Історія формування та еволюція грунтів лісостепу в голоцені

А. Б. Ахтирцев, Б. П. Ахтирцев, Л.Я. Яблонських

Друга половина XX в. ознаменувався активізацією досліджень на стику археології та грунтознавства, започаткованих на рубежі XIX і XX століть [11, 6, 7, 5]. Вже в цих роботах підкреслювалося важливе значення спільних досліджень археологів і грунтознавців для вирішення проблем як археології, так і грунтознавства. Потім інтерес з боку грунтознавців до вивчення археологічних об'єктів як пам'яток природи трохи зменшився і нечисленні роботи в цьому напрямі велися з метою з'ясування еволюції окремих типів грунтів. Перелом у розвитку спільних досліджень археологів і грунтознавців настав у 60-70 рр.., коли ряд вчених показали їх важливу роль для реконструкції колишніх ландшафтів і умов існування давньої людини, розуміння взаємодії людського суспільства з природою, а також наслідків цієї взаємодії.

Інтенсивне розвиток спільних грунтово-археологічних досліджень характерно для останніх 25-30 років. У них беруть участь великі колективи археологів і грунтознавців у Воронезькому, Московському, Іркутськом університетах, інститут географії РАН, Інституті фундаментальних проблем біології РАН, Інституті грунтознавства та агрохімії СО РАН та інших ВНЗ і наукових установах. З'явилося багато публікацій, в яких на основі вивчення палеопочв археологічних пам'яток висвітлюються питання історії формування й еволюції грунтів і грунтового покриву, а також проблеми розвитку людського суспільства в різних природних зонах, реконструюються палеоекологіческіе умови життя і господарської діяльності давньої людини, його впливу на навколишнє середовище, розглядаються питання інтеграції палеопочвоведенія з археологією.

Комплексні дослідження похованих грунтів проводяться за кордоном. Суттєве підвищення результативності спільних робіт археологів і грунтознавців в сучасний період обумовлено комплексним характером вивчення археологічних пам'яток як пам'яток природи, що зберігають у зашифрованому вигляді в палеопочвах безцінну інформацію про природне середовище існування та господарської діяльності людини в різні археологічні епохи. Розшифровка цієї інформації, укладеної в достовірному фактичному матеріалі, отриманому при дослідженні точно датованих археологічних об'єктів, дозволила, з одного боку, встановити стан грунтового покриву і по ньому реконструювати палеоекологіческую обстановку існування людини в конкретному регіоні і в певний час, c іншого боку - уточнити існуючі уявлення про господарську діяльності людини і ролі цих умов у формуванні, функціонуванні і зникнення етносів минулого [2, 8, 9, 10].

Розвиток комплексних грунтово-археологічних досліджень в даний час досягла такого рівня, коли виникла можливість оформлення нового міждисциплінарного направлення на стику археології та грунтознавства, основи якого закладалися на рубежі XIX і XX ст. В.В. Докучаєвим, В.А. Городцовим та їх послідовниками. Необхідність цього стала очевидною для багатьох вчених, які вважали, що для реконструкції історії розвитку давніх суспільств, їх економіки, соціальної організації в доісторичну та історичні епохи вкрай важливим є пізнання взаємодії людини та природного середовища [10].

Істотний внесок у розвиток цього міждисциплінарного напряму належить воронезьким археологам і грунтознавця, матеріали досліджень яких заклали основи для його становлення. Детальне обгрунтування створення археологічного грунтознавства приведено у монографіях В.А. Демкина "Палеопочвоведеніе та археологія" [8] та М.І. Дергачова "Археологічний грунтознавство" [9]. У них підкреслена значимість реконструкцій природного середовища для розуміння розвитку людини і людського суспільства, показано, що грунт має максимальну здатністю зберігати найбільшу кількість інформації про сукупний взаємодії всіх компонентів і про природне середовище в різні епохи голоцену.

За реліктовим ознаками похованих грунтів представляється можливість вирішувати питання адаптації та взаємини людини з навколишнім середовищем. Тому в центрі археологічного грунтознавства була і залишається палеопочва різних археологічних епох, а об'єктами дослідження - археологічні пам'ятники з похованими грунтами. У їхніх дослідженнях все більше місце повинні займати питання історико-соціологічних і палеогеографічних реконструкцій. Все це викликає необхідність подальшого об'єднання зусиль археологів і грунтознавців для спільної роботи на археологічних пам'ятках в різних регіонах країни, вивченість яких в цьому плані є дуже неоднакова і в більшості випадків абсолютно недостатня. Тому регіональні дослідження повинні отримати новий імпульс у сучасний період.

Прикладом практичного здійснення такого об'єднання служать тривалі грунтово-археологічні роботи, що виконуються в археологічній експедиції Воронезького університету, де вирішуються проблеми і археології та грунтознавства [2].

В сучасний період вирішення проблеми історії формування й еволюції грунтів в голоцені грунтується на використанні фактичних матеріалів, отриманих на основі комплексних грунтово-археологічних досліджень грунтів, похованих під археологічними пам'ятками. Спільні дослідження з археологами в 1984-1998 рр.. дали великий матеріал для пізнання історії формування й еволюції основних типів грунтів Середньоросійської лісостепу і, зокрема, гідроморфних грунтів.

Порівняльне вивчення похованих і фонових грунтів з використанням грунтово-археологічного, порівняльно-географічного та порівняльно-аналітичного методів, результати якого опубліковані в ряді наших paбот в останні 15 років, свідчать про складної історії розвитку гідроморфних грунтів, обумовленої непостійністю ландшафтно-екологічних умов Середньоросійської лісостепу з кінця плейстоцена до нашого періоду [23, 24, 25].

Найновіші палеогеографічні дослідження показують, що в кінці плейстоцену і стародавньому голоцені в цьому регіоні були поширені перігляціальние ландшафти і розвивалося криогенне грунтоутворення [14, 15, 17, 19, 20, 21].

В інтервалі 10-8 тис. Л.Н. вони змінюються лісостеповими ландшафтами з березово-соснових лісів з домішкою дуба і гідроморфних лучних формацій. На Протягом стародавнього і раннього голоцену відбувалися помітні коливання гідротермічного режиму з тривалістю від 300 до 700 років. У цей період на низинних рівнинах формувався гідроморфний грунтовий покрив з лісолуговий глейовими, лучних і болотних грунтів. На бореальної-атлантичному рубежі сталося похолодання клімату і посилився вилуговування грунтів. У атлантичний період з оптимальним співвідношенням тепла і вологи, помірною динамікою термічних показників найбільше збільшення температури і опадів у басейні Дону становило 1о і 50-100 мм в порівнянні з сучасними [14]. У сприятливих гідротермічних умовах при слабкій дренуванні території інтенсивно розвивалося гідроморфное і полугідроморфное грунтоутворення, що у міру зміни екологічних умов і наростання розчленованості вододілів частково трансформувалося в автоморфних. На місці поширення сучасних лісостепових і степових чорноземів до кінця атлантичного періоду утворилися чорноземно-лучні, лучно-чорноземні палеопочви і палеочерноземи карбонатні слабозасоленние.

В період 7-5 тис. Л.Н. відзначалися три етапи аридизації клімату, сменявшиеся фазами більш вологого клімату [20]. Спрямованість грунтоутворення також змінювалася і періоди вилуговування змінювалися періодами капілярного підйому грунтових вод в грунтовий профіль, що призводило до розвитку гідроморфізма, засолення і окарбоначіванія грунтів. На низинних рівнинах домінували грунту лугового ряду з ознаками засолення, осолонцювання і високою карбонатність [2].

На атлантико-суббореальном рубежі відбулося інтенсивне похолодання і максимальна просування лісової рослинності на південь [20, 21], що закінчилося 4200 років тому. У суббореальний період, до якого відноситься епоха бронзи з добре збереглися археологічними пам'ятками 4-3-тисячолітнього віку, в Середньоросійської лісостепу відзначалося два суббореальних похолодання (5.3-4.5 і 3.5-2.9 тис. Л.М.) і два потепління (4.5-3.5 і 2.9-2.5 тис. Л.М.). Під час потепління середньорічні температури і суми опадів були близькі до сучасних, лісостеповій ландшафт зберігався [19]. До кінця епохи бронзи відбулося розширення площі дібров і ландшафти придбали вигляд, близький до сучасного вигляду непорушених господарською діяльністю ландшафтів лісостепу.

На тлі змін екологічних умов в лісостепу розвивався процес формування та еволюції грунтового покриву і гідроморфних грунтів. Дослідження грунтів під курганами, оборонними земляними валами різного віку (від 4 до 1 тис. років), свідчить про те, що в епоху бронзи фоновими компонентами палеопочвенного покриву були: на дренованих вододілах Середньо-і інших височин - палеочерноземи карбонатні засолені під луговостепной рослинністю і сірі лісостепові палеопочви у дібровах, чорноземно-лугові і лучно-чорноземні карбонатні солонцюватих-засолені палеопочви на недренірованних низинних рівнинах і слабодреновані вододільних ділянках височин [1]. Крім того, в структурі грунтового покриву були присутні чорноземно-лугові палеосолонци.

В поширенні палеопочвенного покриву Середньоросійської лісостепу простежуються зональні і фаціальні особливості та регіональні географічні закономірності, обумовлені висотної і експозиційної диференціацією палеопочв на височинах та їх схилах, на низинних рівнинах і терасах річок, неоднорідністю рослинності в минулому, різноманітністю почвообразующіх порід, складу і глибини залягання грунтових вод та ін факторів. В епоху бронзи на дренованих піднесених просторах домінували палеочерноземи карбонатні слабозасоленние важкого гранулометричного складу, які з'явилися попередниками сучасних чорноземів типових і вилужених Оксько-Донський лісостеповій грунтовій провінції. Вони пройшли стадію гідроморфного розвитку в атлантичному періоді, реліктові ознаки якого (карбонатна просочування всього грунтового профілю, його засолення легкорозчинні солями і гіпсом з максимальним вираженням у верхньому горизонті, журавчікі карбонатів кальцію і залізисто-марганцеві конкреції в нижній частині профілю, накопичення гумусу гуматного типу) збереглися в палеочерноземах епохи бронзи.

Період 3900-3500 Л.Н. відрізнявся більш вологими умовами і зміною в часі рослинних угруповань злаково-різнотравних степів лісостеповими ландшафтами [20]. Відбувалося посилення вилуговування карбонатів кальцію і процесу гуміфікаціі палеочерноземов. Зміст зберігся гумусу в похованих палеочерноземах цього часу досягла 4%. Склад його гуматний зі ставленням СГК: СФК: = 2.2. На самому початку зрубного часу (в аридної ХV ст. До н.е.) відзначалося пожвавлення соленакопленія і збільшення кількості солей до 0.4-0.6% (у тому числі токсичних - до 0.11-0.16%). Проте етап соленакопленія був коротким і арідні умови знову змінилися більше вологими. Вони сприяли формуванню лісостепових ландшафтів протягом 3400-2900 років тому, із зростанням ролі різнотравно-злакових спільнот у відрізок часу 2900-2500 років тому. У цих екологічних умовах на тлі зростаючого дренажу місцевості палеочерноземи карбонатні слабозасоленние поступово еволюціонували по елювіальний типу. У субатлантіческом періоді ландшафти придбали стабільні сучасних рис. Гумусового горизонту палеочерноземов був промитий від міграційних форм карбонатів, а з солей у ньому до кінця 1 тис. до н.е. зберігся лише гіпс в малих кількостях. Зросла потужність гумусового горизонту і зміст зберігся у похованих грунтах гумусу (до 4.5-5%). Палеочерноземи за своїми діагностичним ознаками були вже близькі до сучасних чорноземам. Еволюція грунтів в останні 2000-2200 років тривала в тому ж напрямі. Зрештою палеочерноземи карбонатні слабозасоленние епохи бронзи з потужністю горизонтів А + АВ = 55-63 см трансформувалися в сучасні чорноземи типові і вилужені середньо-і многогумусние з потужністю гір. А + АВ = 75-92 см.

Комплексними грунтово-археологічними дослідженнями встановлено, що в типовій і південній лісостепу Оксько-Донський рівнини гідроморфное грунтоутворення мало і має в даний час більш яскравий прояв, ніж на Середньоруській та інших височинах в тих самих ландшафтних підзона. В епоху бронзи на низинних рівнинах фоновими компонентами структури грунтового покриву були гідроморфние і полугідроморфние грунти різного ступеня засолення і солонцюватих.

Вже до середини II тис. до н.е. в типовій і південній лісостепу Оксько-Донський рівнини склався складний контрастний грунтовий покрив, у структурі якого домінували чорноземно-лугові і лучно-чорноземні палеопочви. Найбільш широке розповсюдження мали Повноразвинуті полугідроморфние лучно-чорноземні карбонатні слабозасоленние середньоглибокі палеопочви, що добре збереглися до теперішнього часу під численними курганами-могильниками епохи бронзи на междуречних вододілах. Потужність їх коливалася в межах 65-76, а на пологих схилах - 45-60 см. Наявність міграційних форм карбонатів по всьому профілю і залізисто-марганцевих конкреций в його нижній частині, слабка засолення, дуже поступове зменшення вмісту гумусу в межах гір. [А] і [АВ], його гуматний склад, однорідність гранулометричного і валового хімічного складу, морфологічна будова профілю підтверджують, що розглядаються палеопочви формувалися під рослинністю луговий степу в умовах теплого, вологого клімату та неглибокого залягання рівня грунтових вод, підтягування яких до поверхні і випаровування сприяли просочення грунтових горизонтів карбонатами і слабкій легкорозчинних накопичення солей.

В комплексі з цими грунтами значно ширше, ніж тепер, були поширені лучно-чорноземні карбонатні солонцюватих-засолені грунти. Вони відрізнялися більшою щільністю, тріщинуватістю, гірше вираженою структурою, наявністю вигорівших кольорів солей і характеризувалися сульфатною кальцієво-на-тріевим в гір. [А] і сульфатною магніевонатріевим в іншій частині профілю засоленням.

Вивчені підкурганні палеопочви відображають стан грунтоутворення, властиве атлантичного періоду з найбільш вологим і теплим кліматом протягом усього голоцену і початку суббореального періоду. Вони свідчать про те, що з ранніх епох голоцену на Оксько-Донський рівнині грунту розвивалися в гідроморфних умовах з накопиченням гумусу гуматного типу. В епоху бронзи вони досягли стадії Повноразвинуті лучно-чорноземних грунтів, які в цілому були менш потужні і вилужені, більш карбонатні, засолені і солонцюватих, ніж сучасні грунту.

Зіставлення лучно-чорноземних палеопочв епохи бронзи з грунтами, похованими під курганами 3.5-1 тис. років тому, і сучасними лучно-чорноземними грунтами дає підставу стверджувати, що їхня подальша еволюція в умовах загального похолодання і значній вологості клімату, що наступили в субатлантіческій період, йшла по шляхи посилення вилуговування і збільшення потужності грунтів. Це призвело до трансформації їх в лучно-чорноземні звичайні потужні гладкі і середньогумусні грунту, які є головним компонентом сучасного грунтового покриву південній частині Оксько-Донського плоскоместья.

Наведений огляд обширних матеріалів грунтово-археологічних досліджень свідчить про те, що в Європейській лісостепу в грунтоутворенні протягом голоцену, особливо в атлантичний період, важливу роль грав гідроморфний процес. Його прояв було неоднаковим на дренованих височинах і низовинах лісостепу Руської рівнини.

На височинах тривалість та інтенсивність гідроморфного процесу була меншою і формувалися гідроморфние і полугідроморфние грунту вже до епохи бронзи трансформувалися в чорноземи карбонатні слабозасоленние з залишковими прізнакамі гідроморфізма. Подальша їх еволюція була пов'язана з неоднорідними коливальними змінами природних умов, посиленням дренуванні території, що сприяло прогресуючого розвитку автоморфних процесу, наростання вилуговування, потужності і гумусірованності грунтового профілю. Лише втручання людини (слабке починаючи з епохи бронзи, інтенсивне в останні століття) ускладнило цей процес і викликало антропогенне деградацію чорноземів. Загальна схема еволюції чорноземів на розглянутій території протягом голоцену видається на основі існуючих фактичних матеріалів приблизно в такому вигляді: гідроморфние і полугідроморфние аналоги чорноземів (атлантичний період) - чорноземи карбонатні слабозасоленние (суббореальний період) - чорноземи типові і вилужені (кінець суббореального і субатлантіческій період).

На низинних рівнинах в умовах більшого зволоження переважно з-за близького до поверхні залягання грунтових вод на недренірованних межиріччях розвиток грунтів здійснювалося за схемою: гідроморфние і заболочені грунти лугового ряду (атлантичний період) - чорноземно-лугові і лучно-чорноземні карбонатні різного ступеня засолення і солонцюватих грунтах (суббореальний період) - полугідроморфние лучно-чорноземні та гідроморфние чорноземно-лугові сучасні грунту з комплексом грунтів западини ландшафтів (субатлантіческій період).

На Протягом голоцену (принаймні з атлантичного періоду і до теперішнього часом) у структурі грунтового покриву мали місце гідроморфние солонці і засолені грунти. Частка їх участі змінювалася разом з коливальними змінами гідротермічних та інших природних умов. Нами виявлені і детально вивчені гідроморфние солонці та солонцюваті грунту під курганами епохи бронзи в межах Оксько-Донський рівнини. Об'єктами досліджень послужили чорноземно-лугові коркові карбонатні солонмакуватими палеосолонци і лучно-чорноземні солонцюваті палеопочви.

Встановлено, що близько 4000 Л.М. в лісостепу Оксько-Донський рівнини були широко поширені Повноразвинуті гідроморфние палеосолонци. Під курганами, спорудженими в період 3400-3600 Л.Н., виявлені полугідроморфние карбонатні солонцюваті среднезасоленние палеопочви з потужністю горизонтів [AК] + [АВК] = 50-60 см. Сучасні грунту на вододільних просторах навколо курганів представлені лучно-чорноземними потужними (А + АВ = 83-97 см) середньогумусними (7-8.5%) і чорноземно-лучними важкосуглинисті і глинистими грунтами.

Подібність основних морфологічних ознак похованих і фонових грунтів свідчить про тому, що формування палеосолонцов, що почалося в атлантичний період, було обумовлено накладенням солонцеобразованія на раніше розвивався чорноземно-лугові процес. Гумусовий профіль палеосолонца має риси подібності і успадкований від чорноземно-луговий палеопочви, а солонцюватих палеопочви близький лучно-чорноземної карбонатної палеопочве, відрізняючись більшою щільністю додавання, тріщинуватістю і прізмовідностью структури. У порівнянні з фоновими грунтами вони відрізняються меншою потужністю гумусового профілю (50-60 см). Генетичний зв'язок розглянутих грунтів підтверджена результатами порівняльно-аналітичних досліджень. Чорноземно-лугові палеосолонци мають глинистий крупнопилевато-іловатий гранулометричний склад з дуже слабо вираженим виносом мулу з верхнього горизонту. Загальна ступінь диференціації грунтового профілю по мулу дорівнює 1.07, тоді як у солонцюватих палеопочве -- 1.16, фонової лучно-чорноземної грунті - 1.19, в сучасних чорноземно-лугових солонцях коливається в залежності від ступеня осолоденія в межах 1.67-2.21. Така зміна ступеня диференціації свідчить про наростання елювіірованія грунтів, а в солонцях і осолоденія в другій половині голоцену і особливо в субатлантіческом періоді. Воно торкнулося також грунтову масу курганних насипів, в якій коефіцієнт диференціації за мулу досяг 1.13-1.26. Дуже слабка диференціація палеосолонцов, законсервованих під курганами близько 4000 Л.М. - Ще одне свідчення на користь висновку про те, що вони формувалися за чорноземно-луговим палеопочвам з недиференційованим профілем.

Чорноземної-лугові палеосолонци мають ореховато-прізмовідную структуру з високим вмістом структурних окремі великі 10 мм (62-71% у верхній половині профілю). Водопрочность агрегатів дуже низька. Сума водопрочних агрегатів більше 1 мм в гумусового профілю зменшується з глибиною від 5 до 1%, розміром 1-0.5 мм від 5 до 3% і розміром 0.5-0.25 мм збільшується від 17 до 23%. Вихід пилу при мокрому розсіві становить 73-81%.

Фізичні властивості палеосолонцов погані. Величина об'ємної маси коливається від 1.41-1.43 в гір. [AB1к] до 1.47-1.53 г/см3 в гір. [B1к] і С. Питома маса збільшується з глибиною з 2.63 до 2.74 г/см3, а загальна порізно коливається в межах 46-44%. За цими показниками вони мало відрізняються від сучасних чорноземно-лугових солонців, у яких середні величини об'ємної і питомої маси, загальною порізно змінюються вниз по профілю в межах 1.40-1.54 г/см3, 2.65-2.73 і 42-48%. Лише в надсолонцовом горизонті А1, збагаченому гумусом (6-9%), ці показники кращі і становлять відповідно 1.15-1.25 г/см3, 2.56-2.60 і 51-56%.

Валовий хімічний склад чорноземно-лугових палеосолонцов характеризується великою однорідністю по генетичним обріїв. Зміст основних оксидів в перерахунку на прогартовану бескарбонатную масу коливається у вузькому інтервалі: SiO2 70-71, R2О3 19-19.5, 1.8-2.1 CaO, MgO 2-2.4, К2О 2.5-2.7, Na2О 1.1-1.3%. Аналогічний склад мають чорноземно-лугові солонцюваті палеопочви. Для сучасних чорноземно-лугових солонців відзначається збільшення вмісту SiO2 на 2-5% і зменшення R2O3 в надсолонцовом обрії в порівнянні з рештою частиною грунтового профілю. Середній вміст оксидів в надсолонцовом горизонті складає: SiO2 72-73, R2O3 17-18, CaO 1.9-2.1, MgO 2.1-2.2, К2О 2.3-2.4, Na2O 1.5-1.6%, а в іншій частині профілю (до глибини 150 см) коливається в межах: SiO2 67-69, R2O3 20.9-21.7, 1.9-2.4 CaO, MgO 2.7-2.9, К2O 2.4-2.6, Na2O 1.5-1.7%.

Таким чином, зіставлення гранулометричного і валового хімічного складу різновікових грунтів свідчить про те, що осолонцювання чорноземно-лугових палеопочв не супроводжувалося диференціацією мінеральної частини їх профілю. Вона виникла в більш пізній час у міру розвитку процесів вилуговування, а в деяких випадках і осолоденія. Багато сучасних лучно-чорноземні та чорноземно-лугові грунти Оксько-Донський рівнини характеризуються наявністю елювіальний за змістом мулу і оксиду магнію шару. Він є й у фонових грунтах близько вивчених курганів. Мабуть, це пов'язано з осолонцювання їх наприкінці першої половини голоцену і подальшим рассолонцеваніем і вилуговуванням в більш пізній час.

В першої чверті II тис. до н.е. гумусовий профіль у чорноземно-лугових палеосолонцах мав потужність близько 50 см. Вміст гумусу в ньому поступово знижувався з глибиною від 3.1 до 2%, а запас гумусу становив 193 т/га. Лучно-чорноземна солонцюватих палеопочва, поховані під курганом близько 3.5 тис. Л.М., відрізнялася більшою потужністю гумусового профілю, змістом (4.3-3.2 в гір. [AК] і 3.1-2.2% в гір. [АВК]) і запасом (234 в шарі 0-50 см і 326 т/га в шарі 0-75 см) гумусу.

В відповідно до системи показників гумусного стану грунтів [18] чорноземно-лугові палеосолонци характеризуються середнім запасом гумусу в метровій товщі (344 т/га) і поступово зменшується профільним розподілом його. Ступінь гуміфікаціі органічної речовини висока (30%). Тип гумусу гуматний з дуже низьким змістом "вільних" гумінових кислот (4-6% від суми ГК), високим - ЦК, пов'язаних з кальцієм (67-77%) і прочносвязанних (19-28%), середнім - Негідролізуемого залишку (54-56%). У груповому складі гумусу характерно переважання гумінів і низький вміст фульвокислот.

Ставлення СГК: СФК = 1.7-1.9.

В фракційному складі гумінових кислот, на частку яких припадає 28-30% від загального вуглецю органічної речовини, домінують гумату кальцію. Склад фульвокислот характеризуються майже рівним співвідношенням рухомих ФК (39-45% від суми ФК) і фульватов кальцію (38-43%) і значно меншим вмістом третя фракції (17-21 %).

Грунт курганним насипу відрізняється від підкурганні палеосолонца дещо більшим вмістом гумусу у верхній її частині, що обумовлено впливом степової рослинності, що виростали на кургані до оранки. За груповому і фракційного складу гумусу відношенню СГК: СФК вона аналогічна гумусового горизонту палеосолонца. Це, поряд з іншими діагностичними показниками, свідчить про те, що курган був насипаний грунтової масою з гумусових горизонтів палеосолонцов.

Для сучасних чорноземно-лугових солонців притаманне високий вміст гумусу в гор. A1A2 (6.5-9%), але потужність цього горизонту мала і кількість гумусу різко падає до 4-3% в гір. B1 і 1.5-2% в шарі 40-50 см. Запас гумусу в метровій товщі грунту становить 295-320 т/га. Тип гумусу - гуматний з дуже високою ступенем гуміфікаціі органічної речовини, дуже низьким вмістом "Вільних" ГК (10-2% від суми ГК), високим - ЦК, пов'язаних з кальцієм (66-76%) і дуже високим - міцно пов'язаних ГК (20-24%). Лише в надсолонцовом горизонті відзначається невелике збільшення (до 18% від суми ГК) "вільних" ГК і зменшення ступеня гуміфікаціі органічної речовини. В цілому склад гумусу палеосолонцов і сучасних солонців має велику схожість з гумусом чорноземно-лугових грунтів.

Чорноземної-лугові палеосолонци мають значну реальну ємність катіонного обміну, яка складає 30-34 в гумусового профілю і 23-25 мг-екв/100 г в материнській породі. Співвідношення обмінних катіонів різко змінюється по генетичним обріїв. У солонцьово верхньому горизонті з максимальним вмістом обмінного натрію (7 мг-екв/100 г або 20-21% від РЕКО) частка кальцію змінюється від 26 до 33, а магнію -- від 53 до 47% до суми обмінних катіонів. У середній частині профілю ступінь солонцюватістю зменшується до слабкої і частка натрію падає до 6-9% від РЕКО, а магнію - до 34-36%, кальцію збільшується до 55-60%. Материнська порода середньо солонцюватих, частка кальцію, магнію і натрію в ній становить 29,57 і 14% відповідно.

Лучно-чорноземні солонцюваті палеопочви відрізняються більшою РЕКО (35-42 мг-екв/100 г), меншою часткою обмінного натрію (7-10%) і магнію (25-41%) і збільшенням частки кальцію (53-67%) в ній. Палеосолонци і солонцюваті палеопочви карбонатні з поверхні. Кількість СаСО3 наростає з глибиною від 5 до 17 в палеосолонцах і від 0.6 до 8.6% у солонцюватих грунтах. В останніх відзначається помітне вилуговування карбонатів.

Для сучасних чорноземно-лугових солонців характерна висока насиченість обмінним магнієм (34-64% від РЕКО) і натрієм (29-67%), низька - обмінним кальцієм (3-15%). Лише в надсолонцовом горизонті під впливом процесів вилуговування і біогенної акумуляції відзначається підвищення частки обмінного кальцію (до 55% від РЕКО), впровадження обмінного водню (6%), зменшення частки магнію (23%) і натрію (16%). Карбонати присутні у всіх чорноземно-лугових солонцях. Верхні горизонти, як правило, містять мало карбонатів, але в гір. У кількість їх різко зростає до 6-14% СаСО3 і потім зменшується з глибиною до 11-5% в гір. НД і С. Осолодевающіе солонці позбавлені карбонатів в гір. А1А2. За міру наростання елювіірованія вони виносяться також з горизонтів B1 і В2, а максимум змісту СаСОз (10-12%) переміщується в другу метрову товщу грунтового профілю.

В осолонцювання розвитку і підтримки солонцевих властивостей чорноземно-лугових грунтів Оксько-Донський рівнини велика роль постійного зв'язку грунтового профілю з грунтовими водами. Під солонцями рівень їх коливається в межах 1-2.5 м. Переважають грунтові води з мінералізацією 0.8-1.9 г/л, що містять у середньому 10-18 мг-екв/л НСО3 -, 0.3-1.2 SО4 2 -, 0.05-0.1 Сl -, 0.7-2.3 Ca2 +, 1.5-4.6 Mg2 +, 0.05-0.2 К +, 8-12 Na +. Відзначається періодичне підвищення і опускання рівня грунтових вод, що сприяє виникненню вогнищ засолення і осолонцювання грунтів при загальному невеликому вмісті солей в солонцьово горизонті.

Чорноземної-лугові палеосолонци і солонцюваті палеопочви початку і середини II тис. до н.е. містять в грунтовому профілі від 0.25 до 1.1% щільного залишку та 0.25-0.94% легкорозчинних солей. У палеосолонце максимум вмісту солей (0.91-0.95%) знаходиться в гір. [B1к], в солонцюватих палеопочве солей менше і кількість їх наростає від 0.17-0.35% у верхньому шарі півметровому до 0.42-0.51% в решті 1.5-метрової товщі.

Визначення хімізму, ступеня засолення і глибини залягання верхнього сольового горизонту по Базилевич і панкової [4], всіх варіантів зв'язування іонів в солі й сольових асоціацій по Єгорову і Горіної [12], виявило, що в палеосолонцах сольові асоціації представлені в основному наступними солями: у гір. [AB1к] -- Са (НСО3) 2, Mg (HC03) 2, NaHCO3 і Na2SО4; в гір. [В1]-Са (НСО3) 2, CaS04, MgS04, Na2SО4 і в материнській породі - Са (НСО3) 2, Mg (HCО3) 2, MgSО4, Na2SО4. Хлориди практично відсутні. У гір. [AB1к] домінують сульфат натрію (44-52% від суми солей, що дорівнює 0.25-0.32%) і двовуглекислого сода (46-30%), у малому багато маємо бікарбонати магнію (3-2%) і кальцію (6-7%). Для решті частини профілю із загальною сумою солей близько 1% характерно переважання сульфатів натрію (~ 50%), кальцію (24-27%) і магнію (18-19%) і низький вміст бікарбонату кальцію (6%). В материнській породі кількість солей зменшується до 0.5%, склад їх представлений сульфатами натрію (83%) і магнію (4%) і бікарбонатами кальцію (10%) і магнію (3%). Хлориди виявляються у вигляді "Слідів", іони СО3 2 - відсутні. "Сумарний ефект" токсичних іонів (SО4 2 - і НСО3 -), виражений у мг-екв/хлора наростає від 1.0-1.3 в гір. [AB1к] до 2.0-2.5 в середній частині профілю і потім зменшується до 1.2-1.5 в материнській породу.

Звідси випливає, що чорноземно-лугові палеосолонци епохи бронзи відносяться до типу среднезасоленному сульфатно за участю двовуглекислої соди в гумусовим гір. [AB1к].

хімізм засолення по катіонного складу кальцієво-натрієвий. Відношення Na: Mg змінюється від 28-38 до гір. [AB1к] до 2 в середній частині профілю та 10 в материнській породі, Na: Ca відповідно 15, 1.5 та 9, Mg: Ca - 0.5, 0.7 і 0.9. За глибиною залягання верхнього сольового горизонту вони є високосолончаковатимі.

Сучасні чорноземно-лугові солонці, як правило, солонмакуватими або високосолончаковатие. За хімізму засолення відносяться до содовим, рідше сульфатно-содовим. Зміст щільного залишку в засолених горизонтах коливається від 0.7 до 1.8%, кількість іонів становить: НСО3 - - 7-13, Сl - -- 0.1-1.0, SО4 2 - - 0.3-12, Са2 + - 0.5-2.5, Mg2 + - 0.6-2, Na + - 3-14 мг-екв/100 м. У незасоленних горизонтах ці показники відповідно такі: 0.06-0.35%, 0.3-1.7, 0.01-0.1, 0.1-0.7, 0,2-0,6, 0.1-0.5, 0.05-0.8 мг-екв/100 р.

Солонцюваті властивості безпосередньо залежать від ступеня переходу натрію з нерухомого шару міцели в дифузний. У зв'язку з цим становлять інтерес дані по активності та концентрації іонів кальцію, натрію, калію, водню, хлору.

Чорноземної-лугові палеосолонци характеризуються низькою активністю та концентрацією кальцію в солонцьово горизонті, середньої - в іншій частині профілю і материнській породі. Облік активностей іонів водню і кальцію свідчить про середню енергетичному рівні переходу кальцію з твердої фази палеосолонца в грунтових розчин, що забезпечується наявністю карбонатів кальцію в усіх генетичних горизонтах, а також у гір. [В2]. Активність і концентрація іонів натрію висока, але в материнській породі характеризується низькими показниками (0.8 ммоль/л проти 20-35 в гір. [AB1к] і [B2к ]).

Чорноземної-лугові палеосолонци відрізняються від сучасних солонців зниженою активністю іонів кальцію по всьому профілю і натрію в середній його частині. Однак у гір. [AB1к] палеосолонца активність натрію втричі більше, ніж у відповідному горизонті сучасного солонці (20-31 проти 6-12 ммоль/л). Відмінною рисою чорноземно-лугових солонців є різка диференціація профілю за активності натрію і менш різка по активності кальцію. Верхні горизонти їх, піддані слабкому осолоденію і елювіірованію, мають низький рівень активності натрію (pNa 2.2-1.9) і кілька знижені активність кальцію (РСА 2) і величини вапняного потенціалу (5.4-6.2). В іншій частині профілю ці показники становлять 1.2-1.5, 1.8-1.9, 7.1-7.7 відповідно.

В відповідно до орієнтовної шкалою забезпеченості кальцієм і ступеня солонцюватих грунтів чорноземно-солонцьово комплексу [22] сучасні чорноземно-лугові солонці відносяться до високообеспеченним кальцієм (РСА 1.8-2). За значеннями pNa верхні горизонти їх є сильносолонцюваті (pNa 1.9-2.2), а горизонти В2 і В3 с?? лонцовимі (pNa 1.2-1.5). У палеосолонцах до солонцевих відносяться обрії [AB] і [B1]. Активність та концентрація іонів калію в палеосолонцах дуже низькі (0.03-0.19 ммоль/л), іонів хлору - вагаються в межах 1.5-4 ммоль/л.

Визначення активності водню в умовах низького розбавлення грунту водою (1:0.5), при яких значення активних концентрацій близькі до змісту цих іонів у грунті, показало, що в палеосолонцах величина рН слабо зменшилася з глибиною від 8.3-8.2 в гір. [АВ1к] до 8.1-8.0 в гір. [В] та 7.8 в материнській породі. У сучасних чорноземно-лугових солонцях верхній горизонт відрізняється зниженою величиною рН (6.4-7.2), а в іншій частині профілю вона дорівнює 8.4-8.6 і в материнській породі 8.1. При розведенні грунту водою до 1:2.5 і 1:5 величини рН зростали на 0.3-1.1. Така закономірність відзначена для всіх вивчених грунтів.

Грунт курганним насипу, споруджена з верхніх солонцевих горизонтів, і фонові лучно-чорноземні грунти суттєво відрізняються від палеосолонцов за активністю іонів. У процесі трансформації грунтової маси кургану відбулося зменшення величини рН в шарі 0-70 см до 7.6-7.8, помітно зросла активність кальцію, багаторазово знизилася активність і концентрація іонів натрію.

Фонові лучно-чорноземні грунти характеризуються ще меншими величинами рН в гумусовим (5.9-6.8) і перехідному (7.4-7.8) горизонтах, дуже низькою забезпеченістю кальцієм в орному (РСА 3.9) і підорного (2.85 горизонтах, середньої (2.3-2.4) в гір. АВ і низьким рівнем активності та концентрації натрію по всьому профілю (0.7-1.3 ммоль/л).

За величинам активності та концентрації іонів калію помітних відмінностей в порівнюваних грунтах не виявлено. Щодо активності хлору відзначається невелике її збільшення в фонових грунтах в порівнянні з палеосолонцом і курганним насипом.

Порівняльна характеристика фонових і похованих грунтів дозволяє зробити висновок, що еволюція чорноземно-лугових палеосолонцов протягом другої половини голоцену супроводжувалася істотною трансформацією фізико-хімічних властивостей, активністю та концентрацією іонів кальцію, натрію, калію, водню, хлору, величини вапняного потенціалу в них. При цьому на тлі винесення розчинних солей та часткового вилуговування карбонатів, посилення гумусоаккумуляціі відбувалося заміщення натрію на кальцій (а також і водень гідролітичною кислотності) у поглинає комплексі, знижувалася активність іонів натрію, зростала активність водню, особливо у верхній частині профілю, виникало дефіцит кальцію в промитих від карбонатів горизонтах, кілька збільшувалася активність хлору. Активність іонів калію залишилася на низькому рівні як в похованих, так і фонових грунтах.

Отже, встановлено, що до початку II тис. до н.е. в лісостепу Російської рівнини на низовинах сформувалися гідроморфние чорноземно-лугові палеосолонци і солонцюваті палеопочви, що брали значну участь в структурі палеопочвенного покриву епохи ранньої бронзи. Порівняльне вивчення палеосолонцов і солонцюватих палеопочв, сучасних фонових лучно-чер