  поверхности
и  глубинах  5,10,20,30  и  40  см  в  1994-1995  гг.  с  на¬
чала  оттаивания  почвы  в  мае  до  ее  полного  про¬
мерзания  в  октябре.  На  всех  площадках  регистри¬
ровалась  динамика  протаивания  почвы.  В  1995  г.
на  восьми  из  них  была  проведена  снегосъемка  в
период  максимального  снегозапаса.  На  шести
площадках  на  поверхности  почвы  и  глубине  20  см
минимальными  термометрами,  заложенными
осенью  1994  г.,  были  зафиксированы  зимние  экс¬
тремумы.  Среднегодовая  температура  была  рас¬
считана  для  каждой  глубины,  где  проводились  из¬
мерения,  а  также  для  глубины  50  см.  Недостаю¬
щие  данные  были  восполнены  на  основании
известных  зависимостей  и  ранее  полученных
материалов  [1,  7].  В  1997  г.  исследовался  сезон¬
ный  ход  влажности  почвы  в  верхнем  5-сантимет¬
ровом  слое.  Пробы  на  влажность  отбирались  слу¬
чайным  образом  на  лесной  и  на  тундровой  пло¬
щадках  ежемесячно  в  течение  теплого  периода  в
количестве  17  проб  с  каждой  площадки.  Влаж¬
ность  определялась  весовым  методом.
 Для  определения  возраста  лиственничников  и
оценки  скорости  роста  деревьев  буром  отбирали
керны  древесины  в  количестве,  допускающем
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

РОЛЬ  ВЕТРА  В  ДИВЕРГЕНЦИИ  ЭКОСИСТЕМ
Лес 	Край 	леса 	Тундра

 595
 Зеленые  мхи,  кустарники
Глубина,  см
Or  I.  -  .  -
 Пушица,
 сфагнум
 50
 100
 АО
 B(g)
 ВС
 <гъ
 сгъ
 сгъ
 СГ77^
 <гъ
 <ZZZ>
 czz>
 <гтгъ
 <?ггъ
 <гтгъ
 <=2>  <25
<Г^>
 <гъ
 сг77^
 dD
 d£>
 <РЪ
 сг77^
 <нт>
 о
 все)
 ВС
 o/Bg
 Пушица,
 осоки
 BC(g)
 '/У/  V#  Г//
 <РЪ
 <ZZZ>
 ^Т>
 ^Т>
 ^т>
 <ГЪ
 <ГЪ
 <ГЪ
 О
 о
 ВС
 Рис.  2.  Характерные  почвенные  профили  лесных  и  тундровых  участков.  Почвы  под  лесом  -  оторфованные  слабоог-
леенные  (Eutric  Cambisol  по  системе  ФАО,  Typic  Cryochrept  по  классификации  почв  США);  под  тундрой  -  торфяно-гле-
евые  мерзлотные  (Gelic  Histosol,  Pergelic  Cryochrept).
 статистическую  оценку  результатов.  Нивелиро¬
вание  площадок  было  выполнено  инструмен¬
тально  по  упрощенной  методике.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Изучение  почвенных  профилей  (рис.  2)  не  вы¬
явило  различий  в  почвообразующей  породе.  Поч¬
вы  всех  площадок,  за  исключением  песчаного
прируслового  вала  реки  и  галечного  берегового
вала  моря,  развиты  на  среднем  суглинке  морско¬
го  генезиса  с  содержанием  гальки  около  30%  от
объема.  В  некоторых  тундровых  профилях  на¬
блюдалась  аккумуляция  ила  в  10-сантиметровом
слое,  подстилающем  торфяную  толщу.  Это  было
единственное  обнаруженное  различие  в  грануло¬
метрическом  составе  и  оно  было  явно  педоген-
ного  происхождения  (вынос  ила  из  верхних  гори¬
зонтов  переувлажненных  тундровых  почв  и  его
 аккумуляция  на  мерзлотном  водоупоре).  Мощ¬
ность  торфа  варьировала  от  5  до  25  см  в  лесных
почвах  и  от  50  до  80  см  -  в  тундровых.  Многолет¬
няя  мерзлота  обнаружена  во  всех  тундровых  разре¬
зах,  глубина  ее  залегания  55-90  см.  В  лесных  почвах
она  отсутствовала  в  пределах  2.5-метровой  толщи.
В  некоторых  лесных  почвах  имелись  слабые  при¬
знаки  оглеения,  большинство  тундровых  почв
демонстрировали  умеренное  до  сильного  оглеение
надмерзлотной  природы.  Мерзлый  материал  был
слабооглеен  или  неоглеен.  Таким  образом,  мы  не
обнаружили  исходных  литологических  различий,
которые  контролировали  бы  распределение  раз¬
личных  почв  по  поверхности  равнины.
 В  почвенных  профилях  не  обнаружено  при¬
знаков  замещения  леса  тундрой  (или  наоборот),
которые  свидетельствовали  бы  о  времени  рас¬
хождения  путей  почвообразования  или  о  степени
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 6*

596 	БЕРМАН 	и 	др.
 Таблица  2.  Средняя  скорость  прироста  лиственницы  в  лесном  массиве  и  одиночных  деревьев  среди  тундры
 Местообитание
 Интервал  возрастов,  лет
 0-30
 30-60
 1  60-90
 90-120
 120-150
 150-180
 180-210
 Лесной  массив
Тундровые  уча¬
стки
 1.7  ±0.4  (40)1
0.9  ±0.1  (28)
 1.5  ±0.2  (40)
0.7  ±  0.2  (28)
 1.2  ±0.2  (36)
0.6  ±0.2  (17)
 0.8  ±0.1  (36)
0.7  ±0.2  (12)
 0.7  ±0.2  (30)
0.5  ±0.3  (7)
 0.7  ±  0.2  (28)
0.3  ±  0.4  (3)
 0.7  ±0.1  (19)"
0.3  (1)
 Местообитание
 Интервал  возрастов,  лет
 210-240
 240-270
 270-300
 300-330
 330-360
 360-390
 390-450
 Лесной  массив
Тундровые  уча¬
стки
 0.7  ±  0.2  (9)
 _2
 1.1  ±0.7  (7)
 0.9  ±0.5  (6)
 0.7  ±0.2  (4)
 0.5  ±0.1  (4)
 0.4  ±0.2  (4)
 0.1  ±  1.3  (2)
 1 	В  скобках  -  количество  обследованных  деревьев.
 2 	Прочерк  означает,  что  деревья  данного  интервала  возраста  не  встречены.
 динамичности  мозаики  лес-тундра.  В  составе  тор¬
фа  и  его  стратификации  отсутствовали  признаки
какой-либо  выраженной  сукцессии  растительнос¬
ти.  Состав  торфа  менялся  по  горизонтали  от  злако-
во-пушицевого  через  осоково-пушицевый  до  сфаг-
ново-пушицевого,  однако  каждый  вертикальный
профиль  был  практически  однородным,  и  даже  сте¬
пень  разложения  торфа  по  вертикали  менялась  ма¬
ло,  оставаясь  в  пределах  одной  из  принятых  трех
градаций  (в  большинстве  случаев  -  средней).  Наход¬
ки  древесины  в  толще  торфа  или  на  его  границе  с
минеральным  материалом  носили  случайный  ха¬
рактер.  Присутствие  минеральных  линз  в  нижней
части  торфяной  толщи  было  единственным  эле¬
ментом  ее  макроморфологической  стратификации.
 В  лесных  почвах  не  было  обнаружено  каких-ли-
бо  признаков  существования  многолетней  мерз¬
лоты  в  прошлом.  Таковыми  могли  бы  быть  ре¬
ликтовые  надмерзлотные  явления  (оглеение,  ак¬
кумуляция  каких-либо  почвенных  компонентов).
Не  исключено,  разумеется,  что  соответствующие
признаки  были  слабо  выражены  и  не  сохрани¬
лись.  В  то  же  время  в  этих  почвах  часто  обнару¬
живались  турбации,  подобные  тем,  что  показаны
на  первом  из  профилей,  приведенных  на  рисунке  2.
Нарушенный  перегнойный  горизонт  мог  быть
принят,  на  первый  взгляд,  за  остатки  торфяного
слоя  бывшей  тундровой  почвы,  в  настоящее  вре¬
мя  сильноминерализованного.  Это  предположе¬
ние,  однако,  было  отвергнуто  по  двум  причинам.
Во-первых,  турбации  имели  характерные  разме¬
ры  -  порядка  1  м  в  горизонтальном  простирании  -
и  встречались  нерегулярно.  Во-вторых,  в  некото¬
рых  профилях  турбированная  часть  содержала
фрагменты  осветленного  элювиального  и  ожелез-
ненного  иллювиального  горизонтов,  что  свидетель¬
ствовало  по  крайней  мере  о  слабом  оподзоливании
на  предыдущей  стадии  почвообразования,  а  не  о
преобладании  аккумуляции  торфа.  В  органогенных
горизонтах  регулярно  встречались  прослойки  угля,
здесь  же  постоянно  присутствовали  обугленные  ку¬
ски  древесины.  Лиственничные  древостой  на  этих
почвах  имели  явные  следы  нескольких  пожаров,
 возраст  последнего  послепожарного  поколения  де¬
ревьев  составлял  40-50  лет.  Пережившие  пожар  де¬
ревья  и,  судя  по  ним,  допожарные  древостой  были
намного  старше  (до  400-450  лет).  Наиболее  вероят¬
но,  что  турбации  являются  результатом  ветрова¬
лов,  преимущественно  послепожарных.
 Еще  одно  доказательство  стабильности  мозаи¬
ки  лесных  и  тундровых  выделов  во  времени  полу¬
чено  путем  измерения  скорости  прироста  лист¬
венниц  в  лесу  и  отдельных  деревьев,  расположен¬
ных  на  периферии  тундровых  участков  (табл.  2).
Из  этих  измерений  следует,  что  скорости  прирос¬
та  лиственниц  в  глубине  леса  в  первые  90  лет
жизни  вдвое  больше,  чем  на  его  наветренной  ок¬
раине,  или  у  отдельных  деревьев,  стоящих  среди
тундры  (достоверность  различий  по  ^-критерию
превышает  95%).  После  90  лет  жизни  приросты
деревьев  на  лесных  участках  значительно  умень¬
шаются  и  становятся  неотличимыми  от  таковых
у  окраинных  и  отдельностоящих  деревьев.  Не¬
благоприятные  условия  существования  деревьев
на  открытых  участках  сокращают  срок  их  жизни
до  190-200  лет,  тогда  как  в  лесу  обнаружены  де¬
ревья  возрастом  420  и  450  лет.  Сказанное  позво¬
ляет  считать  тундровые  участки  не  пригодными
для  существования  лиственницы,  по  крайней  ме¬
ре  в  современном  климате.  Таким  образом,  при
всестороннем  рассмотрении  нам  не  удалось  обна¬
ружить  признаки  смен  леса  и  тундры.
 Анализ  тех  характеристик  зимнего  и  летнего
температурного  и  влажностного  режимов  лесных
и  тундровых  почв,  значимость  которых  для  рас¬
тительности  была  показана  нашими  предыдущи¬
ми  исследованиями  [И],  показал,  что  суммы  по¬
ложительных  температур  на  поверхности  почвы
и  на  глубине  20  см,  т.е.  в  корнеобитаемом  слое,
были  практически  одинаковыми  на  лесных  и  тун¬
дровых  площадках  (табл.  3).  Достоверные  разли¬
чия  теплообеспеченности  лесных  и  тундровых
почв  отсутствовали  и  на  глубине  40  см,  где  под  ле¬
сом  накапливаются  суммы  положительных  тем¬
ператур  100-450°С,  а  под  тундрой  100-550°С.  Не¬
велики  оказались  и  различия  влажности  в  самом
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

РОЛЬ  ВЕТРА  В  ДИВЕРГЕНЦИИ  ЭКОСИСТЕМ
Таблица  3.  Характеристика  термики  почв  некоторых  участков
 597
 Площадка
 Глубина,
 см
 g  5^
О  -Q  cd
 и  ч  ас  D.
 cd
 5
 5
 <D
 s°
 н  мГ
 2  а-
я  н'
 ►Л  cd
 ч  а-
 U
 о  5
а>  н
 Is
 cd
&
&
 л  ИЧ  ft
 г1Т  О  <D
U  яс
 <D
 о  S
 »  о  О
§  л
 £  «  U
cd  Я
 *  5  2
 S*Q  cd
 ч  н
 1>н  в3
£0  as
 Южный  борт  карьера
Песчаный  прирусловый  вал
Заболоченная  пойма
Береговой  вал  моря
Поляна  в  лиственничнике
Сомкнутый  лиственничник
Кочкарная  пушицевая  тундра
Мохово-осоковая  тундра
 О
 20
 0
 20
 0
 20
 0
 20
 0
 20
 0
 20
 0
 20
 0
 20
 1800
 1350
 1600
 1150
 1600
 700
 1600
 1550
 1450
 750
 1300
 400
 1050/1300**
 600/550**
 1400
 450
 -14.5
 -4.0
 -16.0*
 -13.0*
 -16.0*
 -12.0*
 -20.5
 -18.5
 -15.5
 -6.5
 -16.0*
 -6.0*
 -19/-14*
 -14/-13*
 -20.0
 -14.0*
 1.6
 2.6
 -0.3
 0.0
 0.0
 -0.4
 -0.8
 0.1
 0.7
 0.2
 0.3
 0.6
 -3.2/-2.9**
 -3.3/-2.9**
 -2.2
 -3.5
 95
 38
 38
 30
 100
 100
 0-2/20
 10
 >150
 >300
 100
 >150
 >250
 >250
 90-180
 80
 * 	Значения  получены  экстраполяцией.
 **  Первое  значение  относится  к  кочке,  второе  -  к  мочажине.  СГС  —  сезонноталый  слой.
 верхнем  5-сантиметровом  слое  органогенного  го¬
ризонта,  становящиеся  статистически  достовер¬
ными  лишь  во  второй  половине  лета  (табл.  4).
Иными  словами,  благодаря  слабой  инсоляции  (по
данным  прибрежных  метеостанций,  за  три  летних
месяца  относительная  продолжительность  сол¬
нечного  сияния  равна  всего  36-40%)  микрокли¬
мат  теплого  периода  не  оказывает  существенно¬
го  влияния  на  формирование  мозаики  лесных  и
тундровых  участков.  В  то  же  время  песчаные
почвы  прируслового  вала  реки,  почвы  берегово¬
го  вала  моря,  развитые  на  галечнике  с  минималь¬
ным  содержанием  мелкозема,  и  почвы  южного
склона  карьера  имеют  значительно  более  высо¬
кие  суммы  температур.  Таким  образом,  различия
в  литологии  или  значительные  вариации  экспози¬
ции  могут  влиять  на  термические  характеристики
почвы  в  летний  период,  когда  же  эти  два  фактора
одинаковы,  летний  температурный  режим  корне¬
обитаемого  слоя  почв  не  различается  даже  на
тундровых  участках  по  сравнению  с  лесными.
 Напротив,  показатели  зимней  термики  -  мини¬
мальные  температуры  -  резко  (на  6-7°С  на  глу¬
бине  20  см)  различались  в  почвах  леса  и  тундры.
Это  происходило  благодаря  ветровому  перерас¬
пределению  снега,  высота  которого  в  лесу  дости¬
гала  1.5  м,  тогда  как  в  тундре  не  превышала
 10-20  см.  Различия  зимнего  температурного  ре¬
жима  приводят  к  различию  среднегодовых  темпе¬
ратур  почв  на  всех  глубинах,  где  проводились  из¬
мерения:  на  всех  лесных  участках  они  выше  0°С
(0.2-0.70),  а  на  всех  тундровых  -  ниже  0°С
 (-3.0...-3.5°).  Расчет  среднегодовых  температур
для  глубины  50  см  (показатель,  широко  используе¬
мый  в  американской  таксономии  почв  [13])  дал  зна¬
чения  0.3-43.5  и  -3.8  ...  -4.2°С  соответственно.  Раз¬
личия  среднегодовых  температур  позволяют  отнес¬
ти  почвы  лесных  участков  к  сезонномерзлым,  а
тундровых  -  к  сезонноталым  (мерзлотным).  Такое
заключение  подтверждается  расчетом  глубин  се¬
зонного  промерзания  и  протаивания  [9],  показав¬
шим,  что  под  слоем  снега  мощностью  более  70-
80  см  почва  лесных  выделов  не  может  промерзать
глубже,  чем  на  1.2-1.5  м,  а  протаивание  должно  со¬
ставлять  1.0-1.5  м.  Таким  образом,  отмеченная  на
наших  лесных  площадках  глубина  протаивания,
превышающая  2.5  м,  возможна  лишь  в  условиях
сквозного  или  несквозного  талика  (несливающая-
ся  мерзлота).  На  бесснежных  тундровых  участках,
где  промерзание  должно  достигать  1.8-2.2  м,
расчетные  величины  протаивания  (0.6-0.8  м)  хоро¬
шо  соответствуют  измеренным  значениям.  Иными
словами,  на  большей  части  территории  прибреж¬
ной  равнины,  как  и  во  многих  других  регионах  от
низовий  Енисея  до  юга  Западной  Сибири  [4,  6],  ре¬
жим  промерзания-протаивания  и  положение  мно¬
голетней  мерзлоты  зависят  от  высоты  снега.
 Среднегодовые  температуры  почвы  на  осталь¬
ных  площадках,  за  исключением  южного  склона,
.близки  к  0°С  (±0.1...0.4°),  поэтому  в  отдельные  го¬
ды  здесь  могут  формироваться  перелетки  мерзло¬
ты.  Нужно  отметить,  что  в  большинстве  случаев  в
сезонномерзлых  почвах  обследованной  территории
сезонная  мерзлота  сохраняется  на  протяжении  двух
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

598 	БЕРМАН 	и 	др.
 Таблица  4.  Средние  значения  относительной  влажности  почв  в  верхнем  5-сантиметровом  слое*
 Участок  и  статистика
 Дата
 04.05.97
 21.06.97
 05.07.97
 22.07.97
 23.08.97
 Лес
 Тундра
 Уровень  статистичес¬
ких  различий  лес-тундра
 55
 Мерзлота
 46
 62
 Незначимые  (56%)**
 34
 30
 Незначимые  (48%)**
 10
 62
 Значимые  (4%)
 30
 65
 Значимые  (2%)
 *  В  каждом  случае  п  =  17.
 **  В  скобках  указаны  значения  вероятности  сходства  средних  значений  влажности,  полученные  с  помощью  r-теста  для  неза¬
висимых  переменных  на  уровне  значимости  95%.
 третей  теплого  периода  -  даже  песчаная  почва  при¬
руслового  вала  окончательно  оттаивала  только  в
августе.  Такая  сезонная  мерзлота  в  значительной
мере  имитирует  многолетнюю,  способствуя  разви¬
тию  тех  же  надмерзлотных  явлений.
 Для  того  чтобы  понять,  являются  ли  отмечен¬
ные  различия  гидротермики  почв  причиной  или
следствием  существования  тундролесной  мозаи¬
ки,  мы  выполнили  нивелирование  эксперимен¬
тальных  площадок.  Высотные  профили,  ориен¬
тированные  по  направлению  преобладающих  зи¬
мой  ветров  (рис.  3),  показали,  что  все  лесные
участки  находятся  в  ветровой  тени,  а  тундровые,
наоборот,  на  ветроударных  позициях.  При  этом
перепады  рельефа  минимальны  (не  видны  нево¬
оруженным  глазом)  и  в  ряде  случаев  на  наветрен¬
ной  кромке  леса  по  отношению  к  тундровому
участку  не  превышают  10-15  см.  Учитывая  раз¬
ницу  в  мощности  органогенных  горизонтов  на
лесных  и  тундровых  участках  (5-25  и  50-80  см  со¬
ответственно),  очевидно,  что  перепады  рельефа
исходной  минеральной  поверхности  еще  меньше.
Тем  не  менее  повсеместное  небольшое  превыше¬
ние  минерального  дна  тундровых  участков  над
 м
 Рис.  3.  Высотные  профили  через  некоторые  участки.
 таковым  лесных  остается  очевидным.  При  столь
малых  превышениях  рельефа  отмеченные  осо¬
бенности  взаимного  расположения  лесных  и  тун¬
дровых  участков  проявляются  лишь  при  ориента¬
ции  профилей  по  направлению  преобладающих
ветров,  тогда  как  на  профилях  любой  другой  ори¬
ентации  определенной  закономерности  не  про¬
слеживается,  и  лесные  участки  могут  оказаться
как  ниже,  так  и  выше  тундровых.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Все  сказанное  позволяет  предположить  следу¬
ющий  механизм  формирования  мозаики  леса  и
тундры  и  полностью  совпадающей  с  ней  мозаики
сезонномерзлых  и  мерзлотных  почв.  На  обследо¬
ванной  территории,  которая  является  морской  тер¬
расой,  обнажившейся  в  результате  голоценовой  ре¬
грессии  моря,  растительность  могла  появиться
лишь  через  некоторое  время,  необходимое  для  рас¬
соления  почв  [8].  Открытые  ветру  участки  были
практически  лишены  снега,  они  начали  промерзать
и  заболачиваться  сразу  после  регрессии.  Выжива¬
ние  деревьев  было  возможно  только  под  снежными
надувами,  формирующимися  в  подветренных  пози¬
циях.  Почвы  под  надувами  оставались  сезонномерз¬
лыми,  растения  были  защищены  от  повреждения
морозом  и  ветром.  По  мере  роста  лиственничные
куртины  начинали  сами  аккумулировать  снег  и  ста¬
новились  независимыми  от  незначительной  ветро¬
вой  защиты,  оказываемой  рельефом.
 Таким  образом,  решающую  роль  в  распреде¬
лении  сезонномерзлых  и  мерзлотных  почв  на  по¬
бережье  Тауйской  губы  играет  зимний  ветровой
режим.  Среднемесячные  скорости  ветра  зимой
превышают  здесь  7  м/с,  и  каждый  год  отмечаются
ветры  со  скоростью  более  30  м/с  [7].  Ветер  не
только  поражает  не  закрытые  снегом  части  расте¬
ний,  но  и  перераспределяет  снег,  вызывая  форми¬
рование  мерзлоты  на  оголенных  от  снега  из  года  в
год  участках.  Формирование  мерзлотного  водо-
упора  приводит  к  переувлажнению  надмерзлот¬
ных  горизонтов  в  почве.  В  дальнейшем  на  поддер¬
жание  мозаики  лес-тундра  и  сезонномерзлая^
мерзлотная  почвы  помимо  снега  работает  ряд  дрУ'
гих  факторов:  затрудненный  дренаж  на  участках  с
мерзлотой,  укороченный  вегетационный  период
на  глубинах  более  40-50  см  в  мерзлотных  почвах,
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

РОЛЬ  ВЕТРА  В  ДИВЕРГЕНЦИИ  ЭКОСИСТЕМ
 599
 что  в  совокупности  создает  не  пригодные  для  ус¬
пешного  роста  молодых  деревьев  условия  на  ли¬
шенных  снега  участках.  По  достижении  некоей
критической  точки  эти  факторы  ставят  предел
дальнейшему  разрастанию  участков  леса.
 Роль  ветрового  перераспределения  снега  в
формировании  лесотундровой  мозаики  известна
применительно  к  альпийским  немерзлотным  ре¬
гионам  (например,  [12]),  а  его  роль  в  распростра¬
нении  мерзлоты  (и,  следовательно,  криосолей)
известна  по  другим  субарктическим  регионам  с
несплошной  мерзлотой,  таких  как,  например,
район  Воркуты  [3].  Но  в  Воркуте  распределение
снега  контролируется  пологохолмистым  релье¬
фом  и  не  сопряжено  с  формированием  столь  кон¬
трастной  мозаики,  как  мозаика  леса  и  тундры.
Особенность  приморских  равнин  северного  Охо-
томорья  состоит  в  том,  что  перераспределение  сне¬
га  создает  здесь  синхронные  смены  тундра-лес,
криосоль-некриосоль  (мерзлотная-сезонномерз-
лая  почвы)  и  органогенная-минеральная  почвы  на
плоской,  лишенной  выраженного  мезорельефа
равнине.  В  этом  случае  распределение  леса  и  тунд¬
ры  не  обусловлено  различиями  в  гидротермальном
режиме  воздуха  или  почвы.  Напротив,  увеличение
количества  зимних  осадков  в  переходных  от  леса  к
тундре  условиях  обычно  приводит  к  деградации  ле¬
са;  в  нашем  же  случае  оно  должно  обеспечить  луч¬
шее  укрытие  от  ветра  молодым  деревьям,  тем  са¬
мым  способствовать  улучшению  условий  произрас¬
тания  и  в  конечном  итоге  -  усилению  ландшафтных
позиций  лесного  компонента  ландшафта.
 Из  сказанного  следует,  что  при  анализе  палео¬
географической  обстановки  на  северо-востоке
Азии,  не  только  периферийные,  но  и  централь¬
ные  части  которой  в  плейстоцене  отличались  же¬
стким  ветровым  режимом  (например,  [2]),  раз¬
личные  соотношения  лесных  и  тундровых  орга¬
низмов  в  отложениях  могут  быть  следствием  не
колебаний  температурно-влажностных  характе¬
ристик  климата,  а  изменений  ветрового  режима  и
распределения  осадков  по  сезонам.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Алфимов  А.В.  Термический  режим  верхних  слоев
почвы  в  основных  экосистемах  пояса  редколесий
 бассейна  верхней  Колымы  //  Пояс  редколесий  бас¬
сейна  верхней  Колымы.  Владивосток:  ДВНЦ  АН
СССР,  1985.  С.  9-29.
 2. 	Гатри  Р.Д.  Влияние  окружающей  среды  на  разме¬
ры  тела,  “социальные”  органы,  параметры  попу¬
ляций  и  вымирание  млекопитающих  Берингии  //
Берингия  в  кайнозое:  Мат.  Всесоюз.  симпоз.  Вла¬
дивосток,  1976.  С.  296-322.
 3. 	Геокриологические  условия  Печорского  угольно¬
го  бассейна  /  Отв.  ред.  Н.Г.  Бобов,  Л.А.  Братцев.
М.:  Наука,  1973.  223  с.
 4. 	Гришин  И.С.  Связь  снежного  покрова  с  распрост¬
ранением  мерзлоты  //  Мат.  гляциологических  ис¬
следований.  1974.  Вып.  24.  С.  243-247.
 5. 	Зуев  И.  А.  Геокриологические,  геотермические  и
сейсмические  особенности  приохотской  рифтовой
зоны  в  районе  Тауйской  губы  //  Колыма.  1995.
№9-10.  С.  8-15.
 6. 	Сергеев  Б.П.  Свойства  покрова  на  северо-востоке
Западной  Сибири//Геокриологические  исследова¬
ния  на  Севере  Западной  Сибири.  Новосибирск:
Наука.  Сиб.  отделение,  1990.  С.  8-173.
 7. 	Клюкин  Н.К.  Прикладной  климатический  справоч¬
ник  по  Северо-Востоку  СССР.  Магадан,  1960.425  с.
 8. 	Мешков  А.П.,  Скородумов  И.Н.  Повторно-ин-
фильтрационные  льды  северного  побережья  Охот¬
ского  моря  //  Формирование  рельефа,  коррелянт-
ных  отложений  и  россыпей  Северо-Востока
СССР.  Магадан,  1989.  С.  132-136.
 9. 	Павлов  А.В.,  Оловин  Б  .А.  Искусственное  оттаива¬
ние  мерзлых  пород  теплом  солнечной  радиации
при  разработке  россыпей.  Новосибирск:  Наука.
Сиб.  отд-ние,  1974.  182  с.
 10. 	Пузаченко  Ю.Г.  Климатическая  обусловленность
южной  границы  тундры  //  Сообщества  Крайнего
Севера  и  человек.  М.,  1985.  С.  22-56.
 11. 	Alfimov  A.V.,  Mazhitova  G.G.,  Berman  D.I.  Thermal
control  on  soil  formation  in  NE  Asia  and  Permafrost-af-
fects  of  Global  Change  //  Proc.  of  Intern.  Correl.  Meet¬
ing  on  Permafrost-affected  Soils.  Canada-U.S.A.,  July
1993.  1994.  P.  16-23.
 12. 	Holtmeier  F.-K.,  Broil  G.  The  influence  of  tree  island
and  microtopography  on  pedoecological  conditions  in
the  forest-alpine  tundra  ecotone  on  Niwot  Ridge,  Colo¬
rado  Front  Range,  U.S.A.  //Arctic  and  Alpine  Res.  1992.
V.  24.  №  3.  P.  216-228.
 13. 	Keys  to  Soil  Taxonomy.  7th  edtion.  Washington:  U.S.
Department  of  Agriculture,  1996.  644  p.
 The  Role  of  Wind  in  the  Divergence  of  Ecosystems
with  Permafrost-Affected  and  Seasonally  Freezing  Soils
in  the  Northern  Part  of  the  Sea  of  Okhotsk  Coastal  Region
D.  I.  Berman,  A.  V.  Alfimov,  G.  G.  Mazhitova,  and  М.  E.  Prokopets
 A  mosaic  pattern  of  forest  ecosystems  with  seasonally  freezing  soils  and  tundra  ecosystems  with  permafrost-
affected  soils  in  the  coastal  plains  of  the  Sea  of  Okhotsk  is  conditioned  not  by  the  temperature  and  moisture
characteristics  of  the  climate,  but  by  the  effect  of  wind,  Redistribution  of  snow  creates  conditions  for  the  strong
cooling  of  soil  and  permafrost  development  at  some  sites,  whereas  other  sites  with  deep  snow  cover  serve  as
shelters  for  plants  and  prevent  deep  soil  freezing.  The  possibility  of  substituting  forest  ecosystems  for  tundra
ones  and  vice  versa  only  under  the  impact  of  changes  in  the  wind  regime,  without  considerable  changes  in  the
temperature  and  moisture  characteristics  of  the  climate,  should  be  taken  into  account  while  reconstructing  the
Pleistocene  paleoenvironment  in  northeastern  Asia.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5.  с.  600-604
 УДК  631.445..55(98):631.432.2+631.436(99)
 ТЕМПЕРАТУРА  И  ВЛАЖНОСТЬ  КРИОСОЛЕЙ
ХОЛОДНЫХ  ПУСТЫНЬ  АНТАРКТИДЫ
 ©  1998  г.  Я.  Б.  Кэмпбелл,  Г.  Г.  Кларидж
 Земельная  и  почвенная  консультационная  служба,  Нельсон,  Новая  Зеландия
Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 Проведены  наблюдения  над  температурным  режимом  почв  двух  прибрежных  и  двух  внутриконти-
нентальных  участков  в  районе  залива  Мак-Мердо,  Антрактида.  Обсуждены  полученные  результа¬
ты  и  обосновано  выделение  пяти  климатических  зон:  побережье,  днища  внутриматериковых  долин,
склоны  долин,  окраина  внутриматерикового  плато,  возвышенные  территории.
 ВВЕДЕНИЕ
 Антрактида  характеризуется  самыми  суровы¬
ми  в  мире  климатическими  условиями.  Исключи¬
тельно  низкие  температуры  и  очень  малое  коли¬
чество  осадков  определяют  специфику  почвооб¬
разования  в  Антарктиде.
 Основные  черты  почв  холодных  антарктичес¬
ких  пустынь:  хорошо  развитый  каменный  панцирь
(каменная  мостовая)  на  поверхности,  отсутствие  ор¬
ганического  вещества  и  почвенной  структуры,  вы¬
сокая  каменистость  или  валунносгь,  связанная  с
особенностями  отложения  морен,  минимальное
внутрипочвенное  выветривание,  заключающееся  в
основном  в  окислении,  засоленность  и  накопле¬
ние  солей  на  поверхности  из-за  высокой  испаряе¬
мости  [2,  4].  Деятельный  слой  антарктических
почв  варьирует  от  менее  10  до  60  см  и  подстилает¬
ся  вечной  мерзлотой  как  “сухой”,  так  и  льдистой.
 Несмотря  на  суровость  климата  и  крайне  не¬
благоприятные  условия  почвообразования,  почвы
Антарктиды  достаточно  разнообразны  и  распреде¬
ляются  в  пространстве  в  соответствии  с  микрокли¬
матическими  условиями.  В  ходе  исследований  в  Су¬
хой  Долине,  проводимых  с  1990  г.  [1,5,6,8],  мы  на¬
блюдали  за  температурой  и  влажностью  почв  с
целью  получения  количественных  данных  о  влия¬
нии  климата  на  почвы  и  понимания  особенностей
функционирования  антарктических  экосистем.  В
данной  статье  приводятся  результаты  исследований
на  различных  участках  побережья  залива  Мак-
Мердо  и  прилегающей  Сухой  Долины  (рис.  1).
 НАБЛЮДЕНИЯ  ЗА  ТЕМПЕРАТУРОЙ  ПОЧВ
 В  ходе  работ  были  получены  три  типа  данных
о  температуре  почв:  а)  однократное  измерение  тем¬
пературы,  проводимое  при  описании  почв,  б)  дли¬
тельные  наблюдения  за  температурой  на  двух
участках,  в)  детальное  изучение  термических
свойств  почв  на  трех  площадках.
 Однократные  измерения  температуры  прово¬
дили  на  многочисленных  участках  в  течение  мно¬
гих  лет  как  на  побережье,  так  и  на  внутриматери-
ковой  возвышенности,  во  время  копки  разрезов
 путем  установки  датчиков  на  различную  глубину.
Непосредственной  целью  наблюдений  было  вы¬
явление  точной  границы  мерзлоты,  особенно  при
отсутствии  льда  в  почвенном  профиле.
 Длительные  измерения  температуры  осуще¬
ствляли  в  течение  двух  лет  на  побережье,  в  райо¬
не  Мабл  Пойнт  (рис.  1)  [1]  и  в  настоящее  время
проводятся  в  долине  Райта  около  оз.  Ванда.  Заме¬
ры  проводились  по  шести  глубинам  (до  55  см)
4  раза  в  сутки  с  регистрацией  данных  на  самопис¬
це.  Подобные,  но  менее  длительные  наблюдения
проводили  также  на  побережье  в  районе  мыса
Эванса,  в  26  км  к  северу  от  базы  Скотта  (устное
сообщение  команды  “Гринпис”)  и  в  районе  хреб¬
та  Асгарда  (долина  Райта)  в  10  км  к  западу  от  оз.
Ванда  (устное  сообщение  Мак-Кея).
 Детально  термические  свойства  почв  изучали
на  побережье  в  районе  залива  Скотта,  почти  на
уровне  моря  (рис.  1)  и  во  внутриматериковых  го¬
рах,  на  высотах  2000  и  1200  м  (холмы  Кумбс  и
хребет  Конвой)  [6,  8].  Определяли  солнечную  ра¬
диацию  и  альбедо  поверхности,  температуру  воз¬
духа,  скорость  и  направление  ветра,  температуру
почвы  и  тепловой  поток,  теплоемкость  и  тепло¬
проводность,  содержание  влаги,  плотность  твер¬
дой  фазы  почвы  и  плотность  ее  сложения,  грану¬
лометрический  состав  и  содержание  солей.
 Результаты  температурных  наблюдений.
Однократные  наблюдения  за  температурой  поч¬
вы  служат  лишь  для  предварительной  оценки
термического  режима,  поскольку  они  не  дают
представления  о  диапазоне  колебаний  температу¬
ры  в  суточном  и  годовом  циклах.  Вместе  с  тем  по¬
лученные  данные  дают  довольно  четкую  картину
термической  дифференциации  почв  в  районе  ис¬
следования  (табл.  1).
 В  период  максимального  протаивания  почвы
побережья  оказались  наиболее  теплыми.  Глубина
мерзлоты  в  них  колебалась  от  50  до  60  см.  Почвы
внутриматериковой  возвышенности  значительно
холоднее:  глубина  их  протаивания  редко  превы¬
шает  10  см.  Почвы  долин  занимают  промежуточ¬
ное  положение.
 600

ТЕМПЕРАТУРА  И  ВЛАЖНОСТЬ  КРИОСОЛЕЙ  ХОЛОДНЫХ  ПУСТЫНЬ
 601
 Рис.  1.  Местоположение  района  исследований.
 Измерение  температуры  на  стационарных
площадках.  Наблюдения  в  течение  двух  лет  вы¬
явили  отчетливую  годовую  динамику  почвенных
температур  [1].  Длительность  нахождения  почвы
в  талом  состоянии  составляет  менее  двух  меся¬
цев  -  с  середины  декабря  до  начала  февраля.  Су¬
точный  прогрев  почвы  практически  не  заметен
вплоть  до  конца  сентября,  когда  температура  в
почвенном  профиле  выравнивается  (устанавли¬
ваются  изотермические  условия).  Эти  условия  со¬
храняются  вплоть  до  конца  ноября,  после  чего
температура  поверхности  почвы  постепенно  по¬
вышается  и  переходит  через  точку  оттаивания  в
середине  декабря.  После  оттаивания  поверхности
глубина  проникновения  положительных  темпера¬
тур  постепенно  увеличивается  и  достигает  55  см  в
конце  декабря.  В  течение  этого  периода  как  на
поверхности  почвы,  так  и  на  глубине  16  см  суточ¬
ные  колебания  температуры,  как  правило,  не  вы¬
ходят  за  пределы  положительных  значений.
 Повторное  кратковременное  промерзание  на-  .
блюдалось  всего  2  раза  в  ходе  оттаивания,  по¬
вторное  кратковременное  оттаивание  почвы  при
общем  промерзании  -  4  раза.
 Максимальная  температура  поверхности  поч¬
вы  достигала  14°С,  а  суточные  колебания  -  10°С
на  поверхности  и  прослеживались  до  глубины
55  см.  С  начала  февраля  температура  поверхнос¬
ти  почвы  понижалась  и  переходила  через  точку
замерзания;  почва  интенсивно  выхолаживалась.
В  течение  всего  зимнего  периода  (вплоть  до  сен¬
тября),  кроме  кратковременных  периодов  потеп¬
ления,  температура  поверхности  почвы  была  ни¬
же,  чем  более  глубоких  горизонтов.
 Наблюдения  за  температурным  режимом  поч¬
вы  побережья  в  районе  мыса  Эванса  (сообщение
“Гринпис”)  в  целом  подтверждают  описанные  за¬
кономерности.  Однако  судя  по  сообщению  Мак¬
Кея,  почвы  внутриматериковой  возвышенности
(хр.  Асгард,  1600  м  над  ур.  м.)  характеризуются  бо¬
лее  низкой  среднегодовой  температурой.  Глубина
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

602
 КЭМПБЕЛЛ,  КЛАРИДЖ
 их  оттаивания  не  превышает  12  см,  а  в  ходе  обще¬
го  промерзания  и  протаивания  почвы  наблюдается
значительное  количество  кратковременных  пере¬
ходов  температуры  почвы  через  0°С.
 Данные  о  среднегодовых  температурах  почв  в
районе  Мабл  Пойнт  приведены  в  таблице  2.  Хотя
температура  на  поверхности  почвы  колебалась  от
+14  до  -38°С,  а  на  глубине  55  см  -  от  +2  до  -32°С,
среднегодовые  температуры  по  всем  горизонтам
почвы  оказались  близкими  (около  -16°С).  В  со¬
ответствии  с  критериями  выделения  мерзлотных
(пергеликовых)  почв  (среднегодовая  температу¬
ра  меньше  -5°  С,  разница  между  средне  летней  и
среднезимней  температурой  превышает  5°С)  дан¬
ные  почвы  относятся  к  классу  пергеликовых
почв  (по  температурному  режиму).
 Детальные  исследования  термических  свойств
почв  проводились  в  течение  10  сут  на  побережье  в
районе  базы  Скотта  и  в  течение  семи  суток  на  двух
внутриматериковых,  более  высоких  участках  [6,  8].
 Полученные  результаты  свидетельствуют,  что
основным  фактором,  определяющим  температуру
почв,  является  альбедо  поверхности,  поскольку
оно  определяет  количество  энергии,  поступающее
в  почву.  Почвы,  развитые  на  светлоокрашенных
породах,  имели  существенно  более  низкую  темпе¬
ратуру,  чем  почвы,  сформированные  на  темно-
окрашенных  породах  (долеритах  и  базальтах).  По¬
мимо  цвета  пород,  на  альбедо  влияют  также  шеро¬
ховатость  поверхности,  наличие  глянца  на  камнях
и  снежный  покров.  При  отсутствии  притока  тепла
почвы  возвышенности  охлаждаются  наиболее  бы¬
стро.  Низкая  теплопроводность  обусловливает  ма¬
лую  мощность  слоя  температурных  изменений.
 В  более  теплых  местообитаниях  мощность  дея¬
тельного  слоя  может  увеличиваться.  Однако  если  в
почве  присутствует  влага,  то  значительная  часть
поступающей  энергии  расходуется  на  фазовые  пре¬
вращения  воды,  и  мощность  деятельного  слоя
уменьшается.  Еще  одним  фактором,  влияющим  на
термический  режим,  является  содержание  солей  в
почве.  В  засоленных  почвах  расход  энергии  на
скрытую  теплоту  плавления  льда  (или  выделение
энергии  при  кристаллизации  льда)  значительно
меньше,  чем  в  незасоленных  влажных  почвах,  и  су¬
точные  колебания  температуры  выражены  более
отчетливо  и  прослеживаются  на  большую  глубину.
 НАБЛЮДЕНИЯ  ЗА  ВЛАЖНОСТЬЮ  ПОЧВ
 Влажность  почв  холодной  пустыни  измеряли  на
216  площадках  на  побережье  залива  Мак-Мердо  и  в
сухих  долинах  между  хр.  Конвой  на  севере  и
возв.  Бикон  на  юге  (рис.  1).  Площадки  охватывают
широкий  спектр  природных  условий:  почвы  на  мо¬
ренных  отложениях  с  очень  низким  содержанием
влаги  и  отсутствием  ее  дополнительного  подтока,
почвы  влажных  местообитаний  за  счет  дополни¬
тельного  подтока  (поверхностного  и  внутрипочвен-
ного),  почвы,  формирующие  топоряды  в  различных
ландшафтных  условиях,  а  также  почвы,  формирую¬
 щиеся  в  различных  климатических  обстановках  (по¬
бережья,  сухие  долины,  возвышенности).
 Влажность  определяли  весовым  методом  в  по¬
левых  образцах  из  деятельного  слоя  и  подстила¬
ющего  вечномерзлого  горизонта  (при  высоком
содержании  льда  отбор  образца  из  горизонта  веч¬
ной  мерзлоты  проводили  специальным  буром).
Определения  проводили  на  базе  Скотта  вскоре
после  взятия  образцов;  образцы  высушивали  до
абсолютно  сухого  состояния.
 Результаты  наблюдения  за  влажностью
почв.  Прибрежные  территории.  Содержание
влаги  в  прибрежных  почвах  составляет  в  среднем
около  5%  и  колеблется  от  <1  у  поверхности  до
12%  на  границе  с  мерзлотой  и  в  верхней  части
мерзлоты  на  глубине  30-60  см.  Повторные  отборы
образцов  на  некоторых  участках  показали,  что  со¬
держание  влаги  в  почве  закономерно  изменяется  в
годичном  цикле,  однако  остается  невысоким.
 Почвы  днищ  и  склонов  сухих  долин  содержат
значительно  меньше  влаги,  чем  почвы  побере¬
жья.  В  среднем  содержание  влаги  составляет  1%
и  менее  [1,  7].  В  этих  почвах  обычно  не  наблюда¬
ется  льда-цемента  за  исключением  тех  случаев,
когда  почва  расположена  вблизи  источника  влаги
(ручьев  или  озер).  Повторные  наблюдения,  про¬
веденные  на  12  площадках,  расположенных  на
расстояниях  порядка  1  м  друг  от  друга  в  районе
 оз. 	Ванда,  показали,  что  содержание  почвенной
влаги  колебалось  от  0.4  в  январе  до  0.7%  в  декаб¬
ре  1995  г.,  что  свидетельствует  об  определенной
годовой  динамике.
 Почвы  возвышенностей  и  гор>  изученные  в
нескольких  местах  в  районе  возв.  Бикон,  холмов
Кумба  и  хр.  Конвой  (рис.  1),  содержали  в  среднем
от  1.3  до  3.5%  влаги  в  деятельном  склоне,  т.е.
занимали  по  этому  показателю  промежуточное
положение  между  почвами  побережий  и  почвами
сухих  долин.  Многие  из  почв  возвышенных  тер¬
риторий  имеют  очень  большой  возраст,  возмож¬
но,  миоценовый  [3]  и  содержат  горизонты  соле¬
вых  аккумуляций.  В  этих  горизонтах  (обычно  на
глубине  10—20  см)  содержание  влаги  повышенное
и  иногда  вдвое  превышает  ее  количество  в  ниже¬
лежащих  горизонтах.
 Почвы  периодически  увлажняемых  участков,
расположенных  как  на  побережье,  так  и  в  преде¬
лах  сухих  долин  и  испытывающих  дополнитель¬
ный  приток  влаги  от  тающих  снежников  или  се¬
зонно  оттаивающих  водоемов,  исследовались  по
особой  программе.  Образцы  отбирали  через  опре¬
деленное  расстояние  вдоль  трансект,  вытянутых
по  направлению  от  источника  дополнительного
увлажнения.  На  одной  из  площадок  измерения
влажности  почв  проводили  ежесуточно  по  линии
вдоль  границы  снежника  с  целью  определить  рас¬
ход  влаги  по  мере  его  таяния  [1,6].
 Почвы,  непосредственно  примыкающие  к  ис¬
точнику  влаги  (озеру  или  водотоку  от  тающего
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ТЕМПЕРАТУРА  И  ВЛАЖНОСТЬ  КРИОСОЛЕЙ  ХОЛОДНЫХ  ПУСТЫНЬ
Таблица  1.  Летние  температуры  (°С)  почв  прибрежной  зоны,  сухих  долин  и  возвышенностей
 603
 Глубина,  см  Температура  Глубина,  см  Температура  Глубина,  см  Температура  Глубина,  см-  Температура
 Разрез  764
 Разрез  680
 5
 +  1.8
 10
 -1.6
 23
 -1.5
 30
 -2.7
 40
 -2.5
 Разрез  668
 0
 +5.3
 7
 +  1.7
 10
 +0.1
 25
 +0.7
 35
 0.0
 Высоты  Бикон,  1600  м  над  уровнем  моря
 1
 +3*
 1
 +  1
 2
 -1.7
 10
 0.0
 5
 -3.6
 20
 -3.5
 110
 -7
 30
 -6.5
 139
 -10
 135
 -10
 Разрез  765
 Разрез  766
 10
 25
 45
 +3.5
 0.0
 -3.5
 -6.5
 -9.5
 Днища  сухих  долин,  до  400  м  над  уровнем  моря
 Береговая  зона,  до  100  м  над  уровнем  моря
 1
 5
 20
 30
 50
 Разрез  550
+0.9
+5.0
+5.0
+4.0
+2.0
 1
 5
 20
 30
 50
 Разрез  550
+  15
+  11
+7
+4.5
+2
 Разрез  767
 1
 +  1.5
 10
 +6
 20
 -7.5
 30
 -7.5
 71
 -9.5
 Разрез  686
 Разрез  689
 Разрез  826
 2
 +8.3
 2
 +  10.8
 2
 +9.1
 30
 +1.5
 10
 +6.1
 10
 +5.9
 40
 -0.5
 20
 +3.2
 20
 +2.6
 58
 -0.7
 32
 +0.8
 30
 +0.2
 Не  (
 эпр.
 40
 -4.5
 1
 50
 -6.4
 * 	Примерное  положение  верхней  границы  мерзлоты.
 Таблица  2.  Максимальные,  минимальные  и  средние  температуры  почв  для  наиболее  теплых  и  наиболее  холод¬
ных  90-суточных  периодов  в  районе  Мабл  Пойнт
 Глубина,  см
 1993-1994  гг.
 1994-1995  гг.
 90  сут
 max
 min
 среднегодовая
 шах
 min
 среднегодовая
 лето
 зима
 0
 13.9
 -34.1
 -16.3
 12.1
 -38.5
 -16.9
 +0.1
 -28.0
 16
 .  9.1
 -32.0
 -15.6
 7.4
 -35.8
 -16.3
 -0.3
 -27.4
 25
 6.3
 -31.5
 -16.2
 4.8
 -35.3
 -16.8
 -1.6
 -27.5
 33
 5.7
 -30.1
 -15.4
 4.1
 -33.8
 -16.1
 -1.4
 -26.4
 40
 3.2
 -30.1
 -16.1
 2.1
 -33.6
 -16.8
 -2.7
 -26.7
 55
 2.4
 -29.4
 -15.4
 1.4
 -32.5
 -16.4
 -2.8
 -26.1
 снежника),  были  насыщены  водой,  однако  по  мере
удаления  от  такого  источника  содержание  влаги  в
них  быстро  уменьшалось.  На  расстоянии  8  м  от  ис¬
точника  дополнительного  увлажнения  оно  состав¬
ляло  менее  1%.  Аналогично  содержание  влаги  в
почвах  вдоль  границы  тающего  снежника  быстро
уменьшалось  по  мере  его  отступления  и  уже  через
10-14  сут  устанавливалось  на  фоновом  уровне.
 ОБСУЖДЕНИЕ  И  ВЫВОДЫ
 Почвы  прибрежной  зоны  являются  самыми
теплыми  почвами  района  залива  Мак-Мердо  и  су¬
хих  долин.  Глубина  их  оттаивания  достигает  60  см
и  зависит  от  количества  почвенной  влаги.  Летнее
оттаивание  продолжается  более  шести  недель,  в
течение  которых  эти  почвы  не  испытывают
 кратковременных  переходов  через  точку  замер¬
зания.  Циклы  промерзания-протаивания  обычно
рассматривают  как  важнейший  механизм  дезин¬
теграции  пород  и  уменьшения  размеров  почвен¬
ных  частиц  в  холодных  пустынях,  однако  наши
наблюдения  свидетельствуют  о  том,  что  количе¬
ство  таких  циклов  в  почвах  прибрежных  терри¬
торий  невелико.  Содержание  влаги  в  почвах
прибрежных  равнин  колеблется  от  \%  у  поверх¬
ности  до  12%  на  границе  с  мерзлотой.
 В  окраинных  сухих  долинах  почвенные  темпе¬
ратуры  ниже,  чем  в  прибрежной  зоне,  а  глубина
протаивания  не  превышает  30-40  см.  Содержание
влаги  в  этих  почвах  очень  мало  и  составляет  в
среднем  для  деятельного  слоя  менее  1%.  Низкое
содержание  влаги  в  этих  почвах,  очевидно,  связано
с  маломощным  снежным  покровом  и  усиленным
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

604
 КЭМПБЕЛЛ,  КЛАРИДЖ
 Температура,  °С
 Дата
 Рис.  2.  Летние  температуры  почвы  в  районе  Мабл
Пойнт  на  глубине  0  см  (7),  16  см  (2),  33  см  (3)  и  55  см  (4).
 ниям.  Для  большинства  почв  основным  источни¬
ком  влаги  является  водяной  пар  атмосферы.  Роль
осадков  (снега)  в  увлажнении  почв  незначитель¬
на;  в  большинстве  почв  жидкая  влага  не  накапли¬
вается  даже  после  снегопадов.  Некоторая  сезон¬
ная  динамика  почвенной  влаги  наблюдается  на
фоне  общего  крайне  низкого  ее  содержания.
 Основным  фактором,  влияющим  на  темпера¬
турный  режим  почв,  является  альбедо  поверхнос¬
ти,  определяющее  долю  радиационной  энергии
солнца,  идущую  на  прогревание  почвы  и  процес¬
сы  теплообмена.
 Авторы  выражают  признательность  Новозе¬
ландскому  фонду  поддержки  научных  и  техничес¬
ких  исследований,  Новозеландскому  комитету  по
присуждению  грантов  на  конкурсной  основе,  а  так¬
же  Новозеландской  Антарктической  Программе  за
материально-техническое  обеспечение  работ.
 испарением  из  почв  благодаря  воздействию  силь¬
ных  стоковых  ветров.
 На  возвышенностях  и  в  горных  материковых
долинах  почвы  оттаивают  на  10  см  или  еще  чуть
глубже,  хотя  температура  их  поверхности  здесь
практически  такая  же,  как  и  в  других  местах.  Вслед¬
ствие  низких  температур  воздуха  эти  почвы  очень
быстро  охлаждаются  при  отсутствии  прямого  на¬
грева  поверхности.  Для  них  характерны  частые  пе¬
реходы  температуры  через  точку  замерзания.  По
содержанию  влаги  они  занимают  промежуточное
положение  между  почвами  прибрежной  зоны  и  су¬
хих  долин,  что,  видимо,  связано  с  несколько  боль¬
шим  по  сравнению  с  долинами  количеством  осад¬
ков  и  отсутствием  столь  сильных  ветров.
 Таким  образом,  данные  наблюдений  за  темпе¬
ратурой  и  влажностью  почв  различных  место¬
обитаний  хорошо  коррелируют  с  результатами
климатических  наблюдений  и  с  морфологически¬
ми  особенностями  почвенных  профилей,  в  том
числе  с  таким  показателем,  как  содержание  и  со¬
став  солей  [7].
 В  течение  летнего  периода  почвы,  располо¬
женные  вдоль  границ  тающих  снежников  или
протаивающих  озер,  оказываются  дополнитель¬
но  увлажненными  за  счет  капиллярного  подтока
от  источника  влаги.  Однако  эффект  дополни¬
тельного  увлажнения  от  временных  водотоков
наблюдается  всего  несколько  суток,  после  чего
влажность  почв  приближается  к  фоновым  значе-
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Balks  M.R.,  Campbell  D.L,  Campbell  I.D.,  Clar-
idgeG.G.C.  Interim  results  of  1993/1994  soil  climate,
active  layer  and  permafrost  investigations  at  Scott  Base,
Vanda  Station  and  Beacon  Heights,  Antarcrica  //  Uni¬
versity  of  Waikato,  Antarctic  Research  Unit  Special  Re¬
port.  1995.  №  1.
 2. 	Bockheim  J.G.  Properties  and  classification  of  some
desert  soils  in  coarse-textured  glacial  drift  in  the  Arctic
and  Antarctic  //  Geoderma.  1980.  V.  24.  P.  45-69.
 3. 	Campbell  LB.,  Claridge  G.G.C.  Soils  and  Late  Cenozoic
history  of  the  Upper  Wright  Valley  area,  Antarctica  //
NZ  J.  of  Geology  and  Geophysics.  1978.  №  5.  P.  635-
643.
 4. 	Campbell  LB.,  Claridge  G.G.C.  Antarctica:  soils,  weath¬
ering  processes  and  environment.  Amsterdam:  Elsevier
Sci.  Publ.,  1987.  368  p.
 5. 	Campbell  LB.t  Claridge  G.G.C.,  Campbell  D.L,
Balks  M.R.  The  soil  environment  of  the  McMurdo  dry
valleys,  Antarctica  //  Ecological  interactions  between
soil  organisms  and  their  environment.  American  Geo¬
physical  Union,  Antarctic  Res.  Ser.,  1997.
 6. 	Campbell  D.L,  MacCulloch  R.J.L.f  Campbell  LB.  Ther¬
mal  regimes  of  some  in  the  McMurdo  Sound  region,
Antarctica  //  Proc.  of  an  Intern.  Workshop  on  Polar
Desert  Ecosystems.  Christchurch,  New  Zealand,  1997.
 7. 	Claridge  G.G.C.f  Campbell  LB.  The  salts  in  Antarctic
soils,  their  distribution  and  relationship  to  soil  process¬
es  //  Soil  Sci.  1977.  V.  123.  P.  377-384.
 8. 	MacCulloch  R.J.L.  The  microclimatology  of  Antarctic
soils.  Unpublished  MSc.  (Hons)  thesis,  University  of
Waikato,  New  Zealand,  1996.
 Soil  Temperature  and  Moisture  Properties  of  Cryosols
of  the  Antarctic  Cold  Desert
 I.  B.  Campbell,  G.  G.  C.  Claridge
 Soil  temperature  records  in  the  MacMurdo  Sound  region  of  Antarctica  supported  the  subdivision  of  the  territory
into  five  climatic  zones:  the  coastal  fringe,  the  inland  valley  floors,  the  valley  sides,  and  the  plateau  fringe.  Sur¬
face  albedo  proved  to  be  the  major  factor  influencing  the  climatic  regime  of  Antarctic  soils.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  605-609
 УДК  631.48
 ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  САРТАНСКОГО  КРИОХРОНА
В  ЗАПАДНОМ  СЕКТОРЕ  БЕРИНГИИ*
 ©1998  г.  С.  В.  Губин
 Институт  почвоведения  и  фотосинтеза  РАН,  Пущино  Московской  обл.
 Поступила  в  редакцию  24.11.97  г.
 Рассмотрено  палеопедологическое  строение  толщ  лёссово-ледовых  отложений,  накопившихся  в  пе¬
риод  сартанского  криохрона,  и  почвообразовательных  процессов,  сопровождавших  их  формирование.
 Отложения  заключительного,  холодного  эта¬
па  формирования  лёссово-ледовых  отложений
Берингии  палеогеографами  рассматриваются  в
качестве  близкого  аналога  лёссов  перегляциаль-
ных  районов  Евразии.  Сингенетическое  промер¬
зание  толщ  по.  мере  их  накопления,  отсутствие
протаивания  в  последующие  эпохи,  консервация
многих  признаков  и  свойств  позволяют  в  ходе
изучения  отложений  сартанского  криохрона  Бе¬
рингии  получить  представления  о  почвообразо¬
вательном  процессе,  протекавшем  в  холодные
эпохи  плейстоцена.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 По  данным  радиоуглеродного  анализа  содер¬
жащихся  в  сартанских  отложениях  ископаемых
корешков  травянистых  растений,  костных  остат¬
ков  и  органического  материала  погребенных
почв,  перекрывающих  головы  ледяных  жил,  этот
хроностратиграфический  горизонт  датируется
возрастом  25-11  тыс.  лет  назад  [1,6,  11].
 Сартанские  толщи  сложены  однородным  пы¬
леватым  или  супесчаным  материалом  монотон¬
ной  серой  или  серовато-коричневой  окраски.  Их
слоистость  чаще  всего  определяется  изменением
интенсивности  окраски.  Для  отложений  харак¬
терна  микрошлировая  (микролинзовидная)  син¬
генетическая  криотекстура.  Влажность  слоев  ва¬
рьирует  от  40  до  55%.  В  материале  присутствуют
тонкие  нитевидные  корни  травянистых  растений,
занимающие  субвертикальное  положение.
 Толщи  содержат  массивные  жилы  сингенети¬
ческих  полигонально-жильных  льдов.  Ширина
жил  2-3.5  м.  Разделяющие  их  минеральные  поли¬
гоны  достигают  в  поперечнике  9-11  м.  Внутри  их
могут  присутствовать  фрагменты  неполной  по¬
лигональной  решетки  второй  генерации  с  мощно¬
стью  жил  0.5—0.7  м  и  размерами  полигонов  до  6  м.
 * 	Работа  выполнена  при  поддержке  РФФИ  (проект
№  95-04-13220а).
 Спорово-пыльцевые  спектры  сартанского  крио¬
хрона  характеризуются  незначительным  содержа¬
нием  пыльцы  древесной  растительности  и  абсо¬
лютным  преобладанием  травянистой,  среди  ко¬
торой  доминируют  злаки,  полыни,  гвоздичные,
лебедовые.  Среди  спор  много  зеленых  мхов  и  си¬
бирского  плаунка  [2,10].  Данные  пыльцевых  ана¬
лизов  позволили  диагностировать  развитие  на
территории  Берингии  в  сартанское  время  сухо¬
любивых  степных  сообществ  и  даже  местами
плаунковых  полупустынь  [8,  10].
 Специфика  подходов  и  методов  исследова¬
ний.  Специфика  палеопедологических  исследова¬
ний  лёссово-ледовых  отложений  определяется
прежде  всего  тем,  что  изучаются  стенки  разре¬
зов,  сложенные  вечномерзлыми  породами,  чаще
всего  сингенетически  промерзшими,  которые  в
последствии  никогда  не  оттаивали  и  поэтому  со¬
хранили  обширный  комплекс  палеоэкологичес¬
кой  информации.  Вечная  мерзлота  предотвраща¬
ет  активные  диагенетические  изменения  погре¬
бенных  почвенных  тел,  способствует  сохранению
многих  их  свойств,  что  резко  расширяет  объем
получаемой  информации  и  степень  ее  достовер¬
ности  по  сравнению  с  изучением  палеопочвенных
объектов  районов  вне  распространения  совре¬
менной  вечной  мерзлоты.
 В  то  же  время  необходимо  принимать  во  внима¬
ние  целый  ряд  фактов,  определяемых  криодиагене-
тическими  изменениями  толщ.  Главные  из  них
связаны  с  ростом  в  телах  уже  мерзлых  осадков
мощных  повторно-жильных  льдов.  Формирова¬
ние  и  рост  ледяных  жил  ведет  к  частичной  дефор¬
мации  исходного  залегания  слоев  или  их  отдель¬
ных  частей,  особенно  прилегающих  к  границам
вертикальных  ледяных  жил.  Всегда  необходимо
учитывать,  что  изначально  формировавшийся  на
дневной  поверхности  слой  осадка  не  был  нарушен
ледяной  жилой,  которая  возникла  и  росла  позже,
после  перехода  слоя  в  погребенное  и  мерзлое  состо¬
яние.  Поэтому  “ваннообразное”  залегание  осадка  в
пределах  минеральных  блоков  с  поднятыми  кверху
у  края  ледяных  жил  горизонтальными  прослойками
 605

606
 ГУБИН
 льда  или  отдельными,  различающимися  по  свой¬
ствам  прослоями  материала,  нельзя  всегда  прини¬
мать  как  исходное.  В  отдельных  случаях  из-за
пластичности  высокольдистых  масс  осадка  воз¬
никают  частичные  деформации  значительных
массивов  отложений,  что  также  необходимо  учи¬
тывать  при  анализе  палеопедологического  строе¬
ния  толщ.
 Важным  фактом  является  учет  форм  выделе¬
ния  льда  в  толще  осадка  при  его  промерзании.
Прежде  всего  сформировавшиеся  здесь  криотек¬
стуры  позволили  разработать  и  использовать  но¬
вый  вид  анализа  (криопалеопедологический)  для
выделения  и  диагностики  погребенных  почв  в
сингенетически  мерзлых  толщах.  Суть  его  состо¬
ит  в  анализе  строения  выделений  льда,  формиру¬
ющегося  в  самой  верхней  части  слоя  вечной  мерз¬
лоты,  на  контакте  с  сезонноталым  слоем,  а  при
малой  мощности  -  профилем  мерзлотной  почвы.
Этот  слой  получил  название  подпочвенного  льда
(’’почвенные  льды”,  “льдогрунты”  -  в  понятии
 В.Г.  Зольникова  или  “промежуточного  слоя”
многолетнемерзлых  пород  -  по  определению  Щу¬
ра  [13].  Наличие  подобных  прослоев  в  толщах  от¬
ложений  или  в  нижних  частях  выделяемых  про¬
филей  погребенных  почв,  их  мощность,  слагаю¬
щие  криотекстуры,  ряд  деталей  строения  в
совокупности  с  палеопедологическим  анализом
вмещающих  толщ  способны  дать  существенную
информацию  о  биоклиматических  условиях  их
накопления,  протекавших  здесь  почвообразова¬
тельных  процессах,  характере  промерзания  в  по¬
следующие  периоды.
 С  другой  стороны,  криотекстуры,  образующи¬
еся  при  погребении  осадка,  в  том  числе  и  почв,  и
переходе  их  в  мерзлое  состояние  могут  вносить
существенные  изменения  в  морфологический  об¬
лик  отложений  и  погребенных  почвенных  профи¬
лей.  Выделяющиеся  формы  льда  приводят  к  пере¬
стройке  на  агрегатном  уровне  (криогенное  микро-
сгроение)  и  при  анализе  микроморфологического
строения  материала  объектов  из  оттаявших  об¬
разцов  приходится  иметь  дело  уже  со  сложной  его
посткриогенной  микроорганизацией,  включаю¬
щей  исходную  почвенную  микроструктуру  и  ее
измененные  фрагменты.  Используя  микромор-
фологический  метод  как  один  из  ведущих  анали¬
зов  при  палеопедологических  исследованиях,  мы
разработали  специальную  методику  получения
шлифов  из  мерзлых  образцов  отложений,  позво¬
ляющую  замещать  ледяные  шлиры  смолами  и  од¬
нозначно  расчленять  элементы  микростроения,
сформированные  под  действием  почвообразова¬
ния,  и  криодиагенетические.  Этот  поход  позво¬
лил  уточнить  и  по-новому  трактовать  микроорга¬
низацию  материала  отдельных  слоев  сартанских
отложений,  ранее  принимаемую  за  продукт  поч¬
вообразования  [3].
 Существенная  специфика  состояния  и  строе¬
ния  мерзлой  стенки  обнажений  привела  к  необхо¬
димости  палеопедологических  исследований  в
толщах  лёссово-ледовых  отложений  на  каждом
объекте  в  двух  вариантах:  в  мерзлой,  только  что
зачищенной  стенке  обнажения  и  в  стенках  недав¬
но  оттаявшего  материала,  как  правило,  на  кону¬
сах  байджерахов,  сохраняющих  в  центре  ядро
мерзлой  породы.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Палеопедологический  анализ  лёссово-ледо¬
вых  толщ  западного  сектора  Берингии  вскрывает
крайне  высокую  степень  однообразия  почвенных
свойств  толщ,  относящихся  к  сартанскому  крио-
хрону  [3].  При  наличии  слоистого  строения  с
мощностью  слоев  от  0.4  до  3-4  м,  различающихся
интенсивностью  окраски,  материал  их  обладает
большой  выдержанностью  основных  свойств  по
простиранию.  В  стенках  ряда  обнажений,  напри¬
мер,  обнажения  Дуванный  яр  на  Колымской  низ¬
менности,  они  строго  выдержаны  по  мощности,
окраске,  характеру  контакта  на  протяжении  со¬
тен  метров.
 В  результате  детальных  исследований  в  толщах
сартанского  криохрона  были  обнаружены  лишь
единичные  слои  мощностью  40-60  см  со  слабыми
признаками  профильного  строения.  Признаки
этой  дифференциации  заключаются  в  появлении  в
верхней  части  их  5-7-сантиметрового  горизонта
коричневатой  окраски  с  более  высоким  содержа¬
нием  органического  материала,  состоящего  из
сильноизмельченного  растительного  детрита.
При  наличии  подобного  горизонта  [Ат]  на  глуби¬
не  40-60  см  от  его  поверхности  располагается
прослой,  состоящий  из  одного-двух  выдержан¬
ных  по  простиранию  поясков  прозрачного  льда
толщиной  до  1.5  см  (поясковая  криотекстура).
Остальная  часть  профиля  и  вмещающих  отложе¬
ний  обладает  микрошлировой  криотекстурой.  По
окраске,  строению  и  другим  признакам  материал,
лежащий  между  горизонтом  [Ат]  и  слоем,  содер¬
жащим  пояски  льда,  обладает  большим  сходст¬
вом  со  слоями  вмещающей  толщи.  Он  равномер¬
но  окрашен  в  коричневато-серые  тона.  Структу¬
ра  в  подсохшем  образце  отсутствует,  единично
встречаются  нитевидные  корни  травянистых  рас¬
тений,  равномерно  распределенные  в  материале
горизонта.  Редко  отмечено  присутствие  мелких
темных  пятен  сульфидов.  Криотекстура  микро-
шлировая.  Прослойка  подпочвенного  льда,  мар¬
кирующая  нижнюю  границу  сезонноталого  слоя
в  период  формирования  профиля,  не  является
границей  различающихся  по  окраске  слоев.
 Микроморфологическими  исследованиями  в
материале  гор.  [Ат]  установлено  присутствие  хо¬
рошо  сохранившихся  крупных  остатков  мха,
сильноизмельченного  растительного  детрита,
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  САРТАНСКОГО  КРИОХРОНА
 607
 принадлежащего  преимущественно  мхам  и  в
меньшей  степени  травам.  В  массе  органического
материала  равномерно  распределены  неагреги-
рованные  частички  пыли,  на  поверхностях  кото¬
рых  содержатся  мельчайшие  сгустки  коагулиро¬
ванного  темного  гумуса.  Моховые  остатки  и  дет¬
рит  несут  слабые  признаки  гумификации.
 В  пылеватом  материале  гор.  [ВС]  минераль¬
ной  части  профиля  также  присутствует  равно¬
мерно  распределенный  детрит  мохово-травянис¬
той  растительности  со  слабыми  признаками  разло¬
жения  и  гумификации.  Признаки  микроагрегации
материала,  исключая  посткриогенные,  отсутству¬
ют.  Отмечено  небольшое  увеличение  количества
тонких  корешков  травянистых  растений  в  зоне
контакта  с  гор.  [Ат]  и  равномерное  их  размеще¬
ние  в  остальной  части  профиля.  Каких-либо  при¬
знаков  перераспределения,  трансформации  мине¬
ральной  составляющей  микроморфологически-
ми  исследованиями  не  было  установлено.
 Строение  основной  массы  материала  сартан-
ских  толщ  имеет  большое  сходство  со  строением
минеральной  части  погребенной  почвы.  Слои  со¬
стоят  из  пылеватого  слабогумусированного  ма¬
териала  с  включением  сильноизмельченного
(0.02-0.2  мм)  растительного  детрита.  В  составе
детрита  присутствуют  слабоизмененные  остатки
злаковой  и  моховой  растительности.  В  слоях  се¬
рой  окраски  преобладают  частички  травянистой
растительности,  бурой  -  моховой.  Темные  минера¬
лы  в  определении  окраски  слоев  имеют  подчинен¬
ное  значение.  Микропрослойки  с  повышенным  со¬
держанием  детрита  -  явление  исключительное,
как  и  залегание  подавляющей  массы  его  части¬
чек  на  базальных  плоскостях,  что  подтверждает
неводное  накопление  осадка.  Зона  перехода  от
слоя  к  слою,  различающихся  по  окраске,  состав¬
ляет  от  2  до  5  см  и  может  сопровождаться  сменой
как  содержания,  так  и  состава  детрита.  Иногда
этому  сопутствует  изменение  степени  минерали¬
зации  органических  остатков.  Гумусовые  соеди¬
нения  представлены  в  виде  мельчайших  сгустков
темного  гумуса  на  поверхности  минеральных  зе¬
рен  пылеватой  фракции.  В  пылеватом  материале
много  опаловых  фитолитов  разнообразной  фор¬
мы.  Эти  факты  позволяют  предположить  быст¬
рую  минерализацию  и  гумификацию  отдельных
частей  травянистой  растительности  с  последую¬
щей  коагуляцией  темных  форм  гумусовых  ве¬
ществ  на  поверхности  минеральных  зерен.
 Важным  моментом  строения  материала  сар-
танских  толщ  является  присутствие  громадной
массы  сильноизмельченных  органических  остат¬
ков  и  отсутствие  даже  единичных  экземпляров  их
более  крупных  форм.  С  этим  положением  хоро¬
шо  согласуются  и  особенности  распределения
тончайших  корней  травянистых  растений.  Следу¬
ет  подчеркнуть,  что  в  отложениях  встречаются
 лишь  нижние  части  корневых  систем.  Верхние  и
переходные  к  надземным  органам  части  отсутст¬
вуют.  В  многочисленных  детальных  исследовани¬
ях  материала  отложений  в  ориентированных
шлифах  не  удалось  обнаружить  никаких  призна¬
ков  трансформации  (разложения,  минерализа¬
ции,  гумификации)  in  situ  верхних  частей  корневых
систем  и  фрагментов,  переходных  к  надземным
органам.  Это  позволяет  предположить,  что  основ¬
ная  масса  корней,  находившаяся  в  приповерхност¬
ных  слоях  накапливающихся  толщ,  вместе  с  над¬
земными  органами  подвергалась  не  столько  гуми¬
фикации  и  минерализации,  сколько  механическому
измельчению,  последующему  перемещению  и  пе-
реотложению.  Можно  предположить,  что  в  разры¬
ве  и  измельчении  корневых  органических  остатков
активное  участие  принимали  формирующиеся  при
осенне-зимнем  промораживании  в  приповерхно¬
стном  слое  кристаллы  льда.  Его  ростки  и  отдель¬
ных  друзы  в  обилии  удается  проследить  в  самых
верхних  частях  современных  незадернованных
пятен-полигонов  в  тундре  при  их  промерзании  [4,7].
Они  не  только  приводят  к  механическому  разры¬
ву  корней  и  вмерзших  частичек  опада,  но  активно
разрыхляют  корковый  горизонт,  способствуя  его
выдуванию.
 В  сартане,  по  всей  вероятности,  эти  процессы
носили  мощнейший  характер.  Регулярной  или
импульсной  дефляцией  затрагивалась  приповерх¬
ностная  толща  мощностью  не  менее  20  см.  Про¬
цесс  этот  происходил  в  зимнее  время  года,  когда
в  абразии  и  измельчении  органических  остатков
принимали  участие  мелкие  кристаллы  льда  или
перекристаллизованного  снега.  Высокая  сухость
сартанского  криохрона,  очень  низкие  зимние
температуры,  малоснежье  подтверждаются  це¬
лым  рядом  криолитологических,  палеогеографи¬
ческих  и  других  данных  [12],  поэтому  возмож¬
ность  сильной  зимней  дефляции  части  верхнего  го¬
ризонта  представляется  весьма  закономерным
явлением  сартанской  эпохи.  Аналогичные  процесг
сы  в  настоящее  время  прослеживаются  в  сухих  до¬
линах  прибрежной  зоны  Антарктиды  [14].  Таким
образом,  можно  утверждать,  что  в  результате  ал-
лохтонно-аккумулятивного  тренда  педолитогенеза
на  территории  Западного  сектора  Берингии  в  хо¬
лодную  сартанскую  эпоху  формировались  сухо¬
профильные  сингенетические  почвы  (полупоч-
вы  -  в  понимании  Соколова  [9]),  лишенные  призна¬
ков  дифференциации  на  генетические  горизонты,
но  успешно  выполнявшие  биосферные  и  эколо¬
гические  функции  почв.
 Вместе  с  тем  для  объяснения  высокой  биопро¬
дуктивности  мамонтовых  тундростепей,  их  боль¬
шого  ботанического  разнообразия,  формирова¬
ния  темных  гумусовых  соединений  необходимо
признать  существование  в  летнее  время  хотя  бы  ко¬
роткого,  но  высоко  теплообеспеченного  периода.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

608
 ГУБИН
 С,  %  рНв
 0123
 U  Г  т—I—I—г
 £  обменных
 оснований,  ^2^5» 	К20,
 мг-экв/100г  мг/100г  мг/100г
почвы  почвы  почвы
20  40 	5  1015
 1 	1 	1 	Г 	1 	1  г
 1
 Распределение  состава  и  свойств  в  толщах  сартанского
криохрона:  1  -  обнажение  Дуванный  яр;  2  -  обнажение
Мыс  М.  Чукочий  (Морское).
 Прохождение  береговых  линий  древней  Берин-
гии,  антициклональная  организация  воздушных
масс  северо-востока  Евразии  в  этот  период,  от¬
сутствие  задернованности  дневной  поверхности  в
условиях  круглосуточного  полярного  дня  говорят
о  том,  что  несмотря  на  высокие  запасы  холода  в
подстилающих  толщах  существовали  реальные
условия  для  высокого  прогрева  самой  верхней  ча¬
сти  отложений,  а  следовательно,  для  краткой  ак¬
тивной  фазы  трансформации  органических  ос¬
татков.  Это,  по  нашему  мнению,  и  обеспечивало
высокую  биопродуктивность  формирующихся
ландшафтов  и  многие  химические  свойства  син¬
генетических  почв  сартана.  Близкое  залегание
границы  вечной  мерзлоты,  равнинный  характер
территории,  крайне  слабая  выраженность  микро¬
рельефа  в  условиях  сухости  приводили  к  отсутст¬
вию  транзита  и  перераспределения  формирую¬
щихся  водорастворимых  соединений  в  ландшаф¬
те.  Все  эти  положения  хорошо  подтверждаются
слабым  изменением  ведущих  химических  свойств
в  пределах  одних  и  тех  же  слоев,  между  слоями
сходного  облика  и  их  пространственной  однород¬
ностью  (рисунок).
 Сингенетические  криоаридные  почвы  сартана
и  их  сухоторфянистые  варианты  обладают  нейт¬
ральной  или  слабощелочной  реакцией  материала
(рНВОДн  7.2-8.3).  В  очень  редких  случаях  реакция  в
гор.  [Ат]  может  быть  слабокислой  (до  6.3).  Ха¬
 рактеризуются  равномерным  распределением
органического  вещества  с  содержанием  Сорг,  ва¬
рьирующим  по  слоям  от  0.6  до  2.4%,  за  исключе¬
нием  гор.  [Ат],  где  его  значения  могут  превышать
3-4%,  составом  гумуса  с  Сгк/Сфк,  равным  0.6-1.0,
с  высоким  содержанием  негидролизуемого  остат¬
ка  (до  60-70%  от  общего  содержания  С).  Низкие
показатели  содержания  подвижных  форм  полутор¬
ных  оксидов  сочетаются  с  отсутствием  признаков
их  перераспределения.  Показатели  водной  вытяж¬
ки  позволяют  относить  толщи  к  незаселенным
отложениям.  Вместе  с  тем  материал  характеризу¬
ется  высоким  содержанием  обменных  оснований:
от  12  до  35  мг-экв/100  г  почвы,  среди  которых
преобладает  кальций.  Содержание  карбонатов  не
превышает  0.98%  С02.
 Сингенетические  криоаридные  почвы  выделя¬
ются  среди  известных  палеопочвенных  формиро¬
ваний  очень  высоким  содержанием  подвижных
форм  калия  и  фосфора  (до  50  мг/100  г  почвы  Р205
и  до  15  мг  /100  г  К20).  Эти  соединения,  имеющие
явно  биогенное  происхождение,  являются  одним
из  залогов  высокой  биопродуктивности  материа¬
ла  сартанских  отложений,  что  подтвердилось  ре¬
зультатами  вегетационных  опытов  в  фитотроне.
 ВЫВОДЫ
 Толщи  отложений  сартанского  криохрона  за¬
падного  сектора  Берингии  представляют  собой
отложения  почвенно-лёссовой  формации,  нако¬
пившиеся  в  результате  аллохтонно-аккумулятив-
ного  педолитогенеза,  осложненного  активными
денадуционными  процессами.
 Почвообразование  имело  сингенетический  ха¬
рактер  с  одновременным  промерзанием  снизу
формирующейся  толщи  отложений.  В  условиях
относительно  высокой  сухости  деятельного  слоя,
постоянного  поступления  пылеватого  осадка,  ак¬
тивной  дефляции  поверхности,  низких  зимних
температур,  большого  запаса  холода  в  подстила¬
ющих  мерзлых  породах  почвообразование  огра¬
ничивалось  комплексом  физических  процессов
(физическое  выветривание  минералов,  зерен  по¬
род,  мерзлотное  и  абразивное  измельчение  орга¬
нических  остатков,  микролокальное  перемеще¬
ние  материала  и  т.п.)  Более  глубокими  изменени¬
ями  затронуто  лишь  органическое  вещество  -
легкогумифицируемые  части  растений.  Оно  спо¬
собствовало  формированию  темных  форм  гуму¬
са,  которые  под  действием  низких  температур  ко¬
агулировали  на  поверхности  минеральных  зерен
вблизи  зон  своего  формирования.
 Горизонт  [Ат]  единично  встречающихся  в  сар¬
танских  отложениях  профилей  сухоторфянистых
почв  также  имеет  преимущественно  аллохтонное
происхождение,  в  подавляющей  своей  массе
представлен  сильноизмельченным  растительным
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВООБРАЗОВАНИЕ  САРТАНСКОГО  КРИОХРОНА
 609
 детритом  и  отражает,  скорее,  региональную  спе¬
цифику  накопления  осадка,  чем  климатические
флуктуации  внутри  криохрона.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Васильнук  Ю.К.  Изотопно-кислородный  состав
подземных  льдов.  Т.  1.  М.,  1992.  417  с.
 2. 	Гитерман  Р.Е.  История  растительности  Северо-
Востока  СССР  в  плиоцене  и  плейстоцене  //  Тр.
ГИН  АН  СССР.  1985.  Вып.  380.  95  с.
 3. 	Губин  С.В.  Палеопедологический  анализ  верхне¬
плейстоценовых  (едомных)  отложений  обнажений
Дуванный  яр  //  Бюл.  комис.  по  изучению  четвер¬
тичного  периода.  1984.  Вып.  53.  С.  125-128.
 4. 	Губин  С.В.  Динамика  формирования  структуры
тундровых  мерзлотных  неглеевых  почв  (тундро¬
вых  криоземов)  //  Почвоведение.  1993.  №  10.  С.  62-
70.
 5. 	Губин  С.В.  Позднеплейстоценовое  почвообразо¬
вание  на  приморских  низменностях  Севера  Яку¬
тии  //  Почвоведение.  1994.  №  8.  С.  5-14.
 6. 	Губин  С.В.  Почвенные  образования  заключитель¬
ного  этапа  формирования  лёссово-ледовых  отло¬
жений  //  Итоги  фундаментальных  исследований
криосферы  Земли  в  Арктике  и  Субарктике.  Ново¬
сибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,  1997.  С.  19-24.
 7. 	Игнатенко  И.В.  О  почвах  пятнистых  тундр  вос¬
точноевропейского  Севера  //  Докл.  отделений  и
 комиссий  Геогр.  об-ва  СССР.  Вып.  13.  География
и  плодородие  почв.  Л.,  1970.  С.  88-106.
 8. 	Каплина  Т.Н.,  Гитерман  Р.Е.,  Лахтина  О.В.,  Аб-
рашов  Б.А.,  Киселев  С.В.,  Шер  А.В.  Дуванный  яр  -
опорный  разрез  верхнеплейстоценовых  отложе¬
ний  Колымской  низменности  //  Бюлл.  комис.  по
изучению  четвертичного  периода.  1978.  Вып.  48.
С.  49-65.
 9. 	Соколов  И  .А.  Теоретические  проблемы  генетиче¬
ского  почвоведения.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.
отд-ние,  1993.  232  с.
 10. 	Томирдиаро  С.В.  Лёссово-ледовая  формация  Вос¬
точной  Сибири  в  позднем  плейстоцене  и  голоцене.
М.:  Наука,  1980.  184  с.
 11. 	Томирдиаро  С.В.,  Черненький  Б.И.  Криогенно-эо-
ловые  отложения  Восточной  Арктики  и  Субарк-
тики.  М.:  Наука,  1987.  197  с.
 12. 	Шило  Н.А.,  Томирдиаро  С.В.,  Рябнун  В.К.  Конти¬
нентальный  литогенез  на  Северо-Востоке  СССР  и
Аляске  в  криогумидных  и  криоаридных  условиях
плейстоцена  и  голоцена  //  Тез.  докл.  XIV  тихооке¬
анского  научного  конгресса.  М.,  1979.  С.  191-193.
 13. 	Шур  ЮЛ.  Верхний  горизонт  толщи  мерзлых  пород
и  термокарст.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,
1988.  212  с.
 14. 	Bockheim  J.G.  Relative  age  origin  of  soils  in  eastern
wright  Valley  Antarctica  //  Soil  Sci.  1979.  V.  128.
P.  142-152.,
 Soil  Formation  of  Sartan  Cryochron  in  the  Western  Sector  of  Beringiya
 S.  V.  Gubin
 A  paleopedological  system  of  loess-glacial  deposits  accumulated  within  a  period  of  the  Sartan  cryochron  (Late
Wisconsin  glacial  epoch)  and  corresponding  processes  of  soil  formation  are  considered.
 7  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  М  5,  с.  610-613
 УДК  631.4:631.417.1+631.416.1(99)
 ВАРИАБЕЛЬНОСТЬ  ЗАПАСОВ  УГЛЕРОДА  И  АЗОТА  В  ПОЧВАХ
АНТАРКТИЧЕСКОГО  ПОБЕРЕЖЬЯ  (ЗЕМЛЯ  УИЛКСА)
 ©  1998  г.  Л.  Бейер1,  К.  Пингпенк1,  М.  Болтер2,  Д.  Шнайдер1,  Г.-П.  Блюме1
 Институт  питания  растений  и  почвоведения  Университета  г.  Киль,  Германия
2Институт  полярной  экологии  Университета  г.  Киль,  Германия
Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 Аккумуляция  органического  вещества  в  почвах  прибрежной  части  Антрактиды  (станция  Кейси)
может  достигать  значительных  величин  при  сильном  пространственном  варьировании.
 ВВЕДЕНИЕ
 Согласно  полученным  за  последние  годы  дан¬
ным,  содержание  органического  вещества  в  ант-
рактических  почвах  чрезвычайно  мало.
 Вероятно,  этот  вывод  явился  причиной  того,
что  на  карте  глобального  распределения  органи¬
ческого  углерода  Антрактида  показана  белым
цветом  [1].  Однако  большинство  недавних  публи¬
каций  основаны  на  материалах  по  почвам  сухих
долин  Антарктического  побережья,  отличаю¬
щихся  очень  малым  содержанием  гумуса  [9].
В  работе  Блюме  с  соавт.  (Blume  et  al.)  [7]  были
 Рис.  1.  Место  расположения  станции  Кейси.
 обобщены  данные  по  содержанию  углерода  и
азота  в  почвах  южного  циркумполярного  регио¬
на,  полученные  в  ходе  собственных  экспедиций.
Результат  оказался  неожиданным:  содержание  их
в  верхних  горизонтах  почв  было  намного  выше,
чем  это  представлялось  ранее  [5,6].  Последнее  по¬
будило  нас  более  подробно  проанализировать  ма¬
териалы  по  содержанию  углерода  и  азота  в  поч¬
вах  Антарктического  побережья,  полученные  в
районе  австралийской  научной  станции  Кейси.
Обсуждение  результатов  проводится  с  точки  зре¬
ния  условий  накопления  органического  вещества
в  почвах  и  его  роли  в  педогенезе.
 Рис  2.  Содержание  органического  углерода  в  верхнем
(0-5  см)  слое,  мг/г:  1  -  <5;  2  -  5-10;  3  -  10-20;  4  -  20-30;
5  -  30-50;  6  -  50—100;  7  -  100-150;  8  -  выходы  пород
(образцы  не  отбирались).
 610

ВАРИАБЕЛЬНОСТЬ  ЗАПАСОВ  УГЛЕРОДА  И  АЗОТА  В  ПОЧВАХ
 611
 1  К
 Ш  1  □  2  E3J  Ш4
 8Щ9
 Рис.  3.  Содержание  валового  азота  в  верхнем  (0-5  см)
слое,  мг/г:  1  -  <0.5;  2  -  0.5-1;  3  -  1-2;  4  -  2-3;  5  -  3-5;
6-5-10;  7-10-15;  8->15;  9-выходы  пород  (образцы
не  отбирались).
 Рис.  4.  Запасы  углерода  и  азота  в  почвах,  г/м2:  1  -
3302/342;  2  -  3445/347;  3  -  3416/288;  4  -  8297/736;  5  -
767/156;  6  -  4404/307;  7  -  выходы  пород  (образцы  не
отбирались).
 МАТЕРИАЛЫ  И  МЕТОДЫ
 Станция  Кейси  расположена  на  побережье
Антрактиды  (рис.  1).  Среднегодовое  количество
осадков  составляет  около  170  мм,  осадки  выпада¬
ют  преимущественно  в  виде  снега.  Среднегодовая
температура  -9°С.  В  составе  почвенного  покрова
преобладают  минеральные  почвы  -  Криортенты,
Криаквепты  и  Гаплокриоды  [5,  6].
 Образцы  отбирали  на  четырех  репрезентатив¬
ных  площадках  (10  х  10  м)  с  каждого  квадратного
метра,  а  также  из  типичных  почвенных  профи¬
лей.  Содержание  органического  углерода  опре¬
 деляли  методом  сухого  сжигания  в  аппарате
Штрохлейна,  азота  -  по  методу  Къельдаля  с  ис¬
пользованием  проточно-инжекционного  анали¬
затора,  pH  -  в  суспенции  с  0.02  н.  СаС12.  Запасы  уг¬
лерода  и  азота  рассчитывали  с  учетом  их  содержа¬
ния  в  мелкоземе,  плотности  сложения  почвы,
мощности  горизонтов  и  степени  каменистости.
Все  аналитические  процедуры  описаны  в  [11].
В  данной  статье  анализируются  данные  только
по  одной  площадке.  Полное  изложение  результа¬
тов  будет  опубликовано  позднее.
 Таблица  1.  Содержание  углерода  и  азота  в  слое  0-5  см  на  площадке  Б
 Органический  С
 Общий  N
 C/N
 мг/г
 п
 %
 мг/г
 п
 %
 диапазон
 и
 %
 <5
 3
 9
 <0.5
 4
 13
 5-7
 6
 19
 10
 2
 6
 1
 4
 13
 8-10
 9
 28
 20
 8
 25
 2
 7
 22
 11-13
 5
 16
 30
 6
 19
 3
 6
 19
 14-19
 6
 19
 50
 4
 13
 5
 1
 4
 20-25
 1
 3
 100
 4
 13
 10
 5
 16
 26-30
 3
 9
 150
 2
 6
 15
 3
 9
 30-35
 1
 3
 >150
 3
 9
 >15
 1
 4
 35-40
 1
 3
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 7*

612
 БЕЙЕР  и  др.
 Таблица  2.  Запасы  органического  углерода  и  азота  в
почвах  района  станции  Кейси
 №
 разреза
 Г
 '•'орг
 ^общ
 C/N
 Мощность
слоя,  см
 Камни,
 %
 г/м2
 СЗ
 296
 21
 15
 7
 55
 В2
 767
 156
 5
 50
 59
 D1
 1345
 78
 17
 40
 80
 D2
 1374
 82
 17
 36
 53
 А2
 1567
 169
 9
 18
 55
 В14А
 1743
 125
 14
 13
 50
 В12
 1770
 170
 10
 10
 53
 С4
 1775
 115
 15
 15
 16
 А12
 1809
 205
 9
 40
 68
 D3
 2202
 372
 6
 41
 83
 С1А
 2498
 241
 10
 6
 16
 А13
 3215
 255
 13
 35
 72
 В4
 3302
 342
 10
 16
 41
 Ы4В
 3416
 288
 12
 13
 37
 В13
 3445
 347
 10
 20
 36
 С11
 3544
 285
 12
 25
 52
 С1
 3947
 286
 14
 15
 29
 All
 4404
 307
 14
 35
 38
 С5
 6126
 285
 22
 23
 80
 АЗ
 8160
 314
 26
 14
 34
 В11
 8297
 736
 11
 10
 41
 М2
 14477
 960
 15
 22
 13
 Ml
 28605
 1307
 22
 13
 -
 Таблица  3.  Запасы  органического  углерода  и  азота  (г/м2)
по  различным  группам  почв  района  станции  Кейси  (над
чертой  -  диапазон  варьирования;  под  чертой  -  средние
данные)
 Группа  почв
 С
 N
 C/N
 Криортенты  (п  =  12)
 296-8297
 3148
 21-736
 258
 9-22
 12
 Криаквепты  (п  =  3)
 767-4406
 2316
 115-307
 193
 5-15
 12
 Гаплокриоды  (п  =  6)
 1345-8160
 3379
 78-372
 252
 6-26
 13
 Криохемисты  (М2)
 14477
 960
 15
 Криофибристы  (Ml)
 28605
 1307
 22
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Около  50%  поверхности  покрыто  обломками
гнейсов  и  сланцев  [10].  Аккумуляция  мелкозема
происходит  в  пределах  небольших  долин  и  пони¬
жений,  где  начинают  формироваться  почвы.
Преобладающими  почвами  являются  щебнистые
Литик  Криортенты  различного  гранулометриче¬
ского  состава.  Криотурбации  (морозная  сорти¬
ровка)  приводят  к  сепарации  суглинистого  и  пес¬
 чаного  материала  [7],  формированию  структур¬
ных  грунтов,  в  том  числе  каменных  колец  и
солифлюкционных  полос  на  склонах.  В  местах  с
преобладанием  суглинистого  мелкозема  описаны
Криаквепты.  На  отдельных  участках  описаны
подзолистые  почвы  (Гаплокриоды).
 Содержание  органического  углерода  в  верх¬
нем  5-сантиметровом  слое  почв  колеблется  от  <5
до  100  мг/г  (рис.  2).  Особенно  обеднен  углеродом
суглинистый  мелкозем  внутренней  части  камен¬
ных  колец  и  солифлюкционных  языков.  Распре¬
деление  азота  хорошо  коррелирует  с  распределе¬
нием  углерода  (рис.  3).  Отношение  C/N  мало  из¬
меняется  в  пределах  площадки  Б  и  составляет
около  10.  Вместе  с  тем  результаты  опробования
по  всем  площадкам  и  типичным  профилям  свиде¬
тельствуют  о  значительно  более  широком  прост¬
ранственном  варьировании  изучаемых  показате¬
лей  (табл.  1).
 Запасы  углерода  в  почвах  площадки  Б  изме¬
няются  от  0.8  до  8.3  кг/м2,  запасы  азота  -  от  161
до  736  г/м2.  В  таблице  2  приводятся  результаты
подсчета  запасов  углерода  и  азота  по  всем  пло¬
щадкам.  При  этом  диапазон  варьирования  ока¬
зался  значительно  более  широким.  Максималь¬
ные  запасы  характерны  для  торфяных  почв
(до  28.6  кг  С/м2  и  1.3  кг  N/м2).  Отношение  запасов
органического  углерода  к  запасам  азота  варьиру¬
ет  от  5  до  26.  Мощности  профилей  почв  изменя¬
ются  от  6  до  50  см.  Запасы  углерода  и  азота  не
коррелируют  ни  с  мощностью  почвенных  профи¬
лей  (г  =  -0.1269),  ни  со  степенью  каменистости
почв  (г  =  -0.201),  варьирующей  от  16  до  83%
(табл.  2).  Относительно  слабо  зависят  запасы  уг¬
лерода  и  азота  и  от  таксономической  принадлеж¬
ности  почв.  В  среднем  запасы  этих  элементов  в
Криаквептах  были  ниже,  чем  в  Криортентах  и
Гаплокриодах;  максимальные  запасы  характер¬
ны  для  Гистосолей  (Криохемистов  и  Криофибри-
стов)  (табл.  3,  рис.  4).
 ВЫВОДЫ
 Приведенные  данные  подтверждают  высокое
содержание  органического  углерода  и  азота  в
почвах  Антрактического  побережья,  на  что  ра¬
нее  указывал  Блюме  с  соавт.  (Blume  et  al.)  [7].  Со¬
держание  органического  вещества  в  почвах  при¬
брежных  зон  Антарктиды  близко  к  таковому  в
почвах  сопоставимых  районов  Арктики  [11-
Таким  образом,  почвообразование  на  Антаркти¬
ческом  побережье  приводит  к  формированию
значительных  запасов  гумусовых  веществ.  Для
этих  почв  характерна  также  аккумуляция  азота,
причем  в  масштабах,  превышающих  таковые  в
районах  Арктики  [2-4].  Обогащенность  органи¬
ческого  вещества  азотом  свидетельствует  об  от¬
носительной  доступности,  лабильности  гумусо¬
вых  веществ.  Причиной  их  активного  накопления
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ВАРИАБЕЛЬНОСТЬ  ЗАПАСОВ  УГЛЕРОДА  И  АЗОТА  В  ПОЧВАХ
 613
 и  сохранения  в  почвах,  вероятно,  являются  низ¬
кие  температуры,  резко  замедляющие  минерали¬
зацию  гумуса.  Однако  при  глобальных  изменениях
климата  эта  стабилизирующая  роль  температуры
может  измениться.  Существенная  пространствен¬
ная  гетерогенность  условий  рельефа,  геологичес¬
кого  строения,  характера  почвообразующих  по¬
род  и  самих  почв  с  резкими  изменениями  даже  на
малых  расстояниях  обусловливают  высокую  ва¬
риабельность  запасов  углерода  и  азота  в  почвах.
Это  затрудняет  подсчет  запасов  для  более  обшир¬
ных  территорий.  Однако  понимание  причин  этой
гетерогенности  и  ее  пространственного  характе¬
ра  может  послужить  ценным  подспорьем  в  разра¬
ботке  моделей  поведения  запасенных  в  почвах  уг¬
лерода  и  азота  при  общих  глобальных  изменени¬
ях  климата  или  при  локальных  антропогенных
нарушениях  почвенного  покрова.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Batjes  N.H.  World  soil  carbon  stock.  Wageningen:
ISRIC,  1995.
 2. 	Beyer  L.,  Sorge  C.,  Blume  H.-P.,  Schulten  H.-R.  Soil  or¬
ganic  matter  composition  and  transformation  in  gelic
Histosols  of  coastal  continental  Antarctica  //  Soil  Biol.
Biochem.  1995.  V.  27.  P.  1279-1288.
 3. 	Beyer  L.,  Blume  H.-P.,  Sorge  C.,  Schulten  H.-R.,  Erlen-
keuser  H.,  Schneider  D.  Humus  composition  and  trans¬
 formation  in  a  pergelic  Cryochemist  of  coastal  Antarcti¬
ca  //  Arctic  and  Alpine  Res.  1997.  V.  29.  P.  358-365.
 4. 	Beyer  L.,  Knicker  H.,  Blume  H.-P.,  Bolter  M.,  Vogt  B.,
Schneider  D.  Soil  organic  matter  of  suggested  spodic  ho¬
rizons  in  relic  omithogenic  soils  of  coastal  continental
Antarctica  in  comparison  to  this  of  spodic  horizons  in
Germany  //  Soil  Sci.  1997.  V.  162.  P.  518-527.
 5. 	Blume  H.-P.,  Bolter  M.  Soils  of  Casey  station,  Wilkens
Land  //  1st  Intern.  Conf.  on  Cryopedology  Proc.  Push-
chino,  1993.  P.  96-103.
 6. 	Blume  H.-P.,  Schneider  D.t  Bolter  M.  Organic  matter  ac¬
cumulation  in  and  podzolization  of  Antarctic  soils  //
Z.  Pflanzenem.  undBodenk.  1996.  Bd.  159.  S.  411-418.
 7. 	Blume  H.-P.,  Beyer  L.,  Bolter  М.,  Erlenkeuser  H.t
KalkEKneesch  S.,  Pfisterer  U.,  Schneider  D.  Pe-
dogenic  zonation  in  soils  of  the  southern  circumpolar  re¬
gion  //  Adv.  in  Geoecology.  1997.  V.  30.  P.  69-90.
 8. 	Bockheim  J.,  Ugolini  F.  A  review  of  pedogeniz  zonation
in  well-drained  soils  of  the  southern  circumpolar  re¬
gion  //  Quaternary  Res.  1990.  V.  34.  P.  47-66.
 9. 	Campbell  I.B.,  Claridge  G.G.C.  Antarctica:  soils,  weath¬
ering  processes  and  environment.  Amsterdam:  Elsevier
Sci.Publ.,  1987.368  р.
 10. 	Paul  E.,  Stuwe  K.,  Teasdale,  Worley  B.  Structural  and
metamorphic  geology  of  the  Windmill  Islands,  east  Ant¬
arctica:  field  evidence  for  a  repeated  tectothermal  activ¬
ity  //  Austral.  J.  Earth  Sci.  1995.  V.  42.  P.  453^169.
 11. 	Schlichting  E.,  Blume  H.-P.,  Stahr  K.  Bodenkundliches
Praktikum.  Berlin:  Blackwell,  1995  (2nd  edition).
 Variation  of  Carbon  and  Nitrogen  Storage  in  Soils
of  Coastal  Continental  Antarctica  (Wilkes  Land)
 L.  Beyer,  K.  Pingpank,  M.  Bolter,  D.  Schneider,  and  H.-P.  Blume
 Soil  study  in  the  area  of  Casey  station,  coastal  Antarctica,  proved  that  carbon  and  nitrogen  pools  in  some
coastal  soils  can  reach  considerable  values.  Spatial  variability  in  the  organic  matter  content  is  analyzed.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  614-619
 УДК  631.4:631.423.7(212.3)
 ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ  ИОНОВ  В  ПОЧВАХ  ПРИ  ПРОМЕРЗАНИИ
 ©  1998  г.  В.  Е.  Остроумов
 Институт  почвоведения  и  фотосинтеза  РАН,  Пущино  Московской  обл.
 Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 Рассматривается  перераспределение  ионов  при  формировании  включений  льда  в  промерзающих
почвах.  У  передовой  грани  растущего  включения  при  промерзании  формируется  зона  концентри¬
рования  ионов.  В  мерзлых  серых  лесных  описаны  пленки,  а  в  лугово-болотных  почвах  -  линзовид¬
ные  пятна  ожелезнения,  приуроченные  к  таким  зонам  концентрирования.  Перераспределение  ио¬
нов  при  промерзании  почв  не  столько  затрагивает  профиль  в  целом,  сколько  приводит  к  неоднород¬
ности  в  микрозонах  контакта  почвенной  массы  с  включениями  льда.
 Промерзание  почв  сопровождается  сложным
комплексом  структурных  преобразований,  изме¬
нением  форм  подвижных  веществ,  их  переносом.
При  промерзании  объемных  растворов  происхо¬
дит  концентрирование  растворенных  веществ  в
незамерзшей  жидкости.  Растущий  лед  существенно
обедняется  растворенными  компонентами  по  срав¬
нению  с  исходным  раствором  [6].  Это  явление  крио¬
генного  концентрирования  используется  в  техноло¬
гиях  очистки  и  обогащения  химических  веществ  и
эффективно  для  разделения  изотопов  [7].
 В  кристаллическую  решетку  растущего  льда  и
в  пространство  между  кристаллами  включается
лишь  небольшая  часть  растворенных  веществ.
Для  решетки  льда,  образующегося  в  промерзаю¬
щих  дисперсных  системах,  характерен  избыток
дефектов,  многие  из  которых  имеют  положи¬
тельный  заряд  [15].  Благодаря  положительному
заряду  растущие  кристаллы  льда  избирательно
поглощают  из  жидкости  главным  образом  анио¬
ны  [10].  Между  льдом  и  незамерзшей  жидкостью
возникает  разница  электрического  потенциала
(потенциал  промерзания).  Потенциал  промерза¬
ния  разбавленных  ионных  растворов  может  дости¬
гать  100  В  и  более  [3],  что  характеризует  высокую
контрастность  условий  в  зоне  промерзания.
 Во  влажных  дисперсных  системах  потенциал
промерзания  обычно  не  превышает  нескольких
вольт  [10].  Это  объясняется  низкой  подвижнос¬
тью  ионов,  перераспределение  которых  в  зоне
фазового  перехода  затруднено  их  взаимодействи¬
ем  с  твердой  фазой.  Погоризонтное  сравнение  со¬
держания  влаги  и  ионов  до  и  после  промерзания
образцов  почв  показало,  что  между  их  распреде¬
лениями  сохраняется  качественное  соответствие
[11],  а  кривые  распределения  влаги  и  ионов  по¬
добны  [14,16].  Лишь  при  медленном  промерзании
песчаных  образцов  наблюдаются  обеднение
мерзлой  зоны  ионами  и  рост  концентрации  рас¬
твора  в  незамерзшей  зоне  [8].  Поступление  ионов
в  мерзлую  зону  осуществляется  за  счет  миграци¬
 онного  потока  порового  раствора  [9].  Оно  не  про¬
порционально  увеличению  влагосодержания  и
происходит  замедленно  [13].
 Для  мерзлых  почв  супесчано-суглинистого  со¬
става,  развитых  в  условиях  среднего  и  сильного
увлажнения,  характерны  шлировые  типы  крио¬
генных  текстур  [2].  Возникающий  при  промерза¬
нии  лед  образует  чистые,  обособленные  от  мине¬
ральной  массы  включения.  Они  имеют  форму
шлиров  -  ледяных  прожилок,  линз,  слоев.  Иногда
в  почвенных  профилях  встречаются  шлиры,
мощность  которых  достигает  нескольких  сантиме¬
тров,  но  наиболее  характерна  толщина  порядка
миллиметра.  Шлиры  льда  чередуются  с  обезвожен¬
ными  прослоями  почвенной  массы  и  ориентирова¬
ны  параллельно  поверхности  почвы.  В  соответст¬
вии  с  моделью  Ершова  [5]  шлиры  льда  зарождают¬
ся  в  микрозонах  разрушения  в  местах  концентрации
скалывающих  механических  напряжений.  В  мо¬
мент  деформации  влага,  находящаяся  в  этих  мик¬
розонах,  скачкообразно  переходит  в  лед.  Возни¬
кает  горизонтальный  микрошлир,  который  уве¬
личивается  благодаря  поступающему  к  его
поверхности  миграционному  потоку  влаги.
 Итак,  промерзание  почв  обычно  сопровождает¬
ся  накоплением  влаги  и  ионов  в  мерзлой  зоне  и  об¬
разованием  обособленных  включений  льда.  При
замерзании  объемных  растворов  происходит  ин¬
тенсивное  перераспределение  растворенных  ком¬
понентов.  Это  позволяет  предположить,  что  при
формировании  включений  льда  в  промерзающих
почвах  может  возникать  специфическая  неодно¬
родность  распределения  веществ,  растворенных  в
поровой  жидкости.  Для  проверки  этого  предпо¬
ложения  рассмотрены  морфологические  описа¬
ния  криогенного  строения  мерзлых  почв,  данные
 о 	распределении  поглощенных  ионов  в  прослоях
вблизи  включений  сегрегационного  льда,  а  также
результаты  экспериментальных  исследований  по
перераспределению  ионов  в  промерзающих  об¬
разцах.
 614

ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ  ИОНОВ  В  ПОЧВАХ  ПРИ  ПРОМЕРЗАНИИ
 615
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 Морфологические  описания  криогенного  строе¬
ния  выполнены  для  мерзлых  почв  двух  типов  -  се¬
рой  лесной  (устойчивый  умеренно  континенталь¬
ный  тип  сезонного  промерзания  по  классификации
 В.А.  Кудрявцева)  и  мерзлотной  лугово-болотной
(переходный  резко  континентальный  тип  сезонно¬
го  протаивания),  а  также  для  озерного  осадка,  во¬
влеченного  в  сферу  почвообразования  (устойчивый
и  арктический  умеренно  континентальные  типы
сезонного  протаивания).
 Мерзлая  серая  лесная  почва  рассматривалась  в
северной  части  Среднерусской  возвышенности
на  опытно-полевой  станции  Института  почвове-
денйя  и  фотосинтеза  (г.  Пущино,  разрез  заложен
17.02.93).  Она  сформирована  на  суглинистых  по¬
кровных  образованиях  и  детально  описана  в  ра¬
боте  Димтракова  [4].  Мерзлотная  лугово-болотная
почва  изучалась  на  территории  Тунгирской  котло¬
вины  в  северо-восточной  части  Забайкалья  (разрез
заложен  18.12.76  совместно  с  О.И.  Худяковым).
Мерзлотная  лугово-болотная  почва  имеет  средне¬
суглинистый  состав  и  сформирована  на  осадке  ал-
лювиально-делювиального  комплекса,  подстилае¬
мом  галечником  русловой  фации  аллювия.  К  повы¬
шениям  бугристо-западинного  микрорельефа
приурочены  ядра  полигонов  первого  порядка,  огра¬
ниченные  морозобойными  трещинами,  заложен¬
ными  в  понижениях.  Полигоны  первого  порядка
рассечены  трещинами  второго  порядка,  заполнен¬
ными  сублимационно  иссушенным  материалом,  над
которыми  залегают  скопления  торфа,  корней  и  ли¬
стьев  осоки.  Между  трещинами  второго  порядка
расположены  ядра  соответствующих  полигонов,
лишенные  растительности.  Материал  ядер  по  всей
глубине  аллювиально-делювиального  наноса
представлен  плотным  светло-серым  суглинком.
Детальное  исследование  этой  почвы  было  вы¬
полнено  Худяковым  с  соавторами  [12].
 В  котловине  оз.  Большой  Олер  изучали  совре¬
менный  озерный  осадок  (разр.  9-95,  30.08.95)  на
молодой  террасной  поверхности.  Он  включен  в
сферу  условий  почвообразования,  в  которой  на
более  зрелых  фазах  сформированы  мерзлотные
болотные  почвы.  Уровень  оз.  Б.  Олер  в  послед¬
ние  десятилетия  несколько  раз  существенно  опу¬
скался  вследствие  термокарстового  разрушения
берегов  и  образования  разгружающей  озеро  про¬
токи.  Этапам  отступания  береговой  линии  за  по¬
следние  десятилетия  соответствуют  неширокие
фрагменты  террас  на  уровнях  4.2,  3.8,  1.3  и  0.4  м
над  современным  урезом.  Разрез  заложен  на  уровне
1.3  м  и  дренирован  протокой,  разгружающей  озеро.
Разрез  вскрывает  не  дифференцированную  на  го¬
ризонты  толщу  озерного  осадка  с  актуальной  глу¬
биной  оттаивания  (т.е.  измеренной  в  момент  описа¬
ния  почвы)  66  см.  По  данным  кернового  бурения
(термометрическая  скважина  2-95),  верхняя  часть
 первого  от  поверхности  горизонта  повышенной
льдистости  располагается  на  глубине  92-95  см,  что
соответствует  мощности  слоя  сезонного  протаива¬
ния.  Мерзлый  материал  на  глубине  66-^92-95  см
представляет  собой  нижнюю  часть  слоя  сезонно¬
го  протаивания,  которая  к  концу  августа  1995  г.
сохранилась  в  мерзлом  состоянии.
 Для  характеристики  неоднородности  распре¬
деления  ионов  в  прослоях  почвы  вблизи  включе¬
ния  льда  в  мерзлой  части  профиля  отбирали  об¬
разцы.  Отбор  производили  с  помощью  узкого
стального  шпателя  (0.75  мм)  с  шагом  опробова¬
ния  около  1  мм,  что  достаточно  для  характерис¬
тики  распределения  ионов  в  прослое  мощностью
 1.5-2  см.  Для  отбора  в  стенке  разреза  выбирали
участки  с  хорошо  сформированными  шлирами
льда  мощностью  3-5  мм.  Образцы  отбирали  из
каждого  миллиметрового  слоя  постепенным  со¬
скабливанием.
 Также  соскабливанием  отбирали  образцы
льда  из  центральных  частей  шлиров.  В  пяти
фильтратах,  полученных  после  таяния  такого
льда,  с  помощью  кондуктометрии  была  опреде¬
лена  общая  минерализация.  Ее  значения  сравни¬
вали  с  минерализацией  фильтрата,  полученного
при  таянии  более  крупных  (фоновых,  каждый  из
которых  имел  массу  около  200  г)  образцов  почвы
(три  повторности).  Из  сухих  навесок  отбирали  об¬
разцы  для  приготовления  ацетатно-аммонийного
экстракта  (pH  4.8),  с  помощью  которого  находи¬
ли  содержание  поглощенных  катионов.  В  вытяж¬
ках  определяли  содержание  ионов  натрия  и  калия
методом  пламенной  эмиссии,  а  также  кальция  и
магния  методом  атомной  абсорбции  (пламенная
атомизация)  на  спектрофотометре  AAS-3.
 На  основании  одних  только  натурных  данных
трудно  ответить  на  вопрос  о  связи  распределения
ионов  с  процессами  льдообразования.  Для  изуче¬
ния  переноса  ионов  при  льдообразовании  было
выполнено  две  серии  лабораторных  эксперимен¬
тов.  Первая  серия  связана  с  вопросом  распределе¬
ния  ионов  на  границе  талой  и  мерзлый  зон  в  усло¬
виях  миграционного  потока,  возникающего  в  та¬
лой  зоне  к  фронту  промерзания.  Эксперименты
второй  серии  направлены  на  изучение  распреде¬
ления  ионов  в  зоне  влияния  шлира  льда  после
полного  промерзания  почвенного  образца.  Опы¬
ты  обеих  серий  проводили  на  однородных  пастах,
приготовленных  из  предварительно  просеянного
пылеватого  суглинка  (материал  едомной  свиты,
отобранный  в  обнажении  в  среднем  течении
р.  Большая  Чукочья),  увлажненного  до  объем¬
ной  влажности  около  15%.  Выбранный  уровень
увлажнения  позволяет  при  медленном  промерза¬
нии  получать  мерзлые  образцы  с  массивной
криогенной  текстурой.  Цилиндрические  образцы
(диаметр  12,  длина  16  см)  помещали  горизонталь¬
но  (для  устранения  влияния  гравитационной  со¬
ставляющей)  в  установку,  обеспечивающую  уп¬
равление  температурным  режимом  торцевых
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

616
 ОСТРОУМОВ
 штампов  и  регистрацию  температуры  по  длине
образца.  В  первой  серии  опытов  по  изучению
распределения  ионов  на  границе  мерзлой  и  талой
зон  образец  промораживали  в  закрытой  системе.
Температура  правого  “теплого’’  торца  поддержи¬
валась  постоянной  (+8°  С),  а  температура  на  про¬
тивоположном  штампе  линейно  на  протяжении
суток  опускалась  от  +8  до  -8°  С.  После  этого  об¬
разец  выдерживали  двое  суток  при  стационарном
распределении  температуры.  Во  второй  серии  об¬
разцы  подвергали  двухступенчатому  охлажде¬
нию  в  условиях  открытой  системы.  Как  и  в  экспе¬
риментах  первой  серии  образец  выдерживали  в
условиях  стационарного  распределения  темпера¬
туры  при  ее  значениях  на  торцах  -8  и  +8°  С  на
протяжении  двух  суток.  После  этого  температура
правого  (“теплого”)  торца  опускалась  до  -8°  С,  и
образец  выдерживали  в  изотермических  услови¬
ях  еще  около  суток.  Остановка  охлаждения  обес¬
печивала  время  для  миграции  влаги  из  резервуара,
гидравлически  соединенного  с  правым  торцом  об¬
разца,  к  фронту  промерзания.  В  результате  в  сред¬
ней  части  образца  возникал  хорошо  оформленный
слой  льда  мощностью  3-4  мм,  ориентированный
перпендикулярно  тепловому  потоку.  С  обеих  сто¬
рон  от  шлира  из  опытного  образца  отбирали  про¬
бы  почвы  с  шагом  2-3  мм  для  характеристики
распределения  ионов.  Такие  же  пробы  отбирали
из  контрольного  образца,  не  испытывавшего
промерзания  и  находившегося  в  изотермических
условиях  при  положительной  температуре.  В  аце-
татно-аммонийной  вытяжке  определяли  содер¬
жание  ионов  калия  с  помощью  метода  пламенной
эмиссии  на  спектрофотометре  AAS-3.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 В  криогенном  строении  серой  лесной  почвы
можно  выделить  четыре  контрастные  слоя.
Первый  слой  (0-3-5  см)  полностью  находится  в
пределах  гор.  А1  и  при  влагосодержании  около
40  объемн.  %  имеет  массивную  криогенную  текс¬
туру  порового  типа  (по  классификации  Втюри-
ной  и  Втюрина  [2]).
 Второй  слой  (5^40  см)  характеризуется  мелко-
шлировой  криогенной  текстурой  слоистого  типа,
постепенным  разрежением  шлиров  с  глубиной
(от  частослоистой  до  среднеслоистой)  и  снижени¬
ем  влагосодержания  от  40  до  18%.  Он  охватывает
большую  часть  гор.  А1,  гор.  А12  и  верх  гор.  В1.
Встречаются  кремнеземистые  присыпки,  распо¬
ложенные  на  контакте  с  сегрегационным  льдом
как  под  шлирами,  так  и  над  ними.
 Третий  слой  (гор.  ВС1,  40-70-75  см)  имеет
среднешлировую  текстуру  редкослоистого  вида
(расстояние  между  шлирами  более  10  см).  Гори¬
зонтальные  лакирующие  пленки  на  поверхности
слоистых  агрегатов  второго  порядка  расположе¬
ны  на  контакте  с  нижними  гранями  шлиров,  а  в
ряде  случаев  не  связаны  с  включениями  льда.
 Четвертый  слой  (гор.  ВС2)  отличается  непол-
ношлировой  порфировидной  и  массивной  крио¬
генной  текстурой.  Как  и  в  вышележащем  слое,
здесь  часть  пленок  новообразований  приурочена
к  нижним  граням  шлиров  льда.  Актуальная  глу¬
бина  промерзания  по  замеру  мерзлотомером  Да¬
нилина  составила  1.2  м.
 Таким  образом,  в  мерзлой  серой  лесной  почве
отдельные  пленки  органического  вещества  марки¬
руют  нижнюю,  а  кремнеземистые  присыпки  -  верх¬
нюю  и  нижнюю  поверхности  включений  сегрега¬
ционного  льда.
 В  криогенном  строении  мерзлотной  лугово¬
болотной  почвы  в  пределах  ядра  полигона  выде¬
ляются  три  слоя,  которые  не  совпадают  с  генети¬
ческими  горизонтами.
 Верхний  слой  профиля  до  глубины  10  см  (при
мощности  гор.  А1,  фрагментарного  на  поверхности
ядра  полигона,  до  3-5  см)  имеет  мелкосетчатую
криогенную  текстуру.  Материал  гор.  А1  представ¬
лен  коричневато-серым,  а  гор.  А  1C  -  серым  суг¬
линком.  В  пределах  фрагментов  гор.  А1  коричне¬
ватый  оттенок  связан  с  дисперсно  рассеянными
мелкими  частицами  торфообразного  органичес¬
кого  вещества,  который  содержится  в  гор.  А  1C  в
существенно  меньшем  количестве.  Среди  ржа¬
вых  пятен  ожелезнения  выделяются  два  вида.
Пятна  первого  вида  представляют  собой  диффуз¬
ные  зоны  неправильной  формы.  В  пределах  всего
верхнего  слоя  они  расположены  хаотично,  часто
пересекаются  вертикальными  и  горизонтальны¬
ми  слоями  льда.  Пятна  второго  вида  строго  при¬
урочены  к  корням  и  растительным  остаткам  и  со¬
стоят  из  уплотненного  ядра  и  диффузной  зоны.
При  сублимационном  иссушении  со  стенок  разре¬
за,  а  также  со  стенок  морозобойных  трещин  мате¬
риал  этой  и  других  зон  теряет  влагу  практически  до
воздушносухого  состояния.  Пространственная  сет¬
ка  льда,  теряемого  при  сублимации,  обособляет  от¬
дельности  почвы,  которые  образуют  хорошо  вы¬
раженную  мелкоореховатую  структуру.
 В  пределах  второго  горизонта  (А  1C  и  переход
к  гор.  Cg,  10-60  см)  почва  имеет  среднешлировую
криогенную  текстуру,  причем  ориентация  плоско¬
сти  шлиров  с  глубиной  постепенно  изменяется  от
параллельной  поверхности  (снижение  к  ЮЗ  270,
угол  10°)  до  горизонтальной.
 Этот  серый  суглинок  имеет  множество  оран¬
жево-ржавых  ожелезненных  пятен.  Здесь,  как  и  в
вышележащем  слое,  встречаются  бесформенные
диффузные  зоны  и  пятна,  сосредоточенные  во¬
круг  корней  и  растительных  остатков.  Кроме
этих  двух  видов,  встречаются  ожелезненные  пят¬
на,  строго  приуроченные  к  включениям  сегрега¬
ционного  льда.  Пятна  ожелезнения  представляют
собой  диффузные  зоны  линзовидной  формы
мощностью  1-3  мм  без  уплотненного  ядра.  Они
расположены  на  нижних  гранях  шлиров  льда.
 Третий  слой  (60-85  см)  имеет  толстошлиро-
вую  криогенную  текстуру.  На  глубине  70-75  см  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ  ИОНОВ  В  ПОЧВАХ  ПРИ  ПРОМЕРЗАНИИ
 617
 его  пределах  прослеживается  постепенный  пере¬
ход  от  гор.  А  1C  к  темно-серому  глеевому  гор.  Cg.
Ожелезненные  пятна  распространены  и  этом  го¬
ризонте,  однако  здесь  не  встречено  пятен,  при¬
уроченных  к  корням.  До  40%  всех  диффузных
оранжево-ржавых  пятен  относятся  к  третьему
виду,  имеют  линзовидную  форму,  однако  возле
некоторых  из  них  шлиры  льда  отсутствуют.
 В  мерзлотной  лугово-болотной  почве  линзо¬
видные  диффузные  зоны  ожелезнения  маркиру¬
ют  нижние  грани  отдельных  включений  сегрега¬
ционного  льда.
 В  обеих  почвах  новообразования  (пленки,
диффузные  зоны)  маркируют  включения  сегре¬
гационного  льда,  но  иногда  не  связаны  с  этими
включениями.  Далеко  не  всегда  включения  сег¬
регационного  льда  имеют  вблизи  своих  граней
пленки  или  диффузные  зоны.  Если  пленки  или
зоны  ожелезнения  маркируют  шлиры  льда,  то  во
всех  случаях  они  располагаются  на  нижней  грани
ледяных  включений.  При  сублимации  льда  или
его  таянии  минеральные  прослои,  которые  были
заключены  в  пространственной  сетке  ледяных
включений,  сохраняются  обособленными  в  виде
структурных  отдельностей  почвы.
 Расположение  отдельных  почвенных  новооб¬
разований  на  контакте  с  включениями  сегрегаци¬
онного  льда  позволяет  предположить,  что  их  фор¬
мирование  связано  с  льдовыделением.  Для  про¬
верки  этого  предположения  рассматривается
распределение  ионов  в  непосредственной  близос¬
ти  к  ледяным  шлирам  в  однородном  мерзлом
озерном  осадке  суглинистого  состава,  который
вовлечен  в  сферу  почвообразования.
 Осадок  фрагмента  молодой  террасы  оз.  Боль¬
шой  Олер  представлен  пылеватым  суглинком
темно-серого  цвета,  в  котором  намечается  мелкая
косая  слоистость.  Слоистость  выражена  сменой  ин¬
тенсивности  темного  тона  и  связана,  по-видимому,  с
седиментогенной  неоднородностью  озерного  осад¬
ка.  Местами  в  талой  части  профиля  материал  при
разламывании  распадается  по  горизонтальным  от¬
дельностям.  Плоскости,  по  которым  распадается
суглинок,  пересекают  седиментогенную  слоистость
 и, 	по-видимому,  совпадают  с  местами  залегания  вы¬
таявших  шлиров  льда.  В  нижней  части  слоя  акту¬
ального  оттаивания  материал  сильно  переувлаж¬
нен.  При  переходе  к  мерзлой  зоне  (66-68  см)  он
имеет  атакситовую  криогенную  текстуру,  кото¬
рая  сменяется  книзу  тонкошлировой  среднесло¬
истой  криогенной  текстурой.  На  глубинах  боль¬
ше  92-95  см  мерзлый  суглинок  имеет  атаксито¬
вую  криогенную  текстуру.
 Озерный  осадок,  вовлеченный  в  сферу  почвооб¬
разования,  в  мерзлой  части  рассечен  горизонталь¬
ными  ледяными  шлирами,  а  в  пределах  оттаявшего
слоя  распадается  на  отдельности  по  горизонталь¬
ным  плоскостям,  секущим  седиментогенную  сло¬
истость  осадка.
 Глубина,  мм
-5-
 0
 (а)
 0  0.2  0.4  0.6  0.8  1.0  1.2  1.4
К,  0.1  х  мг-экв/100  г
 2.0  2.2  2.4  2.6  2.8  3.0  3.2  3.4
Na,  0.1  х  мг-экв/100  г
 1.5  2.0  2.5  3.0  3.5  4.0  4.5
Са,  мг-экв/100  г
 <
 (г)
 _Ъо
 0 	0.5 	1.0 	1.5 	2.0
 Mg,  мг-экв/100  г
 Рис.  1.  Распределение  поглощенных  калия  (а),  на¬
трия  (б),  кальция  (в)  и  магния  (г)  в  зоне  влияния  шли¬
ра  в  мерзлом  суглинистом  осадке.
 По  данным  кондуктометрических  замеров,  сред¬
няя  минерализация  фильтрата,  полученного  при
протаивании  крупных  блоков  мерзлого  осадка,  со¬
ставила  158  мг/л.  Минерализация  фильтрата,  полу¬
ченного  из  шлиров  льда,  была  только  81.6  мг/л.  Лед
шлиров  обеднен  растворенными  веществами  по
сравнению  с  общей  массой  порового  раствора.
Образование  льда,  обедненного  растворенными
компонентами,  объясняется  отжатием  ионов  из
фазы  льда  при  его  образовании.  Длительная  со¬
хранность  пониженной  концентрации  внутри
шлира  объясняется  тем,  что  диффузия  ионов  за¬
труднена  благодаря  их  взаимодействию  с  твердой
(минеральной  и  органической)  фазой  почвы.
 Данные  анализа  вытяжек  показывают,  что
при  промерзании  почвы  сверху  зона  наибольшего
содержания  поглощенных  ионов  фиксируется  у
нижней  грани  шлира  (рис.  1).
 Безградиентное  на  уровне  погрешности  ана¬
лиза  распределение  влаги  и  ионов  в  контрольном
образце  зксперментальных  серий  свидетельству¬
ет  о  его  однородности.  В  образце  со  сформиро¬
ванным  слоем  льда  узкая  зона  почвы  со  стороны,
обращенной  при  промерзании  к  источнику  тепла,
существенно  обогащена  ионами  (рис.  2).  Далее  от
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

618
 ОСТРОУМОВ
 Расстояние  от  шлира,  мм
(плюс  к  источнику  тепла)
 Рис.  2.  Распределение  поглощенного  калия  в  зоне
влияния  искусственного  шлира  в  мерзлом  образце
пылеватого  суглинка.
 Влажность,  %  К,  0.1  х  мг-экв/100  г
 Расстояние  от  границы
мерзлой  и  талой  зон,  мм
 Рис.  3.  Распределение  поглощенного  калия  в  зоне
льдообразования  промерзающего  образца  пылевато¬
го  суглинка,  ^-распределение  влаги  в  контрольных
образцах;  W  -  то  же,  в  опытных;  Кс  -  распределение
калия  в  контрольных  образцах;  К  -  то  же,  в  опытных.
 шлира  по  направлению  к  источнику  тепла  содер¬
жание  ионов  снижается  (минимум  на  расстоянии
около  6  мм  от  шлира).  Незначительное  возраста¬
ние  содержания  ионов  отмечается  и  на  контакте
почвы  с  противоположной  гранью  слоя  льда.  В  це¬
лом  распределение  ионов  возле  шлира  в  экспери¬
ментальном  образце  повторяет  характер  кривых
для  шлира  в  природном  озерном  осадке.  Это  под¬
тверждает,  что  неоднородность  распределения
ионов  в  мерзлом  озерном  осадке,  показанная  на
рисунке  1,  связана  с  ледяными  шлирами,  а  не  с  ка¬
кими-либо  другими  особенностями  этого  осадка.
 В  промерзающем  образце  на  границе  между
талой  и  мерзлой  зонами  происходит  накопление
влаги  и  содержащихся  в  ней  ионов  (рис.  3).  Это
подтверждает,  что  поровый  раствор  мигрирует  в
талой  зоне  к  фронту  промерзания.  Слой  наиболь¬
шего  увлажнения  смещен  в  талую  зону  (макси¬
мум  влажности  на  расстоянии  около  7  мм  от  гра¬
ницы  между  мерзлой  и  талой  зонами).  Максимум
содержания  ионов  также  расположен  в  талой  зо¬
не  в  непосредственной  близости  к  границе  между
талой  и  мерзлой  зонами.  На  соответствующей  ста¬
 дии  промерзания  внутри  мерзлой  зоны  не  зафик¬
сировано  начала  образования  шлира.  При  даль¬
нейшем  промерзании  в  зоне  высокого  увлажнения
возникает  шлир  льда,  который  увеличивается  за
счет  кристаллизации  чистой  воды.  Рост  шлира  со¬
провождается  концентрированием  ионов  в  неза¬
мерзшей  жидкости  и  отжатием  концентрирован¬
ного  раствора  по  направлению  к  источнику  тепла.
Часть  ионов  в  зоне  концентрирования  переходит
из  раствора  в  поглощающий  комплекс.  Рост  ледя¬
ного  включения  прекращается  после  того,  как  он
перестает  быть  обеспеченным  миграционным  по¬
током  влаги  [5].  Количество  замерзающей  влаги  и
соответствующее  выделение  теплоты  фазового
перехода  резко  снижаются,  и  изотерма  фазового
перехода  быстро  проходит  обезвоженный  участок
минерального  прослоя  -  элемента  формирующей¬
ся  шлировой  криогенной  текстуры.  Возникший
при  промерзании  пик  содержания  ионов  оказыва¬
ется  законсервированным  в  мерзлом  прослое,
имеющим  низкую  льдистость.  В  целом  распреде¬
ления  влаги  и  ионов  на  границе  мерзлой  и  талой
зон  (рис.  3)  подобны  распределениям  возле  шли¬
ров  (рис.  1  и  2).  Это  показывает,  что  максимумы
содержания  ионов  на  контакте  минерального  про¬
слоя  со  шлиром  возникают  именно  в  период  про¬
мерзания.
 Максимумы  содержания  ионов  расположены
возле  поверхности  шлиров,  которая  обращена  при
промерзании  в  сторону  источника  тепла  (рис.  1-3).
Точно  также  -  на  нижних  гранях  шлиров  -  распо¬
ложены  пленки  и  зоны  ожелезнения,  маркирую¬
щие  шлиры  в  мерзлых  почвах  (морфологические
описания).  Совпадение  мест  накопления  ионов  и
расположения  новообразований  показывает,  что
пленки  и  зоны  ожелезнения  связаны  в  своем  воз¬
никновении  с  концентрированием  растворенных
компонентов  при  льдообразовании.  Возможно,
что  пленки  и  зоны  ожелезнения  формируются  в
местах  локального  повышения  содержания  ионов
или  возникают  непосредственно  при  промерза¬
нии  за  счет  концентрирования  не  только  ионов,
но  и  других  растворенных  веществ.
 Как  показывают  эксперименты  [1],  в  результате
промерзания  сапропелей  в  них  формируются  струк¬
турные  отдельности,  повторяющие  минеральные
прослои,  заключенные  в  пространственной  сетке
сегрегационного  льда.  При  циклическом  промерза¬
нии  шлиры  льда  возникают  в  одних  и  тех  же  местах,
а  устойчивость  структурных  отдельностей  посте¬
пенно  увеличивается  [10].  Процессы  локального
концентрирования  компонентов  порового  раствора
при  промерзании  способствуют  закреплению
структурных  агрегатов  в  почвах.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Перераспределение  ионов  в  промерзающих
почвах  не  столько  затрагивает  профиль  в  целом,
сколько  приводит  к  неоднородности  в  микрозонах
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИЕ  ИОНОВ  В  ПОЧВАХ  ПРИ  ПРОМЕРЗАНИИ
 619
 контакта  почвенной  массы  с  включениями  льда.
По  характеру  миграции  ионов  в  каждом  цикле
процесса  образования  льда  можно  выделить  две
стадии.  Первая  стадия,  связанная  с  образованием
шлира  льда,  включает  собственно  льдообразова¬
ние  и  миграцию  жидкой  фазы  вместе  с  растворен¬
ными  компонентами  к  растущему  шлиру.  В  это
время  у  поверхности  растущего  шлира  происхо¬
дит  отжатие  ионов  в  контактирующую  с  ним  поч¬
ву.  В  результате  у  передовой  поверхности  шлира
возникает  максимум  содержания  ионов,  часть  из
которых  связывается  обменным  комплексом.
В  течение  второй  стадии  изотерма  фазового  пе¬
рехода  быстро  проходит  обезвоженный  участок  -
будущий  минеральный  прослой.  На  этой  фазе  за¬
метного  перераспределения  ионов  не  происходит.
Новый  шлир  зарождается  в  точке  с  достаточно  вы¬
соким  содержанием  влаги  и  низкой  концентрацией
порового  раствора.  Концентрирование  растворен¬
ных  компонентов  у  передовой  грани  растущих  ле¬
дяных  включений  способствует  закреплению  за¬
ключенных  между  ними  агрегатов  и  их  сохранению
как  элементов  структуры  почв.  Перераспределе¬
ние  ионов  в  почвах  при  промерзании  -  один  из  ком¬
понентов  комплекса  процессов  формирования  их
структурной  неоднородности.
 Автор  благодарит  доктора  геолого-минерало-
гических  наук  профессора  О.В.  Макеева,  доктора
биологических  наук  О.И.  Худякова,  кандидатов  ге-
олого-минералогических  наук  Д.А.  Гиличинского,
 В.В.  Демидова,  В.А.  Сороковикова,  Л.А.  Пасниц-
кую,  кандидатов  биологических  наук  С.В.  Губина  и
Д.Г.  Федорова-Давыдова  за  помощь  в  работе.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Бровка  Г.П.,  Мурашко  А.А.  Перераспределение
влаги  и  криогенное  структурообразование  в  про¬
мерзающем  сапропеле  //  Криология  почв.  Пущи¬
но:  ПНЦ  РАН,  1991.  С.  67-74.
 2. 	Втюрин,  Б.И.  Подземные  льды  СССР.  М.:  Наука,
1975.  214  с.
 3. 	Гуриков  Ю.В.,  Савельева  Э.М.,  Бондаренко  Н.Ф.
Определение  диэлектрической  проницаемости  по¬
верхностной  фазы  льда  на  границе  раздела  лед-
водный  раствор  электролита  //  Журн.  физ.  химии.
 1978. 	Т.  LII.  С.  738-740.
 4. 	Дмитраков  ЛМ.  Почвенный  покров  биосферных
пикетов  Пущинского  биосферного  стационара  //
Экосистемы  Южного  Подмосковья.  М.:  Наука,
 1979. 	С.  70-77.
 5. 	Ершов  ЭДЛебеденко  Ю.П.,  Чувилин  ЕМ.,  Кон¬
даков  В.В.,  Мурашко  А.А.  Формирование  крио¬
генных  текстур  //  Основы  геокриологии.  Ч.  2:  Ли¬
тогенетическая  геокриология.  М.:  Изд-во  Моск.
ун-та,  1996.  С.  44-65.
 6. 	Имянитов  И  М.,  Мордовина  Л.С.  О  причине  воз¬
никновения  больших  потенциалов  в  процессе  за¬
мерзания  некоторых  водных  растворов  //  Докл.
АН  СССР.  1970.  Т.  190.  №  3.  С.  1100-1112.
 7. 	Миронов  А  .Г.,  Беломестнова  Н.В.  Фракциониро¬
вание  изотопов  водорода  в  воде  при  промерзании  //
Радиохимия.  1991.  №  3.  С.  22-24.
 8. 	Налетова  Н.С.  Массоперенос  и  криогенное  струк-
туро-  и  текстурообразование  в  промерзающих  за¬
соленных  породах:  Автореф.  дис.  ...  канд.  геол.-
минерал.  наук  /  МГУ.  М.,  1997.  17  с.
 9.  Романов  В.П.,  Левченко  Г.П.  Миграция  солей  в
промерзающих  грунтах  //  Инж.  геол.  1989.  №  2.
 С. 	57-65.
 10. 	Савельева  Э.М.  Влияние  фазового  перехода  вода-
лед  на  гидрометеорологические  процессы  в  систе¬
ме  атмосфера-почва:  Автореф.  дис.  ...  канд.  техн.
наук.  Л.,  1986.  16  с.
 11. 	Тютюнов  И.А.  Процессы  изменения  и  преобразо¬
вания  почв  и  горных  пород  при  отрицательной
температуре.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1960.  144  с.
 12. 	Худяков  О.И.,  Макеев  О.В.,  Ксензова  А.А.,  Буцен-
ко  А.Н.  Почвенные  ресурсы  маревых  районов  за¬
падной  части  Байкало-Амурской  магистрали  (в
пределах  Восточного  Забайкалья).  Пущино:
ОНТИ  НБЦ  АН  СССР,  1977.  24  с.
 13. 	Чистотинов  Л.С.,  Чистотинова  Л.Т.  Перерас¬
пределение  водорастворимых  веществ  при  про¬
мерзании  //  Миграция  влаги  в  промерзающих  не¬
влагонасыщенных  грунтах.  М.:  Наука,  1973.
 С.110-117.
 14. 	Hallet  В.  Solute  redistribution  in  freezing  ground  //  Proc.
Intern.  Conf.  on  Permafrost,  3rd,  Edmonton,  Alberta,
Canada,  July  10-13,  1978.  V.  1.  P.  85-91.
 15. 	Hobbs  J.  Ice  physics.  Oxford:  Clarendon  Press,  1974.
837  p.
 16. 	Qiu  G.,  Chamberlain  E.J.,  Iskandar  I.K.  Ion  and  mois¬
ture  migration  and  frost  heave  in  freezing  Morin  clay  /
Abstract  in  English  //J.  of  Glaciology  and  Geocryology.
 1986. 	V.  8(1).  P.  1014.
 Impact  of  Freezing  on  Distribution  of  Ions  in  Soils
 V.  E.  Ostroumov
 Redistribution  of  ions  caused  by  ice  segregation  in  freezing  soils  is  considered.  During  soil  freezing,  the  zone
of  ion  concentration  arises  near  the  front  facet  of  the  expanding  ice  inclusion.  This  process  leads  to  the  devel¬
opment  of  films  in  frozen  gray  forest  soils  and  iron-rich  lenses  in  meadow-swampy  soils.  Redistribution  of  ions
caused  by  freezing  does  not  affect  as  much  the  whole  profile  as  leads  to  heterogeneity  in  the  microzones  of  the
soil  mass  near  the  contact  with  ice  inclusions.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с.  620-631
 — 	ДИСКУССИИ 		——  -
 УДК  631.47
 СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ:  ОПЫТ  ПРИМЕНЕНИЯ  ПРИНЦИПОВ
ПОЛИКОМПОНЕНТНОЙ  БАЗОВОЙ  КЛАССИФИКАЦИИ  ПОЧВ
 ©  1998  г.  Т.  В.  Ананко,  И.  А.  Соколов,  Д.  Е.  Конюшков,  Б.  П.  Градусов
 Почвенный  институт  им.  В  .В.  Докучаева  РЛСХН
Поступила  в  редакцию  20.01.98  г.
 Анализируется  возможность  использования  элементов  базовой  поликомпонентной  классификации
почв  для  картографических  целей.  В  основе  развиваемого  подхода  лежит  представление  о  почвен¬
ном  покрове  как  о  сложной  системе,  характеризуемой  наборами  устойчивых  признаков,  сформиро¬
вавшихся  в  ходе  педогенеза  и  унаследованных  от  почвообразующей  породы,  а  также  современными
процессами  и  режимами  функционирования  почв.  Педогенные  и  литогенно-унаследованные  при¬
знаки  почв  и  почвенные  режимы  имеют  собственные  закономерности,  классифицируются  по  раз¬
ным  компонентам  базовой  классификации  и  могут  быть  раздельно  отражены  на  соответствующих
картах.  Система  таких  карт  обладает  повышенной  информационной  емкостью  и  пригодна  для  ис¬
пользования  как  в  практических,  так  и  теоретических  целях.
 ВВЕДЕНИЕ
 Для  современной  почвенной  картографии  ха¬
рактерно  создание  карт  повышенной  информа¬
ционной  емкости.  Традиционен  показ  на  таких
картах  внутриконтурных  структур  почвенного
покрова,  гранулометрического  состава  почв,  дан¬
ных  о  почвообразующих  породах,  рельефе  и  дру¬
гих  характеристик.  Информационная  загружен¬
ность  карты  из  ее  достоинства  часто  превращается
в  недостаток,  так  как  карта  теряет  наглядность,
становится  плохо  читаемой,  а  различные  законо¬
мерности,  отраженные  на  ней,  с  трудом  поддают¬
ся  анализу.  Кроме  того,  высокая  насыщенность
карт  основной  почвенно-генетической  информа¬
цией  не  позволяет  вводить  дополнительную,  но
не  менее  важную  с  точки  зрения  генезиса  и  прак¬
тического  использования  почв  информацию  в
полном  объеме.  Одним  из  путей  увеличения  ин¬
формационной  емкости  карты  является  разделе¬
ние  различных  слоев  ее  содержания  на  несколько
самостоятельных  карт.  Для  их  совместного  ис¬
пользования  и  анализа  эти  карты  должны  быть
выполнены  в  единых  масштабе  и  проекции.
 Метод  выделения  отдельных  пластов  инфор¬
мации  в  специальные  карты  широко  использует¬
ся  в  прикладной  почвенной  картографии  для  со¬
здания  карт  эрозии,  засоления,  использования  зе¬
мель  и  т.д.  [16,  18].  В  последние  годы  активно
развивается  интерпретационное  картографиро¬
вание  -  создание  на  базе  высокоинформативной
почвенной  карты  серии  почвенно-экологических
и  почвоохранных  карт  [9].  Особую  актуальность
среди  последних  приобрели  карты  устойчивости
почвенного  покрова  к  различным  видам  антропо¬
генного  воздействия  [2,  20].
 Метод  послойного  картографирования  приме¬
няется  и  в  почвенно-генетической  картографии,
отражающей  общие  закономерности  генезиса  и
географии  почв.  При  этом  реализуются  различ¬
ные  подходы,  диктуемые  спецификой  масшта¬
бов,  задачами  авторов.  Один  из  них  предлагает  не
отказываться  от  создания  базовой  почвенной
карты  высокой  информационной  емкости,  но  к  ней
добавлять  интерпретационные  карты,  расшифро¬
вывающие  ее  сложную  многослойную  структуру
[8].  В  пакет  интерпретационных  карт  авторы  вклю¬
чили:  карту  факторов  экологии  СПП  и  карту
свойств  почв,  лимитирующих  плодородие.  Пер¬
вая  раскрывает  процессы  и  факторы  формирова¬
ния  СПП,  вторая  представляет  анализ  почвенных
свойств,  обусловленных  генетическими  особен¬
ностями  СПП  и  определяющих  пространствен¬
ную  дифференциацию  почвенного  покрова.  Дру¬
гой  подход  -  создание  на  основе  традиционной
почвенной  карты  серии  карт,  несущих  дополни¬
тельную  информацию  о  почвах,  и  карт  отдельных
почвенных  свойств.  Этот  подход  реализован  в  ат¬
ласе  “Природа  и  ресурсы  Земли”.  В  почвенный
блок  авторы  включили  следующие  карты:  1.  Ба¬
зовая  почвенная  карта.  2.  Органопрофили  естест¬
венных  почв.  3.  Современные  коры  выветрива¬
ния.  4.  Петрографо-минералогические  типы  эко¬
систем  суши.  5.  Возраст  почв.  Кроме  того,  включен
пакет  карт  по  рациональному  использованию,
улучшению  и  охране  земельного  фонда  суши  [6].
Следует  отметить,  что  система  почвенных  карт
может  включать  карты  двух  типов:  а)  интерпрета¬
ционные,  фактически  дублирующие  определен¬
ную  информацию,  заложенную  в  базовой  почвен¬
ной  карте,  но  подающие  ее  в  “снятом”  виде,  под
определенным  углом  зрения  (такова,  например,
карта  органопрофилей  естественных  почв);
 620

СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ
 621
 б)  дополнительные,  несущие  принципиально  но¬
вую  информацию  об  объекте  (например,  карты
современных  кор  выветривания  или  петрографо¬
минералогических  типов  экосистем).
 Нашей  целью  было  создание  системы  карт  на
территорию  бывшего  СССР,  несущих  базовую
генетическую  информацию  о  почвах  и  дополняю¬
щих  друг  друга.
 ПОЛИКОМПОНЕНТНАЯ  БАЗОВАЯ
 КЛАССИФИКАЦИЯ  ПОЧВ  -  ОСНОВА
СИСТЕМЫ  ПОЧВЕННО-ГЕНЕТИЧЕСКИХ
КАРТ
 В  основе  картографического  метода,  разрабо¬
танного  и  реализованного  в  данной  работе,  лежит
поликомпонентная  базовая  классификация  почв,
в  которой  в  качестве  самостоятельных  и  иерархи¬
ческих  систем  выступают  профильно-генетичес¬
кий,  литогенный  и  процессно-режимный  компо¬
ненты  [13,  15].  Это  разделение  базируется  на
представлении  о  почве  как  противоречивом  един¬
стве  трех  ее  составляющих:
 1) 	совокупности  педогенных  свойств  почв,  воз¬
никших  в  результате  преобразования  почвенны¬
ми  процессами  исходных  почвообразующих  по¬
род;
 2) 	совокупности  литогенных  свойств,  унасле¬
дованных  почвами  от  почвообразующих  пород;
 3) 	совокупности  современных  режимов  и  про¬
цессов  циклического  характера,  характеризую¬
щих  условия  современного  функционирования
(почва-жизнь)  почв.
 Принципиально  важно,  что  каждая  из  этих  со¬
ставляющих  обладает  определенной  степенью
свободы  по  отношению  к  остальным,  формиру¬
ясь  по  своим  собственным  законам  [13].  Это  опре¬
деляет  их  самостоятельное  классифицирование
(в  рамках  поликомпонентной  классификации  почв)
и  позволяет  проводить  покомпонентное  картогра¬
фирование  почвенного  покрова  и  создание  системы
карт,  представленной  тремя  блоками:  1.  Карта  ус¬
тойчивых  профильно-генетических  педогенных
свойств  почв.  2.  Карта  литогенных  свойств  почв,
унаследованных  от  исходной  почвообразующей
породы.  3.  Карты  почвенных  режимов,  т.е.  дина¬
мических,  циклически  меняющихся  характерис¬
тик  почв.
 В  настоящее  время  закончено  составление  ав¬
торских  оригиналов  карт  в  масштабе  1:16  млн.,
на  основе  которых  и  ведется  обсуждение  матери¬
ала.  В  качестве  иллюстрации  приводятся  генера¬
лизованные  картосхемы  масштаба  1:  35  млн.  Ин¬
формация,  отраженная  на  оригинальных  картах
цветом,  на  картосхемах  в  журнальном  варианте
показана  штриховкой  и  тоном.
 Картой,  отражающей  профильно-генетичес¬
кие  свойства  почв  (педогенетическая  карта),  яв¬
 ляется  традиционная  почвенная  карта,  с  которой
снята  вся  дополнительная  информация,  касающа¬
яся  почвообразующих  пород,  рельефа,  грануло¬
метрического  состава  и  других  характеристик.
 Работа  по  составлению  карты  литогенно-унас-
ледованных  свойств  почв  предполагает  прежде
всего  разделение  всей  совокупности  свойств  почв
на  педогенные  и  литогенные,  самостоятельное
классифицирование  литогенных  свойств,  изуче¬
ние  закономерностей  их  генезиса,  факторной
обусловленности  и  географии.  Составленная  на¬
ми  карта  генетических  типов  почвообразующих
пород  и  их  литолого-петрохимического  и  минера¬
логического  составов  в  первом  приближении  мо¬
жет  быть  названа  картой  литогенно-унаследо-
ванных  свойств  почв,  так  как  в  основу  ее  содер¬
жания  легли  закономерности  географии  свойств,
наиболее  тесно  связанных  с  почвообразующими
породами.  Она  является  первым  опытом  (и  пер¬
вым  этапом)  самостоятельного  картографирова¬
ния  литогенно-унаследованных  свойств  почв  и
фактически  представляет  собой  результат  экс¬
пертной  оценки  знаний  по  заявленной  проблеме.
 В  третий  блок  в  настоящее  время  входят  кар¬
ты  водных  и  термических  режимов  почв,  т.е.  тех
характеристик  современного  функционирования
почв,  по  которым  накоплен  достаточный  факти¬
ческий  материал  и  созданы  солидные  обобщения
[5,  12].
 Карты  литогенно-унаследованных  свойств,  а
также  водных  и  термических  режимов  почв  со¬
ставлены  с  учетом  контурного  рисунка  базовой
почвенной  карты.  Все  карты  дополняют  друг
друга  и  объединены  в  единую  картографическую
модель,  существенно  расширяющую  наши  знания
 0 	почвах.
 ПЕДОГЕНЕТИЧЕСКАЯ  КАРТА
 Педогенетическая  карта  России  и  прилегающих
стран  ближнего  зарубежья  масштаба  1:  16  млн.  со¬
ставлена  на  основе  Почвенных  карт  России  и
СССР  масштаба  1:  2.5  млн.  [10,11],  листов  Госу¬
дарственной  почвенной  карты  СССР  масштаба
 1 	:  1  млн.  с  учетом  материалов  последних  десяти¬
летий  по  почвенному  покрову  Сибири  и  Дальнего
Востока  [14].
 Карта  составлена  в  легенде,  разработанной  ав¬
торами  и  включающей  76  картографических  еди¬
ниц.  Генерализация  первичной  информации  про¬
водилась  как  на  уровне  легенды,  так  и  в  контур¬
ной  части.  Так,  вместо  14  подтипов  буроземов  на
карте  масштаба  1  :  2.5  млн.  на  нашей  карте  выде¬
лены  лишь  два  -  буроземы  типичные  и  буроземы
грубогумусовые.  При  генерализации  контуров
мы  стремились  максимально  отразить  разнооб¬
разие  почвенного  покрова  в  контурном  рисунке
путем  сохранения  контуров  почв,  находящихся
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

622
 АНАНКО  и  др.
 “на  пределе’’  показа  за  счет  некоторого  смещения
границ  фоновой  почвы.  Это  относится,  например,
к  небольшим  контурам  органогенных  почв  по
фону  подбелов,  подзолов  по  фону  подбелов  и  т.п.
 ’’Высвобождение”  такого  важного  элемента
картографического  изображения,  как  штриховка
(обычно  используемого  для  показа  грануломет¬
рического  состава  почв),  позволило  на  основной
(1:16  млн.)  карте  более  подробно  отразить  внут-
риконтурную  структуру  почвенного  покрова.
Макро-  и  мезокомбинации  отражаются  в  виде
дроби,  где  над  чертой  даются  индексы  автоном¬
ных  и  трансэлювиальных  почв,  а  под  чертой  -
почв  аккумулятивных  ландшафтов.  Микрокомби¬
нации  также  показаны  формулой  -  через  точку,  а
типовая  принадлежность  комплексов  -  штриховкой
по  цветовому  фону  первой  почвы.  Всего  выделено
 10 	криогенных  и  четыре  галогенных  типа  поч¬
венных  комплексов.
 На  картосхеме  (рис.  1)  в  связи  с  невозможнос¬
тью  использования  цвета  в  журнальном  варианте
для  генерализованных  контуров  указывается
лишь  преобладающая  почва.  Вместе  с  тем  потеря
информации  при  переходе  к  более  мелкому  мас¬
штабу  на  нашей  карте  минимальна.  Все  выделен¬
ные  контуры  имеют  порядковый  номер;  в  развер¬
нутой  легенде  (в  статье  не  приводится)  перечис¬
ляются  все  почвы  данного  контура  с  указанием  их
процентных  соотношений.
 Отметим  некоторые  нетрадиционные  реше¬
ния,  принятые  на  нашей  карте  с  учетом  современ¬
ных  почвенно-генетических  и  почвенно-геогра¬
фических  представлений.  Для  мерзлотных  терри¬
торий  Средней  и  Восточной  Сибири  в  легенду
включены  три  подтипа  специфических  криогид-
роморфных  почв  -  криоземов:  типичные  (тиксо-
тропные),  торфянисто-перегнойные  и  глееватые
(переходные  к  глееземам).  Большие  площади
криоземов  (на  картосхеме  даны  без  разделения)
выделены  в  зоне  северной  редкостойной  тайги
Средней  и  Восточной  Сибири  -  территории,  кото¬
рая  на  картах  [10,11]  была  представлена  глеевыми,
перегнойно-карбонатными  и  мерзлотно-таежны-
ми  почвами.  В  центральной  части  Средней  Сиби¬
ри  господствуют  палевые  грубогумусовые  (мета¬
морфические)  почвы;  ареал  подзолов  и  парапод¬
золов  (подбуров)  в  целом  тяготеет  к  более  гумид-
ным  западным  и  восточным  окраинам  Централь¬
ной  и  Восточной  Сибири.  В  северной  части
Средней  Сибири  граница  между  метаморфичес¬
ким  и  иллювиально-гумусовым  почвообразовани¬
ем  проходит  по  Путоранскому  плато,  где  на  запад¬
ном  макросклоне  формируются  подбуры  охристые
(в  сочетании  с  глеевыми  и  сухоторфяными  почва¬
ми),  а  на  восточном  преобладают  палевые  почвы  в
сочетании  с  криоземами.  Наиболее  широкий
спектр  палевых  почв  характерен  для  централь¬
ной  Якутии:  палевые  дерновые,  палевые  осоло¬
 делые,  подзолисто-палевые,  а  также  переходные
к  криоземам  палево-криоземные.  Генетическое
разнообразие  почв  этого  ряда  связано  прежде
всего  с  литогенным  фактором.
 Большая  часть  названий  почв  и  соответствую¬
щих  им  индексов  традиционны.  Вместе  с  тем  для
таких  почв,  как  подзолистые  (текстурно-диффе¬
ренцированные)  и  подбуры,  было  решено  изме¬
нить  терминологию:  подзолистые  почвы  переведе¬
ны  в  подбелы,  а  подбуры  -  в  параподзолы.  Основа¬
нием  для  переименования  подбуров  послужило  то,
что  эти  почвы  являются  ближайшими  генетичес¬
кими  родственниками  подзолов  и  в  зарубежной
литературе  и  ряде  работ  отечественных  авторов
относятся  к  одной  классификационной  группе
(Сподосоли,  Подзолы).  На  картосхеме  подзолы  и
параподзолы  объединены,  поскольку  обычно
они  встречаются  в  сходных  условиях.  Следует,
однако,  отметить,  что  в  соответствующих  конту¬
рах  на  Европейском  севере  абсолютно  преобла¬
дают  подзолистые  почвы,  а  в  континентальных
районах  Сибири  возрастает  доля  параподзолис-
тых  почв.
 Замена  названия  подзолистые  на  подбелы  свя¬
зана  с  тем,  что,  как  показали  исследования  [14],
классические  подзолистые  (и  дерново-подзолис¬
тые)  почвы  Русской  равнины  генетически  и  диа¬
гностически  близки  к  подбелам  Приамурья.  Об¬
разование  отбеленного  горизонта  в  этих  почвах
связано  с  элювиально-глеевым  процессом  снятия
гумусово-железистых  пленок  (и  сегрегации  железа
в  конкреции)  под  влиянием  временного  переувлаж¬
нения  поверхностных  горизонтов  за  счет  застоя
влаги  на  более  тяжелом  горизонте.  Текстурная
дифференциация  подбелов  является  литогенно-
унаследованной  (при  формировании  на  тяжелых
породах,  текстурной  дифференциации  подбелов
может  и  не  наблюдаться).  Генезис  этих  почв  не
связан  ни  с  классическим  оподзоливанием  (кис¬
лотным  гидролизом  вторичных  алюмосилика¬
тов),  ни  с  лессиважем  (хотя  оба  процесса  могут
иметь  место,  но  их  роль  не  является  определяю¬
щей);  сохранение  за  ними  термина  “подзолистые”
почвы  нецелесообразно.
 В  связи  с  неразработанностью  штрихового
способа  показа  генетических  типов  почв  на  карте
(рис.  1),  предлагаемая  картосхема  несколько  “ло-
скутна”,  лишена  наглядности  и  “узнаваемости”
цветных  почвенных  карт.  Тем  не  менее  ее  анализ
позволяет  сделать  несколько  важных  замечаций,
в  частности,  касающихся  географии  почв  мерз¬
лотной  области.  В  первую  очередь  следует  отме¬
тить  широкое  разнообразие  типов  почв  в  мерз¬
лотных  райойах,  связанное  как  с  климатическими
(степень  увлажненности),  так  и  с  литологически¬
ми  причинами  (наиболее  широкий  спектр  по^во-
образующих  пород  характерен  именно  для
мерзлотной  области  Сибири).  Вместе  с  тем
большинство  типов  почв  мерзлотной  области
представлено  и  во  внемерзлотных  областях.  Этот
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 Рис.  1.  Педогенетическая  карта.  Почвы:  1  -  подзолы  и  параподзолы  иллювиально-гумусовые;  2  -  подзолы  и  параподзолы  железистые;  3  -  подзолы  и  парапод¬
золы  сухоторфянистые;  4  -  подзолы  и  параподзолы  охристые;  5  -  подзолы  железистые  дерновые;  6  -  палевые  дерновые;  7  -  палевые  грубогумусовые;  8  -  пале¬
вые  осолоделые;  9-  палевокриоземные;  10  -  буроземы;  11  -  буроземы  грубогумусовые;  12  -  рендзины;  13  -  вулканические  охристые  и  слоисто-пепловые;
 14  -  подбелы;  15  -  подбелы  глеевые;  16-  подбелы  дерновые;  17-  серые  лесные,  черноземы  оподзоленные  и  выщелоченные;  18  -  черноземы  типичные  и  обык¬
новенные;  19-  лугово-черноземные;  20  -  черноземы  южные  и  каштановые;  21  -  каштановые  солонцеватые;  22  -  бурые  пустынно-степные  и  серо-бурые  пус¬
тынные;  23  -  бурые  пустынно-степные  и  серо-бурые  пустынные  солонцеватые;  24  -  полузакрепленные  пески  и  такыры;  25  -  сероземы  и  лугово-сероземные;
 26  -  коричневые;  27  -  желтоземы  и  красноземы;  28  -  солонцы;  29  -  солончаки;  30  -  дерново-глеевые;  31  -  глееземы  торфянистые  и  грубогумусовые;  32  -  крио-
земы;  33  -  торфяные;  34  -  высокогорные;  35  -  горные  примитивные,  выходы  пород,  каменистые  россыпи  и  курумы;  36  -  аллювиальные.  Почвенные  комплексы:
 37-  арктических  почв  и  почв  пятен;  38  -  глееземов,  почв  пятен  и  торфяных  почв  трещин;  39-  криоземов  и  торфяных  почв  трещин;  40  -  почв  пятен,  параподзолов 	^
 и  примитивных  почв  каменных  многоугольников;  41  -  почв  пятен,  палевых  грубогумусовых  и  примитивных  почв  каменных  многоугольников;  42  -  солонцовые. 	to
 СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ

624
 АНАНКО  и  др.
 вывод  ставит  под  сомнение  правомерность  выде¬
ления  всех  почв  мерзлотной  области  на  высшем
классификационном  уровне  (Криосоли)  по  педо-
генетическим  признакам  [19,  21].
 В  целом  составленная  карта  достаточно  де¬
тально  отражает  строение  почвенного  покрова.
Она  не  несет  информацию  ни  о  литохимических
особенностях  пород,  ни  о  гранулометрическом
составе  почв,  которые  отражены  в  классифика¬
ции  почв  по  литогенно-унаследованным  свойст¬
вам  и  представлены  на  соответствующей  карте.
Высвобождение  картографических  приемов
(штриховка)  позволило  более  подробно  охарак¬
теризовать  внутриконтурную  структуру  почвен¬
ного  покрова  и  повысить  информационную  насы¬
щенность  карты.
 КАРТА  ЛИТОГЕННО-УНАСЛЕДОВАННЫХ
СВОЙСТВ  ПОЧВ
 Карта  литогенно-унаследованных  свойств
почв  в  настоящее  время  фактически  является
картой  петрографо-минералогического  состава
почвообразующих  пород  и  почв.  Приоритет  от¬
дан  генетической  инфЬрмации  как  наиболее  ем¬
кой,  интегральной  характеристике  объекта.  Ге¬
нетические  типы  почвообразующих  пород  пока¬
заны  цветом  (на  картосхеме  -  штриховкой).
Кроме  того,  карта  содержит  сведения  о  грануло¬
метрическом  составе  отложений  (в  пределах  од¬
ного  метра),  минералогическом  составе  тонких  и
крупных  фракций  и  мощности  рыхлой  толщи.
Разработка  содержания  карты  продолжается;  со¬
зданный  вариант  мы  рассматриваем  как  необхо¬
димый  промежуточный  этап  в  картографирова¬
нии  литогенно-унаследованных  свойств  почв.
При  составлении  карты  были  использованы  раз¬
личные  картографические  источники  [1,  7,  10,  11],
анализировалась  многочисленная  почвенная  ли¬
тература,  в  которой  содержатся  сведения  о  поч¬
вообразующих  породах  различных  территорий,  а
также  знания,  накопленные  в  ходе  полевых  работ
в  различных  районах  бывшего  СССР.
 В  основе  контурной  части  лежит  рисунок  ба¬
зовой  почвенной  карты,  который  в  процессе  со¬
ставления  изменялся  в  зависимости  от  степени
корреляции  почвенных  контуров  с  контурами
почвообразующих  пород.  Так,  если  несколько  со¬
седних  почвенных  контуров  лежат  в  пределах  од¬
ного  литологического  контура  (подбелы,  подбе¬
лы  глеевые  и  подбелы  дерновые  на  покровных
отложениях  проблематичного  генезиса),  то  поч¬
венные  границы  внутри  литологического  конту¬
ра  снимались.  И  наоборот,  если  в  пределах  одно¬
го  почвенного  контура  оказывались  генетически
разные  породы  (флювиальные,  флювиогляци-
альные,  лимногяциальные  в  контуре  подзолов),
то  на  основе  петрографического  состава  пород
границы  проводились  в  соответствии  с  контурами
 карт  четвертичных  отложений.  Если  в  пределах
контура  одного  генетического  типа  отложений
выявлялись  различия,  связанные  с  особенностя¬
ми  минералогии  и  гранулометрического  состава
и  совпадающие  с  почвенными  границами,  то  эти
границы  сохранялись.  Если  почвенные  границы
отсутствовали,  то  границы,  связанные  с  минера¬
логическим  и  гранулометрическим  составами
почвопород,  специально  наносились  на  карту.
 Выделенные  генетические  типы  отложений
(рис.  2)  в  основном  традиционны.  Исключением
являются  плащеобразные  покровные  отложения
проблематичного  генезиса,  которые  подразделе¬
ны  нами  на  две  группы:  а)  генетически  не  связан¬
ные  с  подстилающей  породой  (ЕТР,  Западная  Си¬
бирь,  Дальний  Восток),  формирование  которых
связано  с  процессом  дальнего  переноса  отложе¬
ний,  и  б)  генетически  связанные  с  подстилающей
породой  (такие  маломощные  плащи  широко  раз¬
виты  в  Средней  Сибири  и,  очевидно,  сформирова¬
ны  в  ходе  континентального  литогенеза  с  “корот¬
ким’’  транспортом).  Связь  проявляется,  прежде
всего,  в  особенностях  минералогического  состава
плащей  и  подстилающих  пород.  Вместе  с  тем  та¬
кие  черты  плащей,  как  распределение  крупнозе-
ма  по  профилю,  характер  залегания  и  контакта  с
плотной  породой,  позволяют  предположить
сложный  (не  элювиально-склоновый)  характер
его  образования.
 Ареалы  плащеобразных  покровных  отложе¬
ний  проблематичного  генезиса,  не  связанных  с
подстилающей  породой,  коррелируют  как  с  текс¬
турно-дифференцированными  почвами  -  подбе¬
лами  (на  двучленных  отложениях),  так  и  с  глеезе-
мами  (однородные  отложения)  на  севере  ЕТР  и
Западной  Сибири.  Среднесибирские  плащи,
сформированные  на  различных  типах  плотных
пород,  имеют  пестрый  петрохимический  состав;
на  них  формируются  самые  разные  типы  почв  -
криоземы,  буроземы  грубогумусовые,  глееземы,
грануземы  и  т.д.
 Элювиальные,  элювиально-делювиальные  и
делювиальные  породы,  показанные  на  картах
четвертичных  отложений,  на  картосхеме  объеди¬
нены  в  группу  элювиальных  и  элювиально-скло¬
новых  отложений.  Для  мерзлотной  территории
выделены  криоэлювиальные  и  криосолифлюк-
ционные  отложения.  По  нашему  мнению,  эти  на¬
звания  точнее  отражают  специфику  формирова¬
ния  почвообразующих  пород  в  мерзлотной  обла¬
сти.  Мощные  криосолифлюкционные  процессы
приводят  к  тому,  что  криосолифлюкционные
плащи  в  геохимически  подчиненных  позициях  ока¬
зываются  обогащенными  материалами,  снесенны¬
ми  с  более  высоких  участков.  Благодаря  этому,  зо¬
на  влиянйя  небольших  по  площади  выходов  пород
на  вершинах  -  “геохимических  диктаторах’’
(например,  даек  основных  интрузивов  среди  мас-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 00
 Рис.  2.  Карта  литогенно-унаследованных  почвенных  признаков  (петрографо-минералогического  состава  почвообразующих  пород).  Генетические  типы  от¬
ложений:  1  -  моренные;  2  -  флювиогляциальные;  3  -  флювиальные;  4  -  пролювиальные;  5  -  покровные  плащеобразные  проблематичного  генезиса  (а  -  ге¬
нетически  связанные  и  б-  не  связанные  с  подстилающей  породой);  6  -  эоловые;  7  -  ледово-лёссовые;  8  -  морские;  9  -  вулкано-кластические;  10  -  элюви¬
альные  и  элювиально-склоновые;  11  -  криоэлювиальные  и  криосолифлюкционные;  12  -  криосолифлюкционные;  13  -  органогенные;  14  -  выходы  плотных  по¬
род;  15  -  частая  смена  пород.  16  -  гранулометрический  состав:  (1  -  пески  и  супеси;  2  -  легкие  и  средние  суглинки;  3  -  тяжелые  суглинки  и  глины;  4  -  пески  и  супеси,
подстилаемые  суглинками  и  глинами;  5  -  суглинки  и  глины,  подстилаемые  песками  и  супесями;  6  -  легкие  и  средние  суглинки,  подстилаемые  тяжелыми  суг¬
линками;  7  -  слоистые;  8  -  частая  смена  пород.  Индекс  р  справа  внизу  от  цифры  обозначает  присутствие  валунов  и  щебня,  индекс  s  -  подсгилание  каменистой  плитой
в  пределах  одного  метра).  17-минералы  тонких  фракций:  А  -  аллофаны;  В  -  вермикулит;  Г  -  гидрослюды;  К  -  каолинит;  К/С  -  смешанослойный  каолинит-смектит;
П  -  палыгорскит;  С  -  смектит;  СР  -  серпентин;  X  -  хлорит.  18  -  минералы  крупных  фракций  (строчная  буква):  q  -  кварц;  f  -  полевые  шпаты;  ш  -  мафиты;  са  -  карбо¬
натные;  gy  -  гипс;  sa  -  легкорастворимые  соли.
 СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ

626
 АНАНКО  и  др.
 сивов  карбонатных  пород)  оказывается  весьма
обширной.
 Специфические  ледово-лёссовые  отложения
выделены  в  Яно-Индигирской,  Колымской  и  Се-
веро-Сибирской  низменностях.  Формирование  их
мы  связываем  с  субаэральным  литогенезом  и
мерзлотной  области.
 По  гранулометрическому  составу  мелкозема
выделены  девять  типов  отложений;  щебнистость
и  каменистость  указываются  дополнительной
строчной  буквой  (р  (pebble),  s  (stone)).  Грануломе¬
трический  состав  тесно  связан  с  генетическим  ти¬
пом  отложений  и  часто  граница  между  различны¬
ми  группами  гранулометрического  состава  совпа¬
дает  с  границей  генетических  типов  отложений.
Так,  граница  между  озерно-аллювиальными  и  ле¬
дово-лёссовыми  отложениями  на  севере  Восточ¬
ной  Сибири  совпадает  с  границей  по  грануломет¬
рическому  составу:  первые  представлены  частой
сменой  пород  с  преобладанием  песков  и  супесей,
вторые  -  лёссовидными  суглинками.
 Минералогический  состав  тонких  фракций
(минералогический  разряд)  [3]  указан  для  выде¬
ленных  контуров  прописными  буквами  русского
алфавита.  К  сожалению,  имеющейся  информа¬
ции  об  этой  характеристике  пока  недостаточно
для  ее  адекватного  картографического  отраже¬
ния,  поэтому  представленные  на  карте  решения
следует  рассматривать  как  экспертные.  В  целом
минералогический  состав  тонких  фракций  корре¬
лирует  с  характером  источников  материала  конти¬
нентальных  отложений.  Так,  хлорит-смектитовый
состав  ила  присущ  криоэлювиальным  и  крисолиф-
люкционным  отложениям,  сформированным  на
трапповых  плато  Средней  Сибири,  хлррит-гидро-
слюдистый  состав  -  отложениям  на  древних  грани-
то-гнейсовых  массивах,  аллофановый  -  зонам
современного  накопления  вулканокластических
пород  (Камчатка).  Наиболее  сложный  минера¬
логический  состав  тонких  фракций  с  участием
различных  групп  глинистых  минералов  ((хлорит)-
каолинит-гидрослюдисто-(вермикулит)-смектито-
вый)  присущ  плащеобразным  покровным  отложе¬
ниям  и  лёссам,  что,  вероятно,  связано  с  многообра¬
зием  источников  этих  отложений  и  со  сложным
процессом  фракционирования  минералов  при
транспортировке.
 Недостаток  материала  по  минералогическому
составу  крупных  фракций  и  щебня  не  позволил
пока  отразить  эту  характеристику  на  карте  в  пол¬
ном  объеме.  В  основе  легенды  лежат  представле¬
ния  о  реакционной  способности  и  соотношении
легко-  и  трудновыветриваемых  минералов.  (Ана¬
логичный  подход  используется  в  “Почвенной
таксономии”  США  для  разделения  почв  на  уровне
семейств  [22].)  Основные  породообразующие  ми¬
нералы  принадлежат  группам  силикатных  (кис¬
лых,  средних,  основных  и  ультраосновных),  карбо¬
 натных  (известняковых  и  доломитовых),  оксидно-
гидроксидных,  сульфатных  (гипс)  и  хлоридных  (га¬
лит)  пород.  Соотношение  между  ними  определяет
особенности  минерального  состава  почв.  На  кар¬
тосхеме  выделены  группы  кварцевых,  кварц-по-
левошпатовых,  полимиктовых  силикатных,  сили¬
катно-карбонатных  и  карбонатно-силикатных,
ожелезненных,  гипсоносных  и  соленосных  пород.
 В  целом  карта  литогенно-унаследованных
свойств  почв  в  ее  нынешнем  виде  позволяет  вы¬
явить  главные  особенности  географии  почвооб¬
разующих  пород.  На  ней  отчетливо  выделяются
области  ледниково-перигляциального  (широкое
развитие  плащеобразных  покровных,  моренных
и  флювиогляциальных  отложений),  криогенного,
вулканогенного  и  эолового  типов  континенталь¬
ного  литогенеза.  Представляется,  что  в  каждой
из  этих  областей  характер  литогенно-унаследован¬
ных  свойств  почв  имеет  свою  специфику.  Анализ
связи  между  этими  характеристиками  (состав  по-
роды-литогенно-унаследованные  свойства  почв)
представляет  собой  одну  из  актуальных  проблем
почвоведения  и  требует  дальнейших  исследова¬
ний.
 КАРТЫ  ВОДНЫХ  И  ТЕМПЕРАТУРНЫХ
РЕЖИМОВ  ПОЧВ
 Процессно-режимный  компонент  базовой
классификации  почв  представлен  двумя  составля¬
ющими:  термической  и  гидрологической.  Оче¬
видно,  что  характеристика  современного  функ¬
ционирования  почв  может  включать  и  другие
составляющие  (газовый  режим,  динамику  разложе¬
ния  органического  вещества  и  биологической  ак¬
тивности  почв,  режим  промерзания-оттаивания  и
пр.),  по  которым  также  следует  разработать  соот¬
ветствующие  классификационные  шкалы.  Однако
только  по  водному  и  термическому  режимам  почв
к  настоящему  времени  накоплен  достаточный  ма¬
териал  (как  стационарного,  так  и  экспертного  ха¬
рактера),  позволяющий  отразить  общие  законо¬
мерности  изменений  этих  динамических  парамет¬
ров  почв  на  карте.  Очевидно,  что  характеристики
температуры  и  влажности  почв  -  качественно
разные  (хотя  и  частично  взаимосвязанные)  вели¬
чины,  требующие  раздельного  показа  на  картах.
 Карта  водных  режимов.  В  основе  содержания
карты  лежат  следующие  слои  информации:  1)  ис¬
точники  влаги  в  почве,  2)  “судьба”  почвенной  вла¬
ги  -  интегральная  характеристика  процессов  пере¬
движения  влаги  в  почвенном  профиле,  3)  степень
влажности,  4)  максимальная  глубина  оттаивания  и
5)  характер  мерзлоты  в  почвенном  профиле.  По  ис¬
точнику  увлажнения  выделено  пять  классов  водных
режимов  почв  (ВРП):  1.  Только  атмосферный  ис¬
точник  увлажнения.  2.  Атмосферное  увлажнение  с
дополнительным  поверхностным.  3.  Атмосферное
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ
 627
 увлажнение  с  дополнительным  грунтовым.  4.  По¬
емное  увлажнение.  5.  Атмосферное  увлажнение
и  орошение.
 На  картосхеме  масштаба  1:  35  (рис.  3)  выделе¬
ны  только  три  класса  (первый  и  второй  объеди¬
нены,  пятый  не  выделялся).  Судить  о  преимуще¬
ственном  характере  увлажнения  внутри  контура
можно  по  соответствующему  индексу  (п.  17  ле¬
генды).
 Процессы  передвижения  и  выноса  влаги  из
почвенного  профиля  характеризуются  типами
ВРП.  Всего  выделены  семь  основных  типов  ВРП:
 1) 	промывной,  2)  застойный,  3)  застойно-промыв¬
ной,  4)  периодически  промывной,  5)  непромыв¬
ной,  6)  выпотной  и  7)  застойно-выпотной.
 По  Роде  [12],  промывной  тип  водного  режима
определяется  соотношением  величины  инфильт¬
рации  и  возврата  влаги  в  атмосферу,  т.е.  только
климатическими  параметрами  -  годовой  суммой
осадков  и  годовой  величиной  испаряемости.  По¬
этому  к  промывным  относятся  и  полуболотные,  и
болотные  водные  режимы  почв.  Мы  относим  к
промывному  типу  водного  режима  только  такой
режим,  когда  длительный  застой  влаги  в  почвен¬
ном  профиле  отсутствует  (при  превышении  осад¬
ков  над  испарением);  он  характерен  для  почв  с
высокой  водопроницаемостью  по  всему  профи¬
лю  и  интенсивным  боковым  и/или  вертикальным
стокам.  Все  болотные  почвы  с  замедленным  сто¬
ком  отнесены  нами  к  застойному  типу  водного
режима.
 Большая  группа  ВРП,  у  которых  застойные  яв¬
ления  носят  временный  характер,  отнесены  к  про¬
межуточному  застойно-промывному  типу  водного
режима.  Дальнейшее  деление  основано  на  глубине
нахождения  зоны  застоя  в  профиле  (поверхност¬
но-,  глубинно-  и  профильнозастойно-промывные),
длительности  периодов  застоя  (длительно-  и  ко-
роткозастойно-промывные)  и  их  сезонной  при¬
уроченности  (весенне-летний  или  летне-осен¬
ний).
 Периодически  промывной  и  непромывной  ти¬
пы  водного  режима  выделены  в  соответствии  с
классификацией  Роде,  в  которой  к  периодически
промывным  относятся  водные  режимы  с  пере¬
менным,  нерегулярным  по  годам  (и  только  весен¬
ним)  сквозным  промачиванием  почвенного  про¬
филя,  а  к  непромывным  -  водные  режимы  без
сквозного  промачивания  почвенной  толщи  и  вер¬
тикального  почвенного  стока.
 Выпотной  и  застойно-выпотной  типы  водного
режима,  характеризуемые  значительным  превы¬
шением  испарения  над  инфильтрацией,  выделе¬
ны  только  для  почв  с  дополнительным  грунто¬
вым  увлажнением.  Выпотной  режим  характери¬
зуется  наличием  грунтовых  вод  с  границей
капиллярной  каймы  в  нижней  части  почвенного
профиля  (лугово-степной  тип  по  Роде).  К  застой¬
 но-выпотному  относятся  водные  режимы  с  по¬
стоянным  грунтово-капиллярным  увлажнением;
капиллярная  кайма  часто  находится  у  поверхнос¬
ти  почв  (луговый  тип  по  Роде).
 Для  территорий  с  комплексным  почвенным
покровом  характерны  резкие  различия  по  харак¬
теру  ВРП  между  почвами,  входящими  в  ком¬
плекс.  Для  них  предусмотрено  выделение  контра¬
стного  (по  элементам  микрорельефа)  типа  ВРП.
Так,  сочетание  вертикально-промывного  и  за¬
стойного  ВРП  характерно  для  комплексов  гор¬
ных  щебнистых  тундр  (комплекс  палевых  грубо¬
гумусовых  почв,  почв  пятен  и  трещинно-торфя¬
ных  почв),  застойно-латерально-промывной  в
сочетании  с  застойным  ВРП  выделяется  в  рав¬
нинных  тундрах  (комплекс  глееземов  торфянис¬
тых,  почв  пятен  и  оторфованных  почв  трещин).
Информация  о  ВРП  отражена  на  картосхеме
штриховкой.
 Степень  влажности  почв  характеризуется  ка¬
чественно,  по  признаку  появления  в  профиле  той
или  иной  категории  влаги.  Почвы,  нормально  ув¬
лажненные,  со  средней  за  вегетационный  сезон
влажностью  около  НВ  названы  мезоморфными.
Почвы,  у  которых  на  фоне  “нормального’’  (не  из¬
быточного)  увлажнения,  наблюдаются  кратко¬
временные  периоды  застоя  влаги  (с  колебаниями
влажности  от  НВ  до  ПВ),  названы  гидромезо¬
морфными,  а  почвы  с  длительными  периодами
застоя  влаги  и  переувлажнения  -  мезогидро-
морфными.  В  гидроморфных  почвах  влажность  в
пределах  всего  профиля  колеблется  около  ПВ.
Почвы  с  кратковременным  иссушением,  при  ко¬
тором  влажность  опускается  реже  НВ  и  даже
ВРК,  показаны  как  ксеромезоморфные;  если  пе¬
риод  иссушения  длителен  и  охватывает  большую
часть  профиля,  то  почвы  рассматриваются  как
мезоксероморфные.  Для  почв  с  непромывным
режимом  в  пустынно-степной  и  пустынной  зонах
характерна  постоянно  низкая  (ВРК-ВЗ)  влаж¬
ность  по  всему  профилю;  эти  почвы  относятся  к
ксероморфным.  Для  водных  режимов  выпотного
и  застойно-выпотного  типов  характерен  контра¬
стный  по  глубине  режим  влажности  (иссушен-
ность  верхних  горизонтов  и  обводненность  ни¬
жних);  эти  почвы  выделены  как  мезо(ксеро)гид-
роморфные.  Для  повышения  читаемости
картосхемы  в  черно-белом  варианте  границы  по
степени  влажности  (градации  серого)  проводи¬
лись  не  для  всех  вариантов.  Вследствие  этого,  на¬
пример,  “исчезли”  границы  между  серыми  лесны¬
ми  почвами  и  черноземами  оподзоленными,  ти¬
пичными  и  обыкновенными,  характеризуемыми
периодически  промывным  типом  ВРП,  но  разли¬
чающиеся  по  степени  влажности.
 Для  почв  мерзлотной  области  особую  важность
имеет  информация  о  динамике  фазовых  состояний
воды.  В  первом  приближении  эта  информация
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998
 8*

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 ON
 to
 oo
 >
 X
 >
 X
 *
 о
 Рис.  3.  Карта  водных  режимов  почв.  Типы  водного  режима:  1  -  промывной;  2  -  периодически  промывной;  3  -  непромывной;  4  -  застойный;  5  -  поверхностно
короткозастойно-промывной;  6  -  глубиннодлительнозастойно-промывной;  7  -  профильнодлительнозастойно-промывной;  8  -  выпотной;  9  -  застойно-выпотной;
10  -  контрастный  по  элементам  микрорельефа.  Влажность  вегетационного  периода:  11  -  ПВ;  12  -  ПВ-НВ;  13  -  НВ;  14  -  НВ-сВРК;  15  -  ВРК—сВЗ;  16  -  <ВЗ-
ПВ.  17  -  характер  увлажнения:  (а  -  атмосферное  +  поверхностное;  b  -  атмосферное  +  грунтовое;  с  -  пойменное).  18  -  сток:  (v  -  вертикальный;  1  -  латеральный;
v-1  -  вертикально-латеральный).  19  -характер  мерзлоты:  (А  -  малольдистая;  В  -  среднельдистая;  С  -  сильнольдистая).  20  -  глубина  сезонного  протаивания,  см:
(1  -  0-50;  2  -  50-100;  3  -  100-150;  4  -  >150).

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5  1998
 Рис.  4.  Карта  температурных  режимов  почв.  Континенталъностъ  почвенного  климата  (годовая  амплитуда  температуры  на  глубине  0.2  м,  °С):  1  -  слабоконти¬
нентальный  (<20);  2  -  умеренно  континентальный  (20-24);  3  -  сильноконтинентальный  (24-32);  4  -  резко  континентальный  (32-40);  5  -  ультраконтинентальный
(>40).  Годовой  термический  режим  (среднегодовая  температура  на  глубине  0.2  м,  °С):  6  -  экстремально  холодный  (<-4);  7-  очень  холодный  (-4-0);  8  -  холодный
(0-4);  9  -  умеренно  холодный  (4-8);  10  -  умеренно  теплый  (8-12);  11-  теплый  (12-16);  12  -  очень  теплый  (16-20);  13  -  пространственно-контрастный.  Характер
промерзания-оттаивания  (группы  почв):  14-(I  -  непромерзающие;  II  -  сезонномерзлые;  III  -  длительносезонномерзлые;  IV  -  мерзлотные);  15  -  граница  между
выделенными  группами  почв;  16  -  температурный  режим  летнего  периода/температурный  режим  зимнего  периода  (пояснения  в  таблице).
 СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ  629

630
 АНАНКО  и  др.
 Температурный  режим  почв  на  глубине  0.2  м  в  зимний
и  летний  периоды  (рис.  4,16)  (по  [5])
 о
 Ч  ь
и  а
 <0  св
 Температура
июля  (лето)  и
января  (зима)
 Сумма
температур:
>10  (лето),
<0  (зима)
 Тип  режима
 =  =
 О
 С
 Летний  период
 1
 0-8
 0-100
 Ультрахолодный
 2
 4-12
 100-500
 Очень  холодный
 3
 8-12
 500-1000
 Холодный
 4
 12-16
 500-1000
 Тоже
 5
 12-16
 1000-1500
 »
 6
 16-20
 1000-1500
 »
 7
 16-20
 1500-2000
 Умеренно  холодный
 8
 16-20
 2000-2500
 Тоже
 9
 20-24
 2000-2500
 »
 10
 20-24
 2500-3000
 Умеренно  теплый
 11
 24-28
 3000-3500
 Тоже
 12
 24-28
 3500-4000
 Теплый
 13
 28-32
 4000-4500
 Тоже
 14
 28-32
 4500-5000
 Очень  теплый
 15
 32-36
 5000-6000
 Жаркий
 Зимний  период
 1
 -28...-32
 >3000
 Экстрахолодный
 2
 -20...-28
 >2500
 Очень  холодный
 3
 -16...-20
 2500-2000
 Холодный
 4
 -12...-16
 2000-1500
 То  же
 5
 -12...-8
 1500
 »
 6
 -8...-4
 500-1000
 Умеренно  холодный
 7
 -4...0
 500-1000
 Тоже
 8
 -8...-12
 500-1000
 »
 9
 -4...0
 500-0
 »
 10
 -4...-8
 500-0
 »
 И
 0...+8
 Нет
 Умеренно  теплый
 представлена  данными  о  характере  мерзлоты
(степени  льдистости)  и  максимальной  глубине  от¬
таивания  в  почвенном  профиле.
 В  связи  с  отсутствием  необходимой  информа¬
ции  часть  решений  на  нашей  карте  носит  эксперт¬
ный  характер.
 Карта  температурных  режимов  почв.  На
карте  (рис.  4)  отражено  несколько  слоев  инфор¬
мации:  1)  годовая  амплитуда  температуры  на  глу¬
бине  0.2  м  (степень  континентальности  [4]);
 2) 	среднегодовая  температура  почвы  на  глубине
 0.2  м;  3)  температурный  режим  в  летнем  и  зимнем
циклах;  4)  длительность  и  характер  режимов  про-
мерзания-оттаивания  почв.
 Критерии  разделения  почв  по  тепловому  ре¬
жиму  были  предложены  в  1972  г.  Димо  [5]  (табли¬
ца).  Опубликованные  ею  данные  получены  как
путем  обобщения  многолетних  наблюдений  за
температурой  почв  на  метеостанциях,  так  и  рас¬
 четным  методом,  основанном  на  связи  между
температурой  приземного  слоя  воздуха,  темпера¬
турой  подстилающих  пород  и  температурой  поч¬
вы.  Следует  отметить,  что  многие  данные  метео¬
службы,  особенно  для  регионов  Сибири  и  Даль¬
него  Востока,  относятся  к  метеостанциям,
расположенным  в  долинах  рек.  Горные  области
этих  огромных  территорий  характеризуются  час¬
той  и  резкой  сменой  термических  режимов,  обус¬
ловленных  вертикальной  климатической  поясно¬
стью,  экспозиционными  различиями  склонов,
глубиной  и  характером  подстилающей  мерзлоты,
резко  варьирующим  гранулометрическим  соста¬
вом,  характером  растительности.  Действие  этих
факторов  разнонаправлено  и  слабо  изучено.  По¬
этому  эти  территории  на  картах  данного  масшта¬
ба  выделены  в  отдельные  области  как  террито¬
рии  с  контрастным  температурным  режимом.
 Карты  водного  и  термического  режимов  несут
важную  генетическую  информацию  о  почвах,  от¬
сутствующую  (или  представленную  в  редуциро¬
ванном  виде  (фациальные  подтипы))  на  традици¬
онных  почвенных  картах.  Особенно  актуально
составление  таких  карт  (в  более  крупном  масшта¬
бе)  на  территорию  криолитозоны,  поскольку
именно  водные  и  термические  режимы  (включая
характеристику  мерзлоты  и  промерзания-оттаи-
вания)  во  многом  определяют  возможность  ис¬
пользования  почв.  В  этой  связи  отметим,  что  вы¬
деление  порядка  Криосолей  на  высшем  таксоно¬
мическом  уровне  (все  почвы  с  вечной  мерзлотой
в  пределах  первого  или  двух  метров  [19,  21]),
вполне  оправдано,  если  речь  идет  только  о  терми¬
ческом  режиме  почв.  Вместе  с  тем  по  всем  суб¬
стантивным  характеристикам  такие  почвы  могут
быть  аналогичны  почвам  без  мерзлоты,  что  дела¬
ет  их  выделение  в  рамках  классификации  педо-
генных  (и  литогенно-унаследованных)  почвен¬
ных  свойств  нецелесообразным.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Составленная  система  почвенных  карт  пред¬
ставляет  собой  первый  опыт  использования  базо¬
вой  поликомпонентной  генетической  классифи¬
кации  почв  для  картографических  целей.  Основ¬
ной  задачей  авторов  в  данной  статье  было
выявление  принципиальных  преимуществ  и  недо¬
статков,  данного  подхода  к  картографированию
почв.  По  нашему  мнению,  он  позволяет  раскрыть
географическую  картину  различных  по  своей
природе  свойств  почв  -  педогенных  и  литогенно-
унаследованных,  а  также  особенностей  совре¬
менного  функционирования  почв,  отраженных  на
данном  этапе  картами  водных  и  термических  ре¬
жимов.  Это,  а  также  информационная  насыщен¬
ность  системного  пакета  карт,  наряду  с  возмож¬
ностью  их  раздельного  использования  для  кон¬
кретных  целей  делает  данное  направление  в
почвенной  картографии  весьма  перспективным.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

СИСТЕМА  ПОЧВЕННЫХ  КАРТ
 631
 Составление  данных  карт  возможно  как  в  бумаж¬
ном,  так  и  в  компьютерном  вариантах.
 К  очевидным  недостаткам  относится,  прежде
всего,  неразработанность  методологии  такого
картографирования.  Наша  работа  имеет  поиско¬
вый  характер.  Она  основана  на  интерпретации
уже  имеющейся  картографической  информации
и  демонстрирует  принципиальную  возможность
составления  системного  пакета  карт  с  использо¬
ванием  принципов  поликомпонентной  базовой
классификации  почв.  В  будущем  целесообразно
проведение  такой  работы  в  более  крупном  мас¬
штабе.  Центром  ее  должно  быть  осознание  слож¬
ной  природы  почвенного  покрова,  разделение  пе-
догенных  и  литогенно-унаследованных  почвен¬
ных  свойств,  более  детальный  анализ  почвенных
режимов,  выявление  географических  закономер¬
ностей  по  каждому  изучаемому  компоненту  с  ис¬
пользованием  всего  арсенала  полевых  и  лабора¬
торных  методов.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Геологическая  карта  СССР  масштаба  1  :  16  млн.  //
Атлас  СССР.  М.:  ГУГК,  1969.
 2. 	Глазовская  М.  А.  Качественные  и  количественные
оценки  сенсорности  и  устойчивости  природных  си¬
стем  к  техногенным  кислотным  воздействиям  //
Почвоведение.  1994.  №  1.  С.  134-139.
 3. 	Градусов  Б.П.  Генетико-географические  законо¬
мерности  структурно-минералогических  общнос¬
тей  почв  и  их  поглотительной  способности  //  Поч¬
воведение.  1996.  №  5.  С.  599-610.
 4. 	Димо  В.Н.  Основные  параметры  континентально-
сти  климата  почв  равнинной  территории  бывшего
СССР//Почвоведение.  1988.  №  9.  С.  125-132.
 5. 	Димо  В.Н.  Тепловой  режим  почв  СССР.  М.:  Колос,
1972.  360  с.
 6. 	Караваева  Н.А.  Новые  подходы  в  обзорной  поч¬
венной  картографии  //  География  и  картография
почв.  М.:  Наука,  1993.  С.  27-34.
 7. 	Карта  четвертичных  отложений  СССР  масшта¬
ба  1  :  2.5  млн.  /  Под  ред.  Г.С.  Ганешина.  М.:  “Аэро¬
геология”  МинГео  СССР,  1976.
 8. 	Королюк  Т.В.,  Шувалова  Н.В.  Системный  анализ  в
интерпретации  почвенной  карты  повышенной  ин¬
 формативности  //  География  и  картография  почв.
М.:  Наука,  1993.  С.  269-274.
 9. 	Наумов  Е.М.  Система  почвенно-экологических  и
почвенно-охранных  карт  Северо-Востока  Евра¬
зии//  География  и  картография  почв.  М.:  Наука,
1993.  С.  105-119.
 10. 	Почвенная  карта  РСФСР  масштаба  1  :  2.5  млн.  /
Под  ред.  В.М.  Фридланда.  М.:  ВАСХНИЛ,  1988.
 11. 	Почвенная  карта  СССР  масштаба  1  :  2.5  млн.  /  Под
ред.  В.М.  Фридланда.  Фонды  Почвенного  институ¬
та  им.  В.В.  Докучаева.
 12. 	Роде  А.А.  Водный  режим  почв  и  его  типы  //  Поч¬
воведение.  1956.  №4.  С.  1-23.
 13. 	Соколов  И.А.  Теоретические  проблемы  генетиче¬
ского  почвоведения.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.
отд-ние,  1993.  270  с.
 14. 	Соколов  И.А.  Почвообразование  и  экзогенез.  М.:
Почв,  ин-т  им.  В.В.  Докучаева,  1997.  240  с.
 15.  Соколов  И.А.,  Ананко  Т.В.  и  др.  Базовая  класси¬
фикация  почв  и  почвенная  картография  //  П  съезд
об-ва  почвов.  при  РАН:  Тез.  докл.  СПб.,  1996.  Т.  2.
 С. 	130.
 16. 	Сорокина  Н.П.,  Иванов  А.М.  и  др.  Использование
детальных  агроэкологических  карт  для  построе¬
ния  региональных  моделей  плодородия  //  Геогра¬
фия  и  картография  почв.  М.:  Наука,  1993.  С.  262-
269.
 17. 	Чижиков  П.Н.  Карта  почвообразующих  пород  ев¬
ропейской  части  СССР  масштаба  1  :  4  млн.  М.:
ГУГК,  1968.
 18. 	ШишовЛЛ..Дурманов  и  др.  Составление  базовой
(почвенной)  и  прикладной  карт  оптимального  ис¬
пользования  почв  в  сельском  хозяйстве  //География
и  картография  почв.  М.:  Наука,  1993.  С.  197-206.
 19. 	Agriculture  Canada  Expert  Committee  on  Soil  Survey.
 1987. 	The  Canadian  system  of  soil  classification  (2nd  ed.).
Agriculture  Canada,  Ottawa,  Publication  1646.164  p.
 20. 	Batjes  N.H.  Methodological  framework  for  assessment
and  mapping  of  the  vulnerability  of  soils  to  diffuse  pol¬
lution  at  a  continental  level  (SOVEUR  Project)  //  ISRIC.
Report  97/07.  Wageningen,  1997.  35  p.
 21. 	ICOMPAS  (International  Committee  on  Permafrost-Af¬
fected  Soils).  Gelisols.  Circular  letter  №  5,  USDA,  National
Soil  Survey  Center,  Lincoln,  NE,  USA,  1996.  30  p.
 22. 	Soil  Survey  Staff.  Keys  to  Soil  Taxonomy  (7th  ed.),  US¬
DA,  NRCS,  National  Soil  Survey  Center,  Lincoln,  NE,
USA,  1996.
 A  System  of  Soil  Maps:  Experience  in  Application
of  a  Polycomponent  Basic  Classification  of  Soils  for  Mapping  Purposes
Т.  V.  Ananko,  I.  A.  Sokolov,  D.  E.  Konyushkov,  and  B.  P.  Gradusov
 The  potentialities  of  the  application  of  a  basic  polycomponent  classification  of  soils  for  mapping  purposes  are
discussed.  The  approach  suggested  is  based  on  a  concept  of  soil  cover  as  a  complex  system  that  can  be  charac¬
terized  by  the  sets  of  stable  features  developed  in  the  course  of  pedogenesis  and  inherited  from  soil-forming
rocks,  and  by  modern  processes  and  regimes  of  soil  functioning.  Pedogenic  and  lithogenically  inherited  soil
features,  as  well  as  soil  regimes,  have  their  own  specific  regularities  and  are  classified  in  different  components
of  the  basic  classification  of  soils.  They  can  be  mapped  separately  on  corresponding  maps.  A  system  of  such
maps  has  an  increased  information  capacity  and  can  be  successfully  used  for  solving  various  practical  and  the¬
oretical  tasks.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №  5,  с  632-635
 	ИСТОРИЯ
 НАУКИ
 УДК  631  4
 ПАМЯТИ  ЯКОВА  НИКИТИЧА  АФАНАСЬЕВА
(К  120-ЛЕТИЮ  СО  ДНЯ  РОЖДЕНИЯ)
 ©  1998  г.  М.  С.  Симакова
 Почвенный  институт  им.  В.В.  Докучаева  РАСХН
Поступила  в  редакцию  29.12.97  г.
 21  октября  1997  г.  исполнилось  120  лет  со  дня
рождения  крупного  ученого-почвоведа,  академи¬
ка  АН  БССР,  профессора  Якова  Никитича  Афа¬
насьева.  Родился  Я.Н.  Афанасьев  в  г.  Балашове
Саратовской  области  в  семье  рабочего.
 О 	природной  одаренности,  целеустремленнос¬
ти  и  трудолюбии  свидетельствуют  уже  первые  са¬
мостоятельные  шаги  Я.Н.  Афанасьева.  По  окон¬
чании  церковно-прих<?дской  школы  в  1889  г.  он  с
12  лет  вынужден  был  работать,  помогать  семье.
Но  он  самостоятельно  продолжал  занятия  и  экс¬
терном  успешно  сдал  экзамены  по  всем  предме¬
тами  за  полный  курс  Балашовской  мужской  гим¬
назии.
 Осенью  1897  г.  Яков  Никитич  поступил  на  ес¬
тественный  факультет  Петербургского  универ¬
ситета.  В  1901  г.  успешно  закончил  учебу  в  уни¬
верситете,  а  весной  1902  г.  защитил  положенную
по  программе  научно-исследовательскую  работу
на  звание  кандидата  естественных  наук.
 После  защиты  он  стал  преподавателем  естест¬
венных  наук,  в  том  числе  и  почвоведения  на  Гали-
цынских  высших  женских  курсах  в  Москве.  На¬
ряду  с  педагогической  деятельностью  он  зани¬
мался  и  научно-исследовательской.  В  летнее  время
Я.Н.  Афанасьев  участвовал  в  различных  экспе¬
дициях,  организованных  губернским  земством  и
Почвенной  комиссией,  а  с  1910  г.  -  Почвенным
комитетом  им.  Н.М.  Сибирцева  при  Московском
обществе  сельского  хозяйства.
 Он  участвовал  в  Туркестанской  экспедиции,
где  исследовал  отложения  лёссов,  побывал  в  ок¬
рестностях  Хивы,  в  долине  Сырдарьи,  на  водораз¬
деле  рек  Чирчик  и  Ангрен  и  во  многих  других  ме¬
стах.
 Годы  с  1905  по  1914  были  посвящены  исследо¬
ваниям  почв  в  Черниговской,  Полтавской,  Ка¬
лужской,  Великолукской  и  других  губерниях.  Со¬
бранные  в  поле  образцы  он  сам  анализировал  в
лаборатории  Московского  почвенного  комитета.
Результаты  исследований  публиковал  в  виде
предварительных  отчетов  а  журналах  “Русский
почвовед”  и  “Почвоведение”.
 В  1913  г.  Я.Н.  Афанасьев  был  избран  действи¬
тельным  членом  Почвенного  комитета  Москов¬
 ского  общества  сельского  хозяйства.  В  1921  г.
Яков  Никитич  стал  профессором  и  заведующим  ка¬
федрой  почвоведения  вновь  восстановленного  Го-
рецкого  сельскохозяйственного  института.  Курс
лекций  по  почвоведению,  который  Я.Н.  Афанасьев
читал  на  протяжении  10  лет,  всегда  вызывал  са¬
мый  живой  интерес  у  студентов  и  постоянно  про¬
ходил  при  переполненной  аудитории.
 Огромное  значение  Яков  Никитич  придавал
территориальным  почвенным  исследованиям.
Уже  в  1922  г.  он  организовал  широкие  почвенные
исследования  земель  сельскохозяйственных  опыт¬
ных  учреждений  западной  части  области,  на  терри¬
тории  которой  находился  Горецкий  сельскохо¬
зяйственный  институт,  так  как  ему  было  ясно,
что  без  строгой  привязки  полевых  опытов  к  кон¬
кретным  почвам  опытное  дело  не  может  быть
эффективным.  Более  детально  были  исследованы
территории  экспериментальных  баз  института,  на
которые  были  составлены  почвенные  карты.  Од¬
новременно  им  были  организованы  и  проведены
крупномасштабные  почвенные  исследования  Жи¬
томирского,  Новозыбковского  уездов,  Брянской
и  Черниговской  губерний.
 В  1924  г.  к  Белоруссии  были  присоединены
Витебская  и  Могилевская  области,  в  том  числе  и
Горецкий  сельскохозяйственный  институт,  в  ко¬
торый  в  1925  г.  бы  влит  Минский  институт  сель¬
ского  и  лесного  хозяйства.  На  этой  базе  возникла
Белорусская  сельскохозяйственная  академия  в
Горках.
 При  кафедрб  почвоведения  в  академии  была
организована  научно-исследовательская  лабора¬
тория  АН  Белоруссии.  Яков  Никитич  был  избран
академиком  и  назначен  руководителем  этой  ла¬
боратории.  В  1931  г.  она  была  преобразована  в
Белорусский  научно-исследовательский  институт
агропочвоведения  и  удобрений  и  переведена  из
Горок  в  Минск.  Так  возник  современный  Бело¬
русский  научно-исследовательский  институт  поч¬
воведения  и  агрохимии.  Первым  директором  его
был  назначен  Яков  Никитич  Афанасьев.  20  дека¬
бря  1937  г.  жизнь  Якова  Никитича  преждевре¬
менно  оборвалась  в  результате  репрессий.
 Итак,  35  лет  научной  и  педагогической  дея¬
тельности,  с  1902  по  1937  г.,  последние  шесть  лет
 632

ПАМЯТИ  ЯКОВА  НИКИТИЧА  АФАНАСЬЕВА
 633
 в  должности  директора  научно-исследователь¬
ского  института.  Что  же  за  эти  годы  успел  сде¬
лать  Я.Н.  Афанасьев?
 Он  был  прямым  последователем  первого  по¬
коления  почвоведов-докучаевцев  и  принадлежал
к  числу  тех  ученых,  которые  не  только  подтверж¬
дали  правильность  воззрений  своих  учителей,  но
стремились  к  активному  их  развитию,  доказыва¬
ли  плодотворность  нового  учения,  вскрывая  и  ре¬
ализуя  его  потенциальные  возможности.  Он  был
почвоведом  широкого  профиля,  отличался  ориги¬
нальностью  мышления  и  стремился  найти  практи¬
ческий  выход  из  почвенных  работ.  Исследования
его  посвящены  решению  почвенно-географичес¬
ких,  генетических,  классификационных,  картогра¬
фических,  практических  сельскохозяйственных
проблем.
 Публикация  работ  Якова  Никитича  начинает¬
ся  с  1914  г.  и  заканчивается  1936  г.  За  22  года  им
опубликована  41  работа.  Невозможно  остано¬
виться  на  содержании  всех  работ,  хотя  каждая  из
них  по-своему  интересна  и  в  настоящее  время.
 Высокую  оценку  ученому  Я.Н.  Афанасьеву
дает  тот  факт,  что  в  начале  1927  г.  Советской  сек¬
цией  международного  общества  почвоведов
именно  Я.Н.  Афанасьеву  поручается  написать  до¬
клад  “Классификационная  проблема  в  Русском
почвоведении”  на  1-м  Международном  конгрессе
почвоведов  в  Вашингтоне.
 Доклад  этот  занимает  более  двух  печатных  ли¬
стов.  В  нем  содержится  обзор  истории  классифи¬
кации  почв  докучаевского  периода,  излагаются
принципы  классификации  Докучаева-Сибирце-
ва,  ее  развитие  и  совершенствование  самими  авто¬
рами.  В  докладе  также  показан  вклад  в  развитие
классификации  целой  плеяды  почвоведов  того
времени:  Коссовича,  Тумина,  Глинки,  Гедройца,
Неуструева,  самого  Я.Н.  Афанасьева  и  др.  Еще  в
1922  г.  Я.Н.  Афанасьев  опубликовал  моногра¬
фию  “Зональные  системы  почв”,  в  которой  пред¬
ложил  новую  классификацию  почв,  а  закон  гори¬
зонтальной  и  вертикальной  зональности  почв,  от¬
крытый  В.В,  Докучаевым,  дополнил  учением  о
“микрозональности  почв”.  Таким  образом,  уни¬
версальный  закон  зональности  был  распространен
и  на  почвы  отрицательных  элементов  рельефа.
 Кроме  того,  почвы  им  подразделялись  не
только  по  широтным  климатическим  поясам,  но
и  по  типам  климата,  обусловленным  морским,  пе¬
реходным  и  континентальным  положением  мест¬
ности,  т.е.  им  уже  было  предусмотрено  выделе¬
ние  почвенных  провинций.
 Второе  произведение  Я.Н.  Афанасьева,  подго¬
товленное  к  конгрессу  в  Вашингтоне,  “Основные
черты  почвенного  лика  Земли”,  сопровождалось
почвенной  картой  мира  и  рисунками  почв  СССР.
Цветные  почвенные  разрезы,  выполненные  ху¬
дожниками  А.Ф.  Шароваровой  и  В.И.  Пашиным,
 были  удостоены  на  конгрессе  золотой  медали.
Оба  произведения  были  оценены  очень  высоко,
это  был  триумф  российского  почвоведения.
 В  1931  г.  второй  труд  был  опубликован  в  виде
монографии  (5  печ.  л.)  одновременно  на  трех  язы¬
ках.  Сам  автор  в  предисловии  так  характеризует
содержание  книги:  «Предлагаемая  статья  “Ос¬
новные  черты  почвенного  лика  Земли»  является
попыткой  выявить  хотя  бы  в  первом  приближе¬
нии  общую  физиономию  почвенного  покрова
земного  шара  и  наметить  основные  законы  гене¬
зиса  и  географии  почв.  В  первой  части  приводит¬
ся  установка  почвенных  типов  и  главнейших  поч¬
венных  зон  земного  шара,  во  второй  рассматри¬
ваются  основные  черты  в  строении  почвенного
покрова  и  в  третьей  предлагается  опыт  класси¬
фикационной  системы  почв.  К  статье  прилагают¬
ся:  1)  карта-схема  почвенных  зон  земного  шара,
 2) 	24  рисунка  в  красках  главнейших  почвенных
типов  с  их  естественной  растительностью,  зари¬
сованных  с  натуры,  3)  12  диаграмм-схем  распре¬
деления  почв  на  земной  поверхности,  4)  четыре
схемы  классификации  почв”  (1977,  с.  55).
 В  этой  работе,  как  и  других,  Я.Н.  Афанасьев
уделял  внимание  комплексному  почвенному  по¬
крову,  так  называемым  “зональным  комплек¬
сам”,  считал  важным  отражение  их  на  почвенных
картах,  так  же  как  Глинка,  позднее  Захаров,  Не-
уструев.  В  настоящее  время  учение  о  структуре
почвенного  покрова  оформилось  в  виде  самосто¬
ятельного  раздела  географии  почв  работами
В.М.  Фридланда  и  его  учеников.
 Среди  генетических  проблем,  поставленных  и
решенных  Я.Н.  Афанасьевым,  следует  отметить
описание  и  выделение  нового  типа  почв  палево¬
дерново-подзолистых,  широко  развитых  в  запад¬
ной  части  Белоруссии.  Его  поездки  в  Чехослова¬
кию  и  Польшу  подтвердили  предположение  о
широком  развитии  этих  почв  дальше  к  западу  от
Белоруссии.  Палеводерново-подзолистые  почвы
особенно  четко  формируются  на  лёссовидных
легкосуглинисгых  почвообразующих  породах
под  пологом  широколиственных  дубовых  лесов.
В  60-70  гг.  проблема  палевых  дерново-подзолис¬
тых  почв  широко  изучалась  почвоведами  Бело¬
руссии  и  России.
 Существенный  вклад  в  познание  болотного  про¬
цесса  почвообразования  внесла  работа  Я.Н.  Афа¬
насьева  “Из  области  анаэробных  и  болотных  про¬
цессов”  (1930),  в  которой  путем  наблюдений  в  по¬
левых  условиях  была  прослежена  динамика
закисного  железа  в  заболачиваемых  и  болотных
почвах,  установлено  влияние  двухвалентных  ио¬
нов  железа  на  явление  вымокания  посевов,  осо¬
бенно  озимых,  выработана  методика  полевых  на¬
блюдений  за  восстановительными  процессами  в
почвах.  В  лабораторных  условиях  путем  модели¬
рования  анаэробных  процессов  была  установле¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

634
 СИМАКОВА
 на  роль  микроорганизмов  и  органического  веще¬
ства  в  восстановлении  окисных  форм  железа  и
образовании  глея.
 В  работе  “Этюды  о  покровных  породах  Бело¬
руссии”  (1925)  впервые  для  Белоруссии  образова¬
ние  покровных  пород  приписывается  деятельнос¬
ти  скандинавского  ледника  и  флювиогляциаль-
ных  вод,  образовавшихся  во  время  его  таяния.
Я.Н.  Афанасьев  установил,  что  покровные  поро¬
ды  Белоруссии  вполне  закономерно  распределя¬
ются  как  в  широтном  направлении  (с  северо-запа-
да  на  юго-восток,  т.е.  в  направлении  движения
ледника),  так  и  по  вертикали,  т.е.  в  соответствии
с  орографией  территории  Белоруссии  в  послед¬
нюю  вюрмскую  эпоху  оледенения.  Вскрывается
также  закономерность  отложений  аллювиаль¬
ных  наносов  в  поймах  крупный  рек.
 В  этой  же  работе  Я.Н.  Афанасьев  предложил
составленную  им  классификацию  почв  и  пород  по
гранулометрическому  составу.  В  отличие  от  клас¬
сификации  Сибирцева,  в  которой  почвы  и  породы
различались  по  количественному  содержанию  ча¬
стиц  физической  глины  (0.01  мм),  Я.Н.  Афанасьев
ввел  третью  фракцию  частиц  пыли  (от  0.01  до
 0.1  мм).  В  этой  же  классификации  учитываются
частицы  крупнозема  (>  1  мм  -  гравий,  галька,  кам¬
ни),  что  особенно  важно  для  характеристики  почв
на  ледниково-моренных  отложениях.  Этой  класси¬
фикацией,  более  детализированной  Н.А.  Качин-
ским,  пользуются  до  настоящего  времени.
 Значительный  вклад  внес  Я.Н.  Афанасьев  в
развитие  картографии  почв.  Как  уже  упомина¬
лось,  им  составлена  одна  из  первых  почвенных
карт  мира.  Теоретической  основой  для  ее  состав¬
ления  послужили  немногочисленные  в  то  время
фактические  данные  и  широкое  использование
докучаевского  принципа  прямых  зависимостей
почв  от  факторов  почвообразования.
 В  период  с  1931  по  1935  г.  под  его  руководст¬
вом  и  при  непосредственном  участии  было  со¬
ставлено  75  районных  почвенных  карт  БССР  в
масштабе  три  версты  в  дюйме  и  карты  масштаба
 1 	:  10000  для  250  колхозов  и  190  совхозов.  Была  со¬
ставлена  также  сводная  почвенная  карта  Белорус¬
сии  в  масштабе  10  верст  в  дюйме,  позднее  -  карты
БССР  масштаба  1  :  500  000  и  1  :  200  000.
 Большое  внимание  Я.Н.  Афанасьев  уделял  не¬
посредственным  запросам  сельского  хозяйства.
К  работам,  посвященным  этим  вопросам,  можно
отнести:  Почвы  Белоруссии  как  естественные  ре¬
сурсы  производительных  сил  страны  (1926),  Поч¬
венные  районы  БССР  (1931),  Природный  и  куль¬
турный  рельеф  полей  БССР  как  фактор  урожай¬
ности  (1932),  Как  повысить  урожайность  на  почвах
БССР  (1933),  Почвенный  покров  Оршанщины  и
Могилевщины  (1933),  Материалы  к  агрономиче¬
ской  характеристике  почв  (1933),  Участие  почво¬
ведов  в  разрешении  проблемы  зимостойкости
 культур  (1933),  Схема  опытов  по  углублению  па¬
хотного  горизонта  (1936)  и  другие.  В  этих  работах
Я.Н.  Афанасьев  вскрыл  причины  вымерзания,
выпревания,  вымокания  культур.
 Основной  причиной,  по  его  мнению,  оказыва¬
ется  широкое  распространение  в  Белоруссии  ми¬
кропонижений  среди  полей.  В  качестве  мер  борь¬
бы  с  этими  отрицательными  явлениями  он  предло¬
жил  ©структурирование  пахотного  слоя  дерново-
подзолистых  почв  при  помощи  известкования,
внесения  навоза,  травосеяния.  В  ряде  случаев  он
считал  возможным  прибегать  к  экстраординар¬
ным  мерам  -  к  искусственному  дренажу.  Для  со¬
здания  искусственного  дренажа  для  поверхност¬
ного  осушения  рекомендуется  создавать  на  полях
ряд  мелких  водосточных  канав  и  возможно  боль¬
шее  число  углубленных  сточных  борозд.  Кроме
того,  обрабатывать  почвы  загонами,  грядами  и
сеять  так,  чтобы  растения  располагались  на  вали¬
ке  гряды;  если  же  позволяют  грунтовые  условия,
то  устраивать  в  западинах  поглощающие  колод¬
цы  (ямы  диаметром  1.5  м,  глубиной  до  3-4  м,  за¬
сыпанные  щебнем).  Такие  колодцы  в  настоящее
время  приняты  за  границей  и  называются  шлю-
керами.  В  России  их  практически  не  делают  и  на
осушенных  закрытым  дренажем  полях  с  наличи¬
ем  микрорельефа  в  микропонижениях  продолжа¬
ет  происходить  вымокание,  выпадение  посевов,
что  мы  и  наблюдали  во  время  своих  работ  в  Мо¬
жайском  районе  Московской  обл.
 В  работах  Я.Н.  Афанасьева  рекомендуется
учитывать  гранулометрический  состав  почв  при
их  использовании,  предлагаются  различные  нор¬
мы  и  сроки  внесения  удобрений  на  суглинистых
и  песчаных  почвах  и  т.д.  В  настоящее  время,  ка¬
залось  бы,  известные  рекомендации,  но  ведь  они
содержались  уже  в  работах  Я.Н.  Афанасьева
1926-1936  гг.
 Я.Н.  Афанасьев  -  активный  участник  всех
съездов,  совещаний,  конгрессов  того  времени.
В  1907-1908  гг.  он  участвовал  в  работе  I  и
 II 	съездов  русских  почвоведов,  в  1924  г.  он  участ¬
ник  III  съезда  почвоведов  в  Москве,  организует  и
проводит  первую  конференцию  почвоведов  Бе¬
лоруссии  в  г.  Минске.  В  том  же  году  он  участвовал
в  Международной  конференции  в  Риме  и  совер¬
шил  поездку  по  Чехословакии  и  Польше.  В  1925  г.
он  участвовал  в  работе  IV  Всесоюзного  съезда
почвоведов  в  Москве,  делал  доклад  о  почвенных
исследованиях  в  Белоруссии,  в  1926  г.  -  в  работе
V  Всесоюзного  съезда  почвоведов  в  Москве,  на
котором  выступил  с  докладом  о  результатах  ис¬
следований  почв  в  Оршанском  округе  БССР.  Тог¬
да  же  он  был  избран  делегатом  на  1-й  Междуна¬
родный  конгресс  почвоведов  в  Вашингтоне.  Его
деятельность  на  конгрессе  уже  освещена  выше.
В  1928-1929  гг.  он  принимал  участие  в  работе  VI
и  VII  Всесоюзных  съездов  почвоведов  в  Москве,
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПАМЯТИ  ЯКОВА  НИКИТИЧА  АФАНАСЬЕВА
 635
 а  в  1930  г.  -  в  работе  2-го  Международного  кон¬
гресса  почвоведов  в  Москве  и  Ленинграде.  На
нем  он  выступает  с  докладом  “К  вопросу  об  орга¬
низации  в  международном  масштабе  зональных
почвенных  станций”.
 В  проекте  предложений  академика  Я.Н.  Афа¬
насьева  в  пленум  конгресса  Международного  об¬
щества  почвоведов  говорится:  “Конкретно  в  са¬
мой  общей  схеме,  можно  предложить  почвоведам
всех  стран  объединиться  для  начала,  примерно,
на  следующих  экспериментальных  методах  ис¬
следования.
 1. 	Установить  в  каждой  стране  одну  или  ряд  зо¬
нальных  почвенных  станций.
 2. 	Произвести  международный  обмен  моно¬
литными  образцами  с  их  естественным  сложени¬
ем,  в  цилиндрических  сосудах  для  переноса  и  по¬
садки  их  на  зональных  станциях  в  лизиметры,  с
целью  изучать  на  параллельных  образцах  дина¬
мику  и  эволюцию  почвенных  тел  и  их  процессов
в  экзотических  условиях  климата,  растительнос¬
ти,  условиях  культуры  и  т.д.
 3. 	Заложить  на  зональных  станциях  вековые
опыты  по  генезису  почв  на  различных  насыпных
субстратах,  а  еще  совершеннее  -  на  ненарушен¬
ных  породах,  как  то:  алюмосиликатных,  желези¬
стых,  карбонатных,  натровых  и  т.д.  с  их  вариаци¬
ями  по  механическому  составу  (пески,  супеси,  суг¬
линки  и  т.п.).  Можно  идти  еще  далее  в  этом
направлении:  на  породах  различного  генезиса,
возраста  и  т.п.
 4. 	Вековые  опыты  генезиса  почв  на  различных
породах  далее  необходимо  комбинировать  с  дру¬
гими  основными  факторами:
 a) 	биологического  порядка:  растения,  макро-,
прото-  и  микрозон;
 b) 	различные  условия  водно-воздушного  ре¬
жима;
 c) 	комбинации  солевого  режима;
 d) 	условия  обработки,  севооборота  и  т.д.  и  т.п.
 5. 	Наконец,  в  условиях  района  почвенно-зо-
нальной  станции  необходимо  установить  типо¬
вые  участки  главнейших  представителей  целин¬
ных  видов  почв  для  производства  опытов  по  дина¬
мике  и  метаморфозу  почв,  исходя,  следовательно,
от  эталонов  самой  природы,  подвергая  их  воздей¬
ствию  любых  агентов”  (1997,  с.  116-117).
 Нетрудно  заметить,  что  в  этом  проекте  зало¬
жена  также  мысль  о  почвенном  мониторинге.
 В  заключение  отметим,  что  почвоведы  Бело¬
русского  НИИ  почвоведения  и  агрохимии  стара¬
ются  сохранить  научные  труды  Я.Н.  Афанасьева,
так  как  их  первоначальные  издания  стали  библио¬
графической  редкостью.  В  1977  г.  к  100-летнему
юбилею  были  изданы  избранные  труды  Я.Н.  Афа¬
насьева.  Книга  озаглавлена  “Почвоведение  и  аг¬
рохимия”.  В  1997  г.  к  120-летнему  юбилею  издана
еще  одна  книга  с  другими  работами  Я.Н.  Афана¬
сьева  -  “Генезис,  проблемы  классификации  и
плодородия  почв”.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  М  5,  с.  636-637
 	ИСТОРИЯ
 НАУКИ
 УДК  631.4
 ПАМЯТИ  ГАВРИИЛА  РЕВАЗОВИЧА  ТАЛАХАДЗЕ
 ©  1998  г.  Т.  Ф.  Урушадзе
 Грузинский  государственный  аграрный  университет,  Тбилиси
Поступила  в  редакцию  13.01.98  г.
 Весной  1997  г.  в  возрасте  89  лет  ушел  из  жизни
один  из  старейших  почвоведов  Грузии  -  профес¬
сор  Гавриил  Ревазович  Талахадзе.  Он  прожил
долгую  и  интересную  жизнь  в  науке.  Родился  в
Тбилиси  в  1908  г.  Вся  его  сознательная  жизнь  бы¬
ла  связана  с  Грузинским  сельскохозяйственным
институтом  (ныне  Грузинский  государственный
аграрный  университет).  Более  60  лет  Г.Р.  Тала¬
хадзе  проработал  на  кафедре  почвоведения,  куда
пришел  после  окончания  в  1931  г.  факультета  по¬
леводства.  Он  сформировался  как  агроном-поч-
вовед  под  руководством  одного  из  основателей
почвоведения  в  Грузии  проф.  Д.П.  Гедеванишви-
ли.  Учитель  и  ученик  вместе  закладывали  основы
высшего  сельскохозяйственного  образования.
Под  их  руководством  был  воспитан  большой  от¬
ряд  почвоведов,  многие  из  которых  до  сих  пор  ус¬
пешно  работают  в  различных  учреждениях  рес¬
публики.
 Вместе  с  Д.П.  Гедеванишвили  Г.Р.  Талахадзе
создал  учебник  почвоведения  [1],  который  вы¬
держал  несколько  изданий  и  сыграл  исключи¬
тельную  роль  в  формировании  в  Грузии  генети¬
ческого  почвоведения.  Одновременно  с  этим
дважды  издавалось  “Руководство  по  лаборатор-
но-практическим  занятиям  по  почвоведению”  [2,7].
 Перу  Г.Р.  Талахадзе  принадлежит  лучший  учеб¬
ник  почвоведения  на  грузинском  языке  в  двух  то¬
мах:  “Основы  общего  почвоведения”  (т.  I,  1971  г.)
[4]  и  “Частное  почвоведение”  (т.  П,  1976  г.)  [8].
 В  1938  г.  Г.Р.  Талахадзе  защитил  диссертацию
на  соискание  ученой  степени  кандидата  сельско¬
хозяйственных  наук.
 В  1941-1945  гг.  он  -  активный  участник  Вели¬
кой  Отечественной  войны.  До  конца  испытал  все
тяготы  фронтовой  жизни  -  тяжелые  ранения,
плен.  Был  награжден  боевыми  орденами  и  меда¬
лями.  После  возвращения  с  фронта  начал  науч¬
ную  и  педагогическую  деятельность.  Результа¬
том  многолетних  исследований  стала  капиталь¬
ная  монография  “Черноземы  Грузии”  [3].  Эта
монография  до  сих  пор  является  единственной  в
отечественной  литературе  работой,  посвященной
одному  почвенному  типу.
 Интересно  отметить,  что  черноземы  Грузии
традиционно  со  времен  В.В.  Докучаева  относи¬
лись  к  одному  из  наиболее  изученных  типов  почв.
 Тем  более  показательно,  что  Г.Р.  Талахадзе,  со¬
брав  огромный  фактический  материал,  сумел  по-
новому  проанализировать  генетическую  природу
этих  почв.  Он  также  показал  принципиальное
различие  между  равнинными  и  горными  чернозе¬
мами.  Будучи  исключительно  прогрессивным
ученым,  почвоведом-новатором,  он  спустя  много
лет  после  издания  своей  работы  по  черноземам
одним  из  первых  предложил  для  равнинных  чер¬
ноземов  наименование  черных  почв  (или  terra  ni¬
gra),  соглашаясь  с  их  субтропической  природой.
 В  1964  г.  Г.Р.  Талахадзе  выпустил  моногра¬
фию  “Основные  почвенные  типы  Грузии”  [4].
Несмотря  на  ограниченный  объем  (14  печ.  л.),  эта
книга  долгие  годы  пользовалась  большой  попу¬
лярностью  среди  ученых  и  практиков,  так  как  в
ней  дана  подробная  генетическая  характеристика
основных  типов  почв.
 В  80-х  гг.  под  редакцией  и  при  авторском  учас¬
тии  проф.  Г.Р.  Талахадзе  вышла  в  свет  капиталь¬
ная  монография  “Почвы  Грузии”  [12].  Она  вскоре
стала  настольной  книгой  почвоведов  Грузии.
В  ней  наряду  с  “традиционными”типами  почв  бы¬
ли  охарактеризованы  и  новые  почвы:  желто-бу-
рые,  рендзино-бурые  лесные,  рендзино-коричне-
вые,  буроземовидные  и  некоторые  другие.  Моно¬
графия  осветила  все  основные  почвы,  кроме
субальпийских  и  альпийских.  Книга  “Высокогор¬
ные  почвы  Грузии”  (в  соавторстве  с  К.В.  Миндели)
[11]  в  известной  степени  восполнила  этот  пробел.
 В  тот  же'период  под  редакцией  Г.Р.  Талахадзе
и  И.Е.  Анджапаридзе  был  издан  “Атлас  почв  Гру¬
зии”.  Сейчас  можно  с  уверенностью  сказать,  что
он  был  и  остается  одним  из  самых  лучших  поч¬
венных  атласов,  изданных  в  республиках  бывшего
Советского  Союза.  В  Атласе  около  80  цветных  ри¬
сунков  основных  ландшафтов  и  почв  Грузии,  более
30  таблиц.  К  Атласу  приложены  почвенная  карта
масштаба  1  :  800000  и  карта  почвообразующих
пород  масштаба  1  :  1  500  000.
 Г.Р.  Талахадзе  большое  внимание  уделял  при¬
кладным  вопросам  почвоведения.  В  этом  отно¬
шении  заслуживает  внимания  написанная  им  сов¬
местно  с  И.Е.  Анджапаридзе  и  И.Н.  Цомая  моно¬
графия  “Почва  и  виноградная  лоза”  [10].  В  ней
на  основе  собственных  исследований,  а  также
анализа  обширного  литературного  материала,
 636

ПАМЯТИ  ГАВРИИЛА  РЕВАЗОВИЧА  ТАЛАХАДЗЕ
 637
 показана  роль  почвенного  фактора  в  развитии
виноделия  и  получении  качественных  вин.
 Большой  резонанс  имели  изданные  в  разные
годы  монографии  “Почвенная  влага”  [5]  и  “Физи¬
ка  почв”  [9].  Одной  из  последних  крупных  работ
Г.Р.  Талахадзе  было  созданное  им  совместно  со
своими  коллегами  учебное  пособие  “Полевое
почвоведение”  [14].
 После  кончины  своего  учителя  Д.П.  Гедева-
нишвили  в  1958  г.  Г.Р.  Талахадзе  в  течении  почти
25  лет  возглавлял  кафедру  почвоведения.  Под  его
непосредственным  руководством  при  кафедре
почвоведения  был  создан  уникальный  почвенный
музей.
 Г.Р.  Талахадзе  -  автор  более  150  научных  ра¬
бот,  в  том  числе  20  монографий  и  учебников.  Из
его  публикаций  (в  том  числе  на  страницах  журна¬
ла  “Почвоведение”)  заслуживают  внимания  ис¬
следования  бурых  лесных,  серо-коричневых,  лу¬
гово-коричневых  и  некоторых  других  почв.
 Г.Р.  Талахадзе  в  1959  г.  было  присвоено  звание
профессора,  в  1967  г.  -  Заслуженного  деятеля  на¬
уки  Грузии,  он  был  награжден  орденами  и  меда¬
лями.
 Г.Р.  Талахадзе  воспитал  большую  группу  кан¬
дидатов  и  докторов  наук.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1.  Гедеванишвили  Д.П.,  Талахадзе  Г.Р.  Курс  почвове¬
дения.  Тбилиси,  1961  (на  груз,  языке).
 2. 	Талахадзе  Г.Р.  Практикум  по  почвоведению.  Тби¬
лиси,  1962  (на  груз,  языке).
 3. 	Талахадзе  Г.Р.  Черноземы  Грузии.  Тбилиси:  Саб-
чота  Сакартвело,  1962  (на  груз,  языке).
 4. 	Талахадзе  Г.Р.  Основные  почвенные  типы  Грузии.
Тбилиси:  До  дна,  1964  (на  груз,  языке).
 5. 	Талахадзе  Г.Р.  Почвенная  влага.  Тбилиси:  Сабчо-
та  Сакартвело,  1966  (на  груз,  языке).
 6. 	Талахадзе  Г.Р.  Основы  общего  почвоведения.  Тби¬
лиси:  Ганатлеба,  1971  (на  груз,  языке).
 7. 	Талахадзе  Г.Р.,  Накашидзе  Л.Е.,  Кирвалидзе  Р.И.
Учебник  лабораторно-практических  занятий  по
почвоведению.  Тбилиси:  Ганатлеба,  1973  (на  груз,
языке).
 8. 	Талахадзе  Г.Р.,  Миндели  К.В.  Частное  почвоведе¬
ние.  Тбилиси:  Ганатлеба,  1976  (на  груз,  языке).
 9. 	Талахадзе  Г.Р.У  Анджапаридзе  И.Е.  Физика  почвы.
Тбилиси:  Сабчота  Сакартвело,  1977  (на  груз,  языке).
 10. 	Талахадзе  Г.Р.,  Анджапаридзе  И.Е.,  Цомая  И.Н.
Почва  и  виноградная  лоза.  Тбилиси:  Сабчота  Са¬
картвело,  1980  (на  груз,  языке).
 11. 	Талахадзе  Г.Р.,  Миндели  К.В.  Высокогорные  поч¬
вы  Грузии.  Тбилиси:  Сабчота  Сакартвело,  1980  (на
груз,  языке).
 12. 	Талахадзе  Г.Р.,  Анджапаридзе  И.Е.,  Латария  В.Н.
и  др.  Почвы  Грузии.  Тбилиси:  Ганатлеба,  1983  (на
груз,  языке).
 13. 	Талахадзе  Г.Р.,  Анджапаридзе  И.Е.  и  др.  Атлас
почв  Грузии.  Тбилиси:  Сабчота  Сакартвело,  1984
(на  груз,  языке).
 14. 	Талахадзе  Г.Р.,  Урушадзе  Т.Ф.  и  др.  Полевое  поч¬
воведение.  Тбилиси:  Сабчота  Сакартвело,  1990  (на
груз,  языке).
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  1998,  №5,  с  638-640
 —  ХРОНИКА 	—
 УДК  631  48
 МЕЖДУНАРОДНОЕ  СОВЕЩАНИЕ  ЮНЕСКО
“ГОРНЫЕ  ПОЧВЫ  СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ:  ГЕНЕЗИС  И  ОХРАНА”
 ©  1998  г.  JI.  О.  Карпачевский
 Почвенный  факультет  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова
Поступила  в  редакцию  30.12.97  г.
 19-24  октября  1997  г.  в  Тбилиси,  Грузия,  состоя- 	С  напутственными  словами  к  участникам  сове-
 лось  Международное  совещание,  посвященное  гор¬
ным  почвам  Средиземноморья,  их  генезису  и  охра¬
не.  Организаторы  совещания  -  ЮНЕСКО,  Грузин¬
ский  аграрный  университет,  Грузинская  АСХН,
Национальный  комитет  Грузии  по  программе
ЮНЕСКО  “Человек  и  биосфера”,  Грузинское  об¬
щество  почвоведов.  В  работе  совещания  приняли
участие  ученые  Грузии,  России,  Украины,  Ита¬
лии,  Греции,  Израиля,  Австрии,  Болгарии.  На  за¬
седаниях  присутствовали  сотрудники  и  студенты
Грузинского  аграрного  института.
 Первые  два  дня  были  посвящены  знакомству  с
почвами  Грузии.  В  первый  день  экскурсии  участ¬
ники  совещания  ознакомились  с  серо-коричневы-
ми  и  черноземовидными  почвами.  Для  всех  почв
были  представлены  аналитические  данные  (гра¬
нулометрический  состав,  содержание  гумуса,  pH
и  др.).  На  разрезах  возникли  полезные  дискуссии
о  классификационном  положении  и  генезисе  ос¬
матриваемых  почв,  в  частности,  можно  ли  черно¬
земовидную  почву  называть  горным  черноземом.
В  конце  экскурсии  участники  осмотрели  пещер¬
ный  монастырь  Давида  с  вырубленными  в  песча¬
никах  кельями  и  пещерами.
 Второй  день  экскурсии  был  посвящен  почвам
на  пестроцветных  породах.  Возникла  продолжи¬
тельная  дискуссия  о  происхождении  пестроцвет¬
ных  и  красноцветных  пород,  красноземных  почв
и  почв  терра  росса.  Помимо  этого  экскурсанты
посетили  имение  И.  Чавчавадзе.
 Заседания  начались  21  октября  с  приветствен¬
ного  слова  ректора  университета  Н.  Каркашадзе.
О  значении  проблемы  сохранения  почв  в  целом,
включая  почвы  Средиземноморья,  говорил  в  сво¬
ем  докладе  “Сбалансированное  использование  зе¬
мель  как  основа  охраны  почвенных  ресурсов”  ге¬
неральный  секретарь  Международного  общества
почвоведов  В.  Блюм  (Австрия).  Участников  сове¬
щания  приветствовала  председатель  национально¬
го  комитета  “Человек  и  биосфера”  Р.  Лорткипанид-
зе.  Задачи  почвоведов  в  связи  с  общими  проблема¬
ми  сохранения  почвенного  покрова  раскрыл  акад.
РАН  Г.В.  Добровольский  (Россия).
 щания  обратился  акад.  Ц.  Мирцхулава  (Грузия),
коснувшийся  проблемы  эрозии  почв  Грузии.
 Д.  Яалон  (Израиль)  осветил  историю  изучения
почв  Средиземноморья  и  проведения  междуна¬
родных  конференций,  посвященных  проблемам
Средиземноморья.
 Патриарх  нашего  почвоведения  С.В.  Зонн  (Рос¬
сия)  посвятил  свое  первое  выступление  современ¬
ному  состоянию  и  перспективам  исследований
горных  почв.  Он  остановился  на  классификаци¬
онных  противоречиях,  на  проблеме  оценки  поч¬
венных  процессов,  на  необходимости  формули¬
ровки  точных  дефиниций  для  разных  научных  по¬
нятий,  в  том  числе  и  для  понятия  “коричневые
почвы”.  В  своем  втором  выступлении  (на  следую¬
щий  день)  С.В.  Зонн  раскрыл  историю  грузинско¬
го  почвоведения,  показал  значение  работ  грузин¬
ских  почвоведов  в  понимании  горных  почв,  про¬
цессов  почвообразования.
 Т.Ф.  Урушадзе  (Грузия)  главное  внимание  уде¬
лил  проблеме  генезиса  горных  почв  Восточного
Средиземноморья.  Он  показал,  что  ряд  горных
почв  (желто-бурые  и  др.)  представляют  собой  пе¬
реход  к  субтропическим  почвам.  В  кратком  до¬
кладе  Э.И.  Нариманидзе  (Грузия)  обрисовала  ос¬
новные  природные  особенности  Грузии,  показала
на  слайдах  типы  грузинских  ландшафтов.
 Генезис  красноцветных  почв  Средиземномо¬
рья  (терра  росса)  на  примере  Крыма  был  главной
темой  доклада  Г.В.  Добровольского  (Россия).  Он
показал,  что  эти  почвы,  даже  когда  они  сформи¬
рованы  на  некарбонатных  породах  (диоритах),  по
многим  свойствам  отличаются  от  других  почв  ре¬
гиона,  в  частности,  по  содержанию  мезофауны:  в
терра  росса  преобладает  средиземноморская  фа¬
уна  по  сравнению  с  более  космополитической
фауной  других  почв  Крыма.  Ц.  Мирцухалава
(Грузия)  осветил  проблемы  эрозии  почв  в  Грузии,
включая  эрозию,  связанную  с  мелиорацией.  Если
не  будет  принято  действенных  мер,  то  почвы  Гру¬
зии  могут  вообще  исчезнуть  и  стать  объектом
“Красной  книги”.  Докладчик  'подчеркнул  важ¬
ность  вероятностного  подхода  к  почве  и  почвен¬
ному  покрову.  А.  Спиропулов  (Греция)  дал  по¬
дробную  характеристику  красноцветных  почв
 638

МЕЖДУНАРОДНОЕ  СОВЕЩАНИЕ  ЮНЕСКО
 639
 Греции,  их  химических  и  физических  свойств,
особенности  формирования  и  устойчивости  к
эрозии.  А.  Баджелидзе  (Грузия)  рассказал  об  ус¬
тойчивости  почв  Аджарии  к  эрозии  и  о  необходи¬
мости  их  мониторинга.  Ф.  Уголини  (Италия)  по¬
дробно  охарактеризовал  бурые  почвы  Италии  под
буковыми  лесами.  Он  показал  их  приуроченность
к  горным  системам  и  большое  разнообразие  при¬
родных  условий  (например,  количество  осадков
колеблется  от  1000  до  более  2000  мм/год).
 И.А.  Соколов  (Россия)  остановился  на  сравне¬
нии  бурых  лесных  почв  субтропиков  и  тропиков.
Он  показал  их  принципиальное  сходство,  общ¬
ность  почвенных  процессов  и  достаточную  “неза¬
висимость”  от  подстилающих  пород,  подстилаю¬
щих  кор  выветривания,  включая  метасоматичес-
кие  коры.  Н.П.  Чижикова  (Россия)  раскрыла
минералогический  состав  коричневых  почв  (в  том
числе  Иордании),  отметила  возможные  изменения
минералогического  состава  при  освоении  среди¬
земноморских  почв.  В.В.  Добровольский  (Россия)
поставил  вопрос  о  возрасте  терра  росса.  На  осно¬
вании  подробного  минералогического  и  геохими¬
ческого  анализов  он  полагает,  что  терра  росса  -
реликтовое  образование.  Совместный  доклад
ЛЮ.  Карпачевского  (Россия)  и  Р.А.  и  Г.Ю.  Зенко-
вых  (Украина)  был  посвящен  динамике  питатель¬
ных  веществ  в  коричневых  и  красно-коричневых
почвах.  Эти  почвы  схожи  по  динамике  питатель¬
ных  веществ,  хотя  поведение  калия  несколько  от¬
личается  в  красно-коричневых  почвах  (терра  рос¬
са).  Период  покоя  для  почв  можжевеловых  и  ду¬
бовых  лесов  отмечается  в  течение  двух  месяцев
(декабрь-январь).
 JI.  Мачавариани  (Грузия)  раскрыла  особеннос¬
ти  ортштейновых  почв  и  их  ортштейновых  гори¬
зонтов,  выявив  отсутствие  связи  между  современ¬
ной  морфологией  верхних  горизонтов  и  ортштей-
новым  горизонтом  и  типами  ортштейнов.  Все  это
было  подкреплено  подробными  химическими  и
микроморфологическими,  включая  морфомет¬
рические,  данными.
 О  почвах  Аджарии,  их  распространении  и  ос¬
новных  свойствах  рассказал  IH.  Палавандишви-
ли  (Грузия)  от  имени  всех  соавторов  (включая
Д.  Джаши  и  М.  Мгеладзе).  В.В.  Лежава  (Грузия)
вскрыл  природу  ортштейновых  почв  Западной
Грузии,  названных  им  на  основании  народного
названия  эцероземами,  показал  близость  орт¬
штейнов  горизонта  по  химическому  составу  мор¬
ским  ортштейнам.
 Природу  красноцветных  почв  Палестины,  их
распределение,  свойства,  особенности  использо¬
вания  осветил  Я.  Дан  (Израиль).
 В  сообщении  Т.  Чхеидзе  (Грузия)  сравнивались
дерново-карбонатные  почвы  Грузии  и  о.  Крит.  На¬
до  сказать,  что  приведенные  данные  несколько
противоречили  главному  тезису  доклада  о  сходст¬
ве  этих  почв.  По  валовым  составам  почв  и  ила
они  существенно  различались.
 После  двух  дней  заседаний  была  проведена
еще  одна  полевая  экскурсия.  Участники  совеща¬
ния  осмотрели  погребенные  почвы  (в  карьере
вблизи  Тбилиси),  бурую  лесную,  коричневую
(под  дубовыми  лесами)  и  луговую  почвы  Мухран-
ской  долины.  Особенный  интерес  вызвала  луго¬
вая  почва.  Глубокогумусированная  тяжелоглини¬
стая  почва  несет  некоторые  черты  слитости,  осо¬
бенно  в  нижних  горизонтах.  Но  верхний  горизонт
почвы  был  достаточно  оструктурен.  Не  наблюда¬
лось  трещин  высыхания,  свойственных  вертисо-
лям.  Наряду  с  почвами  и  на  этот  раз  не  были  за¬
быты  исторические  памятники  Грузии.  Почвове¬
ды  посетили  монастырь  Джвари  (известный  у  нас
благодаря  М.Ю.  Лермонтову  как  Мцыри)  и  древ¬
нюю  столицу  Грузии  Мцхети.
 В  заключительный  день  работы  был  заслушан
доклад  А.  Куликова  (Болгария)  о  рациональном
использовании  почв  Болгарии.  Автор  отметил
важность  проблемы  оценки  почв  при  деколлек¬
тивизации,  организации  фермерских  хозяйств.
Он  ознакомил  слушателей  с  принципами  деталь¬
ного  почвенного  кадастра  карт  разного  содержа¬
ния  и  масштаба.
 Доклад  аспирантки  аграрного  университета
Т.  Квривишвили  (Грузия)  был  посвящен  агроэко-
логическим  свойствам  некоторых  почв  Кахетии.
Другая  аспирантка  -  Е.  Санадзе  (Грузия)  освети¬
ла  процесс  образования  почв  бассейна  р.  Иори.
Наблюдениям  за  тепловым,  водным  режимами  и
динамикой  pH  в  коричневых  почвах  посвятил
свое  сообщение  В.  Ломидзе  (Грузия).  Он  показал,
что  даже  в  этих  почвах  заметна  динамика  значе¬
ний  pH.  Л.  Ригвава  (Грузия)  коснулся  важной  про¬
блемы  рационального  использования  почв  Абха¬
зии.  Подбор  культур,  методы  обработки  для  раз¬
ных  почв  нашли  свое  отражение  в  этом  докладе.
 В  последовавшей  затем  общей  дискуссии  вы¬
ступили  С.В.  Зонн,  И.А.  Соколов,  Д.  Яалон,
Л.О.  Карпачевский,  Т.Ф.  Урушадзе,  Я.  Дан,  Таки-
ев.  Участники  дискуссии  высоко  оценили  органи¬
зацию  совещания  и  поблагодарили  оргкомитет  за
предоставленную  возможность  принять  участие  в
ее  работе.  Много  слов  благодарности  за  большую
работу  по  проведению  совещания  было  сказано  в
адрес  Т.Ф.  Урушадзе.  Все  отметили  прекрасную
организацию,  интересный  подбор  докладов,  по¬
знавательные  экскурсии.  Были  высказаны  пред¬
ложения  по  изучению  почв  Средиземноморья,
оценке  их  свойств,  их  сохранению.  Многие  из
этих  предложений  нашли  свое  отражение  в  резо¬
люции.  В  конце  работы  совещания  была  принята
резолюция,  в  которой,  в  частности,  были  выска¬
заны  следующие  пожелания.
 Чтобы  поддержать  движение  Средиземномор¬
ского  региона  в  направлении  устойчивого  разви¬
тия,  сохранения  почв,  участники  совещания  счи¬
тают  необходимым:
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

640
 КАРПАЧЕВСКИЙ
 1. 	Координировать  усилия,  направленные  на
решение  проблемы  устойчивости  развития  Сре¬
диземноморья  со  всеми  заинтересованными  орга¬
низациями  (научными  международными,  частны¬
ми,  государственными  научными  и  финансовы¬
ми)  для  достижения  общих  целей.
 2. 	С  целью  подготовки,  стажировки  и  обмена
специалистами,  проведения  конференций,  изда¬
ния  трудов,  монографий  и  т.д.  организовать  Меж¬
дународный  экологический  центр  на  базе  Грузин¬
ского  аграрного  университета.
 3. 	Для  продолжения  исследований  по  сохране¬
нию  всех  компонентов  природы  (и  в  первую  оче¬
редь  почв)  организовать  при  Грузинском  государст¬
венном  аграрном  университете  кафедру  ЮНЕСКО
по  биосферным  заповедникам.
 4. 	Подготовить  и  издать  монографию  “Почвы
Средиземноморья”.
 5. 	Придавая  особое  значение  горным  почвам,  об¬
ратиться  в  Международное  общество  почвоведов  с
 предложением  организовать  в  составе  V  комиссии
МОП  подкомиссию  по  горным  почвам.
 6. 	Подготовить  международный  проект  “Поч¬
вы  Средиземноморья:  практические  шаги  спасе¬
ния”  и  просить  ЮНЕСКО  ходатайствовать  перед
Всемирным  банком  о  его  финансировании.  В  рам¬
ках  этого  проекта  организовать  рабочие  группы
по  созданию  Почвенной  карты  Средиземноморья
на  основе  корреляции  национальных  и  междуна¬
родных  почвенных  классификаций.
 7. 	Опубликовать  сборник  трудов  совещания.
 8. 	Опубликовать  информацию  о  совещании  и
его  решениях  в  международных  журналах,  осве¬
щающих  экологические  проблемы.
 9. 	Участники  конференции  благодарят  ЮНЕ¬
СКО  за  помощь  в  организации  настоящего  сове¬
щания,  Грузинский  аграрный  университет  и  Гру¬
зинское  общество  почвоведов  за  его  проведение.
 ИЗВЕЩЕНИЕ
 Факультет  почвоведения  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова,  Докучаевское  общество  почвоведов  при
РАН,  редколлегия  журнала  “Почвоведение”  с  глубоким  прискорбием  извещают  о  том,  что
16  марта  с.г.  на  70-м  году  жизни  после  тяжелой  и  продолжительной  болезни  скончался
выдающийся  ученый,  заведующий  кафедрой  физики  почв,  бывший  декан  факультета
почвоведения,  многолетний  заместитель  главного  редактора  журнала  “Почвоведение”  Анатолий
Данилович  ВОРОНИН.  Докучаевское  почвоведение  понесло  тяжелую  и  невозвратимую  утрату.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  5 	1998

Международная  академическая  издательская  компания  “Наука”  информирует  о  том,  что
завершился  конкурс  на  лучшие  публикации  1997  года  в  издаваемых  ею  журналах.
 Лауреатами  Премий  МАИК  “Наука”  за  1997  год  по  группе  биологических  наук  стали
авторы  следующих  публикаций:
 ГЛАВНАЯ  ПРЕМИЯ
 Иванцов  А.Ю.,  Гоажданкин  Д.В.
 “Новый  представитель  петалонам  из  верхнего  венда  Архангельской  области”  -  работа
представляет  существенный  вклад  в  решение  важной  и  актуальной  проблемы  междисциплинарного
характера  происхождения  многоклеточных  и  создания  мира  макроскопических  организмов,
исследование  продвигает  палеозоологию  докембрия  к  пониманию  природы,  особенностей  экологии  и
физиологии  этой  архаичной  группы,  открывает  путь  к  исследованию  эволюции  петалонам  -
важнейшего  элемента  вендской  фауны.
 “Палеонтологический  журнал”
 ПРЕМИИ
 1. 	Матвиенко  Н.И.,  Железная  Л.А.,
 Матвиенко  Н.Н.
 Цикл  статей,  посвященных  выделению  и  анализу
специфичности  новых  эндонуклеаз  рестрикции  и
адеиновых  и  цитозиновых  ДНК-метилтрансфераз.
 “Биохимия”
 2. 	Егоров  Е.Е.,  Чернов  Д.Н.
 “Действие  ингибиторов  обратных  транскрипта  на
функцию  фермента  теломеразы  в  иммортальных
фибробластах  мыши”.
 “Молекулярная  биология”
 3. 	Чадов  Б.Ф.
 Цикл  статей  по  теме  “Модель  регуляции
кроссинговера”.
 “Генетика”
 4. 	Коронкин  Л.И.,  Башкиров  В.Н.
 “Молекулярно-генетические  механизмы  регуляции
 активности  гена  estS  у  трансгенных  дрозофил”.
 “Доклады  Академии  наук”
 5. 	Улъмасов  Х.А.,  Зацепина  О.  Г.,  Рыбцов  С.А.,
Джумагельдыев  Б.Т.,  Евгеньев  М.Б.
 “Некоторые  аспекты  состояния  компонентов
системы  теплового  шока  у  ящериц  различных
экологических  ниш”.
 “Известия  АН.  Серия  биологическая”
 6. 	Опритов  В.А.,  Калинин  В.А.,  Крауз  В.О.,
Орлова  О.В.,  Пятыгин  С.С.,  Ретивин  В.Г.,
Треушников  В.М.
 Цикл  статей  по  теме  “Роль  биоэлектрогенеза  в
адаптации  высших  растений  к  охлаждению”.
 “Физиология  растений”
 7. 	Троценко  Ю.А.,  Доронина  Н.В.,  Хмеленина  В.Н.,
Калюжная  (Цветкова)  М.  Г.,  Краузова  В.М.,
Старостина  Н.Г.,  Сузина  Н.Е.
 Цикл  статей,  посвященных  исследованию
особенностей  биологии  аэробных  метанотрофных  и
метилотрофных 	галофильных 	бактерий
 экстремальных  экосистем,  характеризующихся
повышенной  минерализацией  и  щелочной  реакций
среды.
 “Микробиология”
 8. 	Троценко  Ю.А.,  Короткова  Н.А.,  Доронина
Н.В.,  Соколов  А.П.,  Аьиин  В.В.,  Белова  ЛJ1.
 Цикл  статей  по  теме  “Биосинтез
полигидроксибутирата  аэробными  метилотрофными
бактериями”.
 “Прикладная  биохимия  и  микробиология”
 9. 	Глазовская  М.А.
 Цикл  статей,  посвященных  рассмотрению  роли
педосферы  в  региональных  и  глобальных  циклах
углевода.
 “Почвоведение”
 10. 	Фарбер  Д.А.,  Вильдавский  В.Ю.,  Князева  М.Г.,
Дубровинская  Н.В.
 Цикл  статей,  в  которых  впервые  показана
динамика  формирования  мозга  как  единой  системы  и
возможность  формирования  некоторых  психических
функций  на  основе  динамики  связи  ряда  корковых
областей.
 “Физиология  человека”
 11. 	КархА.А.,  Раутиан  А.С.
 “Новое  семейство  манираптор  (Dinosauria:  Sauris-
chia)  из  позднего  мела  Монголии”.
 “Палеонтологический  журнал”
 12. 	Позолотина  В.Н.,  Журавская  А.Н.,
Кершенголъц  Б.М.
 Цикл  статей,  посвященных  проблемам  адаптации
растений  к  радиационному  фактору.
 “Экология”
 13. 	Скоблина  М.Н.
 Цикл  статей  по  теме  “Роль  хлорных  каналов  в
регуляции  завершающих  этапов  оогенеза  у  низших
позвоночных”.
 “Онтогенез”
 14. 	Осиное  А.Г.,  Луис  Бернане
 ““Атлантическая”  и  “Дунайская”  филоге¬
нетические  группы  кумжы  Salmo  Trutta  complex:
генетическая  дивергенция,  эволюция,  охрана”.
 “Вопросы  ихтиологии”