古土壌

地球科学において、古土壌（イギリスやオーストラリアではpalaeosol）は過去に形成された古代の土壌である。地質学や古生物学におけるこの用語の定義は、土壌科学における用法とは少し異なる。

地質学と古生物学において、古土壌とは、堆積物（沖積土または黄土）または火山性堆積物（溶岩流または火山灰）の下に埋もれて保存されたかつての土壌であり、古い堆積物の場合は岩石化している。第四紀地質学、堆積学、古気候学、および一般的な地質学では、すべての大陸に露出している堆積性堆積物および火山性堆積物内に埋もれている「化石土壌」を指すために「古土壌」という用語を使用するのが一般的で受け入れられている慣行である。^{[1] [2]}

土壌科学では定義が若干異なります。古土壌とは、はるか昔に形成された土壌で、その化学的および物理的特性は現在の気候や植生とは無関係です。このような土壌は、非常に古い大陸クラトン内、または他の古代の岩石領域の外れ値にある小さな散在した場所で見つかります。

過去 5 千万年間の地球の気候の変化により、熱帯雨林(またはサバンナ) の下に形成された土壌はますます乾燥した気候にさらされるようになり、以前のオキシソル、アルティソル、さらにはアルフィソルが乾燥して非常に硬い地殻が形成されました。このプロセスはオーストラリアのほとんどの地域で広範囲に発生したため、土壌の発達が制限されています。以前の土壌は事実上、新しい土壌の親材料となりますが、耐候性が極めて低いため、特に第四紀の氷河期に非常に乾燥していた現在の乾燥した気候では、非常に発達の悪い土壌しか存在できません。

オーストラリアの他の地域やアフリカの多くの地域では、以前の土壌の乾燥はそれほど深刻ではありませんでした。このため、オーストラリアの極南の内陸部（以前は温帯雨林が優勢でした）の非常に乾燥した気候では、広大なポドゾルが残存し、南アフリカではトロックス土壌（オキシソルの亜目）が形成されました。ここでは、現在の気候により、中生代および暁新世には母材から土壌が形成されることはなかった気候において、古い土壌が事実上維持されています。

この意味での古土壌は常に極めて不毛な土壌であり、利用可能なリン含有量は、より若い土壌を持つ温帯地域よりも桁違いに低い。生態学的研究によると、このためオーストラリアの植物相は、最小限の栄養源を得るために高度に特殊化した進化を強いられている^{[3] 。}土壌形成が起こっていないという事実は、生態学的に持続可能な管理をさらに困難にしている。しかし、古土壌は競争がないため、最も例外的な生物多様性を有することが多い。^[4]

古土壌の記録は地球の歴史の中で先カンブリア時代まで遡り、稀に25億年以上前の古土壌も存在します。地質、生物学、大気はすべてこの期間に大きく変化し、大酸化イベント（24.2億年前）と古生代には複雑な動物と陸上植物が繁殖し、劇的な変化が起こりました。

その結果、現代の土壌分類システムを古土壌にそのまま適用することはできない。例えば、現代のアルフィソル（広義には森林土壌と定義される）は、樹木が進化する以前には存在しなかったであろう。さらに問題なのは、アルフィソルは岩石記録には残らない化学的性質によって具体的に定義されていることである。現代の土壌順序は古土壌を質的に記述するためによく使用されるが、古土壌固有の命名体系が提案されているが^[5]、文献では散発的にしか使用されていない。

古土壌固有の命名体系が完全に採用されるまで、多くの古土壌学者は米国農務省（USDA）が提供する土壌の分類法に固執してきました。 ^[6] USDAの土壌分類法は、土壌の測定可能な特性と客観的な特徴を使用して土壌を分類しようとしています。この方法論は、さまざまな土壌分類群の間に階層構造を開発し、最初は一般的なレベルで土壌を分類し、その後、土壌を徐々により限定された区分に割り当てました。

USDA 土壌分類法には、目に見える特徴の重視、新しい命名法、階層構造などの欠点もあります。目に見える特徴の重視により、土壌分類法は法的文書のように見えることがあります。古土壌に関しては、階層構造を順序レベルより深く適用することはできません。しかし、これらの欠点にもかかわらず、USDA 土壌分類法は、現在までで最も包括的で影響力のある土壌分類システムです。^[7]古土壌を互いに区別して識別するには、特定の診断層と特徴を考慮する必要があります。たとえば、すべての古土壌には A 層がありますが、ヒストソルには A 層の上に O 層があります。

ライとホランド（1998）^[8]は、古土壌を識別するための5つの基準を提示した。これは先カンブリア時代の古土壌をより厳密に識別する必要性から生まれたものだが、どの時代の古土壌にも適用できる。基準は以下の通りである。

• 岩盤上でその場で形成された、
• プロファイル上部の軟質堆積物の変形、および
• 地球の風化過程と一致する化学組成、組織、鉱物組成のプロファイル変化。

野外では、古土壌の物理的兆候には、地層化の証拠（色や質感の変化など）、より細かい上部の岩相（コアストーン）に組み込まれた岩盤、および表面プロセスの証拠（根の痕跡、有機物、巣穴、酸化還元変化など）が含まれます。

以下は、これらの古土壌、さらには現代の土壌を区別するための枠組みを提供する土壌とその診断特性のリストです。

地平線（上から下）：A と C

この土壌は、土壌形成の程度が非常に低い。母材の元々の結晶質、変成質、または堆積質の特徴は、土壌形成による変化をほとんど受けていない。ほとんどは、洪水原などの若い地形面や、土壌形成時に浸食によって物質が除去される急斜面で見られる。草本植物やその他の草本植物、低木などの初期の遷移植生の兆候。根の痕跡は、他の点では母材からの変化がわずかであるため、このタイプの古土壌の特徴である。ただし、オルディビス紀以前のエンティソルの場合、磁化率のピークはエンティソルであることを示す。

地平線: A、場合によっては E、Bw、C

これらの土壌は、エンティソルを超える形成段階を表していますが、他の土壌オーダーの発達度には達していません。通常、中程度に風化した地下層の上に明るい色の表層があると考えられます。急峻な山腹とその周辺の地形の起伏の少ない部分に形成されます。この古土壌の特徴は、特に、森林によって乱された地面が再植生化する間に形成されるポールツリーの低木林です。開けた森林地帯と樹木が生い茂った草原も、この古土壌の特徴です。

ホライゾン: A、Bw、C

これらは珪質の火山灰の土壌で、内部表面積の大きい火山ガラスの泡または破片で構成されています。この土壌は急速に風化してイモゴライトとスメクタイトになります。したがって、非常に肥沃で、有機物が豊富で、特に嵩密度が低いです。これらの特性と前述の風化生成物は、通常、埋没中に変化し、セラドナイトやクリノプチロライトなどの特徴的な鉱物に変わることがあります。薄片に少なくとも 60% の火砕片が認識できるのがこの古土壌の特徴です。この古土壌は火山の中や周囲に形成されます。

地平線: O、A、時には Bg、C

有機物に富んだ土壌で、厚い泥炭層を持ち、冷涼で水はけのよい地域や、低地で常に水浸しになっている地域で形成されます。主な形成プロセスは泥炭 (有機物) の蓄積であり、つまり、有機物は土壌で分解するよりも速く生成されます。泥炭の蓄積には、以前の土壌や堆積物に重なるグライ鉱物 (黄鉄鉱または菱鉄鉱) の浸出または形成が関連しています。

地平線: A、E、場合によっては Bh、Bs、C

スポドソルの特徴は、鉄やアルミニウムの酸化物、または有機物に富んだ地下層です。薄い断面では、放射状に割れた特徴的なコンクリーションの縁から豊富な石英粒子まで、不透明なセメントが見られます。スポドソルは、丘陵の岩盤または低くうねる石英に富んだ堆積物の上に形成されます。粘土や可溶性塩が溶解してプロファイルから洗い流される湿気の多い気候で主に見られ、温帯地域で最も一般的です。特徴的な植生は、針葉樹林と、低栄養レベルと高酸性土壌に耐えられる他の種類の常緑樹木です。

地平線: A、時々 E、Bt、時々 Bk、C

塩基に富んだ森林土壌で、明るい色の表層が粘土質の地下層の上にあり、交換性陽イオンに富んでいます。古土壌の断面の深部に炭酸塩の団塊がある場合は、そのような塩基飽和状態であると想定できます。炭酸塩の団塊がない場合、アルフィソルは塩基に富んだ粘土の多さ、またはアルミナ/塩基の分子風化比が 2 未満であることで区別できます。これらの土壌は、極地や高山の頂上では見つかりません。

地平線: A、場合によっては E、Bt、C

一見するとアルフィソルに似ている、塩基の少ない森林土壌。ただし、アルティソルはより深く風化してミネラル栄養素が失われています。アルティソル プロファイル内には石灰質物質は存在せず、アルミナ/塩基の分子風化比は 2 を超えます。プロファイルには、カオリナイトや、ギブサイトなどの高度に風化したアルミナ鉱物がよく見られます。塩基の少ない状態は、形成に長い時間がかかったことに起因します。主に、岩盤の起伏のある丘陵、高い沖積台地、高原の頂上など、地形の古い部分に形成されます。自然植生は、針葉樹林または広葉樹林です。

地平線: A、Bo、場合によっては Bv、C

風化が進んだ土壌で、質感が均一なプロファイルを持ちます。カオリナイト粘土またはギブサイトやベーマイトなどの塩基の少ない酸化物が主です。アルミナ/塩基の分子風化比は 10 以上です。これらの土壌は風化が進んだ斑点状の層を持っています。このタイプの古土壌の特徴は、鉄で汚れた砂粒大の球状微小球の安定した微細構造です。非常に古く、数千万年にも及ぶことがよくあります。台地、テラス、平野の緩やかな斜面にある安定した大陸の場所で見つかります。オキシソルの自然植生は熱帯雨林です。

ホライゾン: A、Bw、C

これらは均一で厚い粘土質の土壌で、深く広い亀裂があります。亀裂により丘陵と湿地の地形が形成されることがあります。主にスメクタイト粘土で構成されています。バーティソルのほとんどは、中間から玄武岩質の物質で見つかります。主に緩やかな斜面の麓の平坦な地形で見つかります。気候と植生は乾燥していてまばらであるため、アルカリ反応が維持されます。植生は草原から開けた森林地帯までさまざまですが、樹木が生い茂った草原が一般的です。

地平線: A、時々 Bt、Bk、時々 By、C

よく発達した、塩基に富んだ、粘土と有機物が混ざり合った表層。この古土壌の特徴は、細根の痕跡とパン粉構造が豊富であること。この古土壌の特徴である表層は、草本植物の細根系と、多くの土壌無脊椎動物種の穴掘り活動によって形成されます。モリソルは、低地、起伏のある、または平坦な土地で見られます。

地平線: A、時々 Bt、Bk、時々 By、C

乾燥地域から半乾燥地域に形成され、雨が降らないため、浅い石灰質、石膏質、または塩性の層が形成されます。これらのセメントは大きな団塊または連続層を形成します。明るい色で柔らかく、多くの場合気泡のある表面層です。地下層は前述のセメントのいずれでもセメント化されていません。乾燥地域の急斜面は岩盤まで侵食される傾向があるため、主に低地で見られます。植生はまばらで、とげのある低木やサボテンが含まれます。

地平線: A、時には By、そして C

地表から 1 メートル以内に地氷またはその他の永久凍土の特徴がある土壌。古土壌では、氷の場所は砕屑岩脈、凍結帯、または地氷によって生じたその他の変形として保存されます。ティライトおよびその他の氷河堆積物は、ゲリソルの兆候です。これらの土壌は、極地砂漠、ツンドラ、およびタイガの植生の下で形成されます。驚くほど多様なヒスチジンの表層、砂漠の舗装、塩性および石灰質の層が含まれます。

ブロック状、角張った、または粒状のペッドの存在などのペッド構造や、クリノビマセピック プラズミック ファブリックなどのファブリック タイプなど、他の多くの要素は、古土壌を扱っているかどうかを識別するのに役立つ構造です。これらの構造の一部は、識別する古土壌を絞り込む際に非常に役立ちます。ただし、プロキシベースの再構築に使用する前に、古土壌を地球化学的に検証する必要があります。カリウム交代作用などの堆積後の変質プロセスにより、物理的外観が劇的に変化することなく、古土壌の化学組成が変化する可能性があります。

古土壌は、それが形成された気候を測る古気候学的ツールとして頻繁に使用されています。^[9]風化の速度とスタイルは気候要因に依存するため、古土壌は過去の気候の変数を再構築するために使用できます。平均年間降水量 (MAP) と気温 (MAAT) は、季節性とともに、他の古環境ツールと組み合わせて、過去の陸上気候を説明するために使用できる、一般的に再構築される 2 つの変数です。一連の古気候プロキシが存在し、焦点は異なりますが、その多くは風化、埋没、埋没後のプロセス中に発生する土壌プロファイル全体の化学組成の変化に依存しています。^{[10] [11]}

これらの使用は、埋没後の変質、母材、土壌秩序などの要因に依存し、すべてのプロキシがすべての古土壌に適用できるわけではありません。ほとんどのプロキシは顕生代古土壌（それより古いものではない）に適用できます。これは、陸上植物の出現後に景観プロセスが劇的に変化したためです。季節性（季節の存在と強さ）には、より微妙な再構築アプローチが必要です。提案されている季節性プロキシは、主に土壌の湿潤/乾燥プロセスに依存しており、その間に土壌炭酸塩が形成される可能性があります。^[12]他のプロキシと同様に、このツールは継続的にテストされ、改良されています。^[13]

土壌は大気とほぼ常時接触して形成されるため、その化学組成は直接的および間接的な経路を通じて大気の組成の影響を受ける。古土壌の酸化は、地球の歴史を通じて増加してきた大気中の酸素の指標として使用されてきました。^{[14 ]古土壌はまた、}土壌の炭素ガス交換に関する最新の研究、 ^[16]土壌起源の炭酸塩団塊の炭素同位体、^{[17]および複数の大気中のガス（通常は}二酸化炭素、酸素、メタン）を考慮した質量収支アプローチに基づいて、大気中の二酸化炭素レベルを再構築するためにも使用されてきました。[15]これらの方法は、初期地球研究の分野で積極的に開発されています。

古土壌は古代の生態系についての重要な情報アーカイブであり、化石土壌のさまざまな成分は過去の植物の研究に使用できます。古土壌には、花粉粒や植物珪素（イネ科植物など多くの植物が生成するシリカのバイオミネラル化形態）などの古代の植物物質が含まれていることがよくあります。さまざまな植物種の花粉化石と植物珪素化石はどちらも、親植物まで遡ることができる特徴的な形状をしています。^[18]長い地質学的時間スケールでは、結晶性の低いシリカの溶解能力により、必ずしも古土壌に植物珪素が保存されているとは限りません。

古土壌の植物群落構成のもう一つの指標は、炭素同位体シグネチャーである。古土壌中の有機物中の異なる炭素同位体の比率は、より寒冷で湿潤な気候で育つC3光合成を行う植物と、より高温で乾燥した条件に適応したC4光合成を行う植物の割合を反映している。 ^[19]古土壌中の過去の植物を検出する他の方法は、土壌中で時間の経過とともに分解されにくい葉のワックスの残骸を特定することに基づいている。 ^[20]

古土壌層は、積み重ねることができる過去の地球表面の記録であるため、古地震学の分野でも有用である。

• 古土壌学
• 古土壌学的記録
• 土壌生成
• 土壌学（土壌研究）

ウィキブック歴史地質学には、土壌と古土壌に関するページがあります。

• 古土壌学。古土壌学に関する（サブ）委員会（報告書）。国際土壌科学連合および国際第四紀研究連合。IUSS 委員会 1.6。