БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ: ЗАПАДНАЯ

ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5, № 2, 2009, стр. 49–57
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
УДК 574.5(265.518)
БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ:
ЗАПАДНАЯ ЧАСТЬ БЕРИНГОВА МОРЯ
© 2009 г.
Академик Г.Г. Матишов1,2, П.А. Балыкин1, В.И. Карпенко3
В статье с позиций концепции больших морских экосистем характеризуется западная часть Берингова моря. В краткой форме изложены современные научные представления о среде обитания,
приводятся сведения о биопродуктивности и рыболовстве. Обоснована необходимость скорейшего
применения для мониторинга и менеджмента биологических ресурсов региона концепции больших
морских экосистем.
Ключевые слова: экосистема, ихтиофауна, рыболовство.
Экосистемные исследования морей и океанов
проводятся уже длительное время [1–3]. Однако
представление о больших морских экосистемах
(БМЭ) и само это понятие вошли в широкое употребление только в последние годы. Большие морские экосистемы – это районы Мирового океана,
характеризуемые особой батиметрией, гидрографией, продуктивностью и трофическими взаимодействиями. По принятым в международной практике
критериям БМЭ охватывают прибрежные зоны от
речных устьев и эстуариев до границ континентального шельфа и внешних пределов главных
систем течений и включают высокопродуктивные
участки океана площадью не менее 200 тыс. км2.
В настоящее время международными организациями узаконена схема разделения прибрежных вод
Мирового океана на 64 БМЭ, в пределах которых
сосредоточено более 90 % биоресурсов. Система
мониторинга включает пять блоков: биологическая
продуктивность, рыболовство, загрязненность,
социально-экономическая ситуация, управление.
При этом для океанических районов приоритетной
задачей является устойчивое ведение рыболовства
на основе экосистемных принципов. В пределы
отечественной экономической зоны полностью
или частично попадают 12 признанных на между1
Южный научный центр Российской академии наук, 344006,
Ростов-на-Дону, пр. Чехова, 41; тел. (863) 266-64-26, (863) 25098-32; е-mail: mtishov_ssc-ras@mmbi.krinc.ru, balykin@mmbi.
krinc.ru.
2
Мурманский морской биологический институт Кольского
научного центра Российской академии наук, 183010, Мурманск,
ул. Владимирская, д. 17.
3
Камчатский государственный технический университет, 683003, Петропавловск-Камчатский, ул. Ключевская, 56;
тел. (4152) 42-59-58, е-mail: karpenkov.i@kamniro.ru.
4 ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
народном уровне БМЭ, одной из которых является западноберинговоморская. В целом Берингово
море делится на мелководную северо-восточную и
глубоководную юго-западную части, за каждой из
которых признается статус БМЭ.
В западноберинговоморскую БМЭ включены и
тихоокеанские воды, прилегающие к восточному
побережью Камчатки, хотя географически они к
Берингову морю не относятся. Такое разграничение
не является бесспорным. В этом случае за основу
взят батиметрический критерий, когда граница
пролегает по краю материковой отмели, отделяя
мелководный северо-восточный шельф моря.
Однако с позиций мониторинга и управления
не менее важна граница между российской и американской экономическими зонами [4, 5]. Она
пролегает по району с высокой продуктивностью,
и существующее разделение (рис. 1) считается неоправданной уступкой правительства СССР и не
отвечает российским интересам [6]. Следует сказать, что действующее промысловое районирование не соответствует признанным границам БМЭ.
В настоящем сообщении мы характеризуем только
ту часть западноберинговоморской БМЭ, которая
входит в географические границы Берингова моря,
т. е. Карагинскую подзону и Западноберинговоморскую зону (рис. 2).
Эта акватория включает в себя три залива северо-восточной Камчатки – Озерной, Карагинский,
Олюторский, а также Анадырский залив; побережье
Чукотки характеризуется наличием большого числа
сравнительно небольших бухт. Кроме Командорских,
в этой половине расположен один из крупнейших
островов – Карагинский – в одноименном заливе.
Преобладающие глубины в западной части моря
3700–3900 м. Наиболее продуктивная площадь с
№2
2009
50
Г.Г. МАТИШОВ и др.
Рис. 1. Разграничение морских пространств России и США в Беринговом море. 1 – линия разграничения по соглашению
от 1 июня 1990 г. (линия Шеварнадзе); пунктиром отмечена линия разграничения до 1990 г.; 2 – восточный специальный район;
3 – западный специальный район: ЦА – центральный анклав; КК – Командорская котловина; АК – Алеутская котловина [6]
Рис. 2. Промысловое районирование Берингова моря
глубинами менее 200 м составляет здесь немногим
более 30%, тогда как в среднем для водоема почти
45% [7]. Сравнительно узкий материковый склон
(200–3000 м) почти на всем протяжении переходит
в глубоководное ложе обрывистыми уступами и
сильно расчленен. То есть можно заключить, что
западная часть Берингова моря изначально менее
удобна для рыболовства. Весьма неблагоприятны и
климато-океанологические условия. Ледовый припай появляется уже в начале ноября; основными
очагами льдообразования являются глубоко вдающиеся в сушу Анадырский и Карагинский заливы.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ
В январе льды нередко покрывают всю шельфовую
зону, а у северо-восточного побережья Камчатки за
счет выхолаживающего воздействия материка распространяются и на большие глубины. На ледовый
режим большое влияние оказывает циркуляция вод.
Она имеет весьма сложный характер из-за большой
площади моря, изрезанности рельефа дна, влияния
ветров и океанских течений. Имеется довольно
много карт циркуляции вод, заметно отличающихся друг от друга [8]. Все исследователи сходятся
во мнении, что циркуляция вод в Беринговом море
носит циклоническую направленность. Главным
ее “двигателем” служит заток тихоокеанских вод
через проливы. В глубоководной западной части
Берингова моря проявлением этого процесса является течение Атту, которое делится на две части,
одна из которых движется на север, в направлении
мыса Олюторский, однако основной поток следует
в восточном направлении (рис. 3).
Посередине моря, на значительной части повторяя направление материкового склона, существует
мощное течение, названное Центрально-Берингово-
51
морским, которое пересекает западную часть моря
и выходит к азиатскому берегу, где разделяется на
движущиеся на север Наваринское и на юг Камчатское течения [9]. Специалисты отмечают, что Центрально-Беринговоморское течение делит море на
части, заметно различающиеся океанологическими
характеристиками. “В западной глубоководной
зоне преобладает циклоническое движение вод,
плавное пространственное изменение солености,
геострофические компоненты течений, а над обширным мелководьем восточной части моря – как
антициклоническое (в его северной половине), так
и циклоническое (в его южной половине) движение
вод, большие горизонтальные градиенты солености, приливные течения” [10].
Уровень первичной продукции Берингова моря
позволяет считать его одним из наиболее продуктивных районов Мирового океана. Вопрос о рыбопродуктивности этого региона встал вместе с развитием рыболовства. Результаты беринговоморской
экспедиции Всероссийского научно-исследовательского института рыбного хозяйства и океанографии
Рис. 3. Генерализованная схема поверхностных течений в Беринговом море [9] и их скорость. Течения: 1 – Атту; 2 – ЦентральноБеринговоморское; 3 – Западно-Аляскинское; 4 – Наваринское; 5 – Камчатское
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
4*
52
Г.Г. МАТИШОВ и др.
и Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра позволили П.А. Моисееву [11] заключить, что “эта обширная акватория и
особенно ее отдельные участки по продуктивности приближаются к интенсивно используемым
шельфовым и дальненеритическим промысловым
районам Атлантического и Тихого океанов, которые обычно рассматриваются как своеобразные
эталоны высокопродуктивных участков Мирового
океана”. Этот вывод был основан на результатах
промысла, поэтому каких-либо количественных
оценок биомассы гидробионтов автор [11] не дает.
Впервые таковые появились в печати в 1980-х гг. в
работах сразу нескольких исследователей: Н.С. Фадеева [12], Н.П. Маркиной [13, 14], Т. Левасту и
Г. Ларкинза [15]. Суммируя данные по биомассе
отдельных видов и групп рыб, приводимые в статье [12], можно заключить, что общий показатель с
учетом не используемых промыслом гидробионтов
составляет 25 млн т, из которых 15 млн т приходится на минтая. Н.П. Маркина [13, 14] исходила
из оценок первичной продукции с использованием
переходных коэффициентов к последующим трофическим уровням. У нее получилось, что средняя
оценка биомассы рыб в Беринговом море составляет 29 млн т при пределах 23–36 млн т.
Американские ученые Т. Левасту и Г. Ларкинза
[15] получили сходные с данными Н.П. Маркиной
оценки математическим моделированием только для
восточной части Берингова моря (23,3–36,3 млн т).
Понятно, что для всего водоема биомасса будет
значительно больше, что вполне соответствует сведениям из публикации В.П. Шунтова [16], который,
просуммировав результаты нескольких авторов по
оценке запасов отдельных видов и групп, пришел к
выводу, что общая биомасса рыб (включая молодь) в
первой половине 1980-х гг. определялась величиной
в 38,7 млн т. Позднее, дополнив имеющиеся сведения более свежими данными, В.П. Шунтов пришел
к еще более высокому значению общей биомассы
рыб в Беринговом море – не менее 50 млн т. Из них
на западную часть приходится 12 млн т [17]. Приведены также оценки для головоногих моллюсков
(4 млн т) и креветок (1 млн т).
Таким образом, суммарная биомасса промысловых гидробионтов в Беринговом море превышала
55 млн т. Напомним, что эти цифры характеризуют
состояние ресурсов в 1980-х гг. Е.П. Дулепова [18],
проанализировав как данные, использованные в
указанных выше публикациях, так и более позднюю
информацию вплоть до 2000 г., пришла к выводу,
что в последнем десятилетии ХХ века ситуация в
значительной степени переменилась. Е.П. Дулепова делит этот период на два этапа, первый из которых характеризуется снижением общей биомассы
рыб в пелагиали, а второй – еще большим ее сокращением за счет распространения процесса и на
донных рыб. Таким образом, можно сделать вывод,
что в 1990-е гг. общая биомасса рыб в Беринговом
море существенно уменьшилась. Говоря о переменах климато-океанологического режима, следует
подчеркнуть, что 1980-е гг. характеризовались как
теплые, а 1970-е и 1990-е гг. – как холодные.
Учитывая, что эффективность передачи энергии
на высших трофических уровнях экосистемы прямым образом зависит от температуры окружающей
среды [2], можно заключить, что холодные периоды
отличаются пониженной рыбопродуктивностью по
сравнению с теплыми. Поэтому вполне может быть,
что оценки биомассы, опубликованные Н.С. Фадеевым, не являются заниженными, а реально характеризуют ситуацию 1970-х – начала 1980-х гг. Имеющиеся в нашем распоряжении данные позволяют
сравнить литературные сведения с ихтиомассой основных промысловых видов в Карагинском и Олюторском заливах (табл. 1). При составлении таблицы мы использовали собственные данные, а также
сведения, любезно предоставленные А.А. Бонком,
А.О. Золотовым, О.И. Ильиным.
Судя по представленным в табл. 1 данным,
продуктивность юго-западной части Берингова
моря может изменяться в очень широких пределах
(почти в 2 раза) за сравнительно короткий промежуток времени. Близкое соотношение приводит
В.И. Радченко [19], сравнивая биомассу нектона в
эпипелагиали Берингова моря в 1980-х и 1990-х гг.
Мы склонны согласиться с В.И. Радченко, что это
происходит под влиянием климатических измене-
Таблица 1. Средние промысловая биомасса и улов основных рыб (тыс. т) в юго-западной части
Берингова моря в 1980-х и 1990-х гг.
Вид
Минтай
Треска
Навага
Сельдь
Камбала желтопёрая
Итого
Промысловый запас
Улов
1980-е гг.
1990-е гг.
1980-е гг.
1990-е гг.
1907
179
43
180
24
2333
555
70
20
611
41
1297
79,0
13,8
2,6
15,0
4,3
114,7
46,6
19,5
3,7
35,8
6,5
112,1
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ
ний, поскольку заметных перемен в объеме добычи
в 1990-е гг. по сравнению с 1980-ми не произошло.
Об этом свидетельствует и таблица 1: несмотря на
сокращение ресурсов почти в 2 раза средний улов
в 1990-х гг. оказался практически равен среднему
улову для 1980-х.
Таким образом, по современным представлениям, биологическая продуктивность западной
и восточной частей Берингова моря соотносятся
примерно на уровне 1 : 5 по отношению к рыбам и
промысловым беспозвоночным.
Рассматривая историю антропогенного влияния
на экосистему Берингова моря, Лоужли с соавторами [20] выделяют четыре периода ее развития. Первый начался с момента заселения побережья человеком и длился до конца XVIII века.
В это время существовали лишь рыболовство вблизи берегов и собирательство для собственных нужд.
Следующий период ограничивается началом и концом промышленной эксплуатации северного морского котика (1786–1984 гг.) и включает в себя этап
промысла китов и моржей (1845–1914 гг.), а также
начало активного морского рыболовства (1952 г.).
В настоящее время, по-видимому, есть основания
говорить о наступлении следующего периода, характеризуемого малоконтролируемым промышленным ловом и браконьерским промыслом.
Начало масштабного отечественного рыболовства в Беринговом море пришлось на 1950-е гг. До
конца 1970-х гг. вылов морских рыб в западной части не превышал 192 тыс. т [21]. Затем вследствие
введения 200-мильных экономических зон к 1980 г.
он увеличился до 800 тыс. т. Уловы на уровне 0,75–
1,1 млн т поддерживались в течение 1980-х гг.,
53
после чего пошли на спад. В 2000–2007 гг. годовая
добыча морских рыб составляла 0,42–0,68 млн т
(рис. 4). В целом выделяются три периода: развития промысла (до конца 1970-х гг.), пика уловов
(1980-е гг.) и их снижения и относительной стабилизации (после 1990 г.).
Определяющим видом рыбного промысла является минтай Theragra chalcogramma. Вылов его
достиг максимума во второй половине 1980-х гг.
(0,9–1,1 млн т), а в 2004–2007 гг. уменьшился до
430–610 тыс. т. К другим важным объектам рыболовства относятся сельдь Clupea pallasii, треска Gadus macrocephalus, навага Eleginus gracilis,
камбала (7 видов) и палтус (4 вида), тихоокеанский лосось (в основе уловов 3 вида), из промысловых беспозвоночных – синий краб Paralithodes
platypus, крабы-стригуны (2 вида), креветки
(2 вида) и командорский кальмар Berrytheutis
magister.
Из пяти промысловых видов лососей (горбуша Oncorhynchus gorbuscha, кета O. keta, нерка
O. nerka, кижуч O. kisutch, чавыча O. tschawytscha)
наибольшими запасами характеризуется горбуша.
В целом общий вылов лососей на западном побережье Берингова моря в некоторые годы превышал
100 тыс. т [22].
Запасы крабов в западной части Берингова моря
невелики. Максимальная добыча синего краба
была 9 тыс. т в 1930 г. и около 7 тыс. т. в 1968 г.
В начале XXI в. вылов составлял 200–800 т. Крабстригун Бэрда Chionoecetes bairdi и стригун-опилио Chionocetes opilio добывались в количестве не
более 2 тыс. т. В настоящий период их добыча не
превышает 750–800 т.
Рис. 4. Уловы морских рыб в западной части Берингова моря (тыс. т). КО – южная часть (подзона Карагинская, см. рис. 2);
ЗБМ – северная часть (зона Западноберинговоморская)
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
54
Г.Г. МАТИШОВ и др.
Численность креветок – северной Pandalus eous
и углохвостой Pandalus goniurus – не позволяет наладить стабильный промысел; последний вид в Беринговом моря более многочислен. Четверть века
назад добыча креветок достигала 7,8 тыс. т, причем
еще в 2000 г. она составляла 1,6 тыс. т. В 2004 г.
улов составил 440 т, а в 2005–2006 гг. креветку вообще не добывали.
Из головоногих моллюсков наиболее значительны запасы командорского кальмара, вылов которого
в начале 1990-х гг. достигал 9 тыс. т, в 2004–2006 гг.
добывалось 3–4 тыс. т.
В западной части Берингова моря разрешается
добывать также 9 видов морских млекопитающих:
три вида китообразных – гренландский (Balaena
mysticetus) и серый (Eschrichtius gibbosus) киты, белуха (Delphinapterus leucas) и 6 видов ластоногих –
морж (Odobenus rosmarus divergens), морской котик
(Callorhinus ursinus), лахтак (Erignathus barbatus
nauticus), ларга (Phoca vitulina larga), акиба (Pusa
hispidar) и крылатка (Histriophoca fasciata). Все они
(кроме морского котика) являются объектами местного промысла для нужд коренного населения.
На протяжении более 200 лет водные биоресурсы
Берингова моря эксплуатируются с разной степенью интенсивности. Съем биопродукции с единицы
используемой площади этого водоема в отдельные
годы приближался к 3 т/км2 [12]. В 2000–2007 гг. в
бассейне западной части Берингова моря ежегодно
добывалось 420–680 тыс. т рыбы и морепродуктов,
что составляет более четверти всего отечественного улова на Дальнем Востоке. Анализ результатов
промысла и научной информации показывает, что
несмотря на интенсивную эксплуатацию биологических ресурсов западная часть Берингова моря
не утратила своего потенциала и в обозримом
будущем будет оставаться одним из важнейших
районов отечественного рыболовства. Однако проявившиеся в последние годы тревожные тенденции
заставляют говорить о необходимости коренного
пересмотра принципов управления промыслом.
Так, после снятия запрета, продолжавшегося почти
четверть века, ресурсы корфо-карагинской сельди
были возвращены в депрессивное состояние всего
за 8 лет. Это наиболее яркий образец нерационального природопользования и демонстрация того, что
сложившиеся приемы мониторинга и менеджмента по отношению к биоресурсам в современных
условиях оказались несостоятельными. К сходным
выводам пришли американские исследователи при
математическом моделировании экосистемы Берингова моря [23]:
– крупные морские экосистемы Северной части
Тихого океана являются экстремально динамичными и отражаются на состоянии рыболовства;
– планы управления рыболовством, основанные
на уровне численности отдельных видов, могут
быть неадекватны динамике запасов, поскольку не
принимают во внимание совокупного воздействия
пелагических и донных промыслов;
– при установлении возможного улова нужно
учитывать взаимосвязи между ключевыми видами,
их потребителями и жертвами;
– при установлении возможного улова следует
использовать сбалансированный подход в соответствии с уровнем обилия ключевых видов.
Изложенное выше очевидно показывает, что в
современных условиях вопросы регулирования
рыболовства нужно решать применительно к каждому отдельному району с учетом всех его особенностей: географического положения, особенностей
климато-океанологического режима, качественного и количественного состояния сырьевой базы,
доступности для экспедиционного и прибрежного
рыболовства, степени развитости последнего.
Рассматривая действующую схему промыслового районирования западной части Берингова моря
(рис. 2), следует сказать, что она не имеет под собой
научного обоснования. Сравнение видового состава
ихтиоценов, изучение популяционной структуры и
распределения рыб позволяют выделить следующие районы: юго-западная часть Берингова моря
(подзона Карагинская, согласно современному делению), Корякский (от м. Олюторский до 176° в.д.),
Наваринский (от 176° в.д. до границы российской
200-мильной зоны и на север до 62° 15’ с.ш.) и
Анадырский заливы (к северу от 62° 15’ с.ш.) [24].
В основу нового промыслового районирования мы
рекомендуем положить эти границы, образовав
четыре подзоны вместо двух, ныне существующих
(рис. 5).
Следующим шагом в изменении принципов
управления биоресурсами должен стать учет с
экосистемных позиций многовидового характера
современных рыбных промыслов. Предложения по
организации многовидового рыболовства активно
разрабатываются в настоящее время [25–28].
Современное состояние водоема характеризуется тем, что в условиях общего незначительного
усиления химического загрязнения среды Берингова моря морские экосистемы сохраняют динамическую стабильность по основным параметрам
(биологическая продуктивность, видовое разнообразие, биогеохимические циклы веществ). Существующие фоновые уровни загрязнений не наносят
ущерба морским биоресурсам.
В качестве весьма серьезной указывается новая угроза для экосистем региона – добыча в перспективе нефти и газа [29]. Однако воздействие
нефтедобывающего комплекса на морскую среду
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ
55
Рис. 5. Предлагаемая схема промыслового районирования западной части Берингова моря
и биоресурсы по тяжести последствий не является
главным и уступает многим другим видам деятельности на шельфе, включая рыболовство, судоходство, дноуглубительные работы, дампинг отходов
и др. Случай с кораблекрушениями в Керченском
проливе в ноябре 2007 г. показал это наглядно [30].
За более чем тридцатилетнюю историю добычи
нефти и газа на континентальном шельфе многих
стран и регионов не было получено доказательства
негативного воздействия на запасы промысловых
организмов в районах эксплуатации нефтегазовых
месторождений. Это относится также к загрязнению рыб и других объектов промысла [31], добываемых в таких районах, и к величине промысловых
уловов. Морская нефтегазодобыча и танкерные перевозки нефтепродуктов представляют локальную
опасность для шельфовых морей только в случае
аварийных разливов нефти и газоконденсата.
Проанализировав антропогенные предпосылки
изменений в экосистемах морей России, можно
сделать один общий вывод: упадок уловов как на
юге, так и на севере обусловлен не загрязнением,
а главным образом промышленным рыболовством.
Налицо перелов, монопромысел, выброс мелкой
рыбы, неучет прилова, уничтожение донных биоценозов, браконьерство. Реальная добыча рыбы в несколько раз больше допустимого улова на Каспии,
Азове, Балтике, Баренцевом и Северном морях. Все
эти явления свойственны и промыслу в дальневосточных морях России [32]. Рыболовство вредит
самому себе по всему миру. Картина перелова ценных рыб несмотря на череду запретов указывает на
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
слабое присутствие в рыбохозяйственной практике
экосистемного управления биоресурсами. Принимаемые меры малоэффективны. Всё это говорит о
необходимости скорейшего приложения концепции
БМЭ к западной части Берингова моря.
Как было продемонстрировано выше, советскими и российскими учеными накоплены достаточные массивы информации, всесторонне характеризующие западноберинговоморскую БМЭ и
позволяющие обеспечить эффективность данного
проекта, а именно устойчивую эксплуатацию ресурсного потенциала и сохранение биоразнообразия на всех экосистемных уровнях без ущерба
для промышленно-транспортной и иной морской
деятельности. Конкретным результатом таких исследований будут рекомендации по экологически
устойчивому ведению рыбного промысла, экологические обоснования добычи полезных ископаемых, проекты международных соглашений и законодательных актов по охране природы Берингова
моря.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Матишов Г.Г. Антропогенная деструкция экосистем
Баренцева и Норвежского морей. Апатиты: Изд-во
КНЦ, 1992. 112 с.
2. Матишов Г.Г., Павлова Л.Г. Общая экология и палеография полярных океанов. Л.: Наука, 1990. 224 с.
3. Матишов Г.Г., Денисов В.В. Экосистемы и биоресурсы европейских морей России на рубеже ХХ и ХХI
веков. Мурманск: ООО “МИП-999”, 1999. 124 с.
№2
2009
56
Г.Г. МАТИШОВ и др.
4. Матишов Г.Г. Большие морские экосистемы России
в условиях климатических и антропогенных изменений // Большие морские экосистемы России в эпоху
глобальных изменений (климат, ресурсы, управление): Мат-лы междунар. научн. конф. Ростов н/Д:
Изд-во ЮНЦ РАН, 2007. С. 14–44.
5. Каленченко М.М. Международно-правовые проблемы
управления природопользованием в больших морских экосистемах // Большие морские экосистемы
России в эпоху глобальных изменений (климат, ресурсы, управление): Мат-лы междунар. научн. конф.
Ростов н/Д: Изд-во ЮНЦ РАН, 2007. С. 61–67.
6. Фадеев Н.С. Справочник по биологии и промыслу
рыб северной части Тихого океана. Владивосток:
Изд-во ТИНРО, 2005. 366 с.
7. Удинцев Г.Б., Бойченко И.Г., Канаев В.Ф. Рельеф дна
Берингова моря // Труды ИО АН СССР. 1959. Т. 29.
С. 17–64.
8. Котенев Б.Н. Динамика вод как важнейший фактор
долгопериодной изменчивости биопродуктивности
вод и воспроизводства рыбных запасов Берингова
моря // Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. М.: Изд-во ВНИРО, 1995. С. 7–39.
9. Khen G.V. Oceanographic Сonditions and Bering Sea
Biological Productivity // Proc. Int. Symp. Biol. Walley
Pollock. Fairbanks, Alaska, 1989. P. 79–89.
10. Гидрометеорология и гидрохимия морей. Т. Х: Берингово море. Вып. 2: Гидрохимические и океанологические основы формирования биологической
продуктивности. СПб: Гидрометеоиздат, 2001. 235 с.
11. Моисеев П.А. Некоторые вопросы оценки биологических ресурсов Мирового океана в свете результатов
работ Беринговоморской экспедиции // Изв. ТИНРО.
1970. Т. 72. С. 8–14.
12. Фадеев Н.С. Берингово море // Биологические ресурсы Тихого океана. М.: Наука, 1986. С. 389–406.
13. Маркина Н.П., Хен Г.В. Основные элементы функционирования пелагических сообществ Берингова
моря // Изв. ТИНРО. 1990. Т. 111. С. 70–93.
14. Маркина Н.П. Биологическая продуктивность Японского, Охотского и Берингова морей // Тез. докл. 5-го
съезда ВГБО. Куйбышев, 1986. Ч. 1. С. 22–23.
15. Левасту Т., Ларкинз Г. Морская промысловая экосистема. Количественная оценка параметров и регулирование рыболовства. М.: Агропромиздат, 1987.
165 с.
16. Шунтов В.П. О рыбопродуктивности дальневосточных морей // Вопр. ихтиологии. 1987. Т. 27. Вып. 5.
С. 747–754.
17. Шунтов В.П., Дулепова Е.П. Современное состояние,
био- и рыбопродуктивность экосистемы Берингова
моря // Комплексные исследования экосистемы Берингова моря. М.: Изд-во ВНИРО, 1995. С. 358–387.
18. Дулепова Е.П. Сравнительная биопродуктивность
макроэкосистем дальневосточных морей. Владивосток: Изд-во ТИНРО, 2002. 273 с.
19. Радченко В.И. Состав, структура и динамика нектонных сообществ эпипелагиали Берингова моря: Автореф. дисс…канд. биол. наук. Владивосток: Институт
биологии моря, 1994. 24 с.
20. Loughlin T.R., Sukhanova I.N., Sinclair E.H., Ferrero R.C.
Summary of Biology and Ecosystem Dynamics in the
Bering Sea // Dynamics of the Bering Sea. Fairbanks,
Alaska. USA: University of Alaska Sea Grant. PICES,
1999. Р. 387–407.
21. Балыкин П.А. Рыболовство в западной части Берингова моря // Иссл. водных биол. ресурсов Камчатки и
сев.-западной части Тихого океана. ПетропавловскКамчатский: Изд-во КамчатНИРО, 2004. Вып. 7.
С. 27–34.
22. Карпенко В.И., Рассадников О.А. Состояние запасов
дальневосточных лососей (Salmonidae) в современный период (1971–2002) // Иссл. водных биол. ресурсов Камчатки и сев.-западной части Тихого океана.
Петропавловск-Камчатский: Изд-во КамчатНИРО,
2004. Вып. 7. С. 14–26.
23. Francis R.C., Aydin K., Merrick R.L., Bollens S.
Modeling and Management of the Bering Sea Ecosystem // Dynamics of the Bering Sea. Fairbanks, Alaska,
USA: University of Alaska Sea Grant. PICES, 1999.
Р. 409–433.
24. Балыкин П.А. Ихтиоцены западной части Берингова
моря: состав, промысловая значимость и состояние
запасов: Автореф. дисс. … д-ра биол. наук. М.: ВНИРО, 2006. 50 с.
25. Балыкин П.А., Терентьев Д.А. Организация многовидового промысла рыб на примере Карагинской
подзоны // Вопр. рыболовства. 2004. Т. 5. № 3.
С. 489–499.
26. Балыкин П.А., Бонк А.А., Буслов А.В., Терентьев Д.А. Распределение квот на вылов водных
биоресурсов с учетом многовидового характера
рыболовства // Вопр. рыболовства. 2007. Т. 8. № 3.
С. 559–568.
27. Терентьев Д.А., Василец П.М. Структура уловов на
рыбных промыслах в северо-западной части Берингова моря // Изв. ТИНРО. 2005. Т. 140. С. 18–36.
28. Буслов А.В. Возможность организации и регулирования многовидового рыболовства в современных
условиях на примере Петропавловск-Командорской
подзоны (Восточная Камчатка) // Вопр. рыболовства.
2006. Т. 7. № 2. С. 267–276.
29. Региональные изменения климата и угроза для экосистем. Вып. 2. Чукотский экорегион. М.: WWF, 2002.
28 с.
30. Матишов Г.Г., Бердников С.В., Савицкий Р.М. Экосистемный мониторинг и оценка воздействия разливов
нефтепродуктов в Керченском проливе. Аварии судов в ноябре 2007 г. Ростов н/Д.: Изд-во ЮНЦ РАН,
2008. 80 с.
31. Матишов Г.Г., Матишов Д.Г. Радиационная экологическая океанология. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН,
2001. 419 с.
32. Балыкин П.А., Бонк А.А., Буслов А.В., Варкентин А.И.,
Золотов А.О., Терентьев Д.А. Потери уловов на промыслах Дальнего Востока и возможности их уменьшения // Эконом. проблемы развития рыбной пром.
и хоз-ва России в свете реализ. концепции развития
рыбного хоз-ва РФ до 2020 г. М.: Изд-во ВНИИЭРХ,
2004. С. 78–86.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
БОЛЬШИЕ МОРСКИЕ ЭКОСИСТЕМЫ РОССИИ
THE LARGE MARINE ECOSYSTEMS OF RUSSIA:
THE WESTERN BERING SEA
Academician RAS G.G. Matishov, P.A. Balykin, V.I. Karpenko
From positions of the Large Marine Ecosystem concept the western Bering Sea is characterized. In the
article current scientific discourse on environmental habitat, biological resources, and data on fishery are
resulted. Necessity of the prompt application of the Large Marine Ecosystem concept for monitoring and
management by biological resources of this region is proved.
Key words: ecosystem, ichthyofauna, fishery.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
57
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5, № 2, 2009, стр. 58–63
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
УДК 519.6:532.5
МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВЕТРОВЫХ ТЕЧЕНИЙ
В КЕРЧЕНСКОМ ПРОЛИВЕ
© 2009 г.
А.Л. Чикин1
Представленная математическая модель описывается уравнениями движения несжимаемой вязкой
жидкости. Задача решается конечно-разностными методами с использованием противопотоковых
схем. Сравнение результатов расчета с наблюденными данными показало, что такая математическая
модель достаточно адекватно описывает гидродинамику течений в Керченском проливе. Данная модель позволяет рассчитывать течения в случае изменения береговой линии, а ее трехмерность дает
возможность вычислять скорости на различных горизонтах.
Ключевые слова: математическое моделирование, гидродинамика, ветровые течения.
Изучение Керченского пролива началось еще в
конце XIX века Ф.Ф. Врангелем. Во второй половине ХХ века на основе исследования динамики вод
Керченского пролива, проведенного Государственным океанографическим институтом, Э.Н. Альтман
разработал и верифицировал новые эмпирико-теоретические методы расчета уровня течений и водообмена в Керченском проливе, рассчитал характеристики колебаний уровня в проливе [1]. Позже
другие ученые проводили исследования основных
особенностей океанографического режима Керченского пролива, в том числе ветрового волнения,
колебаний уровня моря, системы течений и водообмена, ледового режима, гидрохимических условий,
транспорта наносов. В частности, результаты этих
исследований отражены в работе [2].
Одним из основных этапов решения задач,
связанных с моделированием гидрофизических
процессов в водоемах, является расчет гидродинамических параметров течения. Определенный
интерес представляют водоемы с большой неоднородностью поля глубин, то есть с наличием как
глубоководной области, так и обширных мелководных районов (прибрежная зона, внутренние
заливы и лиманы), глубина в которых соразмерна
с перепадом уровня воды. В судоходной части
Керченского пролива глубины составляют 8–10 м,
а в южной его части до 19 м. В то же время в прибрежных районах, Таманском и Динском заливах
1
Южный научный центр Российской академии наук,
344006, Ростов-на-Дону, пр. Чехова, 41; тел. 8 (863) 297-50-94,
e-mail: chikin@rsu.ru.
глубина составляет 0,5–4 м [3]. Такое распределение глубин позволяет говорить о большой их
неоднородности. В настоящее время при расчете
параметров течений в водоемах с указанной топологией дна обычно используются специальные
координатные системы (v-координаты), возможно
использование криволинейных сеток или проведение предварительного преобразования исходной нерегулярной области в регулярную. Однако
данные методики заметно усложняют как саму
систему дифференциальных уравнений, так и ее
численное решение.
Для численного исследования течений в Керченском проливе использовалась разработанная
автором двухслойная модель гидродинамики [4].
Достоинство данного подхода заключается в том,
что решение подобных задач происходит без предварительного преобразования расчетной области,
с использованием конечно-разностных методов и
применением равномерных прямоугольных сеток.
Результаты расчетов нельзя считать высокоточными, однако их можно использовать в качестве разведочного анализа или начального приближения в
более сложных моделях.
Суть подхода в следующем. Проведем горизонтальную секущую плоскость Р, отстоящую от невозмущенной поверхности водоема Р0 на глубине,
равной максимальной глубине мелководья h(x, y)
(рис. 1), и разобьем всю область моделирования
на два слоя: верхний I и нижний слой II. Таким
образом, I – все мелководье и верхняя часть глубоководного слоя, слой II – глубоководная область.
Предполагается, что эффект осушения из-за сгона
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВЕТРОВЫХ ТЕЧЕНИЙ
59
где | WB | = W 2x + W 2y , | WT | = u 2s + v 2s , b ( x, y ) –
коэффициент трения верхнего слоя жидкости о дно
(или о глубоководный слой), γ – коэффициент трения ветра о слой I.
Движение воды в слое II задается уравнениями
движения несжимаемой вязкой жидкости
∂u
∂u
∂u
∂u
+u
+v
+w
– Xv =
∂t
∂x
∂y
∂z
=–
Рис. 1. Вертикальный разрез исследуемого водоема
воды может присутствовать только в мелководных
районах и не может происходить в глубоководной
части.
На движение воды в слое I влияет ветер, а движение в слое II инициируется как движением слоя
I, так и градиентами давления.
Движение воды в слое I задается уравнениями
мелкой воды
∂u s
∂u s
∂u s
∂g
+ us
+ vs
+
– Xv s = –g
∂t
∂x
∂y
∂x
+ v xy f
∂ 2 us
∂x 2
+
∂ 2 us
∂y 2
p+
xsx xbx
+ Fx ( x, y ), (1)
H
H
∂v s
∂v s
∂v s
+ us
+ vs
+ Xu s =
∂t
∂x
∂y
= –g
∂2 vs ∂2 vs
∂g
+ v xy f 2 +
p+
∂y
∂x
∂y 2
+
xsy
H
–
xby
H
+ F y ( x, y ),
(2)
∂g ∂Hu s ∂Hv s
+
+
= 0.
∂t
∂x
∂y
(3)
В уравнениях (1)–(3), ,
g
us =
1
H
y udz,
g
vs =
–h
1
H
y vdz,
H = h + g,
–h
h = h(x, y) – глубина мелководного слоя; us = us(x, y,
t), ys = ys(x, y, t) – скорости в слое I; функции Fx(x,
y) и Fy(x, y) описывают взаимодействие верхнего
и нижнего слоев между собой; xsx, xsy – проекции
на оси OX и OY силы трения ветра о поверхность
водоема; xbx, xby – проекции на оси OX и OY силы
трения жидкости о дно (или о глубоководный слой
воды). Эти величины зависят от скорости ветра
WB = { W x; W y } и течения WT = { u s; v s } и определяются так [5]:
xr s = c | W B | W B ,
xr b = b | WT |,
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
1 ∂p
∂2 u ∂2 u
∂
∂u
+ v xy f 2 + 2 p + e v z o, (4)
t ∂x
∂
z
∂z
∂x
∂y
∂v
∂v
∂v
∂v
+u
+v
+w
+ Xu =
∂t
∂x
∂y
∂z
=–
1 ∂p
∂2 v ∂2 v
∂
∂v
o , (5)
+ v xy f 2 +
p + ev z
2
∂
z
∂z
t ∂y
∂x
∂y
∂ u ∂ v ∂w
+
+
= 0.
(6)
∂x ∂ y ∂z
К системе уравнений (4), (5) добавляется уравнение
гидростатического давления
p = gt ( g – z ) + p a .
(1)
В (4)–(6) u, y, w – компоненты скорости; x, y, z, t –
пространственные переменные и время соответственно; oxy, oz – коэффициенты горизонтальной и
вертикальной вязкости соответственно; t – плотность воды; g = 9,8 м/с2 –ускорение силы тяжести;
pa – атмосферное давление.
Приведенные системы замыкаются соответствующими граничными условиями. Вдоль твердой
границы ставятся условия скольжения или задаются скорости втекания или вытекания воды. На границе между слоями uXl ставится условие равенства
скоростей
u ∂ Xl = u s , v ∂ Xl = v s .
Функции Fx(x, y) и Fy(x, y), описывающие взаимодействие I и II слоев, задаются следующим образом:
uw
vw
Fx ( x, y ) =
,
F y ( x, y ) =
.
H ∂ Xl
H ∂ Xl
Особенностью моделирования гидродинамики
Керченского пролива является наличие косы Тузла.
Тузлинский нанос – это песчаная полоса, полупогруженная в илы. Коса растет в результате типичной аккумуляции береговых наносов. В 1925 г. во
время сильного южного шторма в море прорвало
косу вблизи Таманского берега и она превратилась
в остров, отделенный от мыса Тузла проливом,
который достиг через некоторое время ширины
нескольких километров. Средняя глубина пролива
между мысом Тузла (Тамань) и надземной частью
№2
2009
60
А.Л. ЧИКИН
Рис. 2. Картина течения в Керченском проливе через 2 часа после смены ветра с северного на южное направление
косы не превышает 0,3–0,6 м. На расстоянии 2,5 км
от мыса имеется искусственная промоина глубиной
порядка 1,3 м и шириной не более 30 м. В 2003 г. со
стороны Таманского полуострова на месте прежней
косы была частично насыпана дамба.
Поскольку после строительства дамбы в 2003 г.
натурные данные по гидродинамике не собирались, то настройка модели проводилась без учета
современной береговой линии по натурным данным, полученным до 2003 г. Калибровка модели
проводилась по данным на экспедиционных станциях I, II, III, IV (рис. 2), при этом выбирались
натурные данные в те даты наблюдений, когда эти
данные существовали одновременно хотя бы на
трех рассматриваемых станциях. К таким данным
относятся наблюдения, полученные в 1926, 1927
и 1934 гг.
В силу относительно небольших геометрических
размеров Керченского пролива предполагалось,
что ветровое поле над всей акваторией постоянно
и равномерно. Оценка погрешности проводилась с
одновременным учетом данных по всем четырем
станциям
4
/ (U
d=
i nat
– Ui ) 2
i=1
.
4
/U
2
i nat
i=1
В таблице 1 приведено сравнение наблюденных
и вычисленных скоростей поверхностного течения
(см/с), указаны даты наблюдений, станции, где эти
наблюдения проведены, а также направление и сила
ветра. Рассчитанные поля скоростей принимались
к рассмотрению, если общая (по четырем метеостанциям) погрешность не превышала 50%. В противном случае считалось, что при рассматриваемой
ветровой ситуации на течение в проливе сильное
влияние оказывают факторы, которые математическая модель не учитывает.
Характерной ситуацией в Керченском проливе
является смена течений с азовоморского на черноморское или наоборот. С помощью построенной
математической модели была численно исследована возможная динамика изменения течения с азовоморского на черноморское.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВЕТРОВЫХ ТЕЧЕНИЙ
61
Таблица 1. Измеренные и рассчитанные скорости течения
Дата
Станции
10.09.1926
I
II
III
IV
Общая погрешность 25,5 %
I
II
III
IV
Общая погрешность 42,4 %
I
II
III
IV
Общая погрешность 30,4 %
I
II
III
IV
Общая погрешность 19,4 %
11.06.1927
22.06.1927
08.08.1927
Нат. данные,
см/с
Расчет,
см/с
Погрешность
Ветер
30
51
44
18
28
45
26
18
6,7 %
11,8 %
40,9 %
–
N3
NNE3
NNW6
N6
52
97
78
38
55
41
31
26,9 %
43,3 %
47,4 %
NNE4
NE6
NNE4
13
43
68
9
13
19
64
16
–
55,8 %
5,9 %
77,8 %
W6
W4
NW8
NW10
13
36
32
13
13
30
25
15
–
16,7 %
21,9 %
15,4 %
NNE3
NNE5
NE6
NE5
Рис. 3. Картина течения в Керченском проливе через 3 часа после смены ветра с северного на южное направление
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
62
А.Л. ЧИКИН
Рис. 4. Изменение во времени эпюры скоростей в Павловской узости
В течение первого часа направление течения
изменилось в основном в примыкающих к проливу заливах. Затем черноморское течение начинает
формироваться в южной части пролива, но течения
в протоках вокруг о. Тузла носят северный характер (рис. 2).
Через три часа после смены направления ветра
черноморское течение занимает почти всю южную
часть пролива (рис. 3). Исключение составляет
течение через створ между о. Тузла и Таманским
полуостровом. Очень слабые течения наблюдаются
в северной и Павловской узостях.
К концу седьмого часа черноморское течение
полностью формируется.
Трехмерность модели позволяет рассчитать скорость течения от поверхности до дна. Такие расчеты были проведены в центре Павловской узости.
На рис. 4 приведено изменение эпюры скоростей
при смене течений с азовоморского на черноморское. В первые три часа происходит ослабление
северного течения, затем начиная с четвертого часа
набирает силу южное течение.
С помощью построенной математической модели была численно исследована возможная картина течений в центральной части пролива при
отсутствии или наличии дамбы. Так, например,
при действии юго-западного ветра в отсутствие
дамбы примерно половина объема воды, проходящей через станцию III, нагоняется в Таманский
залив, а другая половина движется вдоль северной стороны острова Тузла в сторону Азовского
моря. При наличии дамбы расход воды через станцию III значительно сокращается и вода в Таманский залив поступает в основном с северной стороны о. Тузла, но движется уже в юго-восточном
направлении.
Проведено численное исследование влияния
дамбы на расход воды при черноморском течении.
В каждой из четырех станций расход вычисляли в
поперечном сечении. Установлено, что на станции
I наличие дамбы не оказывает никакого влияния;
наличие дамбы сократило расход на станции III и
увеличило расход на стации II; на станции IV поток
также уменьшился.
Сравнение результатов расчета с наблюденными
данными показало, что представленная математическая модель достаточно адекватно описывает
гидродинамику течений в Керченском проливе.
Данная модель позволяет рассчитывать течения в
случае изменения береговой линии, а ее трехмерность дает возможность вычислять скорости на
различных горизонтах.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
МАТЕМАТИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ВЕТРОВЫХ ТЕЧЕНИЙ
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Альтман Э.Н. Водообмен через Керченский пролив в
условиях зарегулированного стока рек Азовского бассейна // Океанология. 1973. Т. 13. Вып. 3. С. 416–423.
2. Еремеев В.Н., Иванов В.А., Ильин Ю.П. Океанографические условия и экологические проблемы Керченского пролива // Морський екологічний журнал. № 3. Т. 2.
2003. С. 27–40.
3. Карта Керченского пролива. М 1 : 100 000. СПб:
Главное управление навигации и океанографии,
2003.
4. Чикин А.Л. Об одном из методов расчета параметров течений в водоемах с большой неоднородностью глубин // Водные ресурсы. 2005. Т. 32. № 1.
С. 55–60.
5. Филиппов Ю.Г. Об одном способе расчета морских
течений // Тр. ГОИН. 1970. Вып. 103. С. 87–94.
MATHEMATICAL MODEL
OF WIND CURRENTS IN THE KERCH STRAIT
A.L. Chikin
The mathematical model by the equations of driving of incompressible viscous liquid is described. To
solve this problem by the finite difference methods the upwind schemes are used. A comparison of results with
natural data has shown that the mathematical model adequately describes the hydrodynamics of currents in
the Kerch strait. The three-dimensionality of model enables to compute velocities on the various horizons.
Key words: mathematical modelling, hydrodynamic, wind currents.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
63
№2
2009
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5, № 2, 2009, стр. 64–72
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
УДК 551.8 + 563.12(268.45 + 268.52)
ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
И РАЗВИТИЯ СООБЩЕСТВ ФОРАМИНИФЕР
ПРИ ГЛОБАЛЬНЫХ КЛИМАТИЧЕСКИХ ПЕРЕСТРОЙКАХ
© 2009 г.
И.А. Погодина1
Выявлены три этапа массового расцвета в Баренцевом и Карском морях теплолюбивых видов фораминифер: начало позднего плейстоцена, средний валдай, средний голоцен. Самый высокий процент
бореальных видов (60%) регистрируется в начале позднего плейстоцена. Сообщества фораминифер
арктического типа с низкой численностью и низким разнообразием были развиты в изученных морях
повсеместно во время оледенений и дегляциаций ледниковых покровов. Современные сообщества
сформированы в позднем голоцене. На основании полученных результатов пространственного распространения сообществ фораминифер во времени выполнены палеогеографические реконструкции.
Ключевые слова: палеоклимат, палеогеография, поздний плейстоцен, голоцен, фораминиферы.
Позднечетвертичное время – период значительных изменений климата. С ним связаны такие масштабные события, как неоднократные оледенения,
смена циркуляции вод, колебания уровня Мирового океана. Сочетание различных геологических
и океанологических процессов в значительной
степени определяет как морфологию и литодинамику шельфа, так и состояние его экологических
систем [1].
В данной работе рассматриваются особенности
развития и пространственного распределения сообществ фораминифер в регионе Баренцева и Карского морей на протяжении позднего плейстоцена
и голоцена. Особенности структуры комплексов
бентосных фораминифер, их видовое разнообразие
и обилие в значительной степени определяются
свойствами придонных водных масс, формирование и изменение которых во времени контролируется прежде всего глобальными климатическими
процессами.
Материалом послужили скважины мелководноморского бурения и колонки Баренцева и Карского
морей, а также естественные обнажения Кольского
п-ва, архипелагов Шпицберген, Новая Земля, Земля
Франца-Иосифа (рис. 1).
Фактический материал показывает, что в
изучаемом регионе сохранились свидетельства
позднеплейстоценовой морской трансгрессии, со1
Мурманский морской биологический институт Кольского
научного центра Российской академии наук, 183010, Мурманск,
ул. Владимирская, д. 17; тел. (8152) 27-91-76, e-mail: pogod@
mmbi.info.
ответствующей микулинскому межледниковью –
изотопно-кислородной стадии 5 (ИКС 5). Отложения этого времени представлены двумя фациями:
мягкими пластичными серыми, коричневато-серыми глинами и мелко-крупнозернистыми песками и
алевритами. Песчаные фации отмечены исключительно в прибрежье, в то время как глины имеют
достаточно широкое распространение.
Разрезы, вскрывающие межледниковые отложения, известны также на севере Европейской
и Западно-Сибирской частей России [2, 3 и др.].
В них повсеместно наблюдается чередование песков и алевритов, сменяющихся глинами и вновь
песками. По сути эти отложения отражают все этапы развития бореальной трансгрессии от ее начальной стадии до регрессии.
В Печорском море микулинские слои залегают
на морене московского (?) оледенения, в разрезах
центральной области Баренцева моря перекрывают
коренные породы. Для них характерно присутствие большого количества остатков микро- (фораминиферы, остракоды) и макрофауны (раковины
моллюсков). Сообщества фораминифер начала
позднего плейстоцена отличаются разнообразием
систематического состава. Доминируют бореальные и бореально-арктические виды, живущие в
современных арктических и бореальных морях
с соленостью, близкой к нормальной морской, и
положительными придонными температурами.
На долю бореальных видов приходится до 60%,
что свидетельствует о широком проникновении
атлантических вод на восток (рис. 2а). В осадках
глубоководной части бассейна в значительных ко-
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
65
Рис. 1. Карта района исследований. 1 – скважины, 2 – колонки, 3 – дночерпательные пробы, 4 – естественные обнажения
личествах (до 12%) присутствуют Cassidulina neoteretis, Cibicides lobatulus. Обычны лагены, оолины, фиссурины, букцеллы. Достаточно высоко (до
40 экз./г) содержание раковин планктонных форм
Globigerina quinqueloba и Globigerina pachyderma.
Многие виды, составляющие в фаунистических
комплексах этого периода значительный процент,
обитают в морях западной Арктики и в настоящее
время, однако для региона Баренцева и Карского
морей в настоящее время они являются в большинстве своем акцессорными. Следует обратить внимание и на крайне редкие находки в современных
5 ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
сообществах этих морей, причем только в западном
секторе, такого широко распространенного в тот
период вида, как Bulimina marginata. Нами раковины этого вида обнаружены в глинах центральной
области Баренцева моря, Канинского мелководья,
Печорского моря, а также в алеврито-песчаных
отложениях северной области Западного Шпицбергена.
В песчано-глинистых толщах террас Терского
берега Кольского полуострова, возраст которых,
определенный уран-ториевым методом, составляет
115 тыс. лет [4], В.И. Гудиной [2] обнаружены боре№2
2009
66
И.А. ПОГОДИНА
Рис. 2. Распределение бентосных фораминифер в Баренцевом и Карском морях в позднечетвертичное время
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
ально-арктические комплексы фораминифер. Бореальные и бореально-арктические виды составляют
более 50% комплекса, лузитанские и бореальнолузитанские около 15%. Столь высокое процентное
содержание названных выше видов свидетельствует о том, что бассейн Белого моря испытывал значительное влияние теплых атлантических водных
масс. Систематический состав фораминифер указывает на то, что их сообщества формировались в
условиях открытого моря с нормальной морской
соленостью, положительными придонными температурами.
В одновозрастных отложениях Шпицбергена
процент бореально-арктических и бореальных
видов существенно ниже (10–15%). Доминируют
арктические виды. Наряду с фораминиферами
встречаются разнообразные остракоды, моллюски,
балянусы, остатки иглокожих, что несмотря на арктический облик фораминифер свидетельствует о
довольно благоприятных условиях среды обитания
организмов.
Потепление в период микулинского межледниковья (100–115 тыс. лет назад) сопровождалось
глобальной трансгрессией Мирового океана (бореальная трансгрессия). На севере европейской части
СССР бореальная трансгрессия распространялась
на юг до 63° с.ш. На северо-востоке Балтийского
щита, вероятно, существовал широкий пролив,
и Белое море было частью обширного морского
бассейна, объединяющего Баренцево и Балтийское
моря. Наиболее возвышенные участки Европейского Севера с абсолютными отметками больше +60 м
не покрывались морем и представляли собой острова, аналогичные современному о. Колгуев [5].
В разрезах скважин, отобранных на шельфе Баренцева и Карского морей, ясно прослеживаются
этапы наибольшего похолодания, соответствующие
максимальному оледенению на суше и арктических
архипелагах. Отложения этого периода представлены глиной, темно-серой, плотной, с гравием и
галькой. На сейсмопрофилях они регистрируются
в виде полупрозрачной толщи – III ОССК баренцевоморского региона [6]‚ со светлой записью, практически без отражающих границ. Как российские‚
так и зарубежные исследователи оценивают ее возраст по-разному: от 500 до 12 тыс. лет. По мнению
одних‚ они представляют собой морские и ледниково-морские образования. По данным других‚ это
исключительно моренные отложения и фаунистические остатки‚ содержащиеся в них‚ являются
переотложенными. Вопрос об их генезисе остается
остро дискуссионным. Действительно, для этих
отложений свойственно крайне низкое содержание
раковин (до 5 экз./г) и низкое видовое разнообразие
(2–5). Но характер фаунистических остатков в приВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
67
брежных и центральных районах моря различен.
На мелководьях сохранность раковин плохая. Найденные здесь единичные экземпляры ожелезнены,
имеют следы растворения, частично разрушены.
Скорее всего, обнаруженные здесь фораминиферы
действительно переотложены из более древних
межледниковых слоев. В центральной же части
бассейна облик раковин исключает их переотложение. Комплексы с доминированием Elphidium
excavatum f. clavata отражают высокоарктические
экстремальные условия среды, пониженную соленость. Все виды, обнаруженные здесь, наиболее
приспособлены к низкому содержанию в осадке
питательных веществ, которое могло быть обусловлено пониженной продуктивностью, вызванной, в
свою очередь, наличием круглогодичного ледяного
покрова. В настоящее время аналогичные сообщества известковых бентосных фораминифер развиты
в северо-восточной области (рис. 2г), где преобладают водные массы с низкой температурой и длительно развит ледяной покров.
В области Печорского моря отложения ранневалдайского периода представлены плотными темносерыми суглинками с включениями грубообломочного материала. Они перекрываются слоистыми
темно-серыми алевритами, нижние горизонты которых содержат большое количество фораминифер, моллюсков, остракод – индикаторов открытых
морских интерстадиальных условий. В палинологических спектрах этих осадков значительный
процент составляет пыльца деревьев. Возраст
данных отложений по результатам радиоуглеродного анализа 39–35 тыс. лет [7]. Вероятно, полная
дегляциация шельфа Печорского моря наступила в
среднем валдае. Эти данные совпадают с результатами датирования послеледниковых отложений на
Печорской равнине и п-ве Ямал радиоуглеродным и
термолюминесцентным методами [8]. В каргинское
время (40–35 и 30,7–24,1 тыс. лет назад), по данным
микропалеонтологических исследований разрезов
плейстоценовых отложений Кольского полуострова
[2], регистрируется морская трансгрессия. Каргинская трансгрессия вторгалась в прибрежные приморские низменности и проникала в приустьевые
части рек. При этом размеры каргинского бассейна
были значительно меньше, чем микулинского, и,
возможно, меньше нынешнего и юго-восточная
область шельфа могла представлять собой сушу.
Отмечается различный характер морской фауны в
каргинском и микулинском горизонтах. Каргинские
палеофаунистические комплексы имеют арктический характер, что свидетельствует о более холодном бассейне, аналогичном современному.
После короткого интерстадиального периода с
нормальными морскими условиями вновь произо№2
2009
5*
68
И.А. ПОГОДИНА
шло падение уровня моря и установились континентальные условия. Плейстоценовые суглинистые
отложения Печорского моря перекрываются серыми ритмично-слоистыми алевритами, практически
не содержащими фаунистических остатков. В спорово-пыльцевых комплексах этих отложений доминирует пыльца травянистых растений, главным
образом полынь горькая (Artemisia). Отсутствие
микрофауны и повышение содержания пыльцы
трав свидетельствует о переходе к мелководным
морским, продельтовым условиям, падении уровня
моря и близости береговой линии. Значительная
часть Печорского моря в этот период представляла
собой сушу в виде низких морских, аллювиальноморских и аллювиально-озерных равнин, где формировались многолетнемерзлые породы и активно
протекали разнообразные криогенные процессы.
Вероятно, поздневалдайский Новоземельский ледниковый щит занимал лишь северную часть Печорского моря, не достигая Печорской низменности.
В современном рельефе дна Печорского моря
обнаружены многочисленные палеодолины рек.
Особенно отчетливо прослеживается палеодолина
Печоры, которая направлена в сторону пролива
Карские Ворота. На нее “нанизаны” замкнутые
депрессии с плоским дном, напоминающие проточные тундровые озера. Одна из таких депрессий
на глубине моря 70 м обнаружена в ходе бурения
и дальнейшей камеральной обработки материала.
Изучена стометровая толща слоистых глинистых
отложений без морской фауны и флоры, но наполненная растительным детритом, снесенным с
суши. Образование всей этой толщи происходило
в позднем валдае, во время сартанской ледниковой
эпохи.
Предполагается [9], что в эпоху максимума последнего оледенения (ИКС 2), с падением уровня
моря на 120–140 м, Баренцево море представляло
собой полузамкнутый бассейн, соединявшийся с
Мировым океаном только проливом Медвежинского желоба. На севере и северо-востоке он был блокирован ледниками. Центральная часть моря оставалась областью подледного осадконакопления, где
развивались малочисленные высокоарктические
сообщества фораминифер с доминированием вида
Elphidium excavatum f. clavata (рис. 2б). На юговостоке на месте Печорского и частично Карского
морей во время глубокой эвстатической регрессии
Мирового океана была низменная суша с тундровым ландшафтом.
В период дегляциации бассейн Баренцева моря,
по-видимому, отличался значительной мутностью
и опресненностью. Это подтверждается как литологическими, геохимическими, так и микропалеонтологическими данными. Практически всеми
скважинами вскрыты глины мощностью до 30 м
коричневого цвета в прибрежье, темно-серого в
центральной области. Их сейсмозапись по всей акватории представляет собой чередование темных и
светлых полос. Возраст этих отложений определен
радиоуглеродным методом и составляет 13–12 тыс.
лет [10]. Большинством исследователей эти осадки
рассматриваются как отложения морского перигляциала. Вероятно, их формирование происходило при
быстром распаде ледникового покрова и высвобождении значительных масс терригенного материала.
В пользу этой гипотезы говорит сходный характер
осадков и фауны, наблюдаемых в зонах современной ледниково-морской седиментации и представленных в разрезах. Тонкий гранулометрический
состав толщ позволяет предположить, что накопление их происходило за счет осаждения ледниковой
мути, приносимой в акваторию водными потоками
с ледникового покрова, располагавшегося на Кольском полуострове. Породы здесь наиболее обогащены биотитом, а именно с его диагенетическим
преобразованием связывают коричневую окраску
глин в южных районах. Процесс перехода биотита
в диоктаэдрическую гидрослюду – основной минерал коричневых глин – сопровождается окислением и осаждением восстановленных форм железа
(Fe2+ → Fe3+), что и придает осадкам коричневый
цвет. Диагенетическое же преобразование биотита
наиболее интенсивно происходит в опресненных
водах [11, 12]. В процессе таяния ледников в бассейн, несомненно, попадало огромное количество
пресной воды. Действительно, на шельфе Баренцева моря выявлены участки, где в четвертичных
разрезах зафиксировано распреснение иловых вод
[13]. В основном это мелководные области шельфа
(Новоземельская банка, возвышенность Персея,
Гусиная, Демидовская, Финмаркенская, Мурманская банки, Западно-Шпицбергенское мелководье,
западные районы банки Копытова). Распреснение
иловых вод в этих районах может свидетельствовать о существовании здесь в период дегляциации
локальных пресноводных бассейнов. В процессе
деградации ледникового покрова пресноводность
водоема должна была бы увеличиться. Однако
прогрессирующее опреснение не продолжалось
до полного освобождения территории шельфа от
ледяного покрова. С начавшейся послеледниковой
трансгрессией в водоем проникали более тяжелые
морские воды, прежде всего в наиболее глубокие
ложбины и депрессии дна. Опресненная толща
воды покрывала мелководные участки шельфа, а
ниже в депрессиях рельефа была уже морская вода
нормальной морской солености. Этим расслоением
водной массы бассейна и объясняется замещение
по площади коричневых глин серыми.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
Несомненный интерес представляют и фаунистические остатки‚ содержащиеся в коричневых и
серых глинистых отложениях. Комплексы фораминифер имеют признаки‚ характерные для стрессовых‚ нарушенных сообществ: видовое обилие низкое (1–4)‚ на долю доминирующего вида Elphidium
excavatum f. clavata либо Cassidulina reniforme
приходится до 90–100%. В прибрежных районах
доминирует Elphidium excavatum f. clavata, в центральной, более глубоководной, области бассейна
наиболее обильна Cassidulina reniforme. Причем
вид Elphidium excavatum f. clavata по сравнению с
Cassidulina reniforme выдерживает более низкую
соленость и более высокое содержание взвеси в
воде‚ что в совокупности с данными минералогического анализа подтверждает существование на
данном этапе в южных областях акватории сильного опреснения‚ столь характерного для процесса
активного таяния ледников. В этих же разрезах отмечено снижение среднего размера особей в пределах одного вида. Учитывая имеющиеся сведения
о численности, видовом разнообразии и облике
фораминифер в ледниково-морских популяциях
[14]‚ можно предположить, что развитие данных
комплексов фораминифер происходило в непосредственной близости от края ледника. Вынос
значительного количества минеральных частиц во
время его активного таяния делал существование
биоты нестабильным, что и отразилось на облике
фораминифер.
Обращает на себя внимание большое количество
раковин фораминифер (до 1800 экз./г) в отдельных
горизонтах. Однозначного объяснения повышения
численности фораминифер на данном этапе нет.
Возможно, это явление связано с повышением
продуктивности вод, но может быть и результатом
ответа сообщества на экологический стресс.
Особо следует отметить, что анализ геоморфологического строения шельфа и материкового склона
в районе архипелага Шпицберген, многочисленные
радиоуглеродные датировки морских террас [15]
указывают на более быстрое сокращение плейстоценовых ледников архипелага по сравнению с
ледниковыми щитами Европы и Северной Америки. Предполагается, что здесь 17–15 тыс. лет назад
ледники имели небольшую мощность, центр ледниковой шапки располагался на востоке за пределами архипелага, а прибрежные воды архипелага с
запада и севера могли быть вообще свободны ото
льдов.
Интересны результаты, полученные и в море
Лаптевых. В осадках, датируемых ~16 тыс. лет, обнаружены богатейшие комплексы планктонных фораминифер, включая субарктические виды, и комплексы бентосных фораминифер с доминированием
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
69
Cassidulina neoteretis. Это также свидетельствует о
более раннем поступлении трансформированных
атлантических вод на континентальный склон моря
Лаптевых, чем в троги Баренцева и Карского морей,
находящиеся существенно западнее [16].
Голоценовые отложения (ИКС 1) в области
Баренцева моря, по результатам сейсмопрофилирования, в среднем имеют мощность 7–8 м‚
регистрируются в виде полупрозрачной толщи‚ в
которой прослеживаются несколько прерывистых
отражающих горизонтов [5]. Их подошва датируется по14С 9–9,5 тыс. лет назад [10]. В ряде случаев
в основании голоценовых отложений отмечается
размыв, наиболее явный на возвышенных участках
морского дна. В области Печорского моря контакт
с плейстоценовыми отложениями часто маркируется гравийно-галечным горизонтом. Мощность
голоценовых осадков в этом регионе значительно
выше (от первых метров до 50 м [6, 17]). Увеличение мощности приурочено к неотектоническим
депрессиям.
Значительные климатические перестройки на
рубеже плейстоцена-голоцена: поступление в бассейн Баренцева моря Атлантических вод нормальной солености, повышение температуры, изменение циркуляции водных масс – четко отражены
в комплексах фораминифер. Отмечается резкое
возрастание видового обилия и численности. Повсеместно получают развитие комплексы с доминированием Noneonellina labradorica, Сibicides
lobatulus, Elphidium subarcticum. Noneonellina
labradorica питается захороненным органическим
материалом или свободным фитодетритом и является индикатором высокопродуктивных условий.
Cibicides lobatulus – сессильная эпифауна, обитающая в зонах с повышенными гидродинамическими
характеристиками. Эти сведения по экологии видов подтверждаются литологическими данными о
повышении продуктивности и гидродинамической
активности в бассейне Баренцева моря в раннем
голоцене. В серых нижнеголоценовых алевритах
содержится незначительное количество гальки и
гравия, наблюдаются пятнистые выделения гидротроилита. Наличие грубообломочного материала
связано с разносом его льдом. А выделения гидротроилита указывают на увеличение доли органического вещества в осадках, т.е. косвенно свидетельствуют о повышении продуктивности вод.
Одним из четко фиксируемых изменений климата в голоцене является атлантический климатический оптимум среднего голоцена. Атлантический климатический оптимум хорошо изучен по
спорово-пыльцевым спектрам. Со своей стороны
отметим: в осадках среднего голоцена повсеместно отмечается присутствие гидротроилита, часто
№2
2009
70
И.А. ПОГОДИНА
распределенного послойно, что отражает высокое содержание органики в осадках. Отсутствие
в отложениях среднего голоцена даже в районе
арктического архипелага Шпицберген грубообломочного материала свидетельствует о том, что
изучаемая акватория и в зимнее время была свободна от сплошного покрова морского плавучего
льда и айсбергов.
Комплексные исследования голоценовых отложений северо-западной области Баренцева моря
показали, что палеогидрологическая ситуация Баренцева моря во время климатического оптимума
среднего голоцена существенно отличалась от
современной. Холодное Восточно-Шпицбергенское течение не существовало. Между островом
Медвежьим и южной оконечностью Шпицбергена
в Баренцево море проникала ветвь Гольфстрима,
его южная ветвь, как и в настоящее время, омывала
Кольский п-ов, полярный фронт располагался севернее Земли Франца-Иосифа [12]. В пользу данной
палеомаринологической реконструкции говорит
высокое содержание планктонных фораминифер в
осадках северо-западной области Баренцева моря,
датированных радиоуглеродным методом концом
раннего голоцена – средним голоценом [18]. В изученных разрезах малочисленный плейстоценовый
танатоценоз планктонных фораминифер, содержащий исключительно Neogloboquadrina pachyderma
sin. с развитой кристаллической корочкой, в осадках нижнего-среднего голоцена сменяется танатоценозами, содержащими до 40% Globigerina
quinqueloba, 30–36% Neogloboquadrina pachyderna
sin. без вторичной кристаллической корочки,
12–23% Neogloboquadrina pachyderna dex., 2–7%
Globigerina bulloides, единично Orbulina universa.
Палеотемпературы подобных танатоценозов, рассчитанные методом скользящей шкалы, составляют 7–8,5 °С. Кроме того, выявлено расширение на
восток ареалов бореальных видов бентосных фораминифер (Cassidulina laevigata, Cassidulina obtusa,
Trifarina angulosa) (рис. 2в). Область их обитания в
настоящее время ограничена температурой +4 °С.
Аналогичные сообщества ныне развиты лишь в
юго-западной области Баренцева моря (рис. 2г). В
большинстве разрезов в осадках среднего голоцена
фиксируются высокие концентрации раковин вида
Melonis barleeanus, предпочитающего тонкозернистые осадки, обогащенные органическим детритом. Заметим, что в юго-западной области Баренцева моря комплекс Melonis barleeanus встречается
ранее, между 12 и 8,5 тыс. лет назад. Распределение
этого вида на арктическом шельфе связывают и с
атлантическими водами. По всей вероятности, увеличение концентраций Melonis barleeanus вызвано
адвекцией атлантических вод во время атлантиче-
ского оптимума. В юго-восточной области на этом
этапе обильна Noneonellina labradorica.
Таким образом, высокие концентрации Melonis
barleeanus в северной области Центральной низменности, Trifarina fluens и Noneonellina labradorica
на южных мелководьях маркируют самое дальнее
проникновение атлантических вод на восток Баренцева моря во время кульминации климатического
оптимума 6–7 тыс. лет назад.
Приблизительно 5 тыс. лет назад в области
Центральной впадины по пику Cibicides lobatulus
регистрируется увеличение гидродинамической активности. Вполне возможно, увеличение гидродинамической активности в конце оптимума отражает интенсификацию процессов полярного фронта
на юго-востоке Центральной впадины, вызванную
продвижением арктических вод и увеличением
гидрологического градиента между ними и атлантическими водами.
Свидетельства существенного потепления в
период климатического оптимума и смещения
полярного фронта далеко на север мы находим и
в комплексах фораминифер из фиордов Шпицбергена. Причем в этом регионе оптимум носил
двухфазный характер: первая фаза фиксируется для
хронологического интервала 9000–7500, вторая –
6500–4700 лет.
В отложениях аккумулятивно-абразионных морских террас на восточном побережье Вейде-фьорда,
имеющих возраст 9,2 тыс. лет [19], обнаружены богатые численно и таксономически комплексы бентосных фораминифер. О достаточно высокой продуктивности водоема в это время свидетельствует
и достаточно высокий процент во всех образцах
вида-индикатора высокопродуктивных условий
Nonionellina labradorica. Присутствие в ряде образцов вида Cibicides lobatulus указывает на усиление
скорости придонных течений.
На кардинальное улучшение гидробиологической ситуации в регионе указывают также крупные
размеры домиков Balanus balanus – типичных представителей микробентоса сублиторали. Их массивность согласуется с выводом о росте гидродинамической активности в придонном слое тогдашней
акватории, базирующимся на данных микрофаунистического анализа. Выделенная тенденция снижения батиметрического интервала обитания этих
рачков в периоды глобальных потеплений позволяет предположить, что данные отложения формировались на глубине 50–80 м.
Аналогичные бореально-арктические комплексы фораминифер обнаружены в дислоцированных
голоценовых отложениях, имеющих возраст 8,38–
7,09 тыс. лет, на побережье фьорда Хорнсунн. Здесь
же найдены целые створки раковин двустворчатых
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ОСОБЕННОСТИ ПРОСТРАНСТВЕННОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
моллюсков Chlamys islandica, Hyatella arctica,
Mya truncata, Elliptica elliptica, Tridonta borealis,
Astarte crenata, отмечено присутствие хорошо сохранившихся конгломератов красных известковых
водорослей рода Litotamnion, на створках раковин
моллюсков обнаружены корковые и комкообразные
колонии мшанок Cellepora ventricosa, Cellepora
sp., Porella princeps, Porella minuta, Microporella
ciliata, домики седентарных полихет рода Spirorbis
и основания разрушенных домиков балянусов,
раковины остракод, фрагменты скелетов морских
ежей.
Обращает на себя внимание высокая численность
раковин фораминифер в ранне-среднеголоценовых
отложениях архипелага: до 2000 экз./г. В современных осадках этих фьордов комплексы фораминифер совершенно иные [14]. Видовое обилие
фораминифер в зонах разгрузки ледников обычно
низкое: 8–14. Обитают здесь арктические виды,
имеющие мелкую раковину (до 90%). Количество
их невелико, до 10 экз./г, т.е. на два-три порядка
ниже, чем в осадках нижнего-среднего голоцена.
Значительное разнообразие и высокая численность
раковин фораминифер указывают на то, что условия существования биоты во фьордах Шпицбергена в то время были гораздо благоприятнее, чем в
настоящее время.
Результаты фораминиферового анализа хорошо
согласуются и с данными изучения двустворчатых
моллюсков. Анализ темпов роста раковин Chlamys
islandica позволил определить средние летние палеотемпературы придонных вод‚ которые составили от 3,7° до 4,5 °С [17]. Полученные значения
намного выше современных.
В позднем голоцене происходит размыв более
древних отложений, усиливается роль морского
льда в переносе обломочного материала. Верхнеголоценовые и современные осадки акватории
представлены опесчаненными алевритами или
мелкозернистыми песками с примесью гравийногалечного материала. Бореальные, бореально-арктические сообщества фораминифер замещаются
арктическими аркто-бореальными. В фораминиферовых комплексах этого времени обычны Islandiella
norcrossi‚ Islandiella helenae и Вuccella frigida – типичные представители низкоарктических условий
с сезонным ледовым покровом и относительно высокой сезонной продуктивностью. Увеличение содержания раковин арктических видов – Cassidulina
reniforme и Elphidium exavatum f. clavata – указывает на дальнейшую адвекцию арктических вод. Причем в комплексах северной части Баренцева моря
Elphidium exavatum f. clavata обычно доминирует,
свидетельствуя о наиболее суровых ледово-морских условиях.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
71
Современное расположение сообществ фораминифер Баренцева моря (рис. 2г) указывает на
заметное похолодание по сравнению со средним
голоценом (рис. 2в), усиление ледяного покрова
и иную циркуляцию водных масс. На изменение
гидрологического режима, возникновение Восточно-Шпицбергенского течения косвенно указывает
и появление в позднеголоценовых осадках югозападной области моря пыльцы “сибирской” растительности [12].
Таким образом, анализ комплексов фораминифер, литологических, геохимических и других данных позволил сделать следующие выводы.
В эпоху микулинского межледниковья (110–
115 тыс. лет назад) в арктических морях чрезвычайно широко развивалась тепловодная трансгрессия.
Существовавший бассейн был значительно более
тепловодный и менее ледовитый, чем современные
моря Арктики, и заселялся бореально-арктическими, аркто-бореальными сообществами фораминифер. Во время максимального оледенения в
центральной, наиболее глубоководной, области Баренцева моря существовал морской бассейн с весьма низкой продуктивностью, где обитали малочисленные сообщества фораминифер исключительно
арктического типа.
Дегляциация ледниковых массивов происходила в
течение короткого промежутка времени (13–12 тыс.
лет назад) и сопровождалась выносом огромного
количества терригенного материала. Бассейн характеризовался значительной мутностью и низкой
соленостью. Накапливались глинистые осадки.
Условия существования биоты на этом этапе были
экстремальными. Комплексы фораминифер имеют
признаки стрессовых‚ нарушенных сообществ.
Рубеж плейстоцена и голоцена (10–9,5 тыс. лет
назад) отмечен ростом биопродуктивности, повышением солености бассейна. Сообщества фораминифер характеризуются высокой численностью и
значительным видовым обилием.
Средний голоцен – период максимального развития голоценовой трансгрессии, смещения полярного фронта на север, интенсификации активности
течений и существенного повышения продуктивности вод. Бассейн заселяют бореальные, бореальноарктические сообщества фораминифер.
Установление современных гидрологических
условий с господством арктических вод и сезонным
морским льдом произошло в позднем голоцене.
Именно в этот период и сформировались современные сообщества фораминифер.
Работа выполнена при финансовой поддержке
РФФИ (проекты 06-05-64161-а, 08-05-00849-а) и
ИНТАС (проект 03-51-6682).
№2
2009
72
И.А. ПОГОДИНА
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Матишов Г.Г. Морские экосистемы Арктики в условиях глобальных климатических изменений // Вековые изменения морских экосистем Арктики. Климат,
морской перигляциал, биопродуктивность. Апатиты:
Изд-во КНЦ РАН, 2001. С. 5–10.
2. Гудина В.И., Евзеров В.Я. Стратиграфия и фораминиферы верхнего плейстоцена Кольского полуострова.
Новосибирск: Наука, 1973. 145 с.
3. Левчук Л.К. Биостратиграфия верхнего плейстоцена
севера Сибири по фораминиферам. Новосибирск:
Наука, 1984. 128 с.
4. Арсланов Х.А., Герасимова С.А., Евзеров В.Я., Тертичный Н.И., Локшин Н.В. К вопросу о возрасте
отложений бореальной трансгрессии (понойских
слоев) на Кольском полуострове // Плейстоценовые
оледенения Восточно-Европейской равнины. М.:
Наука, 1981. С. 28–37.
5. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А., Дунаев Н.Н., Никифоров С.Л. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 188 с.
6. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Позднекайнозойская сейсмостратиграфия и палеогеография Южно-Баренцевоморского региона // Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных
морей. М.: Наука, 1988. C. 103–123.
7. Polyak L., Gataullin V., Okuneva O., Stelle V. New constraints on the limits of the Barents–Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Pechora Sea // Geology. 2000. Vol. 28.
№ 7. P. 611–614.
8. Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V., Manley W.,
Lokrantz H. Late Quaternary stratigraphy of Marresale,
Yamal Peninsula, Rossia: New constraints on the footprint of the Eurasian ice sheet // Geology. 1999. Vol. 27.
P. 807–810.
9. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. М.:
Наука, 1984. 176 с.
10. Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.J.T. Two-step
deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology.
1995. Vol. 23. № 6. P. 567–571.
11. Лаврушин Ю.А. Гляциальный шельф: строение‚ осадконакопление‚ палеогеография // Генезис осадков и
фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука,
1989. С. 91–109.
12. Лаврушин Ю., Алексеев В., Хасанкаев В., Чистякова И., Кулешов В., Спиридонова Е. К палеомаринологии климатического оптимума голоцена северозападной части Баренцева моря // Изв. АН Эстонии.
Сер. геол. 1990. Т. 39. № 2. С. 76–82.
13. Павлова Л.Г. Химический состав иловых растворов
при палеоэкологических исследованиях в Баренцевом море // Геохимия. 1988. № 9. С. 1367–1374.
14. Hald M., Korsun S. Distribution of nodern benthic
foraminifera from fjords of Svalbard, European Arctic //
J. Foraminifera Res. 1997. Vol. 27. № 2. P. 101–122.
15. Mangerud J., Dokken T., Hebbeln D., Heggen B., Ingjolfsson O., Landvik J.Y., Mejdahl V., Svendsen J.I., Vorren T.O. Fluctuations of the Svalbard – Barents sea ice
sheet during the last 150 000 years // Quaternary Science
Reviews. 1998. Vol. 17. Р. 11–42.
16. Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A., Strezh A.,
Dem’yankov S., Ovsepyan J. Postglacial to Holocene
history of the Laptev Sea continental margin: Palaeoenvironmental implications of benthic assemblages // Quaternary International. 2008. Vol. 183. P. 40–60.
17. Тарасов Г.А., Погодина И.А., Хасанкаев В.Б., Кукина Н.А., Митяев М.В. Процессы седиментации на
гляциальных шельфах. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН,
2000. 473 с.
18. Корсун С.А., Погодина И.А., Тарасов Г.А., Матишов Г.Г. Фораминиферы Баренцева моря (гидробиология и четвертичная палеоэкология). Апатиты:
Изд-во КНЦ РАН, 1994. 140 с.
19. Шарин В.В., Алексеев В.В., Дымов В.А., Погодина
И.А., Большиянов Д.Ю., Гусев Е.А. Новые данные по
позднечетвертичной стратиграфии и палеогеографии
района Вейде-фьорда (Западный Шпицберген) //
ДАН. 2007. Т. 412. № 6. С. 822–824.
PECULIARITIES OF THE SPATIAL DISTRIBUTION
AND DEVELOPMENT OF FORAMINIFERAL
COMMUNITIES UNDER GLOBAL CLIMATIC SHIFTS
I.A. Pogodina
Three stages (the beginning Late Pleistocene, Middle Valdai and Middle Holocene) of mass heydays of
heat-loving foraminifera in the Barents and the Kara Seas have been discovered. The highest percentage of
boreal species (60%) in the beginning of the Late Pleistocene has been registered. Foraminiferal communities
of the arctic type with low numbers and low diversity inhabited ubiquitously the aforementioned seas
during glaciations and deglaciations of the ice cover. Modern communities formed in the Upper Holocene.
Paleogeographical reconstructions based on the data of the spatial distribution of foraminiferal communities
over time have been carried out.
Key words: paleoclimate, paleogeography, Late Pleistocene, Holocene, foraminifera.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5, № 2, 2009, стр. 73–83
НАУКИ О ЗЕМЛЕ
УДК 631.481
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ
ПАМЯТНИКОВ БРОНЗОВОГО ВЕКА В РАЗЛИЧНЫХ
ТИПОМОРФНЫХ ЛАНДШАФТАХ НИЖНЕГО ДОНА
© 2009 г. Д.Г. Невидомская1, Л.П. Ильина1
Проведено сравнительное изучение почв археологических памятников эпохи бронзы, расположенных в различных типоморфных ландшафтах Нижнего Дона. Изучены морфологические и физикохимические свойства в системе курганная насыпная толща – погребенная почва – современная почва.
Показано, что хронология погребения на разных этапах голоцена определяет свойства древних почв
по особенностям морфогенетического, гумусового, карбонатного и солевого профилей.
Ключевые слова: типоморфные ландшафты, палеопочвы археологических памятников, эволюция
почв, морфологические свойства почв, физико-химические свойства почв, индикаторные почвенные
параметры.
Почва как естественно-исторический объект,
обладающий рядом специфических функций и характеристик, позволяет использовать их для палеоэкологических исследований. Погребение почвы
под археологическими памятниками изолирует ее
от влияния внешней среды, обеспечивая ее консервацию. Следовательно, почвенный профиль – это
своеобразный архив, сохраняющий информацию
обо всех этапах, стадиях или фазах развития, выступающий как почва-память экосистем и ландшафтов
[1]. Курганные насыпные толщи, являясь древним
антропогенным образованием, выступают как почва-момент, то есть как новое формирование с означенным временем создания, по которому можно
судить о скорости педогенеза верхних горизонтов.
Почвы степной зоны всегда были интересны для
палеоэкологических исследований, поскольку они
содержат большое количество древних памятников
различных эпох [2–7]. Однако почвенно-археологических исследований, посвященных степям Нижнего Дона, известно немного [8–11].
ненности реками и балками приобрела волнистый
рельеф. Многочисленные водоразделы между реками и балками часто имеют характер нешироких,
плоских возвышенностей. Обширную площадь занимает пойма (займище) реки Дон [12].
Климат зоны проведения исследований – засушливый, умеренно жаркий, континентальный.
Средняя многолетняя годовая температура воздуха
составляет 9,5 °С, сумма температур воздуха 3200–
3400 °С. Продолжительность теплого периода
230–260 дней, безморозного – 175–180 дней. Среднегодовое количество осадков изменяется от 430 до
500 мм [13].
Объектами исследований были археологические
курганные могильники, расположенные в разных
частях территории Аксайского района Ростовской
области. Археологические раскопки проводились
при совместном участии сотрудников Южного научного центра РАН, ЗАО НПО «Наследие Дона» и
ЗАО НПО «Донское наследие».
1. Курган-могильник «Дюнный»
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Современная поверхность территории Нижнего
Дона представляет собой равнину низменного характера, которая в результате сильной ее расчле1
Институт аридных зон Южного научного центра Российской академии наук, 344006, Ростов-на-Дону, пр. Чехова, 41;
тел. (863) 250-98-10; e-mail: nevidomskaya@mail.ru, iljina@
mmbi.krinc.ru.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
Археологические раскопки проводились в мае–
июне 2007 г., был исследован курганный могильник «Дюнный», состоящий из одиночного кургана, расположенного в 0,95 км к северо-западу от
современного берега реки Дон на участке высокой
поймы.
В геоморфологическом отношении данный
регион – это часть Нижнедонской аллювиальной
террасовой равнины, представляющей собой ак№2
2009
74
Д.Г. НЕВИДОМСКАЯ, Л.П. ИЛЬИНА
кумулятивную равнину послеледникового периода
[14]. Памятник занимает высокий участок правобережной поймы реки Дон на территории залежи.
Рельеф местности волнистый, со слабым уклоном
на юг. Высота кургана 0,8 м, диаметр по линии запад–восток 42 м, по линии север–юг 35 м. Основное погребение кургана датируется эпохой ранней
бронзы. В результате раскопок было обнаружено,
что в основании кургана находится небольшой
холм высотой около 0,8 м и диаметром 39 м. Таким
образом, место для сооружения кургана выбирали
специально. Холм не затапливался водой и обозревался издалека.
2. Курган-могильник «Темерницкий-I»
Археологические раскопки проводились в мае
2007 г., был исследован курганный комплекс «Темерницкий-I», включающий несколько подряд
расположенных курганов. Для изучения нами был
выбран курган № 8. Курганный могильник «Темерницкий-I» расположен на территории земель хозяйства (поселка) «Темерницкий» Северного жилого
массива г. Ростова-на-Дону.
В геоморфологическом отношении данный
регион представляет собой часть Приазовской
эрозионно-аккумулятивной равнины. Памятник
расположен на склоне водораздела, на территории
пахотного поля. Высота кургана 0,7 м, диаметр по
линии запад–восток 42 м, по линии север–юг 35 м.
Основное погребение кургана датируется эпохой
средней бронзы.
Почвенные образцы отбирали по генетическим
горизонтам насыпной курганной толщи, почвенного профиля погребенной почвы и современной
почвы. Гранулометрический состав почв определяли методом растирания с раствором пирофосфата
натрия в модификации Долгова и Личмановой
[15], гумус в почве – методом Тюрина в модификации Симакова, рН водный – потенциометрически
(ГОСТ 26423-85) при помощи рН-метра-иономера
«Эксперт-001», карбонаты определяли по методу
Кудрина, подвижные формы фосфора – по методу
Мачигина [16].
Номенклатура исследованных почв приведена в
соответствии с новой классификацией почв России
[17] и частично отражает подходы старой «Классификации и диагностики почв СССР» [18].
РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ
Морфологические свойства кургана-могильника
«Дюнный». В исследованном объекте, расположенном в Доно-Аксайской пойме, был заложен разрез
03/07. Палеопочва – аллювиальная дерновая (луго-
вая) насыщенная слоистая маломощная почва, что
соответствует по Классификации и диагностике
почв России [17] аллювиальной темногумусовой
гидрометаморфизованной. Древняя почва вскрыта
под курганом, сооруженным около 5 тыс. лет назад.
В недавнем прошлом это были угодья совхоза Старочеркасский. На момент исследования территория
представляла собой залежь, на которой в настоящее
время идет строительство инфраструктуры гольфкантри-клуба «Дон».
Почвенный профиль характеризуется следующим
строением: горизонт Анас. имеет темно-серый цвет,
рыхлое сложение, зернисто-комковато-порошистую структуру, легкосуглинистый гранулометрический состав, вскипает с поверхности от 10 %-ной
НСl, переход резкий по плотности и структуре. Под
верхним дерновым горизонтом насыпной толщи залегает переходный горизонт АВнас., неоднородный
по окраске, с участками темно-серого, практически
черного почвенного материала, который не вскипает от 10 %-ной НСl и желто-бурой массы с пятнами
ожелезнения, зернисто-комковатой структуры, легкосуглинистого гранулометрического состава.
Граница погребенной почвы четко отделяется от
насыпного материала по хорошо диагностируемому
погребенному гумусовому горизонту. Погребенная
почва характеризуется следующими морфологическими особенностями (разрез 03/07):
[А] 74–80 см: мощность погребенного гумусового горизонта незначительная, колеблется в пределах 5–7 см, темно-серый практически черный с
сизоватым оттенком, не вскипает от 10 %-ной НСl,
среднесуглинистого гранулометрического состава,
бурые железистые пятна, Fe–Mn конкреции, уплотнен, структура порошисто-зернисто-комковатая,
нижняя граница с гумусовыми затеками, переход
резкий по цвету;
[АВ] 80–106 см: горизонт неоднородный по цвету, с участками темно-серого и желто-бурого почвенного материала за счет процессов зоотурбации,
а также затеков гумуса из погребенного гумусового горизонта, горизонт вскипает от 10 %-ной НСl
только на участках с карбонатными новообразованиями, легкосуглинистого гранулометрического
состава, зернисто-комковатой структуры, встречаются ожелезненные стяжения;
[Вса] 106–176 см: желто-бурый, призматическикомковатой структуры, вскипает от 10 %-ной НСl
весь материал горизонта, среднесуглинистого гранулометрического состава, имеет сплошную карбонатную пропитку, карбонаты в виде белоглазки, пятен и прожилок, есть ожелезнение по ходам корней,
белоглазка;
[ВСса] 176–240 см: желто-палевый, комковатопризматической структуры, легкосуглинистого
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ
гранулометрического состава, отмечены размытые
пятна из мучнистой белоглазки, прожилки и стяжения карбонатов;
[Сса] 240 см – дно: буро-желтый, комковатой
структуры, легкосуглинистого гранулометрического состава, местами окарбоначен и ожелезнен.
Разрез современной фоновой почвы (04/07) был
заложен на залежи в 20 м к северо-востоку от кургана. Почва – лугово-черноземная слабогумусированная мощная среднесуглинистая на среднесуглинистых аллювиальных наносах (отложениях), что
соответствует по Классификации и диагностике
почв России [17] чернозему гидрометаморфизованному. Ее профиль состоит из следующих генетических горизонтов:
Аd 0–10 см: насыщенного темно-серого цвета, не
вскипает от 10 %-ной НСl, порошисто-комковатозернистой структуры, среднесуглинистого гранулометрического состава, густо корешковат, переход
заметный по плотности;
А 10–70 см: темно-серого цвета, не вскипает от
10 %-ной НСl, комковато-зернистой структуры,
среднесуглинистого гранулометрического состава,
имеет железистые новообразования в виде пятен и
примазок, корни растений, переход постепенный
по цвету;
АВ 70–100 см: темно-серый с буроватым оттенком, вскипает от 10 %-ной НСl, зернисто-комковатой структуры, среднесуглинистого гранулометрического состава, имеет железистые примазки по
всей мощности горизонта, затеки гумуса, корни,
переход заметный по новообразованиям;
Вcа 100–130 см: неоднородный, по цвету желтобурый, сильно вскипает от 10 %-ной НСl, призмовидно-комковатой структуры, среднесуглинистого
гранулометрического состава, имеет массовые
скопления белоглазки, железистые примазки, железисто-марганцевые конкреции, затеки гумуса,
корни растений.
Морфологические свойства кургана-могильника
«Темерницкий-I». В этом курганном комплексе был
изучен курган-могильник № 8, где был заложен
разрез 01/07, который характеризуется следующим
строением. Палеопочва – палеочернозем карбонатный незасоленный маломощный слабогумусированный легкоглинистый на легкой лессовидной
глине (палеочернозем южный), близкий к современным черноземам Восточно-Европейской фации,
что соответствует по Классификации и диагностике
почв России [17] чернозему текстурно-карбонатному. Палеопочва, вскрытая под курганом, относится
к периоду средней бронзы, около 4 тыс. лет назад,
что согласуется с данными Л.С. Песочиной [8] по
палеореконструкции почв Нижнего Дона в интервале 4000–3700 лет назад.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
75
Следует отметить, что земли, на которых располагался курганный комплекс, находились в сельскохозяйственном обороте, поэтому морфологически
он характеризуется появлением пахотного горизонта. Курганная насыпь составляет 110 см.
Горизонт Анас.(пах.) имеет темно-серый с буроватым оттенком цвет, рыхлое сложение, комковатозернисто-порошистую структуру, тяжелосуглинистый гранулометрический состав, неравномерно
вскипает от 10 %-ной НСl, переход резкий по плотности и цвету.
Под пахотным горизонтом залегает переходный
горизонт АВнас., неоднородный по окраске за счет
активного перемешивания в результате зоотурбационных процессов почвенного материала из
горизонтов насыпной толщи и погребенной почвы, вскипает от 10 %-ной НСl, в нем встречаются
различные формы карбонатных новообразований
(карбонатный мицелий, мучнистые прожилки белоглазки, выцветы карбонатов по вертикальным
внеагрегатным трещинам), зернисто-комковатой
структуры, легкоглинистого гранулометрического
состава.
Горизонт Внас. так же, как и АВнас., подвержен активным процессам зоотурбации, имеет многочисленные ходы землероев и кротовины. Почвенный
материал горизонта сложен различными фрагментами из темно-серого и желто-бурого материала,
отмечено активное вскипание от 10 %-ной НСl,
встречаются различные формы карбонатных новообразований, как и в предыдущем горизонте, имеет
зернисто-комковатую структуру, легкоглинистый
гранулометрический состав.
Следует отметить, что граница погребенной
почвы нечетко отделяется от насыпного материала
вследствие протекания активных процессов зоотурбации. Верхние горизонты погребенной почвы
сильно перерыты ходами и норами землероев, почва характеризуется следующими морфологическими особенностями (разрез 01/07):
[А] ↓↑ 100–110 см: мощность погребенного
гумусового горизонта составляет 10–12 см, цвет
темно-серый с буроватым оттенком, неравномерно
вскипает от 10 %-ной НСl, легкоглинистого гранулометрического состава, из новообразований встречается биологическая плесень, имеет порошистозернисто-комковатую структуру, нижняя граница
неровная, языковатая, с гумусовыми затеками и
норами землероев, встречается много копролитов,
переход постепенный;
[АВ] ↓↑ 110–125 см: неоднородный горизонт по
цвету с участками темно-серого почвенного материала из горизонта [А] и желто-бурого материала
нижних горизонтов, имеет признаки процесса зоотурбации, затеки гумуса, неравномерно вскипает
№2
2009
76
Д.Г. НЕВИДОМСКАЯ, Л.П. ИЛЬИНА
от 10 %-ной НСl, легкоглинистого гранулометрического состава, призмовидно-комковатой структуры,
встречается много карбонатных новообразований,
переход постепенный;
[ВСа] 125–200 см: желто-бурый с палевым оттенком, призматически-комковатой структуры, активно
вскипает от 10 %-ной НСl, имеет много карбонатных
новообразований (в виде мучнистой белоглазки, прожилок карбонатов, выцветов и налетов), легкоглинистого гранулометрического состава, есть кротовины,
затеки гумуса, структура призмовидно-комковатая,
переход постепенный по цвету;
[ССа] 200–215 см: горизонт желто-палевого цвета,
комковато-крупно-призмовидной структуры, легкоглинистого гранулометрического состава, много
карбонатных новообразований в виде мучнистой и
конкреционной белоглазки, карбонатных выцветов
и прожилок, имеет кротовины, затеки гумуса.
Разрез современной фоновой почвы (02/07) был
заложен на пашне в 30 м к северо-западу от кургана. Почва – чернозем обыкновенный карбонатный
малогумусный среднемощный легкоглинистый на
легкой лессовидной глине, что соответствует по
Классификации и диагностике почв России [17]
чернозему миграционно-сегрегационному. Профиль этой почвы состоит из следующих генетических горизонтов:
Апах. 0–25 см: темно-серого цвета, не вскипает
от 10 %-ной НСl, порошисто-комковато-зернистой
структуры, легкоглинистого гранулометрического
состава, корешковат, встречаются единичные включения понтического известняка, который раньше
покрывал насыпную толщу кургана, переход заметный по плужной подошве и цвету;
Ап/пах. 25–37 см: темно-серый цвет, не вскипает
от 10 %-ной НСl, комковато-зернистой структуры,
легкоглинистого гранулометрического состава,
имеет корни растений, биологическую плесень,
включения известняка, переход по линии вскипания и цвету;
АВ 37–75 см: темно-серый с буроватым оттенком, бурно вскипает от 10 %-ной НСl, ореховатозернисто-комковатой структуры, легкоглинистого
гранулометрического состава, имеет карбонатный
мицелий, рассеянные карбонаты, корни, переход
заметный по цвету;
ВСа 75–100 см: желто-бурый цвет, бурно вскипает
от 10 %-ной НСl, призмовидно-комковатой структуры, легкоглинистого гранулометрического состава, отмечены единичные корни растений, затеки
гумуса, червороины, кротовины, в незначительном
количестве карбонаты в виде белоглазки, переход
ясный по новообразованиям;
ВССа 100–115 см: палево-желто-бурого цвета с
затеками гумуса, бурно вскипает от 10 %-ной НСl,
крупно-призмовидно-комковатой структуры, легкоглинистого гранулометрического состава, имеет
массовые скопления мучнистой белоглазки.
Анализ физико-химических свойств курганамогильника «Дюнный». Анализ свойств почв кургана «Дюнный» показал, что гранулометрический
состав палеопочвы относится по классификации
Н.А. Качинского [19] к легкому и среднему суглинку пылевато-песчаному (табл. 1). Фракции мелкого
и среднего песка являются преобладающими. Особенностью внутрипрофильного изменения гранулометрического состава является среднесуглинистый
состав погребенного гумусового горизонта [А], что
согласуется со среднесуглинистым гранулометрическим составом современной почвы. Почвообразующая порода Сса, на которой сформирован
профиль палеопочвы – аллювиальные отложения,
схожа по гранулометрическому составу с верхней
современной частью курганной насыпи Аdнас. Это
указывает на то, что верхняя насыпная толща кургана-могильника росла вверх и формировалась за
счет привноса аллювиального мелкопесчаного материала с весенними паводками и эолового переноса песчаных фракций на территорию поймы.
Установлено, что всему профилю палеопочвы
соответствуют достаточно высокие значения реакции рН среды (от 9,09 до 9,60), что по градации рН
почвенного раствора соответствует сильнощелочной, вероятно, это обусловлено нисходящей миграцией водорастворимых веществ из насыпной
толщи кургана. Эти значения существенно отличаются от значений реакции рН среды современной
фоновой почвы, которые составляют 6,50–8,72,
при этом наблюдается постепенное увеличение
значений рН от нейтральной в верхней части профиля до сильнощелочной – в нижней (рис. 1), что
является характерным признаком для пойменных
почв [20].
При распределении карбонатов в луговых и аллювиальных почвах Доно-Аксайской поймы важную
роль играет приуроченность почв к определенным
элементам мезорельефа. Так как исследованный
курган-могильник и фоновая почва расположены
на песчаной дюне (гриве), то в профиле современной почвы отмечаются признаки промытости от
углесолей до глубины 70 см, что подтверждают
морфологические описания и определение линии
вскипания карбонатов. Верхние горизонты профиля – Аd и АВ – характеризуются значениями 0,33–
0,82 %, складывающимися за счет рассеянных форм
карбонатных новообразований. В иллювиальном
горизонте Вса, где отмечается массовое скопление
карбонатных новообразований в виде мучнистой
белоглазки, значения карбонатов увеличиваются до
4,81 % (рис. 1Б).
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ
77
Таблица 1. Гранулометрический состав курганной насыпи, погребенных и современных почв
курганов-могильников «Дюнный» и «Темерницкий-I»
Горизонт, граница
горизонта, см
Гранулометрические фракции, %
1–0,25
0,25–0,05
0,05–0,01
0,01–0,005
0,005–
0,001
< 0,001
< 0,01
Аdнас. 0–5
Анас. 5–30
АВнас. 30–74
[А] 74–80
«Дюнный», курганная насыпь – погребенная почва
5,10
60,50
12,70
1,40
12,30
11,00
24,70
12,40
46,60
12,10
4,70
14,30
9,90
28,90
6,60
44,30
22,00
3,00
11,30
13,80
28,10
6,90
48,40
10,10
6,20
17,60
10,80
34,60
[АВ] 80–106
[Вса] 106–176
5,40
5,00
46,60
36,30
18,50
21,40
3,80
13,60
12,00
6,90
13,70
16,80
29,50
37,30
[ВСса] 176–240
Сса 240 – дно
7,10
10,70
38,40
59,70
25,40
11,70
6,20
1,90
6,40
14,60
21,50
1,40
29,10
17,90
Аd 0–10
16,10
25,50
«Дюнный», современная почва
16,60
3,80
18,40
19,60
41,80
А 10–70
4,20
44,60
20,00
2,30
11,50
23,40
37,20
АВ 70–100
4,30
47,40
16,70
1,90
10,30
19,40
31,60
Вса 100–130
1,80
28,20
23,30
5,70
22,60
18,40
46,70
Анас. 0–27
АВ↓↑нас. 27–70
В↓↑нас. 70–100
[А]↓↑ 100–110
[АВ]↓↑ 110–125
[Вса] 125–200
Сса 200–215
Апах. 0–25
Ап/пах. 25–37
АВ 37–75
Вса 75–100
ВСса 100–115
«Темерницкий-I», курганная насыпь – погребенная почва
0,60
4,40
35,70
7,00
21,30
31,00
59,30
Название
по ГМС
Суглинок легкий
Суглинок легкий
Суглинок легкий
Суглинок средний
Суглинок легкий
Суглинок средний
Суглинок легкий
Суглинок легкий
Суглинок средний
Суглинок средний
Суглинок средний
Суглинок средний
–
2,80
–
–
–
–
3,50
1,40
1,30
2,80
2,50
3,90
45,90
30,20
32,20
31,50
29,20
229,80
64,00
61,20
65,00
64,60
65,30
60,10
Суглинок тяжелый
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
0,90
0,90
–
–
0,20
«Темерницкий-I», современная почва
2,50
36,30
10,30
21,30
28,70
1,90
36,60
7,70
20,10
32,80
2,20
35,20
9,10
15,70
37,80
4,90
32,40
7,30
29,10
26,20
3,00
34,20
3,80
31,00
27,80
62,30
62,60
62,60
62,60
62,60
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
Легкая глина
32,50
34,60
33,70
33,20
32,20
36,00
10,00
7,10
9,00
8,80
9,40
9,60
Профиль палеопочвы отличается достаточно
своеобразным распределением углесолей (рис. 1А).
Отмечается вскипание от 10 %-ной НСl верхних
горизонтов насыпной толщи, в горизонте Анас. 0,38–
0,65 %, в горизонте АВнас. 2,49 %. В погребенном
горизонте [А], четко диагностируемом по морфологическим признакам, вскипание обнаружено не
было, значения карбонатов соответствуют 0,35 %.
Горизонт [АВ] вскипает локально – 3,51 %. Значительно возрастают количества карбонатов в горизонте [Вса] – 6,85 %, за счет того, что карбонатные
новообразования представлены не в виде агрегированных форм, а сплошной карбонатной пропитВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
8,10
23,90
23,80
24,30
26,70
20,70
кой, что, вероятно, связано с древними условиями
почвообразования и климатическими условиями.
В нижележащих горизонтах значения СО2 карбонатов увеличиваются: в [ВСса] – 7,38 %, с максимумом в аллювиальных окарбоначенных отложениях
Сса – 9,67 %.
По степени обеспеченности подвижными
фосфатами современные почвы Доно-Аксайской
поймы относятся к очень высоко обеспеченным,
так в горизонте А их содержание составляет
7,37–9,97 мг/100 г. Вниз по профилю отмечено
постепенное уменьшение подвижных форм фосфора, так, в горизонте Вса до 3,27 мг/100 г, что
№2
2009
78
Д.Г. НЕВИДОМСКАЯ, Л.П. ИЛЬИНА
Рис. 1. Морфологические профили и физико-химические свойства погребенной почвы кургана-могильника «Дюнный» (А) и
современной фоновой почвы (Б): 1 – червороины, 2 – карбонатный мицелий, 3 – затеки гумуса, 4 – белоглазка, 5 – выцветы карбонатов в виде прожилок, 6 – глинистые кутаны, 7 – карбонатная пропитка, 8 – железистые новообразования, 9 – линия вскипания
карбонатов, 10 – гумусово-аккумулятивный горизонт, 11 – переходный горизонт, 12 – иллювиальный горизонт
по градации соответствует повышенному содержанию Р2О5. Это связано с тем, что в отличие от
карбонатного чернозема в выщелоченной части
профиля лугово-черноземной почвы до горизонта
Вса фосфаты представлены в основном легкорастворимыми формами фосфорной кислоты, так как
здесь не происходит их связывание карбонатами и
переход в труднорастворимую форму трифосфата
кальция.
Наряду с морфологическими свойствами и содержанием гумуса диагностировать погребенные
горизонты и слои можно по содержанию элементов
питания, особенно фосфатов. Известно, что для
погребенных гумусовых горизонтов характерно
повышенное содержание фосфатов [21], данное
утверждение подтверждается полученными нами
результатами, так, погребенному гумусовому горизонту [А] соответствует несколько большее содер-
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ
жание Р2О5 – 6,29 мг/100 г (рис. 1а), что характеризует очень высокую степень обеспеченности почв
Р2О5. Далее по профилю наблюдается следующее
распределение подвижных фосфатов: в погребенных горизонтах [АВ] – 5,55 мг/100 г, [Вса] –
5,54 мг/100 г, что соответствует высокой степени
обеспеченности подвижными фосфатами, в нижележащих горизонтах происходит уменьшение до
средней степени обеспеченности.
Анализ данных по содержанию плотного остатка
водной вытяжки, позволяющий судить об общем количестве легкорастворимых солей в почве, показал,
что курганная толща по классификации Н.И. Базилевич и Е.И. Панковой [22] является незасоленной,
величина плотного остатка не превышает 0,15 %.
Профиль палеопочвы характеризуется слабой степенью засоления (0,158–0,184 %), начиная с горизонта [АВ] и вплоть до породы – слабозасоленных
аллювиальных отложений. Современный профиль
пойменной почвы относится к незасоленным разновидностям.
Выявлены различия количественного содержания органического вещества между курганной
насыпью, погребенной и современной почвами.
В современной лугово-черноземной почве поймы
содержание гумуса колеблется от 6,26 до 4,71 % в
гумусово-аккумулятивном горизонте за счет активного дерново-лугового процесса, далее по профилю значения гумуса снижаются (рис. 1Б), составляя
в иллювиальном горизонте Вса 2,93 %. В насыпной
курганной толще значения гумуса соответствуют по
своим величинам содержанию гумуса в горизонте
АВ фоновой почвы. В профиле палеопочвы наблюдается аккумуляция гумуса в горизонте [А] – 3,72 %,
далее по профилю идет плавное снижение, хотя значения гумуса достаточно велики для древней почвы
(рис. 1а).
Анализ физико-химических свойств курганамогильника «Темерницкий-I». Палеопочвы из
кургана-могильника № 8 по гранулометрическому составу относятся к легкой глине иловатопылеватой, с преобладанием фракций крупной
пыли (лёссовидной фракции), тонкопылеватой
фракции и ила [19]. Песчаные фракции в этих
почвах представлены незначительно (табл. 1). Характерная особенность внутрипрофильного изменения гранулометрического состава палеопочвы
и современной фоновой почвы – отсутствие резко
выраженной дифференциации отдельных фракций. Некоторые колебания численности значений
гранулометрических фракций отмечаются для
насыпной толщи курганной насыпи, что связано с
процессами антропогенной турбации почвенного
материала при сельскохозяйственном использовании данной территории.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
79
В почвенном профиле палеопочвы реакция рН
среды имеет значения 8,86–9,19, что соответствует
сильнощелочной. По профилю современной почвы
рН изменяется от щелочной (рН = 8,09) в верхней
части профиля до сильнощелочной (рН = 8,79) в
нижней части (рис. 2).
В карбонатных черноземах современной почвы
количество углесолей СО2 карбонатов по профилю
распределяется следующим образом: в горизонте А
0,59–0,64 %, в иллювиальном горизонте Вса 6,33 %,
а в горизонте ВСса 7,50 %. Такое распределение согласуется с наличием морфологических форм карбонатов в профиле чернозема, аналогичные закономерности были установлены Ф.Я. Гаврилюком [23].
Для горизонта А ясно выраженных форм карбонатов
не наблюдалось, только при мезоморфологическом
исследовании обнаруживаются рассеянные формы
карбонатов. В горизонте АВ количество карбонатов
возрастает, так как диагностируется карбонатный
мицелий. В горизонте Вса и ВСса появляются массовые скопления белоглазки, поэтому значения СО2
карбонатов возрастают до 6,33–7,50 % (рис. 2Б).
Профиль курганной почвы отличается по распределению углесолей от современной. Отмечена
поверхностная карбонатность насыпной курганной
толщи. Уже в горизонте Анас визуализировались
различные формы карбонатных новообразований,
значения карбонатов достигают в горизонте Анас.
1,58 %. Лежащие ниже горизонты, как было отмечено при морфологическом описании, подвержены
зоотурбации, и, следовательно, карбонатные новообразования перемешаны с почвенной массой. В
горизонте АВнас. 3,62 %, в горизонте Внас.↓↑ 7,12 %.
В профиле палеопочвы значения более последовательны и увеличиваются от горизонта [А]↓↑
(1,26 %) до горизонта [Вса] (8,63 %), где имеются
массовые скопления карбонатных новообразований
(рис. 2А).
В современной почве наблюдается постепенное
снижение содержания подвижного фосфора вниз
по почвенному профилю, с максимумом в пахотном
горизонте 5,14 мг/100 г, что соответствует высокой
степени обеспеченности. В пахотных горизонтах
увеличение происходит за счет поступления растительных остатков в виде пожнивной и корневой
массы. В нижележащих горизонтах наблюдается
снижение Р2О5 от 3,59 мг/100 г в горизонте Ап/пах.
до 1,99 мг/100 г в горизонте ВСса (рис. 2Б), что соответствует средней и низкой степени обеспеченности подвижными формами фосфора.
В профиле палеопочвы максимальное значение
подвижных форм Р2О5 обнаруживается в горизонте
[А]↓↑ – 5,86 мг/100 г по сравнению с курганной насыпной толщей (рис. 1А), постепенно снижаясь в
нижних горизонтах, что по шкале обеспеченности
№2
2009
80
Д.Г. НЕВИДОМСКАЯ, Л.П. ИЛЬИНА
Рис. 2. Морфологические профили и физико-химические свойства погребенной почвы кургана-могильника «Темерницкий-I» (А)
и современной фоновой почвы (Б). 1–12 – то же, что на рис. 1
подвижными фосфатами соответствует высокой и
повышенной степени обеспеченности почв.
По суммарному содержанию легкорастворимых
солей почвенные профили современной и палеопочвы относятся к незасоленным разновидностям, так
как значения плотного остатка не превышают 0,15 %.
Количество гумуса в гумусово-аккумулятивном
горизонте современной почвы находится в пределах 4,50–5,12 %, в иллювиальном горизонте Вса
снижается в среднем вдвое (2,64 %), а в горизонте
ВСса составляет 1,50 %. По содержанию гумуса
почва относится к малогумусной разновидности.
В курганной толще значения гумуса невелики,
достигая в Анас. 2,90 % (рис. 2А), что еще раз подтверждает тот факт, что горизонты курганной насыпи являются генетически слабосформированными
слоями, образованными под воздействием древнего
и современного (агроценоз) антропогенного факторов.
В погребенном горизонте [А]↓↑ отмечается
увеличение содержания гумуса до 3,05 %, что наряду с элементами питания (подвижными Р2О5) и
морфологическими признаками позволяет диагностировать погребенный гумусово-аккумулятивный
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ
горизонт. Вниз по профилю величины содержания
гумуса уменьшаются (рис. 2А).
В результате захоронения погребенные почвы
претерпевают изменения (диагенез), которые прежде всего обусловлены прекращением поступления
растительного опада и нисходящей миграцией
водорастворимых веществ из насыпи. В первую
очередь это отражается на изменении таких морфологических признаков, как мощность гумусового
горизонта, характер и распределение почвенных
новообразований, а также на химические показатели – гумусированность, карбонатность, засоление,
плодородие почвы.
Итак, на период 5–6 тыс. лет назад, к которому
относятся археологические памятники эпох энеолита и ранней бронзы в различных регионах Евразии, наблюдался голоценовый климатический оптимум, сопровождающийся мощным и стабильным
потеплением [24]. О более теплой палеоклиматической фазе на территории Доно-Аксайской поймы
в эпоху ранней бронзы свидетельствует сплошная
карбонатная пропитка иллювиального горизонта
в палеопочве кургана-могильника «Дюнный». По
данным И.В. Иванова [6], в атлантический период
почвы речных пойм степного почвообразования
формировались на молодых отложениях, почвенный профиль был незасоленным, несолонцеватым.
Подобные процессы можно диагностировать в исследуемой нами погребенной почве. В пользу того,
что почва датируется атлантическим периодом, говорит тот факт, что содержание гумуса в погребенном горизонте [А] только в 2 раза меньше, чем в современной почве, хотя мощность горизонтов А+АВ
невелика. Это обстоятельство напрямую связано с
комплексом условий почвообразования, существовавшим более 5 тыс. лет назад. Как свидетельствуют многочисленные палеопочвенные исследования
[5, 25–27 и др.], уменьшение содержания гумуса и
мощности верхних горизонтов в погребенных почвах – явление повсеместное, а степень снижения
гумусированности зависит от возраста захоронения
и факторов окружающей среды, сопутствующих
погребению, и составляет 50–70 %. Обращает на
себя внимание тот факт, что во всех изученных палеопочвах отмечено сокращение мощности гумусово-аккумулятивного горизонта [А] по сравнению
с фоновой почвой.
Если предположить, что с погребением почвы
прекращается поступление свежих органических
веществ из растительных остатков, а процессы минерализации гумусовых веществ не прекращаются,
так как температура и влажность почвы способствуют деятельности микроорганизмов, то, вероятно,
гумусово-аккумулятивный горизонт древней почвы
превышал по мощности существующие современ6 ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
81
ные аналоги. Погребенная почва была диагностирована как аллювиальная дерновая (луговая) насыщенная слоистая маломощная почва, на мощность
древнего гумусово-аккумулятивного горизонта
могли существенно влиять активные аллювиальные процессы, поскольку реки Дон и Аксай были
полноводнее и ежегодному поступлению аллювия
с паводковыми водами ничего не препятствовало.
В современных условиях Доно-Аксайской поймы
ведущую роль играет антропогенный фактор, так, в
1970-х годах был построен защитный вал, поэтому
паводковые воды не затапливают территорию поймы, и поступление аллювия на современные почвы
прекратилось [28].
Признаки суббореальной аридизации степных
почв (интервал 4700–3000 лет назад) [6] просматриваются в исследуемом кургане-могильнике № 8
курганного комплекса «Темерницкий-I». Для изученной погребенной почвы характерна небольшая
мощность гумусового горизонта, наличие языковатости, зоотурбации, копролитность, призмовидная
структура почвенных горизонтов, что диагностировалось при описании морфологических свойств.
В эпоху бронзы на дренированных возвышенных
пространствах доминировали палеочерноземы карбонатные незасоленные и разной степени засоленные, тяжелого и глинистого гранулометрического
состава, близкие к современным черноземам Восточно-Европейской фации, которые на территории
Ростовской области представлены обыкновенными
и южными черноземами. Данные почвы явились
предшественниками современных обыкновенных
карбонатных черноземов, распространенных на
большей части Азово-Кубанской низменности и
Приазовской наклонной равнины.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В эволюции изученных палеопочв археологических памятников основную роль сыграло время
как фактор почвообразования. Комплекс условий
почвообразования, существовавший на период
погребения, отражается в основных почвенных
свойствах, что позволяет реконструировать древний почвенный покров в различных типоморфных
ландшафтах. Эволюция почв дренированных равнин, к которым относится объект «Темерницкий-I»,
под влиянием длиннопериодных изменений климата является менее резкой по сравнению с реакцией
почв других групп. Процесс почвообразования в
недренированных бессточных системах является
зависимым от изменений, прежде всего от водного режима территории, и влияет на формирование
облика погребенной почвы второго объекта – кургана-могильника «Дюнный».
№2
2009
82
Д.Г. НЕВИДОМСКАЯ, Л.П. ИЛЬИНА
На основании проведенных исследований установлено, что в системе курганная насыпная толща – погребенная почва – современная почва имеются различия, которые определяются профильным
строением и мощностью генетических горизонтов
(для палеопочв отмечена четкая дифференциация
и незначительная мощность гумусового горизонта,
в насыпной толще формируется гумусовый горизонт, близкий по свойствам к современной почве),
характером и распределением новообразований
(карбонатные новообразования в пойменной палеопочве представлены в виде сплошной карбонатной
пропитки, также в профиле имеются пятна ожелезнения и железисто-марганцевые конкреции),
количественным содержанием гумуса (отмечено
уменьшение гумуса в погребенных горизонтах) и
подвижных фосфатов (для погребенных гумусовых
горизонтов характерно повышенное содержание
фосфатов), а также значениями рН среды (в палеопочвах рН увеличивается до щелочной и сильнощелочной). Следует отметить, что схожим элементом
в изученной системе является дифференциация на
генетические горизонты, которая в каждом случае
имеет свои особенности. Для современной почвы
она обусловлена естественными природными факторами, исторически формирующими почвенный
профиль, в условиях древнего захоронения профиль почвы видоизменяется под влиянием диагенеза – насыпная толща является продуктом древнего
и современного антропогенеза.
Таким образом, палеопочвы археологических
памятников являются информативными индикаторами состояния и динамики древних природных
условий. В качестве индикаторных почвенных
параметров можно успешно использовать морфологические признаки (мощность гумусового
горизонта, характер и распределение почвенных
новообразований) и физико-химические свойства
(количественное содержание гумуса, карбонатов,
легкорастворимых солей и элементов питания, а
также реакцию рН почвы).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Соколов И.А., Таргульян В.О. Взаимодействие почвы и среды: рефлекторность и сенсорность почв //
Системные исследования природы. Вопросы географии. Сб. 104. М.: Мысль, 1977. С. 153–170.
2. Александровский А.Л. Изменения почв и природной
среды на юге России в голоцене // OPUS: Междисциплинарные исследования в археологии. 2002.
№ 1–2. С. 109–119.
3. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. К характеристике
палеопочв среднего голоцена в бассейне Верхнего
Дона // Эпоха бронзы Восточноевропейской лесостепи. Воронеж, 1984. Вып. 5. С. 146–153.
4. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. История формирования и эволюция черноземно-луговых палеосолонцов
лесостепи Русской равнины в голоцене // Почвоведение. 1997. № 9. С. 1058–1067.
5. Демкин В.А. Палеопочвоведение и археология. Пущино: ОНТИ ПНЦ РАН, 1997. 213 с.
6. Иванов И.В. Природная эволюция почв степной зоны
в голоцене: Автореф. дис. ... д-ра геогр. наук. М.,
1988. 37 с.
7. Золотун В.П. Развитие почв юга Украины за последние 50–45 веков: Автореф. дис. ... д-ра с.-х. наук.
Киев, 1974. 74 с.
8. Песочина Л.С. Развитие почв и природной среды
нижнего Дона во второй половине голоцена: Автореф. дис… канд. биол. наук. М., 2004. 24 с.
9. Песочина Л.С. Динамика природных условий Приазовских степей в скифо-сарматскую эпоху // Тез.
докл. III Междунар. науч. конф. «Город и степь в
контактной Евро-Азиатской зоне». Москва, 2006.
С. 238–239.
10. Песочина Л.С. Палеоэкологические условия степного Приазовья в эпоху раннего железа и средневековья // Мат-лы XII Междунар. науч. конф. «Международные отношения в бассейне Черного моря в
древности и средние века». Ростов-на-Дону, 2007.
С. 120–123.
11. Безуглова О.С., Морозов И.В., Кутровский М.А. Погребенные почвы Недвиговского городища (Приазовье) и роль древнего антропогенного фактора в формировании черноземов // Почвоведение. 2008. № 1.
С. 17–26.
12. Гозулов А.И. Нижний Дон. Харьков: Изд-во Харьковского университета, 1956. 208 с.
13. Агроклиматические ресурсы Ростовской области. Л.:
Гидрометеоиздат, 1972. 251 с.
14. Молодкин П.Ф. Равнины Нижнего Дона. Ростов-наДону, 1980. 187 с.
15. Вадюнина А.Ф., Корчагина З.А. Методы исследования
физических свойств почв и грунтов: Учеб. пос. для
студентов вузов. 2-е изд., перераб. и доп. М.: Высшая
школа, 1973. 399 с.
16. Аринушкина Е.В. Руководство по химическому анализу почв. М.: Изд-во Московского университета,
1970. 487 с.
17. Классификация и диагностика почв России / Авторы и составители: Л.Л. Шишов, В.Д. Тонконогов,
И.И. Лебедева, М.И. Герасимова. Смоленск: Ойкумена, 2004. 342 с.
18. Классификация и диагностика почв CCCР. М.: Изд-во
«Колос», 1977. 289 с.
19. Качинский Н.А. Физика почвы. Ч. 1. М.: Высшая школа, 1965. 324 с.
20. Яблонских Л.А. Органическое вещество аллювиальных дерновых насыщенных почв легкого гранулометрического состава Среднерусской лесостепи //
Вестник ВГУ. Сер. химия, биология. 2000. С. 156–
162.
21. Сычева С.А. Почвенно-геоморфологические аспекты
формирования культурного слоя древних поселений // Почвоведение. 1994. № 3. С. 28–33.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
ПОЧВЕННЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ АРХЕОЛОГИЧЕСКИХ ПАМЯТНИКОВ
22. Базилевич Н.И., Панкова Е.И. Опыт классификации
почв по засолению // Почвоведение. 1968. № 11.
С. 3–15.
23. Гаврилюк Ф.Я. Черноземы Западного Предкавказья.
Харьков: Изд-во Харьковского университета, 1955.
148 с.
24. Климанов В.А. Изменение климата северной Евразии
в позднеледниковье и голоцене и его естественное
развитие // В кн.: И.И. Спасская (ред.). Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М.: ИГ
РАН, 2002. С. 240–252.
83
25. Губин В.С. Диагенез почв зоны сухих степей, погребенных под искусственными насыпями // Почвоведение. 1984. № 6. С. 5–13.
26. Демкина Т.С., Демкин В.А. Изменение гумусного состояния почв сухих и пустынных степей за историческое время // Почвоведение. 1994. № 9. С. 5–11.
27. Дергачева М.И., Зыкина В.С. Органическое вещество
ископаемых почв. Новосибирск, 1988. 128 с.
28. Безуглова О.С., Горбов С.Н., Тищенко С.А. Особенности генезиса почв Доно-Аксайской поймы // Мат-лы
V Всеросс. съезда почвоведов им. Докучаева, 18–23 августа 2008 г. Ростов н/Д.: Ростиздат, 2008. С. 273.
SOIL RESEARCHES OF ARCHAEOLOGICAL MONUMENTS
OF THE BRONZE AGE IN VARIOUS TYPOMORPHIC LANDSCAPES
OF THE LOWER DON REGION
D.G. Nevidomskaya, L.P. Iljina
A comparative study of soils of archeological monuments of the Bronze age, located in various typomorphic
landscapes of the Lower Don region has been carried out. The morphological, physical and chemical
properties in a system of kurgans buvial mound thickness – buried soil – modern soil were characterized.
The chronology of burial at varions stages of Holocene determines properties of ancient soils by features of
morphogenetic, humus, carbonate, and salt profiles.
Key words: typomorphic landscapes, paleosoils of archeological monuments, soil evolution, morphological properties of soil, physico-chemical properties of soil, soils indicator parameters.
ВЕСТНИК ЮЖНОГО НАУЧНОГО ЦЕНТРА РАН
Том 5
№2
2009
6*