古土壌学

古土壌学（英国ではpalaeopedology ）は、ごく最近（第四紀）から地球の歴史の最も古い時代までの過去の地質時代の土壌を研究する学問です。古土壌学は、土壌科学（土壌学）または古生物学のいずれかの分野として見ることができます。これは、古土壌学が使用する方法が、多くの点で2つの学問の明確な組み合わせであるためです。

古土壌学の最も初期の発展は、1795 年頃のスコットランドでの観察から始まりました。この観察では、崖の土壌の一部が、かつて露出していた陸地表面の名残であることが判明しました。19 世紀には、ヨーロッパや北アメリカ全土で、かつての土壌が数多く発見されました。しかし、そのほとんどは動物や植物の化石の探索中に発見されたもので、土壌科学が初めて発展して初めて、過去の地質時代の埋もれた土壌が何らかの価値があると見なされるようになりました。

ユーラシアのステップで土壌と気候の関係が初めて観察されて初めて、過去の土壌の発見を過去の生態系に適用することに関心が寄せられるようになりました。これは、1920 年代までに、ロシアでKD グリンカによって発見された土壌の一部が現在の気候に合わず、過去の温暖な気候の名残とみなされていたためです。

1892 年、ユージン W. ヒルガードは米国の土壌と気候を同様に関連付け、1950 年代までには北半球の最近の環境変化を監視するための第四紀層序の分析がしっかりと確立されました。これらの開発により、土壌化石は最近のすべての土壌とともに、 USDA 土壌分類に従って非常に簡単に分類できるようになりました。以前の土壌化石への関心は、成長がはるかに遅かったものの、分類を可能にするX 線回折などの技術の開発により、1960 年代以降着実に高まっています。土壌化学は、古生代に生命が陸上にどのように移動したかについての多くの証拠を提供できるため、これにより古生態学と古地理学の多くの発展が可能になりました。

以前の土壌の名残は、氷河の影響を受けなかった地域の堆積物の下、または、より若い現在の土壌の下に古い土壌が見える非常に急峻な崖で見つかります。火山が活動していた場合、一部の土壌化石は火山灰の下で発生します。堆積物が継続的に堆積すると、特に完新世の氷河の後退後に、一連の土壌化石が形成されます。土壌化石は、サウスダコタ州のバッドランドのように、より若い土壌が侵食された場所（たとえば風による）にも存在する可能性があります。（オーストラリアや南アフリカのように、現在の土壌が以前のより湿潤な気候の名残である地域は除外する必要があります。これらの地域の土壌は、正確な古土壌です。）

土壌化石は、地中に埋もれていようと露出していようと、変質を受けます。これは主に、過去の土壌のほとんどが以前の植物被覆を失っており、土壌が埋もれて以来、土壌が支えていた有機物が植物によって消費されているためです。しかし、植物の残骸が見つかると、植物が見つからない場合よりも土壌化石の性質がはるかに明確になります。なぜなら、今日では根は、それが由来する植物群に関して特定できるからです。根の痕跡のパターン、その形や大きさは、以前の土壌が支えていた植物の種類を示す良い証拠です。土壌の青みがかった色は、植物が土壌内で栄養素を動員したことを示す傾向があります。

化石土壌の層位は、土壌形成によって母材の一部が消滅していない限り、通常は上層でのみ明確に定義されます。化石土壌の層位の種類は、一般に現代の土壌に見られるものと同じであるため、最古の土壌を除くすべての土壌を現代の分類法で簡単に分類できます。

土壌化石の化学分析は、一般的に石灰含有量に焦点が当てられ、それによって pH と希酸に対する反応性の両方が決定されます。化学分析も有用で、通常は溶媒抽出によって主要な鉱物を決定します。この分析は土壌化石の構造を決定するのにいくらか役立ちますが、今日では、以前の土壌の結晶構造を決定できるため、X 線回折が好まれています。

X 線回折の助けを借りて、古土壌は現在、土壌分類の 12 目(オキシソル、アルティソル、アルフィソル、モリソル、スポドソル、アリディソル、エンティソル、インセプティソル、ゲリソル、ヒストソル、バーティソル、およびアンディソル) のいずれかに分類できます。しかし、多くの先カンブリア時代の土壌は、調査すると、これらの土壌目の特徴のいずれにも当てはまらず、緑色粘土と呼ばれる目に入れられています。緑色は、原始地球にはO ₂が存在しなかったため、酸化されていない特定の鉱物が存在するためです。また、最近の森林土壌の中には、砂層であるにもかかわらず、スポドソルの典型的な特徴を示すほど酸性度が高くないため、アルフィソルまたはスポドソルとして明確に分類できないものもあります。

古土壌学は、地球上および太陽系外惑星研究や天体土壌学という新興分​​野の両方において、古代の生態系の生態と進化を理解するための重要な科学分野です。地球化学では、かつての土壌の構造に関する知識は、古大陸の構成を理解する上でも貴重です。

土壌に適用される異なる定義は、土壌に対して取られる異なるアプローチを示しています。農家と技術者が特定の土壌特性に集中するのに対し、土壌科学者は異なる見解を持っています。^[1]本質的に、土壌の定義に関するこれらの異なる見解は、彼らの研究の異なる理論的根拠です。^[2]土壌は、物質が輸送され変化する地球と大気の境界を表すという点で、開放系と考えることができます。フラックスには、追加、削除、移動、および変換の4つの基本的なタイプがあります。 ^{[3] [4]}追加の例には鉱物粒子や落ち葉が含まれ、削除には鉱物や有機物の表面浸食が含まれます。移動には土壌プロファイル内での物質の移動が含まれ、変換は土壌内の物質の組成と形状の変化です。

土壌は、自然発生的なプロセスによって変化する物質の物理的構造であるという点で、エネルギー変換装置とも考えられます。土壌の主なエネルギー源は太陽であり、地殻の深部から上昇する放射性崩壊によって発生する熱よりもはるかに大きいです。堆積物の堆積、または地下水や雨の追加も、新しい鉱物や水が土壌内の既存の物質を変化させる可能性があるため、エネルギーの増加と見なすことができます。これらのプロセスと、それらを駆動するために利用できるエネルギーの量とが組み合わさって、土壌プロファイルが作成されます。

土壌を別の視点から見ると、土壌は利用可能な材料から時間をかけて形成された環境産物である。土壌の形成に影響を与える多くの要因は、気候、生物、地形、母材、時間の 5 つの主な要因に簡略化できる。^{[5] [6]}これらの 5 つの要因は、「CLORPT」という頭字語を使用して簡単に覚えることができる。これらのカテゴリは、土壌または古土壌の形成中に発生した側面を頭の中で考えるのに役立つ。しかし、より重要なのは、CLORPT が土壌形成の研究のための自然実験を作成する際の理論的枠組みを可能にすることである。^[2]

土壌科学が最初に確立されたとき、気候は土壌の形成に関する最も重要な要因の 1 つと考えられていました。たとえば、温帯地域では酸性の砂質スポドソルが広く見られ、熱帯地域では赤色粘土質オキシソルが一般的です。土壌の分類に気候データを使用する傾向は、土壌内の観察可能な特徴に基づいて土壌を分類する取り組みによって挑戦されてきました。ただし、古気候は、古気候データを使用して特定された古土壌から解釈することはできません。気候データを使用した古土壌の特定は変化しています。たとえば、アリディソルは、深さ 1 メートル未満の石灰質層を持つ土壌として 再定義されました^{[7] 。}

土壌気候もまた、特殊な種類の微気候です。土壌の孔の中にある水分、温度、その他の気候指標を指します。たとえば、水はけのよい土壌では、土壌気候は地域気候のやや抑えられたバージョンです。水浸しの土壌では、土壌気候は地域気候とは関係ありません。水浸しの土壌の温度と酸素化は、大気の状態よりも、地元の地下水の経路と速度に大きく依存するからです。他の種類の土壌気​​候の推定は、現在、土壌の分類、土壌形成のモデル、および土壌生物学の研究に取り入れられ始めています。

古土壌からの気候の分類は、特定の気候変数に敏感な土壌の気候的に敏感な特徴を使用して関連付けることができますが、これらの特徴の最も優れたものでさえ精度に欠けます。これは、土壌が気候条件を記録する気象計器ほど敏感ではないためです。ただし、かなり広いカテゴリでは、土壌に見られる敏感な特徴から気候を解釈できます。気候の分類に関する最も大規模な影響の1つは、1918年に作成され、その後20年以上にわたってドイツの気象学者ウラジミール・ケッペンによって修正されました。^{[8]彼は、それぞれが陸上植生の主なタイプに対応する5つの主要な気候グループ（}ケッペンの気候分類）があると提案しました。各気候タイプは文字で指定され、大文字は主要な気候グループを指し、小文字は補助的な気候特徴を指します。^[2]

大型植物は、土壌形成に役割を果たす生物の一部にすぎません。たとえば、菌類は、窒素やリンなどの栄養素を宿主植物が利用できるようにすることで、多くの維管束植物の根と密接に関係しており、落ち葉を分解して有機物を土壌に戻す重要な役割を果たしています。土壌と相互作用して影響を与える生物のリストは膨大であり、これらの相互作用によって古土壌の存在を推測することができます。

古土壌から特定の生物を解釈できるだけでなく、古代の生態系も解釈できます。植物の土壌相互作用は、群落ごとに異なります。それぞれ根の痕跡、土壌構造、全体的なプロファイル形状のパターンが異なります。これらの特徴を特定することは、過去の生物が特定の古土壌に及ぼした影響の全体的な評価に役立ちます。ただし、生物活動のこれらの一般的な影響を評価することは、その表現レベルが土壌形成にかかった時間と同じくらいその性質に関係しているため、困難な場合があります。古土壌で見つかった化石が理解されたとしても、それらが生息していた古土壌を研究することで、その保存、生態、進化についてさらに多くのことを学ぶことができます。

化石化した足跡、巣穴、または糞石（化石の排泄物）は、生痕化石（生痕化石）の例です。これらの生痕化石は、生物の物理的な部分を表すものではなく、むしろその環境内での生物の活動の証拠です。骨、葉、または茎は、特定の種を明確に識別するのに十分な情報を提供する場合がありますが、生痕化石では、そのような正確な識別がほとんどできません。ただし、多くの変数の影響を受ける可能性のある化石化した体の一部とは異なり、生痕化石は運ばれることはなく、通常は生物が生息していた場所で見つかります。この利点により、古土壌中の生痕化石は特に重要になります。なぜなら、それらによって、自然環境における動物の行動を解釈できるからです。その良い例は、土中に巣を作る孤独なミツバチの単純な浅い化石化した巣穴です。

化石化した足跡、巣穴、糞石が痕跡化石または生物を表すのと同様に、古土壌は古代の生態系の痕跡化石と見なすことができます。化石化した種の割合が少ないのと同様に、生態系内の種のうち、古土壌に識別可能な痕跡を残す種はごくわずかです。ただし、古土壌内でのそれらのより一般的な影響は保存されている可能性があります。その良い例が根の痕跡です。根の痕跡のパターン、土壌層の順序、その他の特徴を分析すると、土壌の形成時に存在していた植生の種類を特定するのに役立ちます。

植物学者が「植物形成」と呼ぶものは、高さや間隔などの一般的な特徴によって決まります。植物形成は、コミュニティや集団とは異なり、特定の種によって定義されるものではありません。植物形成の例には、森林、林地、草原などがあります。特定の植物がオーク、ユーカリ、またはその他の種であったかどうかを判断できない場合があるため、古土壌の植物形成により、古代の森林生態系と古代の草原生態系を区別することができます。^[2]

土壌の性質は地形によって異なり、これは山頂の薄い岩だらけの土壌と草に覆われた低地の厚い肥沃な土壌を比較することで理解できます。特徴のない低地でも、排水が良いかどうかによって土壌の性質は大きく異なります。ただし、土壌の排水は完全に独立しているわけではありません。なぜなら、特定の景観内でも植生、微気候、地表の年齢が異なるためです。ただし、より小さな地域では、制限要因が非常に広範囲にわたるため、景観全体の土壌の変化が真の地形的シーケンスを構成し、これらの土壌内の特徴が信頼性の高い地形機能を生み出す可能性があります。

アルプスの尾根や山頂のような大胆な地形は、斜面に関連した明確なプロセスに基づいて解明することができます。例えば、急峻なアルプスの斜面には、雪解け水によって浸食され、凍上によってかき回され、落石の影響を受ける土壌があり、植生はまばらです。これらのプロセスにより、山の斜面環境を示す、薄く、根が浅く、風化が軽く、岩の多い土壌が形成されます。これらのプロセスの規模と程度は、山腹の異なる標高での気候、植生、母材、地表年齢の大きな変動のため、地形関数として厳密に分析することはできません。^[2]

土壌の発達に関係する岩石や堆積物は、土壌の母材と呼ばれ、土壌形成のプロセスの出発点となります。形成初期の土壌は、母材とそれほど変わりません。しかし、時間が経つにつれて、土壌に含まれる元の母材の特徴は少なくなります。発生した土壌形成の量を正確に評価するには、母材を把握して、土壌形成の基準、つまり出発点を確立する必要があります。

ほとんどの場合、母材は土壌の形成とは無関係です。火成岩と変成岩の形成は、地球の表面下の場所で、地表下のプロセスによって起こります。これらの岩石は土壌の母材となることが多く、土壌から派生することもあります。しかし、堆積物の分類と分布の程度は大きく異なるため、これらも土壌とは無関係であると考えられています。

土壌に関連する母材で、その組成や構造が完全に均一なものはほとんどありません。多くの場合、葉理、脈、節理、層状化などの不規則性がある程度存在し、場合によっては土壌形成を助け、場合によっては妨げます。たとえば、基盤岩上のシルト質の覆いや粘土質の沖積層上の砂質の覆いなど、一部の堆積層状化は土壌の形成を促進します。これらの両方の場合において、砕けやすい表面材料は非土壌起源の事例によって形成されています。その他の堆積表面のセメント化、または粘土と砂の細かい互層シーケンスの事例は、土壌の形成につながらないと考えられます。土壌や古土壌で不均一な母材を見つけるのは難しいかもしれませんが、通常見つかる鉱物からの逸脱は、元の母材の手がかりとなる可能性があります。母材に一次材料の粒子が見つからない場合は、後から追加されたと推測できます。例えば、玄武岩質フォノライトには石英は含まれず、花崗岩にはカンラン石は含まれません。

母材の役割は、異なる母材または岩相シーケンス (母材が異なるため土壌プロファイル特性が異なる) 上で同様の条件下で形成された土壌の研究から最もよく理解されます。これは、土壌の形成中に母材がどのような役割を果たしたかを理解するための出発点となります。これらの研究から得られた一般化された関係を使用して、母材が古土壌の形成中にどのような影響を及ぼしたかを判断することができます。困難なのは、母材がもはや存在しないため、その性質は近くの材料を使用してのみ推定できるという事実にあります。

これらの推定は通常、土壌や古土壌を評価する際に仮定として認識され、慎重に評価されるべき4つの重要な仮定に基づいています。これらの4つの単純化された仮定により、土壌の形成と土壌の埋没中に発生する変化の詳細な分析が可能になります。^[2]

1. 最初の仮定は、母材が新鮮であるということです。つまり、元の母材の代理として想定される母材は、化学的にも物理的にも元の母材に類似している必要があります。たとえば、サプロライトは、花崗岩の上の森林土壌から得られた母材を正確に表すものとは考えられませんが、森林土壌の伐採と侵食後に形成された耕作土壌の代表である可能性があります。
2. 2 つ目の仮定は、土壌プロファイル内の母材の組成が均一であるというものです。プロファイルの下にある物質の特性が、プロファイル全体の母材の代表であると考えられる場合、これは正しいはずです。ただし、元の母材を正確に表すと見なせるほど均一な岩石や​​堆積物はほとんどないことを考えると、これは困難です。たとえば、厚い粘土質の土壌内の花崗岩の上に風で運ばれた薄い塵の層を検出することは極めて困難です。
3. 3 つ目の仮定は、母材の成分の少なくとも 1 つは風化によって変化せず、現在も存在しているというものです。これに関する主な問題は、自然界に存在する広範な風化プロセスから完全に免れる成分はないということです。 ^[9]たとえば、石英は pH > 9 の土壌では非常に安定した鉱物ですが、アルミナ(Al ₂ O ₃ ) は pH 4.5 から 8 の間で安定しています (主に粘土中)。通常、より広範囲の環境条件で土壌で安定している微量元素には、鉛(Pb) やジルコニウム(Zr) などがありますが、必ずしも十分に存在するとは限らず、有用です。
4. 4 番目の仮定は、体積の変化は厚さと密度に比例するというものです。これは、埋没中の土壌の体積の減少と圧縮の程度が、密度または厚さの​​変化に関連していることを示しています。常識では、体積と密度は 3 次元で、厚さは 1 次元であると示唆されていますが、形状がわかっている化石植物^[10]を含むさまざまな材料の観察では、静的な垂直荷重の条件下では、土壌と化石は側面の圧力によって維持されていることが示されています。

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