ISSN  0032-180X
 Номер  1
 Январь  2005
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 http://www.maik.ru
 і
 j
 Журнал  основан  в  январе  1899  г.  На  его  страницах  публикуются
оригинальные  статьи,  обзоры;  отражаются  различные  аспекты
теоретических  и  экспериментальных  исследований  генезиса,
географии,  физики,  химии,  биологии,  плодородия  почв;  освещаются
результаты  теоретических  и  экологических  исследований  в
глобальном  и  региональном  плане.
 “НАУК  А

Российская  академия  наук
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 №  1 	2005  Январь
 Основан  в  январе  1899  г.
Выходит  12  раз  в  год
ISSN:  0032-180Х
 Журнал  издается  под  руководством
Отделения  биологических  наук  РАН
 Главный  редактор
Г.В.  Добровольский
 Редакционная  коллегия:
 Б.Ф.  Апарин,  Р.В.  Арнольд  (США),  В.Е.Х.  Блюм  (Австрия),
И.М.  Гаджиев,  А.Н.  Геннадиев  (заместитель  главного  редактора),
 М.И.  Герасимова,  В.А.  Демкин,  Д.Н.  Дурманов,  Ф.Р.  Зайдельман,
Д.Г.  Звягинцев,  Л.О.  Карпачевский,  А.Н.  Каштанов,
 В.Н.  Кудеяров  (заместитель  главного  редактора),
 В.В.  Медведев  (Украина),  Е.И.  Панкова,  Н.И.  Смеян  (Белоруссия),
И.А.  Соколов,  Т.А.  Соколова,  В.О.  Таргульян,
 В.Д.  Тонконогов  (ответственный  секретарь),  А.Д.  Фокин,
Ф.Х.  Хазиев,  Е.В.  Шеин,  А.П.  Щербаков,  А.С.  Яковлев
 Зав.  редакцией  Е.В.  Достовалова
 Адрес  редакции:  119017  Москва,  Пыжевский  пер.,  7,  тел.  230-80-66
 Москва
 Издательство  “Наука”
 ©  Российская  академия  наук,  2005  г
©  Редколлегия  журнала  “Почвоведение”
(составитель),  2005  г

СОДЕРЖАНИЕ
 Номер  1,2005
 ГЕНЕЗИС  И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 Автономные  суглинистые  почвы  центральной  части
Калининградской  области:  проблемы  генезиса
 М.  И.  Герасимова,  И.  П.  Гаврилова
 Анализ  цвета  лесных  почв  Русской  равнины
 Ю.  Я.  Водяницкий,  Л.  Л.  Шитое
 ,  А.  А,  Васильев,  Э.  Ф.  Сатаев
 Агрогенная  эволюция  осушенных  торфяных  почв
Я.  Я.  Бамбалов
 Аллювиальные  почвы  Восточной  Грузии
А.  Т.  Урушадзе
 5
 16
 29
 38
 ХИМИЯ  почв
 Компартментация  в  почвах
 Л.  О.  Карпаневский,  Т.  А.  Зубкова 	47
 Емкость  катионного  обмена  тонких  гранулометрических  фракций
подзолистых  и  болотно-подзолистых  почв  Центрального  лесного  заповедника
 А.  В.  Кирюшин,  Т.  А.  Соколова,  Т.  Я.  Дронова 	56
 Водорастворимые  органические  вещества  подстилок
Al-Fe-гумусовых  подзолов  Кольского  полуострова
 Г  В.  Мотузова,  А.  В.  Зорина,  А,  А.  Степанов 	65
 Химический  состав  почв  Байкальского  биосферного  заповедника
(к  проблеме  деградации  пихтовых  лесов)
 Я.  Б.  Санина,  О.  А.  Пройдакова 	74
 БИОЛОГИЯ  ПОЧВ
 Влияние  дождевых  червей  на  модификацию  популяции
микроорганизмов  и  активность  ферментов  в  почве
 Я.  Я.  Битюцкий,  А.  Я  Соловьева,  Е.  И.  Лукина,
 Я.  Я.  Лапшина,  Д.  Ю.  Власов,  Я.  Я.  Кудряшова 	82
 Репрезентативность  данных  о  структуре  микробных  сообществ
Л.  А/.  Полянская,  В.  В.  Гейдебрехт,  Я.  /9.  Чернов,
 Г.  Я.  Початкова,  Д.  Г  Звягинцев 	92
 О  методике  определения  каталазной  активности  почв
 X.  А.  Мартиросян,  М.  X.  Геворкян 	98
 АГРОХИМИЯ  И  ПЛОДОРОДИЕ  ПОЧВ
 Изменение  свойств  почвы  и  продуктивности  агроценозов
при  длительном  применении  различных  систем  удобрений
 М.  Ф.  Овчинникова,  Я.  Ф.  Гомонова,  Г.  Л/.  Зенова
 104

Водно-физические  свойства  и  элементы  водного  режима  чернозема
выщелоченного  при  разных  способах  основной  обработки
и  внесения  удобрений  в  севообороте
 О.  К.  Боронтов,  И.  М.  Никульников,  В.  И.  Кураков,  А.  Н.  Сумин 	113
 РЕЦЕНЗИИ
 Фундаментальный  труд  в  области  теории  и  методов  изучения  почвенного  покрова
 И.  А.  Крупеников 	122
 Новая  книга  о  микроорганизмах  антропогенно-преобразованных  почв  Западной  Сибири
 Д.  Е.  Полонская 	125
 Требования  к  рукописям,  представляемым  в  журнал  “Почвоведение” 	127
 Сдано  в  набор  13.09.2004  г. 	Подписано  к  печати  17.11.2004  г. 	Формат  бумаги  60  х  88  Vs
 Цифровая  печать  Уел.  печ.  л.  16.0 	Уел.  кр.-отт.  3.6  тыс. 	Уч.-изд.  л.  15.5 	Бум.  л.  8.0
 Тираж  220  экз. 	Зак.  8972
 Учредитель:  Российская  академия  наук
 Адрес  издателя:  117997  Москва,  Профсоюзная  ул.,  90
Оригинал-макет  подготовлен  МАИК  “Наука/Интерпериодика”
Отпечатано  в  ППП  “Типография  “Наука”,  121099  Москва,  Шубинский  пер.,  6

Contents
 No.  1,2005
 Simultaneous  English  language  translation  of  the  journal  is  available  from  MAIK  “Nauka/Interperiodica”  (Russia).
Eurasian  Soil  Science  ISSN  1064-2293.
 GENESIS  AND  GEOGRAPHY  OF  SOILS
 Autonomous  Loamy  Soils  in  the  Central  Part  of  Kaliningrad  Oblast:  Problems  of  Genesis
M.  /.  Gerasimova  and  /.  P.  Gavrilova
An  Analysis  of  the  Color  of  Forest  Soils  on  the  Russian  Plain
 Yu.  N.  Vodyanitskii,  L.  L.  Shishov  ,  A.  A.  Vasil’ev,  and  E.  F.  Sataev
 Agrogenic  Evolution  of  Drained  Peat  Soils
N.  N.  Bambalov
 Alluvial  Soils  in  Eastern  Georgia
A.  T.  Urushadze
 5
 16
 29
 38
 SOIL  CHEMISTRY
 Compartmentalization  in  Soils
 L.  О.  Karpachevskii  and  T.  A.  Zubkova 	47
 Cation  Exchange  Capacity  of  Fine  Particle-Size  Fractions
 from  Podzolic  and  Bog-Podzolic  Soils  of  the  Central  Forest  Reserve
 A.  V.  Kiryushin,  T.  A.  Sokolova,  and  T.  Ya.  Dronova 	56
 Water-Soluble  Organic  Substances  in  Litters  of  Al-Fe-Humus  Podzols
of  the  Kola  Peninsula
 G.  V.  Motuzova,  A.  V.  Zorina,  and  A.  A.  Stepanov 	65
 The  Chemical  Composition  of  Soils  of  the  Baikal’skii  Biosphere  Reserve
as  Related  to  the  Degradation  of  FirFir  Forests
 N.  B.  Sanina  and  O.  A.  Proidakova 	74
 SOIL  BIOLOGY
 The  Effect  of  Earthworms  on  the  Population
of  Microorganisms  and  Enzyme  Activity  in  Soil
 N.  P.  Bityutskii,  A.  N.  Solov’eva,  E.  I.  Lukina,  I.  N.  Lapshina,
 D.  Yu.  Vlasov  and  N.  V.  Kudryashova 	82
 Representativeness  of  Data  on  the  Structure  of  Microbial  Communities
L.  M.  Polyanskaya,  V.  V.  Geidebrekht,  I.  Yu.  Chernov,
 T.  N.  Pochatkova,  and  D.  G.  Zvyagintsev 	92
 On  the  Methodology  of  Determining  the  Catalase  Activity  of  Soils
 K.  A.  Martirosyan  and  M.  G.  Gevorkyan 	98
 AGRICULTURAL  CHEMISTRY  AND  SOIL  FERTILITY
 Changes  in  the  Soil  Properties  and  Productivity  of  Agrocenoses
upon  Long-Term  Application  of  Different  Fertilization  Systems
 M.  F.  Ovchinnikova,  N.  F.  Gomonova,  and  G.  M.  Zenova

The  Water-Physical  Properties  and  Water  Regime  of  Leached  Chernozems
under  Different  Tillage  and  Fertilization  Practices  in  Crop  Rotation
 О.  K.  Borontov,  /.  M.  Nikul’  nikov,  V.  /.  Kurakov,  and  A.  N.  Sumin 	113
 BOOK  REVIEWS
 Fundamental  Contribution  to  the  Theory  and  Methods
of  Studying  the  Soil  Cover
 /.  A.  Krupenikov
 122
 New  Book  about  Microorganisms  in  the  Anthropogenically
Transformed  Soils  of  Western  Siberia
 D.  E.  Polonskaya
 125
 Guide  for  Authors:  Submission  of  Manuscripts  to  the  Pochvovedenie  Journal
 127

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  1,  с.  5-15
 ГЕНЕЗИС
 И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.4
 АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ  ЦЕНТРАЛЬНОЙ  ЧАСТИ
КАЛИНИНГРАДСКОЙ  ОБЛАСТИ:  ПРОБЛЕМЫ  ГЕНЕЗИСА
 ©  2005  г.  М.  И.  Герасимова,  И.  И.  Гаврилова
 Географический  факультет  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова,  119992,  Москва,  Ленинские  горы
 Поступила  в  редакцию  22.03.2004  г.
 Автономные  почвы  ледниково-аккумулятивных  равнин  Калининградской  области  в  соответствии  с
почвенно-географическим  районированием  располагаются  на  контакте  ареалов  бурых  лесных  и
дерново-подзолистых  почв.  Рассматриваемые  почвы,  несмотря  на  значительное  морфологическое
сходство  с  дерново-подзолистыми,  не  подчиняются  известным  для  них  географическим  закономер¬
ностям  и  имеют  ряд  несвойственных  им  морфологических  и  химических  черт.  Своеобразие  сугли¬
нистых  почв  с  контрастным  текстурным  профилем  определяется  ледниково-морским  генезисом  ма¬
теринских  пород,  длительным  окультуриванием  и  влажным  умеренно-теплым  климатом.
 ВВЕДЕНИЕ
 Генетическая  интерпретация  автономных
почв  на  моренных  и  озерно-ледниковых  равнинах
крайнего  запада  России  содержит  ряд  противоре¬
чий.  Традиционно  такие  почвы,  имеющие  суще¬
ственную  текстурную  дифференциацию  профиля
и  осветленные  горизонты,  рассматривались  как
дерново-подзолистые  на  основании  их  зонально¬
го  положения  (в  южной  тайге)  и  ряда  морфологи¬
ческих  и  аналитических  характеристик  [5-7,  14].
Систематика  почв  и  их  картографирование  бази¬
ровались  на  оценках  мощности  осветленной  час¬
ти  профиля.  На  региональных  почвенных  картах
на  междуречных  пространствах  показаны  дерно¬
во-  слабо-,  средне-  и  сильноподзолистые  почвы
[12],  с  чем,  как  мы  попытаемся  показать,  трудно
согласиться,  исходя  из  анализа  свойств  почв  и  ус¬
ловий  почвообразования.
 Оценки  фациальных  особенностей  почв  и  поч¬
венного  покрова  Калининградской  области,  от¬
носимой  по  схемам  почвенно-географического
районирования  к  “провинции  дерново-подзолис¬
тых  слабогумусированных  и  болотно-подзолис¬
тых  почв”  в  подзоне  южной  тайги  [7,14],  несколь¬
ко  смягчают  прямолинейность  приведенной  ин¬
терпретации.  В  составе  почвенного  покрова
Прибалтийской  (или  Балтийской)  провинции  до¬
пускается  присутствие  бурых  лесных  почв,  хотя
“масштабы  буроземообразования  представляют¬
ся  дискуссионными”  [6,  с.  194].  Аргументы  в  поль¬
зу  определения  суглинистых  автономных  почв
области  как  бурые  лесные  (включая  оподзолен-
ные,  лессивированные,  псевдоподзолистые),  то
есть  зональные  для  зоны  широколиственных  ле¬
сов,  высказывались  в  1969  г.  на  конференции  по
почвам  Литвы  и  Калининградской  области  [15].
На  карте  РФ  1988  г.  [13],  наряду  с  дерново-подзо¬
листыми,  небольшими  ареалами  показаны  буро¬
 земы.  В  известной  серии  по  подзолистым  почвам
[11]  приоритет  отдан  подзолистым  почвам.
 Сомнения  в  “подзолистой  диагностике”  почв
можно  обнаружить  и  в  монографии  Завалишина
и  Надеждина  [8]  по  почвам  Калининградской  об¬
ласти.  Невзирая  на  принятое  в  те  годы  отнесение
всех  лесных  почв  с  дифференцированным  профи¬
лем  к  подзолистым,  авторы  называли  почвы  “ос¬
таточно-подзолистыми”,  отмечая  их  высокую
окультуренность  и  сильную  оглеенность,  с  кото¬
рой  связывались  и  фрагменты  или  линзы  освет¬
ленных  горизонтов  в  избыточно  увлажненных
почвах  тяжелого  гранулометрического  состава.
 Таким  образом,  первое  противоречие  в  гео¬
графо-генетической  интерпретации  почв  (дерно¬
во-подзолистые  -  бурые  лесные)  заключается  в
оценках  их  зональной  приуроченности  (южная
тайга  -  широколиственные  леса),  что  отражено
разным  зональным  определением  положения
территории  в  схемах  районирования;  при  генети¬
ческом  анализе  профиля  автономных  почв  “зо¬
нальное”  противоречие  осложняется  влиянием
избыточного  увлажнения.
 Второе  противоречие  состоит  в  известном  не¬
соответствии  между  реально  наблюдаемыми
свойствами  автономных  почв  (как  с  дифференци¬
рованным,  так  и  с  однородным  бурым  профилем)
и  свойствами,  требуемыми  диагностикой  дерно¬
во-подзолистых  почв  и,  в  меньшей  мере,  бурозе¬
мов.  Оно  относится  к  морфологическим  призна¬
кам  элювиально-иллювиальной  дифференциа¬
ции  профиля  (кутаны,  сложение,  структура),
кислотности  (по  диагностике  -  повышенной)  и  гу¬
мусовому  профилю.
 Третье  противоречие  проявляется  в  характере
пространственных  закономерностей  распростра¬
нения  явлений  “оподзоленности”  и  оглеения.  Ни
то,  ни  другое  не  обнаруживает  прямых  и  явных
 5

6
 ГЕРАСИМОВА,  ГАВРИЛОВА
 Рис.  1.  Осушенные  земли  и  участки  работ  в  центральной  части  Калининградской  обл.  Уменьшено  с  карты  масштаба
1  :  200000.  Обозначения:  1  -  закрытый  и  открытый  систематический  дренаж  на  пахотных  землях;  2  -  польдеры;  3  -
открытый  выборочный  дренаж  на  лесных  землях;  4  -  дамбы;  5  -  участки  работ:  1  -  Красноборский,  2  -  Западно-Крас¬
ноборский,  3  -  Дейминский,  4  -  Малиновский,  5  -  Ушаковский,  6  -  Семеновский.
 связей  с  условиями  рельефа.  Степень  “оподзолен-
ности”,  то  есть  глубины  (или  мощности)  освет¬
ленного  горизонта  не  коррелирует  с  уклоном  по¬
верхности;  максимальная  выраженность  оглее-
ния  отмечается  в  почвах  под  лесом  на  тяжелых
слоистых  породах  как  на  вершинах  пологих  мо¬
ренных  холмов,  так  и  на  их  склонах,  а  также  в  за¬
мкнутых  понижениях,  где  поверхностное  конкре¬
ционное  отбеливание  сочетается  с  собственно  си¬
зо-зеленоватыми  тонами  окраски  горизонтов
“грунтового”  глея.
 Кроме  того,  автономные  почвы  полуострова
имеют  ряд  специфических  свойств,  описанных  наи¬
более  полно  в  ранних  работах  [  1,8],  а  также  обнару¬
женных  нашими  исследованиями  2000-2003  гг.
 В  этой  статье  мы  попытались  аргументировать
“неподзолистую”  природу  автономных  почв  и
вернуться  к  обсуждению  специфики  почв,  связан¬
ной  с  их  недавней  историей,  оглеением  и  составом
материнских  пород.
 МЕТОДЫ  И  ОБЪЕКТЫ  ИССЛЕДОВАНИЯ
 Изучение  автономных  почв  проводилось  в
центральной  части  Калиниградской  обл.  на  водо¬
раздельных  поверхностях  ледниковой  аккумуля¬
ции  на  суглинистых  моренных  отложениях  под
разными  угодьями  (рис.  1).  Почвенно-генетичес¬
кие  исследования  осуществлялись  параллельно  с
составлением  крупномасштабных  карт  на  отдель¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ
 7
 ные  участки  площадью  4—10  га;  они  включали
морфологический  и  микроморфологический  ана¬
лиз  строения  почвенных  профилей,  рассмотрение
ряда  химических  особенностей,  а  также  дешиф¬
рирование  аэрофото-  и  космических  снимков  с
привлечением  фондовых  картографических  ма¬
териалов.  Аналитические  определения:  гумус  по
Тюрину,  разные  виды  кислотности,  содержание
карбонатов,  поглощенные  основания,  грануломе¬
трический  состав  были  выполнены  в  лаборато¬
рии  Почвенного  института  им.  Докучаева  по
стандартным  методикам.
 Условия  почвообразования.  Рельеф
центральной  части  Калининградской  области  от¬
личается  очень  малыми  уклонами  поверхности;
по  площади  преобладают  полого-холмистые  мо¬
ренные  равнины  Московского  оледенения;  они
сочетаются  с  участками  супесчано-суглинистых
слабонаклонных  флювиогляциальных  и  плоских
озерных  равнин.  Почвробразующим  породам
свойственна  фациальная  вертикальная  неодно¬
родность,  то  есть  частая  смена  отложений  (напри¬
мер,  чередование  моренных  глин  с  межморенны¬
ми  или  водно-ледниковыми  песками,  подстилание
моренных  суглинков  озерными  песками).  Широ¬
ко  распространены  “двучлены”  с  контрастными
слоями:  супеси  мощностью  от  10  до  40  см  сменя¬
ются  тяжелыми  плотными  глинами  (озерными
или  моренными),  часто  содержащими  обломки
карбонатных  пород  -  доломитов,  известняков.
Озерные  глины  и  значительная  часть  моренных
глин  имеют  очень  высокую  плотность  сложения
и  низкую  пористость;  по  нашим  данным  величи¬
ны  объемной  массы  составляют  1.6-1.7  г/см3.
 Калининградская  обл.  характеризуется  уме¬
ренно-теплым  морским  климатом  со  среднегодо¬
вым  количеством  осадков  710  мм,  К^  с  апреля  по
сентябрь  больше  1,  в  сентябре  Кувл  составляет  1.5;
средние  температуры  января  и  июля  в  г.  Калинин¬
граде  —3.4°  и  +  18.5°,  число  дней  со  снежным  по¬
кровом  -  73.  Почвы  промерзают  только  в  самые
суровые  зимы  на  пашне  и  не  глубже  30-40  см  [3].
 Условно  естественные  леса,  занимающие  все¬
го  13%  площади  области,  представлены  широко¬
лиственными  (дубово-грабовыми  с  вязом,  буком,
ясенем  и  липой),  иногда  с  участием  ели,  встреча¬
ются  даже  чистые  буковые  леса.  Леса,  как  прави¬
ло,  мертвопокровные  или  с  редкими  видами  ши-
рокотравья.  В  геоботанических  работах  подчер¬
кивается  высокий  класс  бонитета  всех  лесов,  а
также  давнее  и  положительное  антропогенное
воздействие.  Охраной  лесов  занимались  уже  в
XIII  веке,  а  посадки  ведутся  с  1743  г.;  большая
часть  лесов  осушена,  в  том  числе  закрытым  дре¬
нажем,  при  нарушениях  гидрологического  режи¬
ма  леса  быстро  заболачиваются  [10].  Изученные
нами  лесные  почвы  находились  под  лесами  из
граба  с  буком,  липой,  кленом,  ясенем,  слабо  раз¬
 витым  травяным  ярусом  и  редкими  пятнами  ело¬
вого  подроста.
 Антропогенные  воздействия  на  сельскохозяй¬
ственные  земли  имеют  столь  же  давнюю  исто¬
рию  и  еще  более  интенсивны,  они  подробно  оха¬
рактеризованы  в  статьях  и  монографии  [1]  по  ма¬
териалам  старых  немецких  работ.  Осушительные
системы  существуют  на  70%  площади  области,
то  есть  практически  на  всех  пахотных  землях
(рис.  1).  Осушение  осуществлялось  главным  об¬
разом  закрытым  гончарным  дренажем  в  сочета¬
нии  с  открытыми  коллекторами,  реже  -  откры¬
тыми  каналами  со  шлюзами;  в  понижениях  были
организованы  шлюкеры.  Малые  междренные
расстояния  объясняются  преобладанием  тяже¬
лых  глинистых  почв.  Для  улучшения  работы  за¬
крытого  дренажа  с  середины  XIX  века  применяли
бороздование,  глубокое  (и  разноглубинное)  рых¬
ление  до  глубины  30-35  см  и  кротование,  что  не
могло  не  повлиять  на  почвенный  профиль.  До  се¬
редины  XX  века  вносились  большие  дозы  органи¬
ческих  и  минеральных  удобрений,  проводилось
регулярное  известкование.  Внесение  извести  осу¬
ществлялось  в  полной  дозе  на  ротацию  и  в  под¬
держивающей  дозе  раз  в  3-4  года,  что  создавало  в
пахотном  горизонте  нейтральную  среду  и  сохра¬
няло  в  нем  высокую  структурность.
 Интенсивность  антропогенного  воздействия
на  почвы  резко  упала  в  60-е  годы,  часть  полей  бы¬
ла  заброшена  или  использовалась  с  малыми  доза¬
ми  удобрений  [2];  работа  дренажных  систем  поч¬
ти  не  поддерживалась,  и  на  многих  участках  они
перестали  функционировать  на  сброс  избытка
влаги.
 Почвенные  разрезы  были  заложены  в  наибо¬
лее  характерных  литолого-геоморфологических
условиях:  на  полого-холмистой  ледниковой  рав¬
нине  днепровского  времени  с  маломощными  кон¬
трастными  бескарбонатными  двучленами;  на
плоско-волнистой  водно-ледниковой  равнине
московско-калининского  возраста  со  слабоконт¬
растными  по  гранулометрическому  составу  по¬
кровными  отложениями;  на  гривисто-волнисто-
западинной  озерной  равнине  с  красновато-корич¬
невыми  карбонатными  глинами  (рис.  1,2).
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Общие  морфологические  особен¬
ности  почв.  Автономным  суглинистым  поч¬
вам  свойственно  сочетание  осветленного  и  облег¬
ченного  верхнего  горизонта  с  нижним  краснова¬
то-  или  шоколадно-бурым  тяжелосуглинистым
или  глинистым.  Осветленный  горизонт  не  имеет
сплошного  залегания:  в  пахотных  почвах  он
обычно  представлен  фрагментами  в  виде  “воро¬
нок  трещин”  или  широких  частей  песчанистых
языков  и  карманов,  спускающихся  вниз  от  ни-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ГЕРАСИМОВА,  ГАВРИЛОВА
 s
 0
 1 	501-
 О
>>
 U
 100
 Моренная  равнина
Красноборский  участок
 Ушаковский  участок
 Озерно-ледниковая
 равнина
 Семеновский  участок
широколиственный  лес
 Ш1  ЕЗ2  О3  ЕЗ*  И5  ИЗ6  Ш7
 ПП<$  |~5~|9
 Рис.  2.  Схемы  строения  профилей  в  катенах  ключевых  участков.  Обозначения:  горизонты  (1-5):  1  -  гумусовый;  2  -
пахотный;  3  -  осветленный;  4  -  альфе  гумусовый  (вложенного  профиля);  5  -  иллювиально-текстурный;  новообразо¬
вания  (6-9):  6  -  железистые  стяжения;  7  -  сизоватые  и  ржавые  пятна;  8  -  глинистые  кутаны;  9  -  агрикутаны;  включе¬
ния  (10-14):  10  -  обломки  силикатных  пород;  11  -  обломки  карбонатных  пород;  12  -  песчаные  линзы,  языки  и  опесча-
ненность;  13  -  глубина  вскипания;  14  -  почвенные  воды;  полужирным  шрифтом  выделены  номера  разрезов.
 жней  границы  пахотного  горизонта.  В  лесных
почвах  сплошной  осветленный  горизонт  встреча¬
ется  чаще,  но  мощность  его  сильно  варьирует  (от
5  до  10  см),  он  имеет  очень  неровные  верхнюю  и
нижнюю  границы,  слабо  оформленную  комкова¬
тую  структуру,  крупные  и  мелкие  марганцево¬
железистые  стяжения  и  их  скопления,  сизоватые
пятна.  Переход  к  нижележащему  горизонту,  как
правило,  ясный.  В  средней  и  нижней  частях  про¬
филя  отчетливы  кутаны  иллювиирования,  но  ко¬
личество  их  невелико.  Сплошные  и  хорошо  выра¬
женные  глинистые  кутаны  приурочены  к  верти¬
кальным  поверхностям;  на  горизонтальных
гранях  и  внутри  глыбисто-ореховатых  отдельнос¬
тей  кутаны  тонкие  и  фрагментарные;  в  нижних
горизонтах  кутаны  имеют  зеленовато-серый  от¬
тенок.  Для  почв  на  озерных  глинах  характерна  гу¬
стая  и  глубокая  (до  50-70  см)  сеть  трещин.
 Гумусовые  горизонты  почв  под  лесом  имеют
темную  окраску,  малую  мощность  (5-12  см),
мюллевый  тип  гумуса;  подстилка  в  середине  лета
отсутствует.  Мощность  пахотных  горизонтов,
как  правило,  больше  30  см,  структура  комковатая
(с  зернистостью),  встречаются  железистые  стя¬
жения,  число  которых  возрастает  в  плужной  по¬
дошве.
 Интерпретация  зонального  по¬
ложения  почв  и  роли  избыточного
увлажнения  в  формировании  их
 свойств.  Рассмотрение  почвообразующих  фак¬
торов  служит  основанием  для  решения  основного
почвенно-географического  противоречия  в  поль¬
зу  определения  зонального  тренда  почвообразо¬
вания  как  буроземообразования.  Оно  обеспечи¬
вается  океаническим  климатом  и  возможностью
длительного  протекания  почвенных  процессов.
По  основным  климатическим  параметрам  район
исследований  представляет  собой  восточную
часть  Западно-Европейской  климатической  об¬
ласти  с  существенно  иными  по  сравнению  с  ос¬
новным  ареалом  дерново-подзолистых  почв  гид¬
ротермическими  почвенными  режимами.  Естест¬
венная  растительность  также  отличается  по
своему  вкладу  в  почвообразование  от  южнотаеж¬
ной,  однако  она  практически  отсутствует  или
сильно  изменена.  В  результате  своеобразная  зо¬
нальная  комбинация  биоклиматических  факто¬
ров  оказалась  замещенной  мощным  антропоген¬
ным  фактором,  а  из  нее  сохранились  лишь  доста¬
точно  высокие  термические  ресурсы  и
атмосферное  увлажнение.
 Обратимся  к  более  детальному  анализу  при¬
чин  избыточного  увлажнения  и  его  роли  в  генези¬
се  автономных  почв.
 Повышенная  влажность  почвенного  профиля
отмечалась  при  описании  всех  лесных  почв  во  все
годы  наблюдений,  пахотные  почвы  не  были  пере¬
увлажнены  только  в  верхних  горизонтах  в  самые
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ
 9
 сухие  годы  (2001  г.).  Признаки  оглеения  в  средней
и  нижней  частях  профиля  очень  специфичны:  че¬
редование  зеленовато-серых,  сизых  и  ржавых  пя¬
тен,  наличие  ярко  ржавых,  даже  красноватых,
железистых  пленок  на  гранях  отдельностей,  кон¬
креций  и  роренштейнов  с  участием  органических
соединений  и  оксидов  марганца.  Избыток  свобод¬
ной  влаги  в  профиле  почв  объясняется  следую¬
щими  причинами:
 - 	Влажным  умеренно-теплым  климатом  с
Кум  >  1  в  течение  большей  части  года;
 - 	Равнинным  слаборасчлененным  релье¬
фом  с  малыми  уклонами  поверхности  (0-2°)  в
сочетании  с  высоким  стоянием  грунтовых  вод;
 - 	Преимущественно  тяжелым  грануломет¬
рическим  составом  отложений,  их  вертикаль¬
ной  неоднородностью,  причем  нижние  глинис¬
то-суглинистые  слои  нередко  опесчанены  или
содержат  включения  иловатых  песков  или  су¬
песей,  что  способствует  водообмену;
 - 	Нарушениями  сброса  воды  дренажными
системами  в  результате  заиливания  и  заохри-
вания  гончарных  дрен,  засыпания  и  заполне¬
ния  водой  коллекторных  канав  и  шлюкеров.  В
результате  атмосферные  и  дренажные  воды
заполняют  дренажную  систему  и,  с  одной  сто¬
роны,  вызывают  вторичное  заболачивание  ра¬
нее  осушенных  почв,  с  другой  стороны,  они
обеспечивают  связи  с  верховодкой  и  грунто¬
выми  водами  (то  есть  постоянную  циркуляцию
влаги  в  толще  рыхлых  отложений  мощностью
около  2  м).
 Отмеченные  особенности  гидрологического
режима  имеют  ряд  следствий  для  диагностики  и
генезиса  автономных  суглинистых  почв.  Более
важной,  чем  традиционные  виды  переувлажне-
ния-оглеения  (“грунтовое  и  атмосферное”)  ока¬
зывается  локализация  глея  в  профиле  [9].  Связь
оглеения  с  условиями  рельефа  минимальна,  по¬
скольку  оно  зависит  от  свойств  субстрата  (тексту¬
ры  пород,  почвенные  структуры,  трещинова¬
тость)  и  антропогенных  факторов.  В  частности,
на  аэрофотоснимках  были  обнаружены  прост¬
ранственные  зависимости  между  увлажнением
почв  и  дренажными  системами.
 Существенным  вкладом  гидрологического  ре¬
жима  в  морфологический  облик  автономных
почв  является  формирование  осветленных  гори¬
зонтов  (глеево-отбеленных,  контактно-глеева-
тых,  элювиально-глеевых)  в  верхней  части  про¬
филя,  механизмы  которого  хорошо  известны  для
других  регионов.  Широкое  распространение  в  Ка¬
лининградской  обл.  двучленов  способствует  раз¬
витию  осветленных  горизонтов,  служащих  фор¬
мальным  основанием  отнесения  почв  к  подзолис¬
тым.  Свойства  подобных  почв  иллюстрируются
данными  исследования  на  Красноборском  участ¬
ке  (рис.  1,  2).
 Почвы  на  двучленных  отложени-
я  х.  Двучленные  отложения  состоят  из  супеси  или
опесчаненного  легкого  суглинка  мощностью  от
5  см  до  30  (40-50)  см  с  малым  количеством  каме¬
нистых  включений  (до  10%  объема)  и  подстилаю¬
щей  легкой  глины  или  тяжелого  суглинка,  в  раз¬
ной  степени  песчанистых  с  сильно  выветрелой
щебенкой  магматических  пород.  Граница  между
частями  двучлена  ясно  выражена,  она  неровная,
карманистая,  и  языки  светлого  песчанистого  ма¬
териала  проникают  в  нижележащую  красно-бу¬
рую  глинистую  толщу  до  глубины  50-80  см,  где  к
ним  присоединяются  супесчаные  линзы.  Данные
гранулометрического  анализа  мелкозема  (табл.  1)
подтверждают  высокое  содержание  песчаных
фракций  в  верхних  35-40  см,  резко  уменьшающе¬
еся  с  глубиной.  Содержание  ила,  соответственно,
изменяется  от  7-12  до  20-30%.  Количество  пыле¬
ватых  фракций  составляет  не  более  1/3  всех
фракций  мелкозема.
 Верхний  слой  двучлена  включает  маломощ¬
ный  (не  >10  см)  аккумулятивно-гумусовый  гори¬
зонт,  темный  и  структурный,  в  значительной  сте¬
пени  переработанный  дождевыми  червями.  Ни¬
жележащий  -  осветленный,  с  неровными
границами,  местами  выклинивается,  имеет  плохо
выраженную  комковатую  структуру,  признаки
глееватости  в  виде  немногочисленных  чернова¬
то-ржавых  примазок,  слабо  и  неравномерно  уп¬
лотнен.
 Иллювиальный  горизонт,  совмещенный  с  ни¬
жним  компонентом  двучлена,  отличается  не
только  резким  скачком  содержания  ила  в  зоне
контакта,  но  и  быстрым  ростом  уплотнения,  низ¬
кой  пористостью  и  слабой  структурностью.
Структура  ореховато-призмовидная  с  элемента¬
ми  глыбистости.  Очень  высокая  плотность  иллю¬
виальных  горизонтов  подчеркивается  в  литера¬
турных  источниках  и  подтверждается  собствен¬
ными  определениями  величин  объемной  массы:
1.5-1.7  г/см3.  Признаки  перемещения  веществ
(глинистые  и  железисто-глинистые  кутаны)  за¬
метны  лишь  по  локальным  каналам  миграции  -
песчанистым  языкам,  спускающимся  из  верхнего
слоя  двучлена,  гравийно-песчаным  включениям,
линзам  и  прослойкам  иловатых  разнозернистых
песков  в  валунных  моренных  суглинках,  а  также
по  редким  ходам  корней  и  дождевых  червей.
 Микроморфологическое  исследование  верх¬
них  горизонтов  почв  под  лесом  выявило  своеоб¬
разное  сочетание  повышенной  биогенности  с
элементами  модер-гумуса.  К  признакам  послед¬
него  относится  значительное  количество  расти¬
тельных  остатков,  в  том  числе  среднеразложив-
шихся,  присутствие  грибов.  Вместе  с  тем,  много
выбросов  дождевых  червей,  местами  -  энхитреид,
в  микроучастках  с  относительно  высоким  содер¬
жанием  плазмы  хорошо  выражена  агрегирован-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

10
 ГЕРАСИМОВА,  ГАВРИЛОВА
 Таблица  1.  Гранулометрический  состав  почв  Красноборского  и  Семеновского  участков
 №  разреза
 Глубина,
 см
 Содержание  фракций  в  %,  размер  частиц,  мм
 1.0-0.25
 0.25-0.05
 0.05-0.01
 0.01-0.005
 0.005-0.001
 <0.001
 <0.01
 К-211
 2-4
 7.11
 22.9
 34.99
 5.68
 15.16
 14.16
 35.0
 4-12
 6.81
 28.14
 31.51
 7.66
 13.91
 11.97
 35.73
 12-25
 5.92
 29.38
 29.11
 8.35
 10.29
 16.95
 35.59
 25-32
 4.88
 25.13
 19.54
 6.95
 15.05
 28.45
 50.45
 32-80
 5.47
 21.58
 15.08
 5.77
 14.51
 37.59
 57.97
 80-110
 4.09
 20.57
 16.05
 12.04
 18.59
 28.66
 59.29
 С-4
 0-10
 2.50
 27.30
 41.24
 9.10
 9.27
 10.59
 29.96
 10-15
 2.0
 22.52
 41.37
 6.98
 11.86
 15.26
 34.11
 15-21
 7.0
 25.57
 35.80
 6.74
 10.14
 14.75
 31.63
 21-27
 2.65
 23.46
 33.58
 5.83
 8.37
 26.11
 40.31
 27-65
 1.26
 12.18
 14.71
 3.91
 8.57
 59.37
 71.65
 65-85
 3.72
 0.39
 4.49
 3.0
 14.02
 74.38
 91.40
 95-100
 1.30
 0.19
 1.12
 7.74
 20.59
 69.06
 97.39
 ность.  Основная  масса  состоит  из  песчаных  зерен
(более  крупные  слабо  окатаны,  мелкие  зерна  -
угловатые),  небольшого  количества  пылеватых
частиц  и  гумусово-глинистой  плазмы.  В  составе
минерального  скелета  встречаются  зерна  с  гли¬
нистыми  псевдоморфозами;  на  многих  зернах  -
темные  изотропные  пленки:  многочисленны  тем¬
ные,  однообразные  по  строению  железистые  ми-
кроортштейны.
 Для  микростроения  нижней  толщи  характерно
отсутствие  агрегированности,  порфировидное
элементарное  сложение  при  крайне  малой  доле
пылеватых  частиц,  разнообразие  минералогичес¬
кого  состава  скелета  при  участии  в  нем  зерен  с
глинистыми  псевдоморфозами  и  оксидными  пят¬
нами  и  хлопьями.  Кутаны  иллювиирования  гли¬
нистые,  однородные,  преимущественно  включе¬
ны  в  основную  массу,  имеют  разные  размеры  и
невысокое  двупреломление,  “свежих”  кутан  мало
(рис.  3,  Г).
 При  мощности  верхнего  слоя  двучлена  не
меньше  0.5  м  формируется  вложенный  профиль
альфегумусового  типа,  сходный  с  субпрофилями
почв  центра  Русской  равнины  [16],  но  менее  чет¬
ко  выраженный.  Сплошной  подзолистый  гори¬
зонт  в  микропрофиле  отсутствует  -  имеются
осветленные  линзы  размерами  1  х  3(5)  см,  или
многочисленные  отмытые  песчаные  зерна  в  ил¬
лювиально-железистом  буровато-охристом  гори¬
зонте  (мощностью  4—10  см).  Условием  развития
микропрофиля  является  достаточная  дрениро-
ванность,  обеспечиваемая  как  повышенной  мощ¬
ностью  песчанистой  толщи,  так  и  положением
почвы  в  рельефе.
 Волнисто-западинный  рельеф  моренной  рав¬
нины  с  мелкими  неширокими  ложбинами  обус¬
ловливает  формирование  здесь  сложных  почвен¬
ных  комбинаций  -  от  почв  дренированных  повы¬
шений  на  двучленах  (с  вложенным  профилем)  до
перегнойно-глеевых  с  почти  недифференциро¬
ванным  профилем.  При  слабом  расчленении  ре¬
льефа  (относительная  высота  бугров  1-2  м)  уже  в
верхних  частях  пологих  склонов  возрастает  ув¬
лажненность  почв  и  имеет  место  частая  прост¬
ранственная  смена  почв  с  разной  степенью  и  ло¬
кализацией  глея.
 Самое  сильное  оглеение  было  обнаружено  в
лесных  почвах  более  низкого  гипсометрического
уровня  моренной  равнины  (рис.  2,  Ушаковский
участок,  разр.  18).  Мы  связываем  это  с  малой
мощностью  верхней  части  двучлена,  отсутствием
материального  дренажа  и  распашки.  Сизовато-
белесо-ржавый  горизонт  окисленного  глея  начи¬
нается  с  10-15  см  и  совпадает  с  верхним  слоем
двучлена.  Глубже  залегает  тяжелосуглинистый
горизонт  восстановленного  глея  -  сизый,  бесст¬
руктурный,  вязкий,  глинистый,  водонасыщен¬
ный,  с  бурным  вскипанием  от  НС1  с  60-65  см.
Элювиально-иллювиальный  профиль  в  данном
случае  либо  маскируется  оглеением,  либо  прак¬
тически  отсутствует  в  связи  с  преобладанием  за¬
стойного  типа  водного  режима  и  карбонатнос-
тью.  Улучшение  условий  дренажа,  в  том  числе
антропогенное,  создает  возможности  для  диффе¬
ренциации  профиля,  что  видно  на  примере  пост¬
пахотной  почвы  под  лесом  на  аналогичной  по¬
верхности  (разр.  30).  В  отличие  от  предыдущей
почвы  лес  был  осушен  открытым  дренажем,  кро¬
ме  того,  недалеко  от  разреза  проходит  естествен¬
ная  ложбина.  В  профиле  до  глубины  25  см  про-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ
 11
 Рис.  3.  Микростроение  почв  на  двучленных  отложениях  (Ушаковский  участок).  Верхний  горизонт  почвы  залежи  на
разных  глубинах,  фотограмма,  увеличение  10-12Х  (A-В):  А  -  0-8  см  (современный  относительно  оструктуренный  гу¬
мусовый  подгоризонт);  Б  -  10-20  см  (старопахотный  сохранившийся  подгоризонт,  структурный,  с  признаками  пере¬
работки  дождевыми  червями);  В  -  20-25  см  (деградирующая  плужная  подошва  с  микроортштейнами);  Г  -  нижний  ком¬
понент  двучлена  (90-100  см),  увеличение  60Х,  NX.  Характерна  неоднородность  гранулометрического  состава  (порфи¬
ровидное  микросложение)  и  слабые  признаки  перемещения  глины  (тонкие  прерывистые  пленки  на  зернах).
 слеживается  повышенная  гумусированность,  зер¬
нисто-комковатая  структура,  многочисленные
признаки  деятельности  мезофауны,  а  с  глубины
37-40  см  появляются  серые  агрикутаны.  Глинис¬
тые  кутаны  иллювиирования  приурочены  к  вер¬
тикальным  граням  глыбисто-призмовидных  от¬
дельностей.
 Влияние  освоения  на  свойства
почв  на  двучленных  отложениях.  В
старопахотных  почвах  контраст  между  компо¬
нентами  двучлена,  как  и  резкость  границы  между
ними,  несколько  сглажены,  оглеение  выражено
слабее,  что  связано  с  окультуриванием,  с  посте¬
пенным  и  длительным  припахиванием  материала
нижнего  компонента  двучлена,  а  также  с  зооген-
ным  перемешиванием.  Примером  таких  почв  яв¬
ляются  разрезы  под  залежью  на  Ушаковском
участке  (рис.  2).
 Разр.  19  характеризует  наиболее  “сухую”  поч¬
ву  в  катене,  что  связано  со  сравнительно  большой
мощностью  верхнего  слоя,  его  песчанисто-легко-
суглинистым  составом  и  положением  на  слабо
выпуклой  поверхности.  Пахотный  горизонт  бу¬
ровато-светло-серый,  относительно  однородный,
структурный,  зернисто-комковатый,  с  копроли-
тами  дождевых  червей  (рис.  3,А,  Б).  Признаки
 перераспределения  железа  в  нем  отсутствуют  и
появляются  только  в  остаточной,  более  компакт¬
ной  плужной  подошве  (рис.  3,  В).  В  нижней  части
профиля  оглеение  выражено  слабо:  с  80  см  появ¬
ляются  редкие  размытые  охристые  пятна,  марган¬
цево-железистые  примазки,  светлые  песчанистые  и
коричневатые  глинистые  кутаны  приобретают
сизоватый  оттенок.  Внутрипочвенный  дренаж
обеспечивается  умеренной  структурностью  ни¬
жнего  компонента  двучлена,  его  опесчаненнос-
тью  и  наличием  мелких  линз  супесчаного  мате¬
риала,  субвертикальными  крупными,  хотя  и
редкими,  ходами  дождевых  червей,  а  также  за¬
полнением  глинистыми  пленками  только  части
мелких  пор.
 С  “сухим”  разрезом  бугра  катенарно  связана
более  влажная  почва  разр.  17,  заложенного  на  по¬
логом  склоне  под  той  же  залежью.  Двучленные
отложения  имеют  меньшую  мощность  верхнего
компонента  и  содержат  карбонатные  обломки.
Признаки  оглеения  появляются  существенно  вы¬
ше  (40-50  см),  с  глубиной  они  усиливаются.  В  тек¬
стурном  горизонте,  наряду  со  вскипанием  мелко¬
зема,  в  порах  поверх  глинистых  кутан  различимы
карбонатные  кутаны.  К  причинам  большего  раз¬
вития  оглеения  относятся:  отсутствие  опесчанен-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

12
 ГЕРАСИМОВА,  ГАВРИЛОВА
 ности  и  включений,  вертикальных  светлых  язы¬
ков,  дренирующих  толщу,  а  также  заполнение
почти  всех  пор  глинистыми  кутанами.  Более
“сжатый”  иллювиальный  профиль  по  сравнению
с  почвой  разр.  19  может  быть  связан  не  только  с
текстурными  особенностями  нижней  части  дву¬
члена,  но  и  с  карбонатным  геохимическим  барье¬
ром.
 Таким  образом,  сравнение  морфологических
особенностей  лесных  и  пахотных  почв  подтверж¬
дает  существенный  вклад  агрогенного  фактора
(дренаж  и  окультуривание)  в  их  свойства  на  фоне
влияния  исходных  свойств  двучлена.  Он  заключа¬
ется  в  активизации  иллювиирования  и  структуро-
образования,  наряду  с  гомогенизацией  профиля,  в
ослаблении  оглеения  и  усилении  биологической
активности.
 Как  известно,  окультуривание  предполагает
повышенное  содержание  гумуса,  что,  однако,  не
особенно  характерно  для  рассматриваемых  почв.
Известно,  что  в  50-60-е  годы  оно  было  повышен¬
ным,  как  и  мощность  гумусового  профиля  [1,  8].
Изменения  в  использовании  почв  привели  к
уменьшению  содержания  гумуса;  по  нашим  дан¬
ным  в  лесных  почвах  оно  колеблется  от  3  до  6%  в
верхнем  горизонте,  в  старопахотных  почвах  оно
близко  к  2%  в  слое  0-30(35)  см  (табл.  2).
 Почвы  на  озерных  глинах.  Влияние
состава  почвообразующих  пород  на  дифференци¬
ацию  профиля  и  некоторые  черты  химизма  авто¬
номных  почв  прослеживается  при  сравнении  почв
моренных  и  озерно-ледниковых  равнин  (Семе¬
новский  участок,  тяжелые  карбонатные  глины).
 Среди  физико-химических  свойств  большин¬
ства  почв  особенно  обращает  на  себя  внимание
необычный  ход  значений  pH  по  профилю,  не  ха¬
рактерный  для  почв  лесной  зоны.  Реакция  среды
в  верхних  горизонтах  кислая  или  слабокислая;  в
ряде  случаев,  при  мощности  верхнего  слоя  свыше
30  см,  отмечается  сдвиг  в  кислую  сторону  над  тек¬
стурным  горизонтом.  Начиная  с  глубины  прибли¬
зительно  70  см,  значения  pH  близки  к  нейтраль¬
ной  области,  на  глубине  100-130  см  происходит  их
резкое  изменение  в  щелочную  сторону  (табл.  2).
В  слое  от  70  до'90  см  большей  частью  имеет  мес¬
то  вскипание  от  НС1,  которое  может  быть  как  ло¬
кальным  (вблизи  карбонатных  обломков),  так  и
общим  -  по  всей  массе  тяжелосуглинистого  или
глинистого  горизонта.  Содержание  С02  карбона¬
тов  составляет  2-3%.
 Контрастность  почвенных  свойств  прослежи¬
вается  и  в  отношении  величины  и  состава  погло¬
щающего  комплекса.  В  верхних  горизонтах  ЕКО
очень  низкая  и  резко  увеличивается  с  глубиной,
особенно  в  почвах  на  озерных  глинах.  В  верхних
горизонтах  обычно  отмечается  максимум  гидро¬
литической  и  обменной  кислотности,  последняя
 обусловлена  алюминием,  количество  которого
колеблется  в  пределах  средних  показателей,  но
на  1-2  порядка  больше  содержания  водорода.  По¬
добное  соотношение  водорода  и  алюминия  свиде¬
тельствует  в  пользу  невысокой  агрессивности
среды  и  свойственно  почвам  буроземного  ряда.
 Содержание  и  распределение  по  профилю
почв  обменных  оснований  определяется  литоло¬
гическим  составом  пород.  Соотношение  обмен¬
ных  Са  и  Mg  в  почвах  на  моренных  суглинках
обычное,  как  и  в  почвах  других  регионов,  в  поч¬
вах  же  на  озерных  глинах  не  только  возрастает  их
количество,  но  существенно  меняется  соотноше¬
ние  между  ними  в  пользу  магния.  Кроме  того,  в
лесных  почвах  проявляется  биогенное  накопле¬
ние  оснований,  наиболее  сильно  выраженное  для
калия;  насыщенность  основаниями  средняя  или
низкая  в  верхней  части  профиля  и  быстро  увели¬
чивается  до  высокой  в  его  нижней  части.  В  соста¬
ве  ППК  присутствует  натрий,  количество  кото¬
рого  возрастает  в  нижнем  полуметре  в  почвах  на
озерных  глинах,  что  свидетельствует  об  их  связи
с  морскими  водами.  В  целом  же,  содержание  об¬
менного  натрия,  хотя  и  очень  низкое,  на  порядок
выше  по  сравнению  с  суглинистыми  дерново-под¬
золистыми  почвами  Русской  равнины.  К  сожале¬
нию,  массовых  данных  по  натрию  обнаружить  не
удалось,  поскольку  обменный  натрий  в  гумидных
почвах  определяют  обычно  в  тех  случаях,  когда
почвы  являются  “фоновыми”  по  отношению  к
техногенным  [16].
 Карбонатные  включения  в  моренных  суглин¬
ках  и  озерных  глинах  обуславливает  сдвиг  pH  в
щелочную  сторону,  но  столь  высокие  значения  в
условиях  гумидного  климата,  по-видимому  связа¬
ны  не  только  с  составом  пород,  но  и  с  гидрогеоло¬
гическими  условиями  -  динамической  связью  по¬
верхностных  вод  (в  том  числе  дренажных),  верхо¬
водки  и  верхних  горизонтов  грунтовых  вод.  Так,
верхнемеловые  воды,  залегающие  на  небольшой
глубине  и  связанные  с  верховодкой,  содержат  4
г/л  солей  [4].  Кроме  того,  причинами  повышен¬
ной  минерализации  вод  зоны  гипергенеза  могут
быть  включения  известняков  и  доломитов  в  мо¬
ренном  материале,  подстилание  ледниковых  от¬
ложений  четвертичными  морскими  осадками,  а
также  близость  моря  (импульверизация  солей,
режим  грунтовых  вод).  Дренажные  воды  отлича¬
ются  повышенной  минерализацией  и  высоким  со¬
держанием  натрия,  минерализация  поверхност¬
ных  и  почвенных  вод  составляет  0.2-0.3  г/л,  со¬
став  их  гидрокарбонатно-кальциевый  (табл.  3).
 Присутствие  жестких  вод,  обогащенных  на¬
трием  и  магнием  в  зоне  аэрации,  и  влияние  их  на
почвы  может  быть  вызвано  как  неровностью  по¬
верхности  подморенных  отложений,  так  и  нали¬
чием  линз  и  карманов  водоносных  песков  в  мо-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ
 13
 Таблица  2.  Химические  и  физико-химические  свойства  почв
 Разрез
 Глубина,
 см
 Гумус,  %
 pH  вод-
ный
 Обменные  катионы
 Обменная
 кислотность
 Гидроли¬
 тическая
 кислот-
 ность
 Са2+
 Mg2+
 Na+
 А13+
 Н+
 мг-экв/100  г  почвы
 Двучлены  моренной  равнины,  Красноборский  участок
 К-211,
 2-4
 7.83
 4.55
 1.22
 0.59
 0.16
 5.35
 0.22
 21.76
 лес
 4-12
 3.57
 4.45
 0.10
 0.32
 0.16
 6.10
 0.16
 15.06
 12-25
 0.66
 5.15
 0.88
 0.44
 0.18
 4.29
 0.06
 9.21
 25-32
 0.55
 5.15
 3.53
 1.33
 0.14
 4.54
 0.12
 10.75
 32-80
 0.44
 5.95
 11.66
 2.79
 0.18
 0.71
 0.06
 4.75
 80-110
 0.32
 8.55
 -
 -
 -
 -
 -
 -
 Двучлены  моренной  равнины,  Ушаковский  участок
 У-19
 0-5
 1.75
 5.71
 6.87
 1.52
 0.13
 1.87
 3.65
 залежь
 5-18
 1.55
 5.65
 5.21
 1.12
 0.1
 1.05
 3.24
 18-36
 0.36
 5.64
 3.36
 0.56
 0.1
 0.62
 3.06
 36-55
 0.52
 5.91
 5.21
 0.51
 0.1
 0.57
 3.51
 55-84
 0.28
 5.41
 6.32
 0.72
 -
 0.97
 2.15
 84-120
 Не  опр.
 5.26
 5.42
 0.94
 -
 -
 120-130
 »
 5.21
 5.12
 1.06
 -
 -
 У-17
 0-26
 1.92
 6.65
 9.54
 1.78
 0.15
 0.56
 1.4
 залежь
 26-45
 1.04
 6.31
 7.62
 0.72
 0.12
 0.45
 0.98
 45-62
 0.61
 6.3
 6.15
 0.53
 0.1
 0.34
 0.74
 62-83
 0.32
 6.44
 8.35
 0.67
 -
 0.1
 0.51
 83-120
 0.13
 7.3
 10.51
 0.81
 -
 -
 120-140
 -
 8.45
 12.38
 0.93
 -
 -
 У-18,
 0-16
 5.1
 5.39
 18.85
 5.21
 0.17
 1.18
 4.26
 лес
 16-31
 1.41
 5.65
 10.62
 2.63
 0.17
 0.34
 2.15
 3145
 0.23
 5.84
 8.74
 1.07
 0.14
 0.14
 1.25
 45-66
 0.1
 6.28
 17.41
 2.89
 -
 0.08
 0.34
 Озерные  глины,  Семеновский  участок
 С-4,
 0-10
 4.0
 5.64
 6.35
 2.68
 0.17
 1.0
 0.10
 -
 лес
 10-15
 3.0
 5.07
 3.66
 1.73
 0.17
 2.86
 0.02
 -
 15-21
 1.9
 5.51
 2.33
 1.05
 0.11
 2.10
 0.02
 -
 21-27
 1.3
 6.08
 5.08
 2.31
 0.11
 1.22
 0.04
 -
 27-65
 0.8
 6.75
 14.39
 7.11
 0.17
 0.04
 0.02
 -
 65-87
 0.3
 7.18
 17.77
 8.53
 0.26
 -
 -
 -
 95-100
 0.1
 7.20
 16.73
 7.85
 0.26
 -
 -
 -
 Примечание.  Прочерк  -  не  определялось.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

14
 ГЕРАСИМОВА,  ГАВРИЛОВА
 Таблица  3.  Химический  состав  поверхностных  вод  [4]
 Объект
 Тип  вод
 Минерализация,
 мг/л
 Катионы
 рн
 Саі+
 Mgz+
 Na+
 Р.  Дейма  (среднее)
 НСОз-Са
 зоо
 64
 14
 19
 8.0
 Р.  Преголя  (среднее)
 НСОз-Са
 240
 50
 13
 19
 7.0
 Малые  реки  (47  проб)
 НСОз-Са
 200-280
 65
 14
 13
 -
 Малые  реки  (3  пробы)
 С1-Са
 200-250
 65
 13
 15
 7.3-7.7
 Дренажные  воды  (3  пробы)
 НСОз-Са
 359
 78
 17
 13
 8.2
 (5  проб)
 Cl-Na
 1.750-28.300
 3500
 870
 12.400
 7.3
 ренных  отложениях,  то  есть  локальных  водосбо¬
ров  внутри  почвообразующих  и  подстилающих
пород  с  неоднородной  минерализацией  скаплива¬
ющихся  в  них  вод.  Следовательно,  влияние  режи¬
ма  увлажнения  территории  (повышенного  атмо¬
сферного,  проточно-застойного  с  единой  зоной
водообмена  с  поверхности  до  грунтовых  вод)  на
почвы  проявляется  не  только  в  значительном  ог-
леении  почв,  но  и  в  “нетипичных”  для  гумидных
почв  показателях  pH  и  ППК,  в  частности,  узком
соотношении  Са2+  и  Mg2+,  присутствии  Na+.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Анализ  условий  почвообразования  и  ряда
свойств  автономных  почв  Калининградской  обл.
позволяет  считать  принятое  отнесение  их  к  дер¬
ново-подзолистым  достаточно  условным;  в  об¬
щем  виде  (в  рамках  традиционной  терминологии)
их  правильнее  было  бы  называть  буроземно-под-
золистыми  поверхностно-  и  профильно-глеева-
тыми  или  глеевыми,  антропогенно  трансформи¬
рованными  на  двучленных  породах.  Однако  агро¬
генные  изменения  могут  в  ряде  случаев  быть
приоритетными  в  выборе  названия  почвы,  то
есть  по  новой  классификации  [9]  они  могут  быть
отнесены  к  агроземам.  Своеобразие  почв  опреде¬
ляется  строением  и  химизмом  материнских  по¬
род,  историей  освоения  (длительной  проградаци¬
ей,  сменившейся  деградацией  гумусового  и  струк¬
турного  профиля  и  вторичным  заболачиванием),
в  меньшей  степени  -  зонально-обусловленными
процессами:  буроземным,  элювиальным  (кон¬
тактным)  оглеением  и  иллювиальной  дифферен¬
циацией.  К  признакам  буроземообразования
можно  отнести  бурые  тона  окраски  “сухих”  почв
и  значительное  участие  в  составе  первичных  ми¬
нералов  выветривающихся  зерен.  Иллювиирова-
ние  подтверждается  наличием  глинистых  кутан
по  немногочисленным  путям  миграции  -  трещи¬
нам,  ходам  червей,  опесчаненным  карманам  и
линзам.
 Различия  в  строении  профилей  почв  определя¬
ются  в  первую  очередь  мощностью  верхнего  ком¬
понента  двучлена,  условиями  оттока  влаги  из
 профиля,  то  есть  интенсивностью  контактного
оглеения  -  отбеливания  верхнего  компонента
двучлена,  агрогенной  эволюцией  и  особенностя¬
ми  распределения  карбонатов  в  почвообразую¬
щих  породах.
 При  повышенной  мощности  верхнего  слоя
двучлена  в  лесных  почвах  встречается  вложен¬
ный  альфегумусовый  профиль,  свидетельствую¬
щий  о  “бореальных”  трендах  в  почвообразова¬
нии.  В  контактной  полосе  формируется  сизовато¬
белесый,  обычно  фрагментарный,  горизонт,  пе¬
реходящий  в  такие  же  (по  цвету  и  гранулометри¬
ческому  составу)  языки,  достигающие  глубины
1  м.  Здесь  же  появляются  карбонаты,  значения
pH  водного  достигают  7-7.5,  а  в  составе  ППК
присутствует  обменный  натрий,  что  является  ре¬
гиональной  геохимической  особенностью  почв
данной  территории.
 Сочетание  природных  и  антропогенных  фак¬
торов  определяет  важную  роль  оглеения  в  обли¬
ке  почвенного  профиля,  где  его  локализация  и
формы  зависят  от  гранулометрического  состава,
строения,  опесчаненности  и  количества  языков,
заполнения  пор  глинистыми  кутанами.  Старопа¬
хотные  почвы  существенно  менее  оглеены,  чем
условно  лесные,  отличаются  повышенной  био-
генностью,  их  пахотные  горизонты  хорошо  ост-
руктурены,  и  почвы  могут  рассматриваться  как
проградированные  варианты  лесных  почв.
 Аналогичные  закономерности  в  соотношени¬
ях  свойств  пары  “лесные  -  старопахотные  почвы”
обсуждаются  для  западноевропейских  почв  на
лёссовидных  суглинках  и  им  придается  важное
классификационное  значение  -  они  разделяют¬
ся  на  самом  высоком  таксономическом  уровне
(Albeluvisol  -  Luvisol)  [17].
 В  соответствии  с  “Классификацией  почв  Рос¬
сии”  1997  г.  [9]  большая  часть  автономных  старо¬
пахотных  почв  может  быть  отнесена  к  агрозе¬
мам:  текстурно-дифференцированным  или  мета¬
морфическим,  в  большей  или  меньшей  мере
оглеенным,  с  признаками  оглеения  на  разных
глубинах.  Находящиеся  под  залежами  агроземы
могут  относиться  (на  подтиповом  уровне)  к  ре¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АВТОНОМНЫЕ  СУГЛИНИСТЫЕ  ПОЧВЫ
 15
 градированным,  а  некоторые  лесные  почвы  к
постпахотным.  Для  лесных  почв  в  этом  издании
классификации  нам  не  удалось  найти  выдела  сре¬
ди  буроземов  или  текстурно-дифференцирован¬
ных  почв,  адекватного  их  свойствам,  за  исключе¬
нием  признаков  вторичной  агрогенной  эволюции
(реградированные,  постпахотные,  вторично  огле-
енные).
 Авторы  выражают  искреннюю  признатель¬
ность  Н.П.  Солнцевой  за  организацию  исследова¬
ний  и  участие  в  обсуждении  проблем  генезиса
почв.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Агрохимические  работы  в  Калининградской  обла¬
сти  /  Под  ред.  И.Г.  Важенина.  М.:  Изд-во  АН
СССР,  1959.  312  с.
 2. 	Анциферова  О.А.  Антропогенная  эволюция  почв
Замландского  полуострова  //  Проблемы  эволюции
почв.  Пущино,  2001.  С.  151.
 3. 	Борисов  АЛ.  Климатические  особенности  Кали¬
нинградской  области  //  Изв.  ВГО.  1972.  Т.  104.  №  2.
С.  102-108.
 4. 	Валуконис  Г.Ю.  К  вопросу  о  формировании  хими¬
ческого  состава  подземных  вод  южной  Прибалти¬
ки  //  Вопросы  гидрогеологии  и  гидрохимии.  Л.,
1966.  С.  118-124.
 5. 	Географический  Атлас  Калининградской  области.
Калининград,  2002.
 6. 	Добровольский  Г.В.,  Урусевская  И.С.  География
почв.  М.:  Изд-во  МГУ,  1984.  С.  187-196.
 7. 	Добровольский  Г.В.,  Розов  Н.Н.,  Урусевская  И.С.
Почвенно-географическое  районирование  СССР,
масштаб  1:8  млн.  М.:  ГУГК,  1983.
 8. 	Завалишин  А.А.У  Надеждин  Б.В.  Почвы  Калинин¬
градской  области.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1954.
142  с.
 9. 	Классификация  почв  России.  М.,  1997.  233  с.
 10. 	Леонтьев  В  Л.  Некоторые  особенности  лесов  Ка¬
лининградской  области  //  Геоботаника.  1955.
С.  330-392.
 11. 	Подзолистые  почвы  Запада  Европейской  части
СССР.  М.:  Колос,  1977.  С.  110-130.
 12. 	Почвенная  карта  Калининградской  области  м-ба
1:100  000  (рукопись).  Ин-т  Севзапгипрозем.  Кали-
нингр.  изыск,  эксп.,  1976.
 13. 	Почвенная  карта  РФ  м-ба  1:2.5  млн  /  Под  ред.
В.М.  Фридланда,  Е.Н.  Рудневой,  В.В.  Егорова.
Почвенный  ин-т  им.  Докучаева,  1988.
 14. 	Почвенно-экологическое  районирование  Восточ¬
но-Европейской  равнины.  Масштаб  1  :  2.5  млн  /
Научн.  ред.  Г.В.  Добровольский,  И.С.  Урусевская.
М.:  Роскартография,  1997.
 15. 	Путеводитель  почвенных  экскурсий  1969  г.  по
Литве  и  Калининградской  области.  Каунас,  1969.
 16. 	Солнцева  Н.П.  Добыча  нефти  и  геохимия  природ¬
ных  ландшафтов.  М.,  1998.  С.  136-160.
 17. 	Тонконогов  В.Д.  Глинисто-дифференцированные
почвы  Европейской  России.  М.,  1999.  155  с.
 18. 	World  Reference  Base  for  Soil  Resources:  Introduction,
1998.  P.  33-36,  104-107.
 Autonomous  Loamy  Soils  in  the  Central  Part  of  Kaliningrad  Oblast:
 Problems  of  Genesis
 M. 	I.  Gerasimova  and  I.  P.  Gavrilova
 Autonomous  soils  of  accumulative  glacial  plains  in  Kaliningrad  oblast  are  located,  according  to  the  soil-geo¬
graphical  zoning,  at  the  boundary  between  areas  of  brown  forest  and  soddy-podzolic  soils.  Although  the  studied
soils  have  many  morphological  similarities  with  soddy-podzolic  soils,  their  geographical  distribution  and  some
morphological  and  chemical  properties  are  different.  The  distinctive  features  of  loamy  soils  with  a  contrasting
textural  profile  are  predetermined  by  the  glaciomarine  origin  of  their  parent  rocks,  their  durable  agricultural
use,  and  their  humid  temperate  climate.
 №  1
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Ml,  с.  16-28
 ГЕНЕЗИС
 И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.43
 АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ  РУССКОЙ  РАВНИНЫ
 ©  2005  г.  Ю.  И.  Водяницкий1,  |Л.  Л.  ШишовІ1,  А.  А.  Васильев2,  Э.  Ф.  Сатаев2
 Почвенный  институт  им.  В.В.  Докучаева  РАСХН,  109017,  Москва,  Пыжевский  пер.,  7
2Пермская  государственная  сельскохозяйственная  академия  им.  Д.Н.  Прянишникова,
614600,  Пермь,  ул.  Коммунистическая,  23
Поступила  в  редакцию  13.10.2003  г.
 Выражение  цвета  почв  в  системе  CIE-L*a*b*  более  удобно,  чем  визуальная  или  спектрографиче¬
ская  характеристика,  но  выраженная  в  других,  устаревших  оптических  системах:  Манселла  или
CIE-Yxy.  Развивая  методику  Баррона  и  Торрента  (1986  г.),  мы  ввели  понятие  содержания  в  почве
условного  красного  пигмента,  что  позволило  количественно  охарактеризовать  цвет  красных,  бу¬
рых  и  некоторых  оглеенных  почв.
 Цвет  бурых  автоморфных  почв  в  основном  зависит  от  небольшого  количества  гематита,  а  бурых
слабоглееватых  -  также  и  от  гетита.  Выявлен  новый  механизм  брюнификации  в  ландшафтах  боре¬
альной  зоны  -  гетитизация  -  образование  кристаллов  гетита  по  частицам  гематита  и  фероксигита.
Брюнификация  очень  широко  распространена  в  лесных  почвах  Русской  равнины.  В  Предуралье  тя¬
желосуглинистые  почвы  подзолистого  ряда  брюнифицированы  сильнее,  чем  супесчаные.
 ВВЕДЕНИЕ
 Цвет  почв  относится  к  числу  важнейших  ха¬
рактеристик.  Описание  цвета  входит  в  число  обя¬
зательных  процедур  как  в  Российской  классифи¬
кации  почв  [12],  так  и  в  Мировой  базе  почвенных
данных  [30].  В  Российской  классификации  приня¬
то  словесное  описание  цвета  почв.  В  Мировой  ба¬
зе  данных  цвет  почв  описывается  в  системе  Ман¬
селла.
 Между  тем  в  последние  годы  в  изучении  цвета
достигнут  значительный  прогресс.  Это  открыва¬
ет  возможность  более  объективно  и  точно  харак¬
теризовать  цвет  почвы.  Разработана  система
CIE-L*a*b*,  которая  в  декартовых  координатах
количественно  отражает  вклад  четырех  основ¬
ных  цветов.  Ось  абсцисс  характеризует  степень
красноты  (+а*)  и  зелености  объекта  (-а*),  а  ось
ординат  -  степень  желтизны  (+Ь*)  и  синевы  (-Ь*).
Точка  в  начале  координат  характеризует  серый
цвет.  Третья  ось,  перпендикулярная  плоскости
а*-Ь*,  определяет  светлоту  почвы  L*  [21,  24].
 Более  ранние  колориметрические  системы  -
Манселла  и  МКО-31  -  менее  пригодны  для  оцен¬
ки  цвета  почв.  В  системе  Манселла  основная  ха¬
рактеристика  цвета  -  его  цветовой  тон  Hue  -  вы¬
ражена  в  полярных  координатах,  что  неудобно.
Попытки  линейного  кодирования  цветового  тона
не  увенчались  успехом  [24].
 В  системе  МКО-31  (CIE-Yxy)  характеристики
красного  цвета  (х)  и  зеленого  (у)  варьируют  у
почв  очень  незначительно,  и  это  затрудняет  ис¬
пользование  системы.  Преодолеть  этот  недоста¬
ток  системы  МКО-31  пытался  Карманов  [11].  Ту
же  цель  преследовали  авторы  системы  СІЕ-
 L*a*b*  и  они  решили  эту  задачу  на  строгой  науч¬
ной  основе.  Разработанная  в  1976  г.  система  СІЕ-
L*a*b*  представляет  собой  универсальное  цвето¬
вое  пространство,  в  рамках  которого  цветовые
различия  почв  выявляются  лучше,  чем  в  более
ранних  системах.  Было  бы  удобно  использовать
систему  CIE-L*a*b*  для  изучения  почвообразую¬
щих  процессов,  идущих  с  участием  железа.
 Цель  работы:  на  основе  оптической  системы
CIE-L*a*b*  изучить  цвет  лесных  почв  Русской
равнины.
 ОБЪЕКТЫ
 Агродерновая  почва  на  морене  из  Вологод¬
ской  обл.  (л  =  4).  Агродерново-подзолистая  почва
на  красноцветных  отложениях  из  Карагайского
р-на  Пермской  обл.  (и  =  3).  Буроземы  типичный  и
глееватый  из  Литвы  (и  =  4).  Свойства  этих  почв
подробно  описаны  [2].  У  большинства  этих  почв
(п  =  10)  анализировали  также  илистую  фракцию.
У  части  образцов  (и  =  6)  изучали  цвет  после  обез-
железнения  почв  по  Мера-Джексону.
 Другая  группа  почв  включает  буроземы  на
красноцветных  отложениях.  Среди  них:  бурозем
карбонатный  (и  =  5)  из  Архангельской  обл.  и  бу¬
розем  иллювиально-глинистый  (п  =  7)  Ильинско¬
го  р-на  Пермской  обл.  Свойства  этих  почв  описа¬
ны  ранее  [5].
 Третью  группу  составляют  агродерново-под¬
золистые  почвы  разной  степени  оглеения  на
древнеаллювиальных  отложениях  Краснокам¬
ского  р-на  Пермской  обл.  (п  =  30).  В  катене  Лась-
ва  распространены  почвы  песчаного  состава,  в
 16

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 17
 катене  Бекрята  -  тяжелосуглинистого.  Свойства
этих  почв  описаны  ранее  [4].  В  части  образцов
(п  =  9)  цвет  изучали  после  окисления  гумуса  Н202.
 Всего  были  проанализированы  оптические
свойства  93  образцов  почв.
 МЕТОДЫ
 Содержание  дитионитрастворимых
соединений  железа  по  Мера-Джексо-
н  у  (Ре2Оз)дит  определяли  после  2-кратной  обра¬
ботки  почвы  дитионит-цитрат-бикарбонатом.
Массовое  отношение  твердых  фаз:  дитионит
Na2S204/no4Ba  =  1.  Один  грамм  дитионита  раство¬
ряли  в  100  мл  буферного  раствора.  После  фильт¬
рации  суспензии  содержание  Fesirr  в  растворе  оп¬
ределяли  с  помощью  атомной  абсорбции  на  спек¬
трофотометре  AAS-3.
 Электронная  просвечивающая
микроскопия.  Фазовый  состав  минералов
железа  в  иле  определялся  на  просвечивающем
электронном  микроскопе  JEM-100C.  Использо¬
вался  метод  микродифракции  электронов  в  соче¬
тании  с  качественным  определением  состава  той
или  иной  фазы  на  микроанализаторе  “Кеѵех”.
 Спектрофотометрическая  харак¬
теристика  почв.  В  части  образцов  цвет  оп¬
ределяли  на  спектрофотометре  СФ-14  в  диапазо¬
не  400-750  нм.  Прибор  оснащен  интегральной
сферой,  суммирующей  диффузное  и  зеркальное
отражение.  Благодаря  большому  диаметру  ска¬
нированного  участка  (2.5  см2)  достигается  высо¬
кое  воспроизведение  результатов  измерения  -
 0.2%  [16].  Запись  спектра  ведется  автоматически
на  бланке.  Результаты  анализа  цвета  почв,  полу¬
ченные  на  спектрофотометре,  были  переведены
в  систему  CIE-L*a*b*.  Методика  пересчета  дан¬
ных  изложена  в  работах  [3,  17,  24].
 Другую  часть  образцов  анализировали  на  ком¬
пьютеризированном  спектроколориметре  “Пуль¬
сар”  с  интегральной  сферой.  Он  выдает  результа¬
ты  в  координатах  систем  CIE-Yxy  и  CIE-L*a*b*.
 ТЕОРИЯ
 Все  точки,  отражающие  цвет  изученных  ис¬
ходных  образцов  почв,  располагаются  в  области
положительных  значений  а*  и  Ь*  (рис.  1).  У  каж¬
дой  почвы  выявляются  красный  (а*  >  0)  и  желтый
(Ь*  >  0)  цвета,  хотя  и  с  разным  соотношением
между  ними.
 Отметим,  что  результаты  анализа  почв  в  ко¬
ординатах  а*-Ь*,  вычленяющих  из  оптического
спектра  почв  два  доминирующих  цвета,  часто  не
согласуются  с  визуальным  восприятием  цвета.
Отчетливо  это  несогласие  проявляется  при  ана¬
лизе  цвета  гематита.  Многие  почвоведы  рассмат¬
ривают  гематит  как  носитель  исключительно
 Серый 	Красный  а
 Рис.  1.  Цветовые  характеристики  почв  (7  -  красных,
 2  -  бурых)  Русской  равнины  на  плоскости  а*-Ь*  в  си¬
стеме  CIE-L*a*b*.  Нет  -  линия,  характеризующая
цвет  гематитсодержащих  пород  [39],  Gt  -  линия,  ха¬
рактеризующая  положение  смеси  гетита  с  обезже-
лезненной  почвой  [21].
 красного  цвета.  Но  анализ  спектра  гематита  по¬
мимо  красного  (а  >  0)  выявляет  и  желтый  компо¬
нент  (Ь  >  0)  [23].  Сходный  вывод  можно  сделать,
анализируя  цвет  гематитов  в  системе  Манселла.
Часть  образцов  гематита  характеризуется  цвето¬
вым  тоном  2.5  YR  [27],  то  есть  содержит  не  только
красный,  но  и  желтый  компонент.
 Трехкомпонентность  цвета  в  системе  СІЕ-
L*a*b*,  выраженная  в  привычных  декартовых
координатах  (в  отличие  от  цветового  тона  в  сис¬
теме  Манселла),  позволяет  количественно  оцени¬
вать  меру  влияния  разных  пигментов  на  цвет
почв.
 Концепция  содержания  условно¬
го  красного  пигмента.  Было  бы  удобно
количественно  оценить  цвет  почв  через  содержа¬
ние  Fe-содержащих  пигментов,  в  первую  очередь  -
гематита  aFe203  с  высокой  пигментирующей  си¬
лой.
 Оптические  измерения  позволяют  определить
ориентировочное  содержание  гематита  в  авто-
морфных  красноцветных  почвах  с  низким  содер¬
жанием  С  орг  <1%.  Согласно  методике  Баррона-
Торрента  [21],  сначала  подсчитывается  так  назы¬
ваемый  индекс  красноцветности  R.  В  системе
 2  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

18
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.
 CIE-L*a*b*  индекс  красноцветности  R(Lab)  запи¬
сывается  так:
 R(Lab)  =  a(a2  +  b2)1/21010/bL6, 	(1)
 где  L,  а  и  b  -  цветовые  координаты.
 Эмпирическое  уравнение  регрессии,  связыва¬
ющее  цветовой  индекс  с  содержанием  гематита
(Нет),  записывается  так  [21]:
 R(Lab)  =  0.54+  1.97  Hem,  г2  =  0.87. 	(2)
 Относительное  содержание  гематита  в  почвах
используется  для  характеристики  красноцветнос¬
ти  почв.  Чайлдс  с  соавт.  (цит.  по  [20])  показали,
что  покраснение  почвы  начинается  при  доле  ге¬
матита  среди  всех  оксидов  железа  >0.3.  Дюшо-
ФУР  17]  установил,  что  в  сухом  климате  при  отно¬
шении  гематит  :  (гематит  +  гетит)  =0.5  у  почв  на
базальте  отчетливо  проявляется  красный  цвет,
тогда  как  в  почвах  бурой  окраски  отношение  сни¬
жается  до  0.25-0.20.  Промежуточной  долей  гема¬
тита  характеризует  рубефикацию  Торрент  (цит.
по  [19]:
 гематит/(гематит  +  гетит)  >  0.4. 	(3)
 Численное  значение  критерия  Торрента  (3)
мы  будем  использовать  в  дальнейшем.  Но  в
структуру  критерия  (3)  следует  внести  поправку.
 Дело  в  том,  что  в  ряде  почв  набор  оксидов  же¬
леза  шире.  В  ферраллитных  почвах  кроме  гема¬
тита  и  гетита  содержится  заметное  количество
маггемита  yFe203  [1,22].  Так,  в  иллювиальных  го¬
ризонтах  красноцветных  почв  южной  Португа¬
лии  на  долю  маггемита  приходится  от  11  до  28%
валового  Fe,  тогда  как  на  долю  гематита  -  только
3-10%,  а  гетит  вообще  не  обнаружен  [20].  Цвето¬
вой  тон  маггемита  близок  к  гетиту  и  колеблется
от  6.4  YR  до  9.4  YR,  в  среднем  составляя  8.3  YR
[25].  В  некоторых  почвах  Русской  равнины  кроме
гетита  в  заметном  количестве  встречается  силь¬
ный  пигмент  -  фероксигит  5FeOOH  [2].  Учитывая
возможное  разнообразие  оксидов  железа  в  поч¬
вах,  долю  гематита  в  красноцветных  почвах  луч¬
ше  выразить  иначе  -  через  суммарное  содержа¬
ние  оксидов  железа.  Их  определяют  химически,
чаще  всего  -  обработкой  дитионит-цитрат-би-
карбонатом  по  Мера-Джексону,  получая  величи¬
ну  (Fe203)fflIIT  [2].  Преобразовав  выражение  (3),  по¬
лучаем  критерий  красноцветности:
 aFe203/(Fe203)flIIT>  0.4. 	(4)
 Доля  содержания  гематита  в  почвах  позволяет
отличать  красные  почвы  от  бурых,  а  бурые  -  от
сизых,  оглеенных.  Поэтому  было  бы  заманчиво
использовать  методику  Баррона-Торрента  для
определения  содержания  гематита  в  почвах  раз¬
ного  генезиса.  Но  широкому  распространению
этой  методики  мешают  две  причины.
 Во-первых,  в  зависимости  от  дисперсности  ча¬
стиц,  их  агрегации,  степени  замещения  Fe  на  А1  и
др.,  реальные  гематиты  в  почвах  сильно  различа¬
ются  по  цветовому  тону:  от  3.5  R  до  4.1  YR  [25].
Поэтому  расчет  содержания  гематита  по  уравне¬
нию  (2),  полученному  для  одних  частиц  гематита,
будет  давать  погрешность  на  почвах  с  другими  ча¬
стицами  гематита.  Так,  установлено,  что  пигмен¬
тирующая  сила  гематита  в  западно-европейских
альфисолях  ощутимо  выше,  чем  гематита  в  бра¬
зильских  оксисолях  и  ультисолях  [20].
 Во-вторых  (и  это  более  важно),  индекс  красно¬
цветности  R(Lab)  сильно  зависит  от  значения
светлоты  почвы  L*.  Как  показали  наши  подсче¬
ты,  это  очень  ограничивает  применение  индекса
красноцветности  при  распространении  его  на
почвы  иного  генезиса.  На  почвах  (п  =  37)  величи¬
на  Русской  равнины  L*  ограничена  рамками:
57  <  L*  <  71.  За  этими  пределами  расчетное  со¬
держание  гематита  оказывается  абсурдным.  При
L*  >  71  его  расчетное  содержание  равно  0,  хотя
методом  электронной  микроскопии  в  таких  поч¬
вах  выявлен  гематит.  При  L*  <  57  содержание  ге¬
матита  оказывается  настолько  завышенным,  что
превышает  содержание  всех  оксидов  железа  в
почве  -  (Fe203)flHT.  Очевидно,  что  подсчет  содер¬
жания  гематита  по  оптическим  характеристикам
почвы  неточен.
 Но  видоизменив  методику  Баррона-Торрента,
ее  можно  использовать  для  другой,  не  минерало¬
гической,  а  классификационной  цели  -  количест¬
венно  оценивать  цвет  почв.  Для  этого  не  требует¬
ся  знать  количество  реального  гематита  в  почве,
достаточно  определить  содержание  условного
красного  пигмента  с  характеристиками  “усред¬
ненного”  гематита.
 Для  решения  новой  задачи  следует  видоизме¬
нить  критерий  красноцветности  R,  исключив  из
него  переменную  координату  светлоты  L*.  Это
снимет  проблему,  связанную  с  узкими  границами
светлоты  (L*  =  57-71).  Дело  в  том,  что  в  своем  пер¬
воначальном  виде  критерий  R(Lab)  применим  толь¬
ко  для  низкогумусированных  почв  (С  орг  <  1%).  У
почв  с  высоким  содержанием  С  орг  и  Мп  значение
светлоты  L*  опускается  ниже  критической  вели¬
чины  (57),  что  исключает  применение  критерия
R(Lab)  для  идентификации  многих  почв,  в  частно¬
сти  широко  распространенных  на  севере  Русской
равнины  полугидроморфных  почв.  Для  расшире¬
ния  области  применения  критерий  красноцветно¬
сти  надо  модифицировать.
 Поэтому  вместо  переменного  значения  свет¬
лоты  L*  в  новый  критерий  красноцветности  R(ab)
внесем  постоянный  множитель,  отражающий  ус¬
редненную  величину  L*.  В  качестве  ее  мы  взяли
среднюю  величину  светлоты  для  изученных  нами
почв  Русской  равнины  (п  =  37).  Округленно  она
составила  L*  -  64.2  или  L6  х  ІО-10  =  7.0.  Новый  по-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 19
 Таблица  1.  Содержание  гематита  в  дерново-подзолистых  почвах  разной  степени  оглеения,  рассчитанное  по  методике
Баррона-Торрента  [21]  и  содержание  условного  красного  пигмента  Нешусл,  рассчитанное  по  новой  методике.
Пермская  обл.,  Краснокамский  p-он,  катены  Ласьва  (разр.  1-3)  и  Бекрята  (разр.  11-14)
 Методика
 Новая
 №  раз¬
реза
 Горизонт
 Минералы  Fe  и  Мп
 Fe203
 L*
 Ь*
 Баррона-Торрента
 методика
 дит.,
 %
 а*
 Нет
 Нетусл
 Нет
 Нетусл
 %
 (FejOj)^
 %
 1
 PY
 Fe-вернадит,  гетит
 1.30
 1.30
 47.0
 57.6
 4.1
 4.9
 13.3
 17.2
 1.77
 0.43
 1.36
 0.33
 0.04
 0.09
 0.03
 0.07
 2
 PY
 Fe-вернадит,  гетит
 1.44
 1.44
 51.9
 59.3
 4.4
 5.4
 15.5
 18.5
 0.91
 0.38
 0.63
 0.26
 0.06
 0.13
 0.04
 0.09
 3
 AY
 Не  обнаружено
 1.53
 1.53
 53.4
 60.2
 4.3
 4.0
 14.4
 15.6
 0.71
 0.16
 0.46
 0.10
 0.05
 0.02
 0.03
 0.01
 11
 PY
 Fe-вернадит
 1.74
 51.9
 4.9
 15.8
 1.05
 0.60
 0.10
 0.06
 Мп-фероксигит
 1.74
 60.2
 6.1
 20.0
 0.41
 0.24
 0.19
 0.11
 12
 PY
 Fe-вернадит,  гетит
 1.99
 1.99
 49.9
 59.2
 4.7
 5.8
 15.3
 20.0
 1.32
 0.44
 0.66
 0.22
 0.07
 0.16
 0.04
 0.08
 13
 PY
 (Мп)-(прото)фероксигит
 2.08
 2.08
 46.3
 57.0
 4.4
 6.1
 14.4
 20.5
 2.07
 0.67
 0.99
 0.32
 0.06
 0.19
 0.03
 0.09
 14
 AUg
 Fe-вернадит,
 2.34
 47.9
 4.7
 14.7
 1.78
 0.76
 0.08
 0.04
 Мп-фероксигит
 2.34
 57.8
 5.6
 18.5
 0.53
 0.23
 0.15
 0.06
 G
 Fe-вернадит,  гетит
 3.29
 3.29
 39.6
 47.4
 3.9
 4.0
 11.7
 17.4
 5.20
 1.55
 1.58
 0.47
 0.02
 0.02
 0.01
 0.01
 Примечание.  Над  чертой  -  исходные  почвы,  под  чертой  почва,  обработанная  Н2О2.
 казатель  красноцветности  R(ab)  в  координатах
а*-Ь*  будет  таким:
 R(ab)  =  а(а2  +  b2)l/2/7b. 	(5)
 Затем,  исходя  из  уравнения  (2),  подсчитываем  со¬
держание  условного  красного  пигмента  Нешусл:
 Нешусл  =  [R(ab)  -  0.54]:  1.97. 	(6)
 После  этого  новую  оптическую  характеристи¬
ку  (Нешусл)  связываем  с  химической  характерис¬
тикой  -  содержанием  свободных  (гидр)оксидов
железа  в  почвах,  определенным  по  Мера-Джек-
сону.  Это  дает  новый  оптико-химический  показа¬
тель:  долю  условного  красного  пигмента  среди
всех  (гидр)оксидов  железа:
 со(Нешусл)  =  Нетусл/(Ре203)дит. 	(7)
 Показатель  со(Нетусл)  является  ключевым  при
оценке  участия  Fe-содержащих  пигментов  в  цвете
почвы.
 Апробация  методики  расчета  ус¬
ловного  красного  пигмента.  Мы  сопо¬
ставили  эффективность  двух  методик:  Баррона-
Торрента  и  новой  на  примере  9  образцов  почв
подзолистого  ряда  разной  степени  оглеения
(Пермская  обл.).  Электронная  просвечивающая
 микроскопия  показала,  что  в  этих  почвах  отсутст¬
вуют  частицы  гематита,  а  частицы  гетита  обнару¬
жены  не  во  всех  почвах  и  их  мало.  В  то  же  время
значительная  доля  Fe  сконцентрирована  в  части¬
цах  оксида  марганца  -  вернадита  оМп02.
 В  этих  почвах  путем  обработки  Н202  удалили
значительную  часть  органического  вещества,  что
привело  к  росту  светлоты  образцов  L*  с  39-55  до
47-60.  Затем  рассчитали  содержание  гематита  по
методике  Баррона-Торрента  и  содержание  условно¬
го  красного  пигмента  по  новой  методике  (табл.  1).
 Старый  критерий  красноцветности  R(Lab)  да¬
ет  высокое  содержание  гематита,  в  среднем  -
1.78%.  При  этом  в  двух  образцах  содержание  ге¬
матита  превышает  количество  всех  (гидрокси¬
дов  железа:  аРе2Оз/(Ре203)дИТ  =  1.36  и  1.58,  что  аб¬
сурдно.  Это  говорит  об  ограниченности  критерия
красноцветности  R(Lab),  сильно  зависящего  от
переменной  величины  светлоты  почв  L*.
 Ситуация  меняется  при  использовании  нового
критерия  красноцветности  R(ab)  с  фиксирован¬
ным  значением  светлоты  L*.  Среднее  содержа¬
ние  условного  красного  пигмента  в  исходных  поч¬
вах  ничтожное  и  составляет  Нешусл  =  0.08%.  После
окисления  органического  вещества  содержание
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 2*

20
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.
 Таблица  2.  Характеристика  цвета  красных  и  бурых  почв,
выраженная  через  долю  условного  красноцветного
пигмента  HemycJI/(Fe203)nHT
 Цвет  почвы
 НеШусд
 Индекс
 горизонта
 а*
 ь*
 (р^Ози
 Темно-красный
 0.8—1.0
 red3
 >10
 Красный
 0.6-0.8
 red2
 >10
 Оранжево-красный
 0.4-0.6
 redl
 >10
 Коричневый
 0.3-0.4
 ЬгЗ
 >3
 <35
 Бурый
 0.2-0.3
 br2
 >3
 <35
 Серо-бурый
 0.1-0.2
 brl
 >3
 <35
 Таблица  3.  Группировка  оглеенных  почв  по  степени
выраженности  холодного  цветного  тона
 Степень
выраженности
“холодного”
цветного  тона
 я*
 Индекс
 горизонта
 (FeAW
 %
 Нешусл
 (Fe2°3W
 Высокая
 <0
 grf
 <0.4
 0.0
 Средняя
 0-1.5
 gr2
 0.4
 0.0
 Низкая
 1.5-3
 grl
 >0.4
 0.0-0.1
 красного  пигмента  немного  возрастает  (0.14%).
Вероятно,  цветовой  тон  этих  оглеенных  почв
обязан  Fe  в  составе  вернадита  как  основного  пиг¬
мента.
 При  новом  критерии  красноцветности  доля  ус¬
ловного  пигмента  со(Нетусл)  во  всех  изученных
нами  почвах  <  1,  что  не  противоречит  его  опреде¬
лению.  Это  позволяет  использовать  критерий
красноцветности  для  широкого  набора  почв.
Концепция  условного  красного  пигмента  была
использована  для  дифференциации  цвета  лесных
почв  Русской  равнины.
 Группировка  по  цвету  красных  и
бурых  почв.  Характеристике  красного  цвета
уделяется  большое  внимание  при  изучении  тро¬
пических  почв.  В  тропиках  выделяют  сильно  вы-
ветрелые  и  обогащенные  полуторными  оксидами
ферралитные  почвы,  которые  по  цвету  подразде¬
ляются  на  розовые  (Rhodi-)  и  желтые,  ксантифи-
цированные  (Xanthi-).  К  первому  подтипу  относят
почвы  с  цветовым  тоном  2.5  YR  и  краснее.  Ко  вто¬
рому  подтипу  относят  почвы  -  с  цветовым  тоном
7.5YR  и  желтее  [30].
 В  Российской  классификации  [12]  большой  от¬
дел  метаморфических  почв  характеризуется  на¬
личием  метаморфического  горизонта  бурого
цвета,  коричневого  или  палевого  оттенков.  Кро¬
ме  того,  бурым  цветом  самых  разных  оттенков
отличаются  текстурный  ВТ  и  иллювиально-гли¬
нистый  В1  горизонты.  У  метаморфического  го¬
 ризонта  ВМ  еще  более  широкий  набор  оттенков:
бурый  охристо-  или  палево-бурый,  серовато-бу¬
рый.  У  каштаново-метаморфического  ВМК  го¬
ризонта  рыжевато-коричневый  цвет,  а  у  охристо¬
го  каштаново-метаморфического  BMF  горизонта
ярко-охристый  цвет.  У  иллювиально-гумусового
горизонта  ВН  кофейно-коричневый  цвет,  у  ил¬
лювиально-железистого  горизонта  BF  желто-ох¬
ристый  цвет  [12].
 К  сожалению,  все  эти  оттенки  красного  и  бу¬
рого  цветов,  выраженные  словесно,  из-за  субъек¬
тивности  и  неопределенности  трудно  использо¬
вать  в  целях  классификации.  Для  более  надежно¬
го  и  достоверного  различия  цвета  почв
целесообразно  использовать  долю  условного
красного  пигмента  в  почве  со(Непіусл).  Согласно
этому  критерию,  каждую  из  цветовых  областей
(красную  и  бурую)  делим  условно  на  3  равные  ча¬
сти.
 Красный  цвет  ограничен  долей  условного
красного  пигмента  от  0.4  до  1.0.  Детальнее  его  ко¬
личество  подразделяется  на  низкое  среднее  и  вы¬
сокое,  что  у  соответствующих  горизонтов  отра¬
жается  индексами:  redl,  red2  или  red3  (табл.  2).
 Бурый  цвет  ограничен  долей  условного  крас¬
ного  пигмента  от  0.1  до  0.4.  Краснота  бурой  поч¬
вы  превышает  а*  >  3.  Чтобы  отличать  область
побурения  от  области  ксантификации  (пожелте¬
ния),  кроме  отношения  HemycjI/(Fe203)fllIT  в  табл.  2
приведена  еще  и  координата  желтизны  Ь*  <  35.
Выраженность  бурого  цвета  подразделяется  на
низкую,  среднюю  и  высокую,  что  у  соответству¬
ющих  горизонтов  отражается  индексами:  brl,  Ьг2
или  ЬгЗ.
 Группировка  по  цвету  оглеенных
почв.  Существует  много  группировок  форм  ог-
леения:  по  количеству  и  составу  ортштейнов,  по
характеру  окраски  горизонтов  (однородная  или
пестрая),  по  участию  серы  и  др.  [9,  19,  30].  Мы
группируем  оглеенные  почвы  по  цвету  (табл.  3).
 По  доли  условного  красного  пигмента
со(Нетусл)  <0.1  мы  отделяем  оглеенные  сизые
почвы  от  бурых.  Но  из-за  малой  доли  содержания
красного  пигмента  эффективность  этого  показате¬
ля  для  дифференциации  оглеенных  почв  низкая.
 В  Российской  классификации  почв  [12]  цвет
оглеенных  почв  характеризуется  следующим  об¬
разом:  сизый,  зеленоватый,  голубой,  или  более
обще:  “холодный”  тон.  В  связи  с  этим  возникает
необходимость  количественно  оценить  степень
“холодности”  тона.
 В  системе  CIE-L*a*b*  холодные  тона  выража¬
ются  координатами:  (-а*)  -  зелености  и  (-Ь*)  -  си¬
невы.  Литературные  данные  [21]  и  наш  собствен¬
ный  опыт  [3]  показывают,  что  в  почвах  синий
компонент  не  проявляется,  но  зеленый  встреча¬
ется.  Это  определяет  выбор  координаты  для  ха¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 21
 рактеристики  холодного  тона  оглеенных  почв,  а
именно  а*.
 Согласно  Зайдельману  [9],  глееобразование
часто  выражается  в  несбалансированной  потере
железа  почвообразующей  породой  в  анаэробных
условиях.  При  этом  холодные  тона  оглеенного
горизонта  обязаны  цвету  силикатных  частиц,  ли¬
шенных  пленки  (гидр)оксидов  железа(ПІ).
 С  целью  моделирования  обезжелезнения  из
нескольких  почв  Русской  равнины  (и  =  6)  были
удалены  оксиды  железа  путем  обработки  по  Ме-
ра-Джексону,  а  затем  проанализированы  их  опти¬
ческие  свойства.  Цвет  обезжелезненных  почв
желто-зеленый,  содержание  условного  красного
пигмента  равно  0  (табл.  4);  значение  координаты
а*  варьирует  от  -2  до  +3.  Этот  интервал  отражает
варьирование  степени  выраженности  холодного
тона.  Но,  как  будет  показано  ниже,  многие  огле-
енные  почвы  сохраняют  значительное  количест¬
во  свободных  Ре(ІІІ)-(гидр)оксидов,  что  влияет  на
их  цветовой  тон.
 Подчеркнем,  что  визуальная  оценка  оглеен¬
ных  почв  не  совпадает  со  спектрофотометричес¬
кой:  мы  воспринимаем  холодный  тон  почвы  не
при  а*  <  0,  а  примерно  при  а*  <  3  (если  желтизна
Ь*  >  10).  Таким  образом,  хотя  при  расшифровке
спектра  оглеенной  почвы  обнаруживается  неко¬
торая  (небольшая)  краснота,  глаз  воспринимает
тон  почвы  как  холодный.  Таким  образом,  начи¬
ная  с  некоторого  значения  (а*  <  3),  чем  ниже  из¬
меренное  значение  красноты  а*,  тем  выше  сте¬
пень  выраженности  холодного  тона  (табл.  4).
 Хотя  полное  обезжелезнение  по  определению
характеризуется  отсутствием  свободных  соедине¬
ний  железа  (Fe203)ain.  =  0,  но  фактически  оно  >  0.
Согласно  данным  Корнблюма  [13],  в  серо-олив¬
ковых  горизонтах  аллювиальных  почв  поймы
Волго-Ахтубы  содержание  свободных  оксидов
(Fe203)HBT  составляет  0.2-0.4%,  верхнее  значение
взято  нами  в  качестве  граничного  для  оглеенных
почв  с  высокой  степенью  выраженности  холод¬
ного  тона  (табл.  3).
 Выраженность  холодного  тона  подразделяет¬
ся  на  высокую,  среднюю  и  низкую,  что  у  оглеен¬
ных  горизонтов  отражается  индексами  grl,  gr2
или  gr3.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Красноцветные  почвы.  На  рис.  1  пока¬
зано  расположение  точек,  характеризующих
цвет  почв  Русской  равнины  на  плоскости  а*-Ь*.
Области  красного  и  бурого  цветов  разделяются
 на  основании  значений  критерия  со(Нетусл)  $0.4.
Некоторые  (черные)  точки  располагаются  вбли¬
зи  усредненной  линии  зависимости  b*  =  f(a*),  по¬
лученной  для  осадочных  пород  с  высоким  содер¬
 жанием  гематита  (1.7—32.5%)  [29],  что  подчерки¬
вает  красноцветность  описанных  почв.  Область
красноцветности  характеризуется  высоким  зна¬
чением  красноты  а*  >  10  и  умеренным  значением
желтизны  Ь*  =  30-35.
 Рассмотрим  цвет  двух  буроземов  на  карбонат¬
ных  красноцветных  отложениях  Русской  равнины.
 Бурозем  грубогумусный  карбонатный  (Ар¬
хангельская  обл.).  По  данным  электронной  мик¬
роскопии  в  илистой  фракции  гематит  преоблада¬
ет  над  гетитом.  У  иллювиального  метаморфичес¬
кого  гор.  ВМ  цвет  оранжево-красный,  что
отвечает  низкой  степени  красноты  redl.  У  ниже¬
лежащих  карбонатных  горизонтов  цвет  темно¬
красный  с  высокой  степенью  красноты  red3
(табл.  5),  что  указывает  на  ведущую  роль  карбо¬
натов  в  развитии  красноцветности.
 Бурозем  глееватый  на  карбонатной  морене
(Литва).  В  пахотном  горизонте  PYg  гематит  пре¬
обладает  над  гетитом,  брюнификация  выражает¬
ся  в  том,  что  при  сохранении  частиц  гематита  по
ним  образуются  новые  кристаллы  гетита.  Цвет
гумусового  горизонта  серо-бурый  -  brl  (табл.  4).
Ниже  в  иллювиальных  карбонатных  горизонтах
гетит  доминирует  над  гематитом.  У  гор.  Віса
цвет  коричневый  с  высокой  степенью  бурой  ок¬
раски  ЬгЗ.  Ниже,  у  гор.  ВІССа  цвет  темно-крас¬
ный  -  red3.
 Таким  образом,  красноцветные  горизонты  об¬
наруживаются  в  буроземах  Русской  равнины.  Хо¬
тя  здесь  мы  встречаемся  с  унаследованной  окрас¬
кой,  но  при  описании  таких  горизонтов  им  следу¬
ет  присваивать  индекс  “red”  -  красноцветности.
 Бурые  почвы.  Характеристика  процесса
брюнификации.  Этот  процесс  ответственен  в  пер¬
вую  очередь  за  образование  буроземов.  Они
очень  распространены  во  многих  влажных  регио¬
нах  Мира.
 Известно  несколько  определений  процесса
брюнификации.  Согласно  одному  из  них  “брюни¬
фикация  -  процесс  образования  глинисто-желе-
зисто-гумусовых  комплексов  и  кристаллитов  ге¬
тита  и  гидрогетита,  пропитывающих  глинистую
фазу  почвы,  сопровождающийся  появлением  бу¬
рой  окраски  мелкозема”  [19].
 По  поводу  этих  представлений  отметим  следу¬
ющее.  Роль  глинисто-железисто-гумусовых  ком¬
плексов  в  формировании  бурого  цвета  почв  до
сих  пор  остается  неясной.  Спектрофотометриче¬
ских  характеристик  этих  комплексов  мы  в  лите¬
ратуре  не  нашли.  Роль  органических  соединений
скорее  негативная,  поскольку  они  маскируют
желтые  частицы  гетита.
 Более  вероятно  цветовое  участие  гетита  в  раз¬
витии  ЭПП  брюнификации.  Кристаллы  гетита
образуют  ядерную  часть  адсорбционных  желези¬
сто-органических  комплексов  [2,  16],  что  позво-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 Таблица  4.  Оптические  свойства  почв,  их  илистых  фракций  и  обезжелезненного  почвенного  материала
 Гори¬
 зонт
 Минералы  железа
в  почве
 Почва
 Ил
 Обезжелезненная
 почва
 (Ре203)дит,
 %
 Z*
 а*
 ь*
 Нет™,
 %
 Нетусл
 (Ре203)дит.
 %
 L*
 а*
 ь*
 НегПуед,
 %
 Нетусл
 L*
 а*
 ь*
 (^203)ДИТ
 (Ре203)дит
 Агродерновая  почва,  Вологодская  обл.
 PY
 Al-гетит,  гематит
 1.10
 62.7
 5.4
 21.8
 0.12
 0.12
 3.54
 Не  опр.
 PYBI
 Не  опр.
 0.86
 66.7
 6.0
 24.2
 0.17
 0.20
 4.01
 57.3
 5.8
 28.8
 0.16
 0.04
 79.0
 2.2
 17.4
 ВІ
 Al-гетит,  гематит
 0.69
 75.3
 6.7
 29.6
 0.22
 0.32
 3.90
 65.0
 7.7
 26.8
 0.31
 0.08
 74.0
 1.7
 15.7
 С
 Al-гетит,  гематит
 1.69
 63.0
 11.3
 28.8
 0.61
 0.36
 4.46
 60.1
 11.8
 26.6
 0.66
 0.15
 72.6
 -1.8
 8.4
 Агродерново-подзолистая  почва,  Пермская  обл.,  Карагайский  р-н
 PYg
 Гематит,  А1-гетит,
фероксигит
 1.55
 71.0
 7.2
 27.4
 0.26
 0.17
 3.61
 65.0
 5.5
 26.8
 0.13
 0.04
 Не  опр.
 ВТ
 Гематит,  гетит
 1.75
 64.3
 12.5
 29.7
 0.69
 0.39
 3.06
 60.2
 12.4
 27.1
 0.71
 0.23
 79.8
 2.2
 17.6
 ВС
 Гетит,  гематит
 2.20
 66.3
 12.0
 31.4
 0.66
 0.30
 3.70
 58.3
 11.6
 25.4
 0.65
 0.18
 81.1
 2.6
 18.0
 Бурозем  типичный,  Литва
 PY
 А1-гетит,
 2.12
 67.4
 10.7
 26.9
 0.56
 0.26
 2.91
 64.6
 10.2
 29.3
 0.48
 0.16
 65.5
 2.9
 ферригидрит
 Бурозем  глееватый,  Литва
 PYg
 Гематит,  Al-гетит
 2.03
 66.2
 8.0
 29.3
 0.33
 0.16
 2.80
 68.4
 11.2
 30.2
 0.59
 0.21
 Не  опр.
 Ыса
 Гетит,  гематит
 1.56
 67.9
 11.3
 29.0
 0.60
 0.39
 2.35
 67.0
 12.6
 29.5
 0.72
 0.31
 »
 ВІССа
 Г  етит,  гематит
 0.70
 68.8
 11.9
 30.0
 0.65
 0.93
 2.44
 67.9
 12.9
 31.0
 0.74
 0.30
 »
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 23
 Таблица  5.  Оптические  свойства  и  минералы  железа  в  буроземах  Русской  равнины
 Горизонт
 Минералы
Fe  в  иле
 Fe203  дит,
 %
 Z*
 а*
 ь*
 НеШусл»
 %
 Нешусл
 Бурозем  грубогумусный  карбонатный,  Архангельская  обл.,Пинежский  р-н
 вм
 Гематит,  гетит
 1.85
 60.3
 14.5
 26.5
 0.92
 0.50
 в
 Гематит,  гетит
 3.17
 57.8
 16.8
 25.2
 1.19
 0.37
 вс1Са
 Не  опр.
 1.05
 66.0
 13.1
 28.1
 0.77
 0.74
 ВС2са
 Не  опр.
 2.17
 61.4
 17.8
 28.1
 1.25
 0.58
 Оса
 Гематит,  гетит
 0.69
 71.9
 12.0
 30.4
 0.66
 0.96
 Бурозем  иллювиально-глинистый,  Пермская  обл.,  Ильинский  р-н
 AY
 Гематит,  гетит
 2.25
 58.9
 11.1
 24.7
 0.61
 0.27
 ABM
 Не  опр.
 2.27
 58.9
 12.0
 26.3
 0.68
 0.30
 ві,
 Гематит,  гетит
 2.84
 57.6
 15.4
 25.8
 1.03
 0.36
 ВІ2
 Гематит,  гетит
 3.14
 56.6
 15.8
 24.9
 1.08
 0.34
 ВІ3
 Не  опр.
 3.23
 57.1
 16.6
 25.7
 1.16
 0.36
 ІІВСса
 Не  опр.
 2.13
 60.5
 16.4
 27.1
 1.12
 0.52
 ИССа
 Не  опр.
 2.93
 60.5
 19.3
 29.2
 1.40
 0.47
 ляет  им  участвовать  в  формировании  бурого  цве¬
та.
 Но  цветовую  роль  гетита  не  следует  преувели¬
чивать.  Дело  в  том,  что  пигментирующая  сила  ге¬
тита  гораздо  ниже,  чем  гематита  aFe203.  Это  сле¬
дует  из  опыта  Баррона  и  Торрента  [21]  с  двумя
видами  смесей:  а)  обезжелезненная  почва  +  пере¬
менное  содержание  гематита  и  Ь)  обезжелезнен¬
ная  почва  +15%  гетита  +  переменное  содержание
гематита.  В  результате  получены  уравнения  рег¬
рессии,  связывающие  индекс  красноцветности
R(Lab)  с  содержанием  гематита  Неш(%):
 а)  R(Lab)  =  2.35  Нет  -  0.29,  г2  =  0.997; 	(8)
 б)  R(Lab)  =  2.00  Нет  +  0.15,^  =  0.997. 	(9)
 Приравняем  оба  уравнения.  Решая  новое  урав¬
нение  относительно  содержания  гематита,  полу¬
чаем,  что  при  Нет  =  1.3%  и  ниже  внесение  15%  ге¬
тита  не  оказывает  влияния  на  степень  красно¬
цветности  почв.  Слабое  влияние  гетита  начинает
проявляться  только  при  содержании  гематита
свыше  1.3%.  В  почвах  Русской  равнины  содержа¬
ние  гематита  низкое  и  обычно  не  превышает  2-
3%  [2].  Для  таких  почв  пигментирующий  вклад
гетита  aFeOOH  не  является  определяющим.  Это
подтверждают  и  наши  оптические  измерения.
Как  следует  из  рис.  1,  только  часть  точек,  харак¬
теризующих  бурые  почвы,  располагаются  между
линиями  гематита  и  гетита,  тогда  как  остальные
лежат  ближе  к  линии  гематита,  чем  гетита.  По-
видимому,  роль  гетита,  как  основного  пигмента,
определяющего  цвет  бурых  почв,  преувеличена.
Вероятно,  цвет  части  бурых  почв  во  многом  опре¬
 деляется  небольшим  содержанием  сильного  пиг¬
мента  -  гематита  aFe203.
 Определяющая  роль  гематита  дает  основание
использовать  его  долю  для  разграничения  крас¬
ных  и  бурых  почв.  От  красных  почв  бурые  отли¬
чаются  средней  долей  условного  красного  пиг¬
мента:
 со(Нетусл)  =  0.1-0.4. 	(10)
 Брюнификация  почв  на  красноцветных  отло¬
жениях.  Подробнее  рассмотрим  характерный
процесс  эволюции  почв  на  красноцветных  от¬
ложениях.  Замена  красного  цвета  на  бурый  в
верхних  горизонтах  протекает  по  одному  из  не¬
скольких  возможных  механизмов.  Среди  них  вы¬
деляются  деструкционный,  сопровождающийся
распадом  частиц  гематита  (1)  и  синтетический,
связанный  с  образованием  гетита  (2).
 1. 	Сокращение  доли  гематита  (до  “брюнифи-
цированного”  уровня)  при  относительном  накоп¬
лении  гетита  в  результате  умеренного  переув¬
лажнения  почв.
 2а.  Образование  адсорбционных  Fe-органиче-
ских  комплексов  и  их  распад  с  кристаллизацией
гетита  [6].  Органические  лиганды  окисляются
при  участии  микроорганизмов  группы  “сидеро-
капсы”  [8],  на  поверхности  которых  откладыва¬
ется  гетит.  Это  биогенный  механизм  образования
гетита.
 2Ь.  Гетитизация  поверхности  частиц  (гидрок¬
сидов  Fe.  Гетитизацию  мы  наблюдали  на  поверх¬
ности  частиц  гематита  и  фероксигита,  в  частнос¬
ти  в  глееватом  буроземе  Литвы  (рис.  2)  и  в  аллю¬
виальных  почвах  в  пойме  р.  Камы  (Предуралье).
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

24
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.
 Рис.  2.  Электронно-микроскопическое  изображение
частицы  гематита,  на  поверхности  которого  образо¬
вались  кристаллы  гетита:  иголки  гетита  видны  на  ле¬
вой  стороне  частицы  гематита.  Ув.  х  50000.  Состав
гематита  и  гетита  установлен  методом  микродифрак¬
ции  электронов.  Бурозем  глееватый,  гор.  PYg,  Литва.
 Так  развивается  брюнификация  при  сохранении
исходных  красноцветных  частиц,  когда  они  мас¬
кируются  новообразованными  кристаллами  жел¬
того  гетита.
 Процесс  гетитизации  представляет  собой  но¬
вый  механизм  развития  брюнификации,  ранее  ос¬
тававшийся  почти  не  замеченным.  Причина  в
том,  что  рентгенодифрактометрия  и  мессбауэ¬
ровская  спектроскопия  -  основные  методы  ана¬
лиза  -  не  выявляют  характер  взаимоотношения
частиц  между  собой.  Лишь  использование  элек¬
тронной  просвечивающей  микроскопии  позволи¬
ло  выявить  новый  механизм  брюнификации  -  ге¬
титизации  поверхности  частиц  оксидов  Fe.
 Из  этих  примеров  видно,  что  побурение  по¬
верхностных  горизонтов  изначально  красноцвет¬
ных  почв  Русской  равнины  может  протекать
принципиально  разными  путями:  при  частичном
растворении  гематита,  а  также  за  счет  гетитиза¬
ции  гематита  или  фероксигита.  Этим  процессам,
безусловно,  благоприятствует  переувлажнение
лесных  почв,  когда  устойчивость  гетита  выше,
чем  гематита.
 Цвет  брюнифицированных  почв.  Проявления
брюнификации  отмечено  во  многих  образцах.
Брюнифицированные  почвы  можно  разделить  на
2  группы.  Первую  представляют  буроземы,  для
которых  бурый  цвет  является  типовым  призна¬
ком.  В  группу  буроземов  входят:
 Бурозем  типичный  на  карбонатной  морене  в
Литве  (гор.  PY).  В  нем  гематит  не  найден,  но  при¬
сутствуют  частицы  алюмогетита  и  ферригидри-
та,  у  последнего  цветовые  характеристики  близ¬
 ки  к  гематиту.  Цвет  горизонта  PY  отвечает  сред¬
ней  степени  бурой  окраски  -Ьг2  (табл.  4).
 Бурозем  иллювиально-глинистый  (Перм¬
ская  обл.,  Ильинский  р-н).  В  илистой  фракции
гематит  преобладает  над  гетитом  во  всех  гори¬
зонтах.  Гумусовый  AY  и  переходный  АВМ  го¬
ризонты  отличаются  средней  степенью  бурой
окраски  Ьг2.  У  иллювиальных  горизонтов  BIj—ВІ3
цвет  красно-бурый,  ЬгЗ.  У  подстилающих  карбо¬
натных  горизонтов  ІГВССа  и  ІІССа  оранжевый
цвет,  свойственный  низкой  степени  красноцвет-
ности  redl  (табл.  5).
 Наименование  “бурозем”  отвечает  оптичес¬
ким  свойствам  этих  почв.
 Вторую  группу  представляют  почвы  подзоли¬
стого  ряда  с  бурыми  иллювиальными  горизон¬
тами.  Среди  них:
 Агродерновая  почва  (Вологодская  обл.).  В
почве  алюмогетит  преобладает  над  гематитом.  У
пахотного  горизонта  PY  серо-бурый  цвет  brl.  Для
красно-бурых  подстилающих  горизонтов  В1  и  С1
характерна  высокая  степень  бурой  окраски  ЬгЗ
(табл.  4).
 Агродерново-подзолистая  почва  (Пермская
обл.,  Карагайский  р-н).  В  серо-буром  пахотном
горизонте  PYg,  где  найдены  гематит,  фероксигит
и  алюмогетит,  степень  бурой  окраски  низкая  brl.
В  красно-бурых  иллювиальных  горизонтах  ВТ  и
ВС,  где  присутствуют  гематит  и  гетит,  степень  бу¬
рой  окраски  высокая  ЬгЗ  (табл.  4).
 Агродерново-подзолистые  песчаные  неогле-
енная  и  слабоглееватая  почвы  на  древнеаллюви¬
альных  отложениях  (Пермская  обл.,  Краснокам¬
ский  р-н,  Ласьва,  разр.  1  и  2  (л  =  11)).  В  почвах  эле¬
ктронная  микроскопия  не  выявила  частиц
гематита.  Вероятно,  на  цвет  почв  влияют  части¬
цы  Fe-вернадита.  У  обеих  почв  наиболее  бурые
нижние  горизонты:  ВТ,  D1  и  D2.  В  целом  степень
бурой  окраски  этих  почв  низкая:  доля  условного
пигмента  составляет  0.11-0.23  (табл.  6).
 Агродерново-подзолистые  тяжелосуглинис¬
тые  неоглеенная  и  глеевая  почвы  на  древнеаллю¬
виальных  отложениях  (Перская  обл.,  Краснокам¬
ский  р-н,  Бекрята,  разр.  11  и  12 	=  9)).  Электрон¬
 ная  микроскопия  не  выявила  частиц  гематита,
цвет  почв  обусловлен  частицами  Fe-вернадита  и
Мп-фероксигита.  У  почв  наиболее  бурые  нижние
горизонты  (табл.  6).
 Сравним  степень  брюнификации  почв,  разли¬
чающихся  по  текстуре.  В  катене  Ласьва  в  почвах
легкого  гранулометрического  состава  доля  ус¬
ловного  пигмента  со(Нешусл)  составляет  0.00-0.23.
В  катене  Бекрята  в  почвах  тяжелого  грануломет¬
рического  состава  доля  условного  пигмента  выше
и  достигает  0.01-0.39.  Степень  брюнификации  тя¬
желых  почв  выше,  чем  супесчаных.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 25
 Таблица  6.  Оптические  свойства  и  минералы  Fe  и  Мп  в  мелкоземе  дерново-подзолистых  почв  разной  степени
оглеения  (Пермская  обл.,  Краснокамский  р-н,  катены  Ласьва  и  Бекрята)
 Горизонт
 Минералы  Fe  и  Mn
 РегОз  дит»
 %
 L*
 —  jfc
 ь*
 Нешусл,
 %
 Нешѵсл
 сг
 (Ре203)ДІГГ
 Агродерново-подзолистая  супесчаная  неоглеенная  почва,
 разр.  1,  Ласьва
 PY
 Fe-вернадит,  гетит
 1.30
 47.0
 4.1
 13.3
 0.04
 0.03
 EL
 Не  опр.
 1.20
 53.6
 4.1
 15.2
 0.04
 0.03
 ВТ1
 »
 1.05
 52.2
 5.2
 16.7
 0.12
 0.11
 В2Т
 »
 1.06
 51.5
 5.8
 17.1
 0.06
 0.06
 D1
 »
 2.20
 48.4
 8.4
 19.2
 0.39
 0.18
 D2
 »
 2.00
 51.8
 9.3
 21.9
 0.46
 0.23
 Агродерново-подзолистая  песчаная  слабоглееватая  почва,  разр.  2,  Ласьва
 PY
 Fe-вернадит,  гетит
 1.44
 51.9
 4.4
 15.5
 0.06
 0.04
 ELg
 Не  опр.
 1.29
 53.4
 4.3
 14.4
 0.05
 0.04
 ВТ
 »
 1.09
 52.9
 5.7
 16.2
 0.16
 0.15
 D1
 »
 2.26
 53.2
 8.5
 19.9
 0.40
 0.17
 D2
 »
 2.26
 50.4
 9.2
 20.0
 0.46
 0.20
 Дерново-подзолистая  супесчаная  глееватая  почва,  разр.  3,  Ласьва
 AY
 Нет
 1.53
 53.4
 4.3
 14.4
 0.05
 0.08
 EL
 Ферригидрит,  сидерит
 0.78
 62.0
 2.8
 14.3
 0.00
 0.00
 BTg
 Ферригидрит,  сидерит,
фероксигит,  гетит
 1.18
 61.1
 3.3
 15.3
 0.00
 0.00
 Агродерново-подзолистая  тяжелосуглинистая  неоглеенная  почва,  разр.  11,  Бекрята
 PY
 Fe-вернадит,  Мп-фероксигит
 1.74
 51.9
 4.9
 15.8
 0.10
 0.06
 ELBT
 Не  опр.
 2.11
 54.1
 8.4
 20.9
 0.38
 0.18
 ВТ1
 »
 2.28
 53.5
 9.1
 21.9
 0.44
 0.19
 B2T
 »
 1.90
 52.5
 10.5
 23.6
 0.74
 0.39
 Агродерново-подзолистая  тяжелосуглинистая  глеевая  почва,  разр.  12,  Бекрята
 PYg
 Fe-вернадит,  гетит
 1.99
 49.9
 4.7
 15.3
 0.07
 0.04
 Elg
 Не  опр.
 1.75
 53.4
 4.4
 14.2
 0.06
 0.03
 BT1
 »
 2.42
 52.3
 9.8
 22.7
 0.50
 0.21
 B2T
 »
 2.20
 51.0
 10.4
 23.5
 0.55
 0.25
 C
 »
 2.05
 53.5
 9.7
 23.7
 0.49
 0.24
 Агродерново-подзолистая  тяжелосуглинистая  глеевая  почва,  разр.  13,  Бекрята
 PY
 (Мп)-(просто)  фероксигит
 2.08
 46.3
 4.4
 14.4
 0.06
 0.03
 ELg
 Не  опр.
 2.25
 46.0
 4.0
 12.7
 0.03
 0.01
 BMg
 »
 2.05
 40.7
 3.9
 10.7
 0.03
 0.01
 ВТ
 »
 2.14
 47.8
 7.0
 18.6
 0.27
 0.12
 Big
 »
 2.11
 49.8
 4.4
 13.9
 0.06
 0.03
 c
 »
 2.18
 56.1
 7.0
 22.1
 0.26
 0.11
 Гумусово-глеевая  тяжелосуглинистая  почва,  разр.  14,  Бекрята
 AUg
 Fe-вернадит,  Мп-фероксигит
 2.34
 47.9
 4.7
 14.7
 0.08
 0.04
 G
 Fe-вернадит,  гетит
 3.29
 39.6
 3.9
 11.7
 0.02
 0.01
 BMg
 Не  опр.
 2.20
 54.9
 7.5
 22.9
 0.30
 0.14
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

26
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.
 Рис.  3.  Цветовые  характеристики  оглеенных  почв
 Предуралья  на  плоскости  а*-Ь*  в  системе  CIE-L*a*b*.
 Обозначения:  1  -  обезжелезненные  почвы;  2  -  катена
 Ласьва,  3  -  катена  Бекрята.
 На  диаграмме  а*-Ь*  область  брюнифициро-
ванных  почв  пересекается  эталонной  линией,  ха¬
рактеризующей  цвет  гематит-содержащих  пород
(рис.  1).  Точки  одной  части  брюнифицированных
почв  лежат  ниже  этой  линии  и  отличаются  повы¬
шенным  содержанием  гематита.  Цвет  этих  почв
определяется,  видимо,  единственным  пигмен¬
том  -  гематитом.  Точки  другой  части  брюнифи¬
цированных  почв  лежат  выше  линии  гематита,
приближаясь  к  эталонной  линии  гетита.  Цвет  бу¬
рых  почв  определяется  влиянием  двух  пигментов  -
гематитом  и  гетитом.  Таким  образом,  существует
два  типа  бурых  почв,  различающихся  составом
пигментов.
 Важно  было  установить,  у  каких  из  бурых
почв  цвет  определяется  только  гематитом,  а  у  ка¬
ких  -  также  и  гетитом.  Оказалось,  что  различие
типов  бурых  почв  определяется  степенью  гидро¬
морфизма.  Гематит  как  единственный  значимый
пигмент  встречается  в  автоморфных  бурых  поч¬
вах.  Напротив,  гематит  совместно  с  гетитом  оп¬
ределяют  цвет  бурых  полугидроморфных  почв.
 Очевидно,  что  брюнификация  развивается  как
в  автоморфных,  так  и  в  слабооглеенных  почвах
(горизонтах).  В  цвете  последних  значение  жел¬
тизны  (Ь)  выше  на  5-7  единиц.  Оптическая  харак¬
теристика  дает  возможность  различать  степень
бурой  окраски  иллювиальных  горизонтов,  прида¬
вая  им  индексы  от  brl  до  ЬгЗ.
 Оглеенные  почвы.  Полевые  исследова¬
ния  фиксируют  оглеение  в  агродерново-подзоли-
стых  почвах  (п  =  12)  на  древне-аллювиальных  от¬
ложениях  (Пермская  обл.,  Краснокамский  р-н,
катены  Ласьва  и  Бекрята).  Холодный  тон  почв
обязан  в  первую  очередь  удалению  красно-бурых
пленок  (гидр)оксидов  железа  с  поверхности  агре¬
гатов  в  результате  оглеения.  Новообразованные
(гидр)оксиды  железа  не  компенсируют  потери
красноты:  они  сильно  обогащены  Мл,  что  снижа¬
ет  пигментирующую  силу  таких  минералов,  как
фероксигит  в  случае  замещения  Fe  на  Мп.
 Среди  оглеенных  почв  выделяются:
 Супесчаная  глееватая  (Ласьва,  разр.  3).  В  гор.
AY  электронная  просвечивающая  микроскопия
минералы  железа  не  выявила.  Ниже,  в  гор.  EL  и
BTg  помимо  гидроксидов  железа  (ферригидрит,  а
также  фероксигит  и  гетит)  присутствует  карбо¬
нат  -  сидерит  FeC03.  Сосуществование  гидрокси¬
дов  и  карбонатов  нехарактерно  для  устойчивых
систем  и  говорит  о  неустойчивости  минералоги¬
ческой  системы  Fe  в  глееватой  почве.  Усиление
влажности  почвы  приведет  к  редукции  гидрокси¬
дов  железа,  а  ее  снижение  -  к  растворению  сиде¬
рита.
 У  гумусового  горизонта  AY  величина  а*  со¬
ставляет  4.3,  а  доля  условного  красного  пигмента
со(Нетусл)  =  0.08.  В  гор.  BTg  краснота  падает  до
а*  =  3.3,  а  доля  условного  красного  пигмента
со(Нетусл)  -  до  0  (рис.  3  и  табл.  6).  Тем  не  менее,
согласно  нашей  классификации  (табл.  3),  это  зна¬
чение  красноты  отнести  к  холодному  тону  нель¬
зя:  а*  >  3.
 Причина  несогласия  полевой  идентификации
горизонта  с  результатами  лабораторного  опреде¬
ления  цвета  состоит  в  следующем.  Холодный  тон
окраски  гор.  BTg,  описанный  в  полевых  условиях,
объясняется  формированием  тонких  пленок  си¬
зого  цвета  (кутан)  на  поверхности  бурых  агрега¬
тов.  Массовая  доля  этих  пленок  в  почвенном  об¬
разце  незначительна,  а  маскирующая  роль  кутан
велика,  что  и  отражается  на  полевой  диагностике
гор.  BTg.
 Согласно  Российской  классификации  [12],  ин¬
декс  g  придается  горизонту  С  в  случае  образова¬
ния  пятен  разных  тонов:  как  сизых  пятен  холод¬
ного  тона,  так  и  охристо-ржавых  пятен  теплого
тона.  При  этом  соотношение  площади  пятен  хо¬
лодного  и  теплого  тонов  в  классификации  не  рег¬
ламентируется.  В  лаборатории,  анализируя  сме¬
шанную  пробу,  получаем  цветовую  усредненную
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АНАЛИЗ  ЦВЕТА  ЛЕСНЫХ  ПОЧВ
 27
 характеристику,  которая  может  заметно  отли¬
чаться  от  цвета  разных  пятен  и  цвета  самой  мат¬
рицы.
 Тяжелосуглинистая  глеевая  почва  (Бекрята,
разр.  13).  В  пахотном  гор.  PY  присутствуют  час¬
тицы  (Мп)-(прото)фероксигита.  В  верхней  огле-
енной  толще  и  в  гор.  Elg  в  BMg  величина  а*
составляет  4.0-3.9,  а  доля  условного  красного
пигмента  со(Нешусл)  =  0.01  (табл.  6).  В  этой  почве,
несмотря  на  полевые  морфологические  признаки
оглеения,  цвет  измельченной  в  лаборатории  про¬
бы  характеризуется  заметной  долей  бурого  тона.
Причины  несогласия  полевых  и  лабораторных
данных  выражены  сильнее,  чем  в  катене  Ласьва
за  счет  большего  вклада  бурых  глинистых  агрега¬
тов.
 Тяжелосуглинистая  гумусово-глеевая  почва
(Бекрята,  разр.  14).  В  гумусовом  гор.  AUg  обнару¬
жены  Fe-вернадит  и  Мп-фероксигит,  в  глеевом
гор.  G  -  Fe-вернадит  и  гетит.  У  глеевого  гор.  G  ве¬
личина  а*  =  3.9,  а  доля  условного  красного  пиг¬
мента  (о(Нетусл)  =  0.01.  Важно  подчеркнуть,  что  в
этом  глеевом  горизонте  холодный  тон  наблюда¬
ется  при  высоком  содержании  свободных  соеди¬
нений  железа  -  3.3%  Fe203BllT.  Очевидно,  морфо¬
логически  выраженное  оглеение  совсем  не  обяза¬
тельно  связано  с  тотальным  обезжелезнением
почв.
 В  оглеенных  почвах  кутаны  сизого  тона  отли¬
чаются  низким  содержанием  свободных  соедине¬
ний  железа.  Так,  по  данным  Зайдельмана  и  Ники¬
форовой  [10],  содержание  Ре203дит  в  илистой
фракции  кутан  опускается  в  2  раза  более  по  срав¬
нению  с  этим  показателем  в  иле,  выделенном  из
почвы.  Таким  образом  обезжелезнение  с  сопутст¬
вующим  ему  холодным  тоном  проявляется  на  по¬
верхности  агрегатов,  тогда  как  внутри  их  сохра¬
няется  бурая  масса  с  высоким  содержанием
Ре(ІІІ)-(гидр)оксидов.
 Обратим  особое  внимание  на  цвет  гор.  BMg.
По  данным  лабораторных  исследований  он  отли¬
чается  высокой  краснотой  а*  =  7.5,  совсем  не  ти¬
пичной  для  оглеенных  почв.  Несогласие  полевой
идентификации  горизонта  с  результатами  лабо¬
раторного  определения  цвета  здесь  выражено  в
особо  сильной  форме.  В  лаборатории,  анализи¬
руя  смешанную  пробу,  мы  получаем  цветовую  ус¬
редненную  характеристику,  которая  может  за¬
метно  отличаться  от  цвета  разных  пятен  и  цвета
самой  матрицы.  В  гор.  BMg,  судя  по  высокому
значению  красноты,  масса  сизых  пятен  гораздо
меньше  массы  охристо-ржавых  пятен  и  бурой
внутриагрегатной  матрицы.  Из  этого  видно,  что
тип  горизонта  может  быть  уточнен  при  анализе
цвета  усредненного  образца  почвы.
 Таким  образом,  измельченные  образцы  огле¬
енных  почв  Предуралья  не  характеризуются  хо¬
лодным  тоном  (а*  >  3).  Возможно,  это  связано  с
 сохранением  значительного  количества  Fe(III)-
(гидр)оксидов  внутри  агрегатов,  покрытых  тон¬
кими  сизыми  кутанами.  Среди  этих  Ре(ПІ)-мине-
ралов  присутствуют  такие  красные  пигменты,
как:  Fe-вернадит,  Мп-фероксигит,  ферригидрит.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Выражение  цвета  почв  в  системе  CIE-L*a*b*
более  удобно,  чем  визуальная  или  спектрографи¬
ческая  характеристика,  но  выраженная  в  других
оптических  системах:  Манселла  или  СШ-Ѵху.
Развивая  методику  Баррона-Торрента  (1986  г.),
мы  ввели  понятие  содержания  в  почве  условного
красного  пигмента,  что  позволило  количествен¬
но  охарактеризовать  цвет  почв.  Предложена
группировка  почв  по  цвету,  различающая  сте¬
пень  выраженности  красного  и  бурого  тонов.
 2. 	Цвет  буроземных  почв  в  основном  зависит
от  небольшого  количества  гематита,  а  бурых  сла-
боглееватых  -  также  и  от  гетита.
 Выявлен  новый  механизм  брюнификации  в
ландшафтах  бореальной  зоны  -  гетитизация  -  об¬
разование  кристаллов  гетита  по  частицам  гема¬
тита  и  фероксигита.  Бурый  цвет  очень  широко
распространен  в  лесных  почвах  Русской  равнины.
Среди  них  буроземы,  а  также  иллювиальные  го¬
ризонты  лесных  почв.  В  Предуралье  тяжелосуг¬
линистые  почвы  подзолистого  ряда  сильнее  брю-
нифицированы,  чем  супесчаные.
 3. 	Холодный  тон  оглеенных  почв  диагностиру¬
ется  по  низкому  значению  красноты  а*  <  3.  Из¬
мельченные  образцы  оглеенных  почв  Предура¬
лья  не  характеризуются  холодным  тоном  (а*  >  3).
Возможно,  это  связано  с  сохранением  в  почвах
значительного  количества  Ре(ІП)-(гидр)оксидов
внутри  агрегатов,  покрытых  тонкими  сизыми  ку¬
танами.
 Благодарность.  Авторы  благодарят
С.В.  Горячкина,  консультировавшего  авторов;
С.Н.  Лесовую,  предоставившую  образцы  двух  бу¬
роземов;  Н.Н.  Осипову,  выполнившую  часть  спе¬
ктрофотометрических  анализов  на  приборе  СФ-
14;  Ю.Т.  Платова,  предоставившего  возможность
работать  на  приборе  “Пульсар”  и  консультиро¬
вавшего  авторов;  А.В.  Сивцова,  выполнившего
электронно-микроскопический  анализ  почв.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Бабанин  В.Ф.,  Трухин  В.И.,  Карпачевский  Л.О.,
Иванов  А.В.,  Морозов  В.В.  Магнетизм  почв.
М.—Ярославль,  1995.  222  с.
 2. 	Водяницкий  Ю.Н.  Химия  и  минералогия  почвенно¬
го  железа.  М.:  Почвенный  ин-т  им.  В.В.  Докучае¬
ва,  2003.  238  с.
 3. 	Водяницкий  Ю.Н.,  Шишов  ЛЛ.  Изучение  некото¬
рых  почвенных  процессов  по  цвету  почв.  М.:  Поч¬
венный  ин-т  им.  В.В.  Докучаева,  2004.  85  с.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  і  2005

28
 ВОДЯНИЦКИЙ  и  др.
 4. 	Водяницкий  Ю.Н.,  Васильев  АЛ.,  Лесовая  С.Н.,  Са¬
таев  Э.Ф.,  А.В.  Сивцов.  Образование  оксидов  мар¬
ганца  в  почвах  //  Почвоведение.  2004.  №  6.  С.  663-
675.
 5. 	Водяницкий  Ю.Н.,  Горячкин  С.В.,  Лесовая  С.Н.
Оксиды  железа  в  таежных  буроземах  на  красно¬
цветных  отложениях  европейской  России  и  их
роль  в  цветовой  дифференциации  //  Почвоведение.
2003.  №11.  С.  1285-1299.
 6. 	Гипергенные  окислы  железа  в  геологических  про¬
цессах.  М.:  Наука,  1975.  206  с.
 7. 	Дюшофур  Ф.  Основы  почвоведения.  Эволюция
почв.  М.:  Прогресс,  1970.  591  с.
 8. 	Заварзин  Г  А.,  Колотилова  Н.Н.  Введение  в  при¬
родоведческую  микробиологию.  М.:  Книжный
дом  “Университет”,  2001.  256  с.
 9. 	Зайдельман  Ф.Р.  Естественное  и  антропогенное
переувлажнение  почв.  С.-Петербург.  Гидрометео-
издат,  1992.  288  с.
 10. 	Зайдельман  Ф.Р.,  Никифорова  А.С.  Генезис  и  диа¬
гностическое  значение  новообразований  почв  лес¬
ной  и  лесостепной  зон.  М.:  Йзд-во  Моек,  ун-та,
2001.216  с.
 11. 	Карманов  И.И.  Спектральная  отражательная  спо¬
собность  и  цвет  почв  как  показатели  их  свойств.
М.:  Колос,  1974.  351  с.
 12. 	Классификация  почв  России  /  Составители:  Л.Л.  Ши-
шов,  В.Д.  Тонконогов,  И.И.  Лебедева.  М.:  Почв,
ин-т  им.  В.В.  Докучаева,  1997.  236  с.
 13. 	Козловский  Ф.И.,  Корнблюм  Э.А.  Мелиоративные
проблемы  освоения  пойм  степной  зоны.  М.:  Наука,
1972.  220  с.
 14. 	Ковалев  В.А.  Болотные  минералого-геохимичес¬
кие  системы.  Минск:  Наука  и  техника,  1985.  327  с.
 15. 	Михайлова  Н.А.,  Орлов  Д.С.  Оптические  свойства
почв  и  почвенных  компонентов.  М.:  Наука,  1986.
118  с.
 16. 	Орлов  Д.С.  Гумусовые  кислоты  почв  и  общая  тео¬
рия  гумификации.  М.:  Изд.  МГУ,  1990.  325  с.
 17. 	Пигменты  и  красители.  Методы  определения  цве¬
та  и  белизны.  ГОСТ  16873-92.  (ИСО-787/1-82).
Госстандарт  России.  М.,  1992.  10  с.
 18. 	Чухров  Ф.В.,  Горшков  А.И.,Дриц  В.А.  Гиперген¬
ные  окислы  марганца.  М.:  Наука,  1989.  208  с.
 19. 	Элементарные  почвообразовательные  процессы.
Опыт  концептуального  анализа,  характеристика,
систематика.  М.:  Наука,  1992.  183  с.
 20. 	Abreu  М.М.,  Robert  М.  Characterization  of  maghemite
in  В  horizons  of  three  soils  from  southern  Portugal  //
Geoderma,  1985.  V.  36.  P.  97-108.
 21. 	Barron  V.,  Torrent  J.  Use  of  the  Kubelka-Munk  theory
to  study  the  influence  of  iron  oxides  on  soil  color  //
J.  Soil  Sci.  1986.  V.  37.  P.  499-510.
 22. 	Costa  A.C.S.,  Bigham  J.M.,  Rhoton  F.E.,  Traina  SJ.
Quantification  and  characterization  of  maghemite  in
soils  derived  from  volcanic  rocks  in  southern  Brazil  //
Clays  Clay  Min.  1999.  V.  47.  №  4.  P.  466-473.
 23. 	KampfN.,  Schwertmann  U.  Goethite  and  hematite  in  a
climosequence  in  Southern  Brazil  and  their  application
in  classification  of  kaolinitic  soils  //  Geoderma.  1983.
V.  29.  №  1.  P.  27-39.
 24. 	Melville  M.D.,  Atkinson  G.  Soil  color:  its  measurement
and  designation  in  models  of  uniform  color  space  //
J.  Soil  Sci.  1985.  V.  36.  P.  495-512.
 25. 	Scheinost  A.C.,  Schwertmann  U.  Color  identification  of
iron  oxides  and  hydroxy  sulfates:  use  and  limitations  //
Soil  Sci.  Am.  J.  1999.  V.  63.  P.  1463-1471.
 26. 	Schwertmann  U.  Occurrence  and  formation  of  iron  ox¬
ides  in  various  pedoenvironment  //  Iron  in  Soil  and  Clay
Minerals.  Dordrecht:  Reidel,  19886.  P.  267-308.
 27. 	Schwertmann  U.  Relation  between  iron  oxides,  soil  col¬
or,  and  soil  formation  //  Soil  color.  SSSA  Special  publ.
№31.  1993.  P.  51-69.
 28. 	Torrent  J.,  Schwertmann  U.,  Fechter  H.,  Alferedas  F.
Quantitative  relationship  between  soil  color  and  hema¬
tite  content  //  Soil.  Sci.  1983.  V.  136.  P.  354-358.
 29. 	Torrent  J.,  Schwertmann  U.  Influence  of  hematite  on  the
color  of  red  beds  //  J.  Sedimen.  Petrol.  1987.  V.  57.  №  4.
P.  682-686.
 30. 	Word  reference  base  for  soil  resources.  Draft.  Isss/Is-
ric/Fao,  Wageningen-Rome.  1994.  161  p.
 An  Analysis  of  the  Color  of  Forest  Soils  on  the  Russian  Plain
 Yu.  N.  Vodyanitskii,  |L.  L.  Shishovl,  A.  A.  Vasil’ev,  and  E.  F.  Sataev
 The  soil  color  representation  in  the  CIE-L*a*b*  system  appears  to  be  more  convenient  than  the  visual  or  spec-
trographic  designation  in  the  out-of-date  optical  systems,  i.e.,  the  Munsell  or  CIE-Yxy  systems.  Developing  the
Barron  and  Torrent  method  (1986),  we  introduce  the  idea  of  the  conventional  red  pigment  content  in  soil,  which
permits  us  to  characterize  quantitatively  the  color  of  red,  brown,  and  some  gleyed  soils.  The  color  of  brown
automorphic  soils  is  mainly  controlled  by  an  insignificant  amount  of  hematite,  whereas  that  of  brown  weakly
gleyed  soils  is  also  controlled  by  goethite.  The  new  mechanism  of  brunification  is  revealed  for  the  boreal  zone
landscapes,  i.e.,  goethitization,  which  implies  the  replacement  of  hematite  and  ferroxyhyte  particles  with  goet¬
hite  crystals.  The  brunification  process  is  very  common  in  the  forest  soils  on  the  Russian  Plain.  In  the  Pre-Urals
region,  the  heavy  loamy  podzolic  soils  are  more  strongly  brunified  as  compared  to  the  sandy  loamy  soils.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  I,  с.  29-37
 ГЕНЕЗИС
 И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.4
 АГРОГЕННАЯ  ЭВОЛЮЦИЯ  ОСУШЕННЫХ  ТОРФЯНЫХ  ПОЧВ
 ©  2005  г.  И.  И.  Бамбалов
 Институт  проблем  использования  природных  ресурсов  и  экологии  НАН  Белоруссии,
220114,  г.  Минск,  Староборисовский  тракт,  10
E-mail:  peatland@ns.ecology.ас.by
Поступила  в  редакцию  09.08.2001  г.
 Обобщены  результаты  экспериментальных  исследований  потерь  органического  вещества  осушен¬
ных  торфяных  почв  при  различных  способах  использования  по  данным  125  многолетних  опытов,
выполненных  в  Белоруссии  за  период  1913-1999  гг.  Изложены  закономерности  трансформации
морфологической  структуры  торфа  и  торфяных  горизонтов  в  процессе  агрогенной  эволюции  тор¬
фяных  почв.  Выявлены  4  стадии  агрогенной  эволюции  почв:  осушенных  торфяных,  торфяно-мине¬
ральных,  органо-минеральных  и  постторфяных  минеральных.  Описаны  принципиальные  морфо¬
логические  особенности  и  отличия  этих  почв  на  разных  стадиях  агрогенной  эволюции.  Предложена
систематика  почв,  формирующихся  на  разных  стадиях  деградации  торфяного  слоя.
 ВВЕДЕНИЕ
 С  началом  мелиорации  болот  естественная
эволюция  торфяных  почв,  характеризующаяся
процессами  торфообразования  и  торфонакопле-
ния,  сменяется  агрогенной  эволюцией,  для  кото¬
рой  характерны  процессы  минерализации  орга¬
нического  вещества  и  разрушения  торфяного
слоя,  так  как  в  результате  окультуривания  болот
в  торфяных  почвах  коренным  образом  изменяет¬
ся  круговорот  вещества  и  энергии.  Во-первых,  по
сравнению  с  целинными  болотами  на  единице
площади  возрастает  производство  биомассы  и
энергии;  во-вторых,  за  счет  минерализации  и  эро¬
зии  интенсифицируются  процессы  разрушения
органического  вещества  почвы  и  вынос  продук¬
тов  разрушения  торфа  за  пределы  осушенных  бо¬
лот;  в-третьих,  с  мелиорированных  полей  изыма¬
ется  основная  часть  произведенной  биомассы  в
виде  урожая.  Вследствие  последних  двух  причин
после  осушения  болот  в  торфяных  почвах  акку¬
мулятивный  тип  баланса  вещества  и  энергии  сме¬
няется  на  противоположный  [1].
 Агрогенная  эволюция  мелиорированных  тор¬
фяных  почв  протекает  гораздо  более  быстрыми
темпами,  чем  естественная.  Например,  естествен¬
ная  эволюция  наиболее  древних  торфяных  почв
Белоруссии  происходит  в  течение  голоцена  (око¬
ло  10  тыс.  лет),  а  продолжительность  антропо¬
генной  эволюции  не  превышает  100  лет,  но  чаще
исчисляется  десятками  лет.  За  столь  короткий  пе¬
риод  в  Белоруссии  произошло  разрушение  орга¬
ногенного  слоя  осушенных  торфяных  почв  на  об¬
щей  площади  190  тыс.  гектаров,  в  результате  че¬
го  изменились  их  морфологические,  физические,
химические,  биологические  и  другие  свойства.  В
связи  с  этим  научный  и  практический  интерес
представляет  вопрос  о  разнообразии  и  качестве
 новых  почв,  формирующихся  на  разных  стадиях
агрогенной  эволюции  почвенного  покрова  мели¬
орированных  болот.  Не  менее  актуальна  пробле¬
ма  идентификации  разных  стадий  агрогенной
эволюции  торфяных  почв.
 Цель  настоящей  работы  -  выявить  закономер¬
ности  трансформации  структуры  торфа  и  морфо¬
логии  почвенных  профилей,  стадий  агрогенной
эволюции  торфяных  почв,  а  также  систематизи¬
ровать  основные  группы  новых  почв,  формирую¬
щихся  в  результате  деградации  торфяного  слоя.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЙ
 Объектами  исследований  были  типичные  для
Белоруссии  мелиорированные  торфяные  почвы
Минской  опытной  болотной  станции  (МОБС),
Полесской  опытной  станции  мелиоративного
земледелия  и  луговодства  (ПОСМЗЛ),  Ивацевич-
ской  опытной  мелиоративной  станции  и  произ¬
водственные  поля  -  около  100  мелиоративных
объектов  в  колхозах  и  совхозах.  На  исследуемых
объектах  были  заложены  трансекты  и  отдель¬
ные  разрезы  для  изучения  почв,  находящихся  на
разных  стадиях  перемешивания  торфяного  слоя  с
подстилающими  минеральными  грунтами.  Изу¬
чалась  морфология  почвенных  профилей,  соот¬
ношение  между  органическими  и  минеральными
компонентами  в  пахотных  слоях,  а  также  ботани¬
ческий  состав  и  степень  разложения  торфа  мик¬
роскопическим  методом  [10].
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ИХ  ОБСУЖДЕНИЕ
 Скорость  разрушения  торфяного
слоя.  Три  фактора  определяют  скорость  умень¬
шения  торфяного  слоя  мелиорированных  торфя-
 29

30
 БАМБАЛОВ  и  др.
 Таблица  1.  Статистические  параметры  обработки  экспериментальных  данных  по  ежегодному  расходу  органического
вещества  (т/га)  мелиорированных  торфяных  почв  Белоруссии  за  период  1913-1998  гг.
 Возделываемые  культуры
 Количество  опытов
 Колебания
 X  ±  mt0  95
 Все  виды  культур  в  среднем
по  Белоруссии
 125
 1.7-15.9
 6.7  ±0.6
 Многолетние  травы:
 все  результаты*
 36
 1.7-11.1
 4.4+  1.0
 разное  осушение**
 34
 1.7-8.8
 3.7  ±0.8
 нормальное  осушение***
 31
 1.7-6.8
 3.5  ±0.6
 Зерновые  культуры
 12
 3.5-10.3
 6.0  ±  1.1
 Пропашные  культуры
Севообороты
 16
 5.5-15.9
 9.8  ±  1.6
 полевые
 66
 3.5-15.3
 7.0  ±0.8
 пропашные
 87
 3.5-15.9
 7.7  ±  0.8
 *  Уровень  грунтовых  вод  0.5-2.5  м.
**  Уровень  грунтовых  вод  0.5-1.5  м.
***  Уровень  грунтовых  вод  0.5-0.9  м.
 ных  почв:  усадка,  минерализация  органического
вещества  и  эрозия.  Скорость  этих  процессов  за¬
висит  от  интенсивности  осушения,  механической
обработки  почвы,  количества  вносимых  удобре¬
ний,  поступления  в  почву  послеуборочных  расти¬
тельных  остатков,  продолжительности  использо¬
вания  в  культуре,  а  также  от  ботанического  со¬
става,  степени  разложения  и  зольности  торфа  [1].
Общие  закономерности  уменьшения  торфяного
слоя  мелиорированных  торфяных  почв  установ¬
лены  ранее  [1-5,  7,16,  17,20,  21].
 Потери  торфа  от  эрозии  при  неправильном  ис¬
пользовании  почв  могут  достигать  многих  десят¬
ков  и  даже  сотен  тонн  с  гектара  за  одни  сутки.  На¬
пример,  в  апреле  1981  г.  в  Белорусском  Полесье
несколько  суток  продолжались  пыльные  бури,  в
результате  которых  обнажились  корневые  систе¬
мы  всходов  зерновых  культур,  на  больших  пло¬
щадях  были  уничтожены  посевы,  сотни  километ¬
ров  каналов  были  засыпаны  торфом,  наибольшее
количество  которого  было  снесено  с  полей,  заня¬
тых  пропашными  культурами.  Возделывание
многолетних  трав  сводит  к  минимуму  ветровую
эрозию,  которая  иногда  может  проявляться  здесь
лишь  в  периоды  перезалужения.
 Количественные  данные  потерь  органическо¬
го  и  сухого  вещества  при  различных  способах
сельскохозяйственного  использования  торфяных
почв  представлены  в  табл.  1,  в  которой  статисти¬
чески  обработаны  и  обобщены  эксперименталь¬
ные  данные  125  опытов,  проведенных  в  Белорус¬
сии  разными  исследователями  в  период  с  1913  г.
по  настоящее  время,  в  том  числе  5  многолетних
опытов,  заложенных  автором  в  1972  г.  В  условиях
черной  культуры  ежегодный  дефицит  баланса
органического  вещества  составляет:  под  пропаш¬
 ными  культурами  9.8  ±  1.6;  под  зерновыми  -  6.1  ±
±1.1;  под  многолетними  травами  3.6  ±  0.7  г/га.
Экспериментально  доказано  [1],  что  при  возде¬
лывании  многолетних  трав  без  перезалужения  в
течение  более  5  лет  темпы  минерализации  замед¬
ляются  и  дефицит  баланса  органического  веще¬
ства  не  превышает  2  т/га  в  год.  На  торфяных  поч¬
вах  многолетние  травы  дают  максимальный  вы¬
ход  полезной  продукции  при  минимуме  расхода
органического  вещества  почвы  [1,  13,15].
 Изменение  морфологии  торфа  и
торфяных  горизонтов.  После  осушения
болот  на  смену  торфообразовательному  процессу
приходит  процесс  культурного  почвообразова¬
ния,  характеризующийся  минерализацией,  более
глубокой  гумификацией  и  трансформацией  орга¬
нического  вещества  [1,6,  12,14],  в  результате  че¬
го  пахотные  слои  торфяных  почв  обогащаются
перегнойными  частицами,  степень  разложения  тор¬
фа  возрастает  до  50-70%,  а  в  подпахотных  слоях
торф  практически  не  изменяет  свою  структуру,  ес¬
ли  почвы  не  переосушены.  Это  приводит  к  форми¬
рованию  новой  группы  почв,  так  называемых  озем-
ленных  торфяных  [18],  или,  по  классификации  Ок-
рушко  [8],  истинных  муршей.  Скрынниковой  [14]
такие  почвы  названы  перегнойными.
 Однако  наши  исследования  показали,  что  ме¬
ханизм  трансформации  торфяных  почв  с  образо¬
ванием  перегнойного  (оземленного,  муршевого)
пахотного  слоя  имеет  место  не  всегда.  Как  пока¬
зано  на  рис.  1,  на  ход  этого  процесса  большое  вли¬
яние  оказывает  генетический  вид  торфа,  и  в  зави¬
симости  от  этого  формируются  три  группы  мели¬
орированных  торфяных  почв.
 Первую  группу  составляют  почвы,  развиваю¬
щиеся  на  осоковых,  моховых  или  осоково-мохо-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АГРОГЕННАЯ  ЭВОЛЮЦИЯ  ОСУШЕННЫХ  ТОРФЯНЫХ  ПОЧВ
 31
 вых  видах  торфа.  Степень  разложения  торфа  да¬
же  в  старопахотных  почвах  не  превышает  25-
30%.  Для  их  пахотных  горизонтов  наиболее  ха¬
рактерна  степень  разложения  торфа  около  20-
30%,  а  торф  имеет  волокнистую  структуру.  Такие
почвы  нередко  бывают  переувлажнены  вследст¬
вие  их  высокой  влагоемкости  и  капиллярного
поднятия  влаги.
 Вторую  группу  составляют  почвы,  развиваю¬
щиеся  на  древесных,  тростниковом  и  вейниковом
видах  торфа.  Независимо  от  величины  исходной
степени  разложения  торфа  уже  в  первые  5-10  лет
культуры  степень  разложения  в  пахотных  гори¬
зонтах  этих  почв  достигает  45-55%  и  в  последую¬
щие  годы  имеет  тенденцию  к  увеличению,  иногда
достигая  значений  60-70%,  но  наиболее  харак¬
терная  степень  разложения  торфа  в  пахотных  го¬
ризонтах  таких  почв  составляет  45-55%.  Именно
на  этих  видах  торфа  формируются  перегнойные
торфяные  почвы  (оземленные,  истинные  мур-
ши).  Эта  группа  почв  склонна  к  пересыханию,  об¬
разованию  распыленной  структуры  и  гидрофоби-
зации,  что  отрицательно  сказывается  на  урожаях
сельскохозяйственных  культур  в  основном  из-за
неудовлетворительной  водообеспеченности  рас¬
тений,  особенно  на  стадиях  прорастания  семян  и
молодых  проростков.
 Третью  группу  составляют  почвы,  развиваю¬
щиеся  на  торфах  смешанного  ботанического  со¬
става,  сформированных  растениями-торфообра-
зователями,  характерными  для  первой  и  второй
групп  почв,  например,  на  древесно-осоковом,
тростниково-осоковом  и  т.п.  В  окультуренных
почвах  степень  разложения  торфа  в  пахотных
слоях  варьирует  от  25  до  45%,  но  чаще  всего  она
составляет  35-40%.  Эта  группа  почв  по  своим  фи¬
зическим  свойствам  наиболее  оптимальна  для
возделывания  сельскохозяйственных  культур.
 В  правильности  вывода  о  зависимости  степени
разложения  от  геоботанической  природы  торфа
в  пахотных  слоях  автор  мог  убедиться  при  изуче¬
нии  в  Польше  и  Германии  торфяных  почв  с  дав¬
ностью  освоения  100-250  лет.  Несмотря  на  такую
большую  продолжительность  использования  в
культуре,  почвы,  развивающиеся  на  осоковых  и
осоково-моховых  видах  торфа,  имели  степень
разложения  в  пахотных  слоях  не  более  25-30%,  в
то  время  как  почвы,  развивающиеся  на  древес¬
ных  и  тростниковом  видах  торфа,  имели  степень
разложения  в  пахотных  слоях  45-70%.
 Большой  интерес  представляют  работы  [22—
24],  в  которых  показано,  что  более  чем  за  100-
летний  период  сельскохозяйственной  эксплуата¬
ции  почвы,  развивающейся  на  низинном  моховом
торфе,  степень  разложения  в  пахотном  слое,  оп¬
ределенная  методом  фон  Поста,  была  весьма  низ¬
кой  и,  по  нашей  оценке,  соответствовала  пример¬
но  20%.
 Я,%
 Рис.  1.  Изменение  степени  разложения  торфа  в  па¬
хотном  слое  осушенных  торфяных  почв  по  времени:
 1  -  моховые,  осоковые  и  осоково-моховые  виды  тор¬
фа;  2  -  тростниковый,  древесные  и  древесно-тростни¬
ковые  виды  торфа;  3  -  виды  торфа  смешанного  бота¬
нического  состава.
 Низкая  по  величине  и  стабильная  во  времени
степень  разложения  торфа  в  пахотных  слоях
почв,  развивающихся  на  осоковых  и  моховых
торфах,  создает  иллюзию,  будто  торф  в  них  не
подвергается  процессам  разложения  и  минерали¬
зации.  В  действительности  это  не  так.  Наоборот,
экспериментально  установлено,  что  эти  виды
торфа  в  пахотных  горизонтах  минерализуются  с
наибольшей  скоростью  [1].  Низкая  величина  сте¬
пени  разложения  в  данном  случае  свидетельству¬
ет  лишь  о  том,  что  при  разложении  и  минерализа¬
ции  осоковых  и  моховых  торфов  не  продуциру¬
ются  биохимически  устойчивые  гумусовые
вещества,  поэтому  в  пахотном  слое  перегнойные
частицы  не  накапливаются  и  степень  разложения
остается  стабильно  низкой.  Однако  если  моховой
или  осоковый  торф  смешан  с  пойменным  наил-
ком,  то  степень  разложения  в  пахотном  слое  мо¬
жет  быть  повышенной.  Типичным  примером  мо¬
гут  служить  высокозольные  торфяные  почвы  в
пойме  р.  Яхромы,  где  осоково-гипновые  торфя¬
ные  почвы  имеют  степень  разложения  в  пахот¬
ном  слое  около  40-50%  [14].
 Таким  образом,  наши  данные  подтверждают
идеи  Скрынниковой  [14]  и  Окрушко  [8]  о  целесо¬
образности  подразделения  торфяных  почв  на  три
группы  в  зависимости  от  глубины  преобразова¬
ния  торфообразующей  растительности  в  гумус.
Немецкая  классификация  [19]  также  предусмат¬
ривает  подразделение  мелиорируемых  торфяных
почв  на  три  группы  в  зависимости  от  степени  пре-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

32 	БАМБАЛОВ  и  др.
 Таблица  2.  Корреляция  между  российской,  польской  и  немецкой  классификациями  морфологии  осушенных  торфяных
почв
 Основные  морфологические
признаки  торфа  в  пахотном  слое
 Классификация
 российская
(И.Н.  Скрын-
никова)
 польская
(Г.  Окрушко)
 немецкая
(К.  Илльнер)
 группы  торфяных  почв  и  видов
торфа,  на  которых  они
развиваются  (Н.Н.  Б  амбалов)
 Слаборазложившийся  торф  (R  <  25%)
с  преобладанием  растительных  волокон
и  тканей.  Перегнойные  частицы
выражены  слабо.  Структура  торфа
волокнистая
 торфяная
 почва
 мурш
 торфянистый
(Peat  moorsh)
 фен
 (Fen)
 грубогумусные  торфяные
почвы  на  моховых,  осоковых
и  осоково-моховых  торфах
 Среднеразл  ожившийся  торф  (R=25-45%).
Смесь  перегнойных  частиц  с  расти¬
тельными  волокнами  и  тканями.
Структура  торфа  мозаичная
 перегнойно¬
 торфяная
 почва
 мурш
 перегнойный
(Humic  moorsh)
 эрдфен
 (Erdfen)
 перегнойно-волокнистые  тор¬
фяные  почвы  на  древесномо¬
ховых,  древесноосоковых  и
тростниково-осоковых  торфах
 Сильноразложившийся  торф  (R  >  45%)
с  преобладанием  порошковидных  или
мелкозернистых  частиц.  Остатки
растительных  тканей  визуально  почти
не  наблюдаются.  Структура  торфа
пылеватая  и  мелкозернистая
 перегнойная
 торфяная
 почва
 мурш
истинный
(True  moorsh)
 мульм
 (Mulm)
 перегнойные  торфяные  почвы
на  древесных,  тростниковых,
вейниковых  и  древесно-трост¬
никовых  торфах
 образования  (“оземления”)  торфа  в  пахотном
слое.
 В  табл.  2  сопоставлены  российская,  польская  и
немецкая  классификации  мелиорированных  тор¬
фяных  почв.  Как  видно,  принципиальной  разни¬
цы  между  выделяемыми  тремя  группами  почв  в
разных  странах  нет.  В  польской  и  немецкой  клас¬
сификациях  понятие  “степень  разложения”  тор¬
фа  заменено  понятиями  “муршение”  и  “оземле-
ние”.  Это  связано  с  тем,  что  принятая  в  этих  стра¬
нах  оценка  степени  разложения  торфа  по  фон
Посту  не  может  быть  применена  к  осушенным
торфяным  почвам  вследствие  коагуляции  колло¬
идов  торфа  при  его  обезвоживании.  Используе¬
мые  в  России  и  Белоруссии  методы  позволяют
определять  степень  разложения  торфа  с  любой
первоначальной  влажностью  [10].
 Наше  подразделение  мелиорированных  тор¬
фяных  почв  на  три  геоботанические  группы,
представленное  табл.  2,  практически  совпадает  со
всеми  указанными  классификациями.  Вместе  с
тем  наши  данные  показывают,  что  не  все  торфя¬
ные  почвы  после  осушения  трансформируются  в
перегнойные.  Имеются  генетические  группы
торфяных  почв,  которые  на  протяжении  всего
периода  их  эксплуатации  сохраняют  грубогумус-
ную  волокнистую  морфологию  пахотного  гори¬
зонта  и  не  трансформируются  в  перегнойные
почвы.  Причиной  этого  являются  особенности
химического  состава  растений-торфообразовате-
лей,  прежде  всего  -  разное  содержание  в  них  лиг¬
нина,  являющегося  в  болотной  среде  основным
источником  ароматических  структурных  единиц
для  формирования  биохимически  устойчивого
ароматического  ядра  гуминовых  кислот.  Чем
 больше  в  растениях-торфообразователях  лигни¬
на,  тем  больше  гуминовых  кислот  образуется  в
торфе,  и  наоборот  [1].  Наиболее  богаты  лигни¬
ном  древесные  растения  и  тростник,  меньше  все¬
го  лигнина  в  осоках  и  особенно  в  мхах.
 Морфология  подпахотных  слоев  торфяных  го¬
ризонтов,  как  правило,  изменяется  весьма  слабо,
если  уровень  грунтовых  вод  постоянно  поддержи¬
вается  на  глубине  0.7-1.0  м.  При  понижении  уров¬
ня  грунтовых  вод  торф  в  подпахотных  горизонтах
почв  второй  группы  часто  пересыхает  и  растрес¬
кивается  с  образованием  зернисто-глыбистой
структуры,  а  в  почвенных  профилях  образуются
крупные  трещины  шириной  1-3  см,  идущие  свер¬
ху  вниз  и  сужающиеся  по  мере  приближения  к  ув¬
лажненным  слоям  почвы.  Вследствие  этого  нару¬
шается  гидравлическая  связь  между  отдельными
слоями  почвенного  профиля  и  растения  испыты¬
вают  недостаток  влаги.  У  почв  первой  и  третьей
групп  образования  трещин  и  зернисто-глыбистых
прослоек  не  наблюдалось.
 Таким  образом,  при  сельскохозяйственном  ис¬
пользовании  торфяных  почв  преобразование
структуры  торфа  зависит  от  его  геоботанической
природы  и  глубины  стояния  грунтовых  вод.
 Стадии  агрогенной  эволюции  тор¬
фяных  почв.  В  биоклиматических  условиях
умеренного  пояса  можно  выделить  четыре  ста¬
дии  агрогенной  эволюции  торфяных  почв.  Пер¬
вая  из  них  -  стадия  осушенных  торфяных  почв  -
длится  до  тех  пор,  пока  в  почвенном  профиле  со¬
храняется  обособленный  торфяной  горизонт.  Эта
стадия  характеризуется  систематическим  умень¬
шением  глубины  торфяного  слоя  за  счет  его  уп¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АГРОГЕННАЯ  ЭВОЛЮЦИЯ  ОСУШЕННЫХ  ТОРФЯНЫХ  ПОЧВ
 33
 лотнения  и  безвозвратных  потерь  торфа  [1-5,  7,
12,  16,  17,  20,21].
 Вследствие  систематического  уменьшения  за¬
пасов  торфа  эта  стадия  эволюции  почв  проте¬
кает  по  схеме:  мощные  торфяные  (глубина  тор¬
фа  более  2  м)  —►  среднемощные  (глубина  тор¬
фа  1-2  м)  —►  маломощные  торфяные  (глубина
торфа  0.5-1  м)  —►  торфяно-глееватые  (глубина
торфа,  0.3-0.5  м)  —►  торфянисто-глееватые
(глубина  торфа  менее  0.3  м).  Общей  и  главной
особенностью  всех  этапов  эволюции  на  стадии
осушенных  торфяных  почв  является  наличие  в
почвенных  профилях  четко  обособленных  тор¬
фяных  слоев.  Последние  могут  состоять  либо  из
нескольких  торфяных  горизонтов,  либо  только
из  одного  пахотного.
 На  всех  этапах  эволюции,  кроме  торфянисто-
глееватых  почв,  разрушенное  органическое  ве¬
щество  пахотных  слоев  пополняется  как  за  счет
послеуборочных  растительных  остатков,  так  и  за
счет  припахивания  торфа  из  подпахотных  гори¬
зонтов.  Вследствие  этого  глубина  пахотного  слоя
на  протяжении  всего  периода  использования  тор¬
фяных  почв  остается  практически  неизменной,  а
глубина  подпахотных  слоев  торфа  систематичес¬
ки  уменьшается.  Это  происходит  до  тех  пор,  пока
подпахотные  торфяные  слои  не  будут  полностью
исчерпаны,  а  пахотные  слои  не  войдут  в  контакт
с  подстилающими  минеральными  породами.
 Дальнейшее  разрушение  органического  веще¬
ства  в  пахотных  слоях  торфянисто-глееватых
почв  сопровождается  постепенным  припахивани-
ем  подстилающих  торф  минеральных  пород  и
включением  их  в  состав  пахотных  слоев,  вследст¬
вие  чего  последние  постепенно  обогащаются  ми¬
неральными  компонентами  и  обедняются  органи¬
ческим  веществом.  В  результате  этих  процессов
наступает  момент,  когда  доля  массы  и  объема  ми¬
неральных  компонентов  в  пахотных  слоях  начи¬
нает  существенно  превосходить  долю  органичес¬
кого  вещества,  поэтому  в  почвенных  профилях
утрачиваются  морфологические  признаки  тор¬
фяных  горизонтов.  На  этом  заканчивается  стадия
осушенных  торфяных  почв,  так  как  почва  уже  не
имеет  торфяного  горизонта,  и  ее  эволюция  всту¬
пает  во  вторую  стадию  -  торфяно-минеральных
почв.
 Стадия  торфяно-минеральных  почв  начинает¬
ся  с  того  момента,  когда  вследствие  перемешива¬
ния  торфяного  слоя  с  подстилающей  минераль¬
ной  породой  соотношение  между  органической  и
минеральной  частями  почвы  изменяется  столь
сильно,  что  пахотный  слой  утрачивает  морфоло¬
гию  торфяного  горизонта.  Этому  соответствует
содержание  в  почве  25-30%  органического  веще¬
ства  и  70-75%  минеральных  компонентов.  При
таких  соотношениях  между  минеральной  и  орга¬
нической  частями  почвы  визуально  и  спектрофо¬
 тометрически  не  диагностируются  как  торфя¬
ные.  Их  торфяные  частицы  сильно  измельчены  и
равномерно  распределены  между  частицами  ми¬
нерального  вещества,  подстилавшего  ранее
торф.  Под  микроскопом  видны  мелкие  частицы
торфа  и  гумифицированные  фрагменты  возделы¬
ваемых  и  сорных  растений,  равномерно  распреде¬
ленные  между  частицами  минерального  грунта.
Такие  почвы  в  Германии  называют  анмор  [18],  а
в  Польше  -  муршеватыми,  если  торф  перемешал¬
ся  с  песком,  и  черноземовидными,  если  торф  пе¬
ремешался  с  суглинком  или  супесью  [9].
 Особенностью  стадии  торфяно-минеральных
почв  является  возобновление  органического  ве¬
щества  в  пахотном  слое  только  за  счет  поступле¬
ния  свежих  растительных  остатков,  в  то  время
как  на  стадии  осушенных  торфяных  почв  органи¬
ческое  вещество  пахотного  слоя  пополняется
также  и  за  счет  вовлечения  в  него  части  подпа¬
хотного  торфяного  горизонта.  Это  одно  из  прин¬
ципиальных  отличий  стадии  торфяно-минераль¬
ных  почв  от  стадии  осушенных  торфяных  почв.
 На  стадии  торфяно-минеральных  почв  процес¬
сы  минерализации  органического  вещества  идут
более  интенсивно  по  сравнению  с  осушенными
торфяными  почвами  за  счет  улучшения  теплово¬
го  и  водно-воздушного  режимов  для  развития  ми¬
кроорганизмов.  Однако  количество  разрушаемо¬
го  органического  вещества  в  течение  года  в  тор¬
фяно-минеральных  почвах  меньше,  чем  в
осушенных  торфяных,  потому  что  минерализа¬
ции  подвергается  меньшее  количество  органиче¬
ского  вещества,  причем  практически  только  в  па¬
хотном  слое,  ибо  подпахотный  горизонт  на  99%
представлен  минеральной  породой.
 Морфологически  пахотные  слои  торфяно-ми¬
неральных  почв  отличаются  от  пахотных  слоев
минеральных  почв  не  только  высоким  содержа¬
нием  органического  вещества,  но  и  наличием  рав¬
номерно  распределенных  по  пахотному  слою  ча¬
стиц  торфа.  Это  главное  отличие  морфологии
торфяно-минеральных  почв  от  высокогумусных
минеральных.  Генетически  органическое  вещест¬
во  торфяно-минеральных  почв  на  90-95%  состо¬
ит  из  органического  вещества  торфа  и  лишь  на  5-
10%  из  гумифицированных  послеуборочных  ос¬
татков  возделываемых  культур.  Таким  образом,
торфяно-минеральные  почвы  имеют  четкие  мор¬
фологические  отличия  как  от  торфяных,  так  и  от
минеральных  почв.
 В  процессе  многолетнего  сельскохозяйствен¬
ного  использования  торфяно-минеральных  почв
торфяные  частицы  подвергаются  процессам
дальнейшей  минерализации  и  гумификации.  При
этом  глубина  преобразования  органического  ве¬
щества  столь  велика,  что  визуально  и  под  микро¬
скопом  торфяные  частицы  и  фрагменты  расте-
ний-торфообразователей  не  обнаруживаются.
 3  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

34
 БАМБАЛОВ  и  др.
 Органическое  вещество  в  таких  почвах  представ¬
лено  однородной  гумифицированной  массой  с
включением  некоторого  количества  слабо  гуми¬
фицированных  остатков  возделываемых  и  сор¬
ных  растений  [12].  В  результате  этих  процессов,
длительность  которых  составляет  десятки  лет,
почвы  полностью  утрачивают  морфологические
признаки  торфяно-минеральных  к  тому  моменту,
когда  содержание  органического  вещества  в  них
уменьшится  с  25-30  до  14—15%.
 С  этого  момента  начинается  новая  стадия  эво¬
люции  бывших  торфяных  почв,  в  названии  кото¬
рой  слово  “торф”  не  может  быть  использовано
из-за  отсутствия  в  почвах  торфяных  частиц.  Об¬
щие  запасы  органического  вещества  в  30-санти-
метровых  пахотных  слоях  таких  почв  составляют
120-450  т/га.  Расчеты  показывают,  что  в  течение
100  лет  возделывания  сельскохозяйственных
культур  за  счет  послеуборочных  растительных
остатков  может  быть  сформировано  лишь  30-
40  т/га  гумуса.  Следовательно,  несмотря  на  утра¬
ту  морфологических  признаков  торфа,  основная
часть  органического  вещества  этих  почв  имеет
болотное  происхождение.  Названия  таких  почв
пока  не  установились,  о  чем  свидетельствует  их
обилие:  антропогенные  глееватые  сильногумуси¬
рованные,  органо-глееватые,  остаточно-торфя¬
ные,  постторфяные,  черноземовидные,  муршева-
тые,  анмор,  органо-минеральные.  Последнее  на¬
звание,  по-видимому,  наиболее  приемлемо,
поскольку  эти  почвы  характеризуются  высоким,
нетипичным  для  минеральных  почв  содержанием
глубоко  гумифицированного  органического  ве¬
щества,  которое  уже  не  является  торфом.  При¬
ставка  “органо-”  в  названии  объективно  отража¬
ет  особенности  вещественного  состава  новых  ми¬
неральных  почв,  сформировавшихся  в  процессе
агрогенной  эволюции  осушенных  торфяников.
Однако  с  каждым  годом  доля  органического  ве¬
щества  болотного  происхождения  в  таких  почвах
неуклонно  убывает,  а  доля  новообразованного
гумуса  агрогенного  происхождения  из  раститель¬
ных  остатков  возделываемых  культур  системати¬
чески  возрастает.
 Таким  образом,  на  стадии  органо-минераль¬
ных  почв  органическое  вещество  имеет  три  осо¬
бенности:  во-первых,  в  его  составе  даже  с  помо¬
щью  микроскопа  не  обнаруживаются  фрагменты
растений-торфообразователей,  во-вторых,  не¬
смотря  на  это  значительная  часть  глубоко  гуми¬
фицированного  органического  вещества  продол¬
жает  сохранять  свой  торфяно-болотный  генезис,
и  в-третьих,  в  составе  органического  вещества
постепенно,  но  неуклонно  изменяется  соотноше¬
ние  между  гумусом  болотного  и  агрогенного  ге¬
незиса  за  счет  разрушения  торфяного  гумуса  и
биосинтеза  гумуса  из  послеуборочных  раститель¬
ных  остатков.  Первая  особенность  отличает  ор¬
 гано-минеральные  почвы  от  торфяно-минераль¬
ных,  а  вторая  -  от  типичных  минеральных.
 Третья  особенность  обусловливает  переход
органо-минеральных  почв  в  четвертую  стадию
агрогенной  эволюции  -  стадию  постторфяных
минеральных  почв,  формирующихся  на  террито¬
риях,  ранее  покрытых  торфяными  почвами,  по¬
тому  что  процесс  убыли  органического  вещества
будет  продолжаться  до  тех  пор,  пока  количество
гумуса  в  почвах  не  станет  равным  содержанию  гу¬
муса,  характерному  для  типичных  зональных
почв,  например,  как  в  окультуренных  дерновых
или  дерново-подзолистых  почвах.  Для  поддержа¬
ния  баланса  гумуса  в  такие  почвы  вносят  органи¬
ческие  удобрения.  На  этой  стадии  эволюции  поч¬
вы  доля  органического  вещества,  формирующе¬
гося  из  послеуборочных  растительных  остатков  и
органических  удобрений,  становится  главной  и
превалирующей.
 С  этого  момента  начинается  стадия  посттор¬
фяных  минеральных  почв,  свойства  которых
более  не  зависят  от  присутствия  органического
вещества  болотного  происхождения,  так  как  к
началу  этой  стадии  органическое  вещество  бо¬
лотного  генезиса  практически  полностью  разру¬
шено.  Для  этой  стадии  характерно  ежегодное  об¬
новление  почвенного  гумуса  при  его  балансе,
близком  к  нулю.  Эта  стадия  почв  является  кли-
максной  и  может  продолжаться  неопределенно
долгое  время.  Свойства  таких  почв  близки  к  свой¬
ствам  обычных  минеральных  -  песчаных,  супес¬
чаных,  суглинистых,  а  название  “постторфяные”
отражает  особенности  их  генезиса.
 Систематика  почв,  формирующих¬
ся  в  результате  разрушения  торфя¬
ного  слоя.  Общая  схема  агрогенной  эволюции
торфяных  почв,  представленная  на  рис.  2,  пока¬
зывает,  что  в  результате  деградации  торфяного
слоя  формируются  4  основные  группы  новых
почв:  осушенные  торфяные,  торфяно-минераль¬
ные,  органо-минеральные  и  постторфяные  мине¬
ральные  различного  гранулометрического  соста¬
ва  в  зависимости  от  породы,  подстилавшей  торф.
Первые  три  группы  почв  содержат  органическое
вещество  гидрогенного  происхождения,  а  органи¬
ческое  вещество  последней  группы  полностью
представлено  только  агрогенным  гумусом.
 Наиболее  надежными  классификационными
признаками  новых  почв,  образующихся  в  резуль¬
тате  разрушения  торфяного  слоя,  являются  мор¬
фология  почвенного  профиля,  количественное
содержание  органического  и  минерального  веще¬
ства  и  гранулометрический  состав  минерального
ложа,  на  котором  сформировались  исходные  тор¬
фяные  почвы.  Кроме  этого,  для  стадий  осушен¬
ных  торфяных  и  торфяно-минеральных  почв
принципиальное  значение  имеет  структура  тор¬
фа,  существенно  влияющая  как  на  морфологию
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  Ѣ  \ 	2005

АГРОГЕННАЯ  ЭВОЛЮЦИЯ  ОСУШЕННЫХ  ТОРФЯНЫХ  ПОЧВ
 35
 Рис.  2.  Схема  агрогенной  эволюции  осушенных  торфяных  почв  и  их  систематика  (ОВ  -  органическое  вещество).
 пахотного  слоя,  так  и  на  скорость  минерализации
органического  вещества.
 На  основе  результатов  собственных  исследо¬
ваний  и  обобщения  литературных  данных  [8,  14,
19]  автор  предлагает  следующую  классификацию
основных  групп  почв,  формирующихся  в  процес¬
се  антропогенной  эволюции  торфяных  почв.
 Первая  группа  -  осушенные  торфяные  почвы  -
включает  все  почвенные  разновидности,  имею¬
щие  торфяной  слой  с  содержанием  органическо¬
го  вещества  более  30%.  По  мощности  торфяного
слоя  выделяются  почвы:  мощные  торфяные
(слой  торфа  более  2  м),  среднемощные  торфяные
(слой  торфа  1-2  м),  маломощные  торфяные  (слой
торфа  0.5-1  м),  торфяно-глееватые  (слой  торфа
 0.3-0.5  м)  и  торфянисто-глееватые  (слой  торфа
 до  0.3  м),  что  соответствует  ранее  принятым  клас¬
сификациям  [6,  8,  14,  18].  Дальнейшее  подразде¬
ление  почв  осуществляется  в  соответствии  со
структурой  торфа  в  пахотном  слое  с  выделением
грубогумусных  (фен,  мурш  торфянистый),  пере¬
гнойно-волокнистых  (эрдфен,  мурш  перегной¬
ный)  и  перегнойных  (мульм,  мурш  истинный),  как
показано  в  табл.  2.  Кроме  этого,  в  названиях  ма¬
ломощных  торфяных,  торфяно-глееватых  и  тор-
фянисто-глееватых  почв  целесообразно  отразить
гранулометрический  состав  подстилающих  торф
пород,  так  как  это  имеет  принципиальное  зна¬
чение  не  только  для  формирования  водно-воз¬
душного  и  пищевого  режимов  растений,  но  и  для
последующего  взаимодействия  торфа  с  подстила¬
ющей  породой  в  процессе  трансформации  осу¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 3*

36
 БАМБАЛОВ  и  др.
 шенных  торфяных  почв  в  торфяно-минеральные
и  органо-минеральные  [9,  И,  12].  С  учетом  этих
признаков  в  группе  осушенных  торфяных  почв
можно  выделить  33  почвенные  разновидности.
 Вторая  группа  -  торфяно-минеральные  почвы  -
включает  все  почвенные  разновидности,  кото¬
рые  образовались  в  результате  взаимодействия  и
перемешивания  торфа  с  подстилающими  мине¬
ральными  грунтами,  и  содержат  в  пахотном  слое
от  15  до  30%  органического  вещества.  При  этом
принципиально  важно,  какова  структура  торфа  и  с
какой  по  гранулометрическому  составу  подстилаю¬
щей  породой  он  перемешался.  С  учетом  признаков
можно  выделить  только  4  разновидности  торфяно¬
минеральных  почв,  образующихся  в  процессе  ант¬
ропогенной  эволюции  осушенных  торфяных  почв:
торфяно-минеральные  грубогумусные  на  песках
или  супесях  и  торфяно-минеральные  перегнойные
на  супесях,  суглинках  или  глинах.
 Как  видно,  из  33  разновидностей  осушенных
торфяных  почв  может  сформироваться  не  более
4  разновидностей  торфяно-минеральных  почв.
Это  объясняется  протеканием  процессов  даль¬
нейшей  более  глубокой  трансформации  органи¬
ческого  вещества  торфа  после  начала  стадии  тор¬
фяно-минеральных  почв.  Все  торфяно-минераль¬
ные  почвы  являются  глееватыми,  так  как  в
подпахотных  слоях  имеются  пятна  оглеения,
унаследованные  от  первоначального  болотного
процесса,  проходившего  в  целинных  торфяных
почвах  и  измененного  осушения.
 Третья  группа  -  органо-минеральные  почвы  -
включает  все  почвенные  разновидности,  кото¬
рые  образуются  в  результате  взаимодействия  в
пахотном  слое  продуктов  глубокой  гумификации
торфа  и  послеуборочных  растительных  остатков
с  минеральными  грунтами  и  содержат  органичес¬
кого  вещества  меньше  15%,  но  больше,  чем  в  ти¬
пичных  зональных  почвах.  Эта  группа  включает
только  3  разновидности  почв:  органо-минераль¬
ные  песчаные,  супесчаные  и  суглинистые.
 Целесообразно  подразделить  эту  группу  почв
на  подгруппы  в  зависимости  от  содержания  ор¬
ганического  вещества,  например,  с  высоким,
средним  и  низким  содержанием  гумуса,  однако
сделать  это  научно  обоснованно  пока  не  пред¬
ставляется  возможным  из-за  недостатка  экспе¬
риментального  материала.  Нет  данных  и  по  мор¬
фологии  мелиорированных  торфяных  почв,  об¬
разовавшихся  в  условиях  водно-минерального
питания  жесткими  водами.  В  Белорусе™  такие
почвы  не  подлежат  осушению  и  сельскохозяйст¬
венному  использованию,  так  как  из-за  обилия
кальция  и  щелочной  реакіщи  среды  происходит
ретроградация  фосфорных  удобрений,  и  для  по¬
лучения  даже  средних  по  величине  урожаев  тре¬
буется  вносить  3-5-кратные  дозы  суперфосфата
или  аммофоса  по  сравнению  с  дозами  на  обыч¬
 ных  почвах.  Освоение  небольших  участков  таких
почв  имело  место  на  юго-западе  Белорусе™  в
совхозах  Днепробугский  и  Ореховский,  однако  по
указанной  причине  на  этих  почвах  получали  низ¬
кие  урожаи  различных  сельскохозяйстветых
культур,  и  хозяйственники  стремятся  выводить
земли  с  такими  почвами  из  пашни.
 Кроме  этого,  нередко  встречаются  почвы  с  ил-
лювиально-гумусным  горизонтом,  что  является
обычным  для  почв  гидроморфного  генезиса,  и
это  также  должно  быть  учтено  в  будущей  класси¬
фикации  новых  почв.
 Группа  структурнопреобразованных  торфя¬
ных  почв  включает  разновидности,  образую¬
щиеся  в  результате  искусственного  обогащения
осушенных  торфяных  почв  минеральными  грун¬
тами.  Существуют  два  основных  способа  мелио¬
рации  торфяных  почв  минеральными  грунтами,
приводящие  к  изменению  структуры  почвенных
профилей:  покровная  и  послойно-смешанная
культуры.  Сущность  покровной  культуры  земле¬
делия  заключается  в  создан™  на  поверхности
осушенной  торфяной  почвы  слоя  минерального
грунта  мощностью  не  менее  10-15  см,  который
при  последующей  эксплуатащга  почти  не  смеши¬
вается  с  торфом,  так  как  обработка  почвы  огра¬
ничивается  только  этим  минеральным  слоем.
 При  послойно-смешанной  культуре  проводят
глубокую  мелиоративную  вспашку  маломощной
торфяной  почвы  на  глуб™у  до  1.4  м.  В  результа¬
те  такой  обработки  чередующиеся  слои  торфа  и
подстилающего  песка  шир™ой  35-40  см  распола¬
гаются  в  наклонном  положен™  под  углом  около
40-50°.  Последующая  обработка  верхнего  слоя
формирует  мтеральный  пахотный  слой  с  содержа¬
нием  органического  вещества  5-10%,  ниже  которо¬
го  располагаются  наклонные  слои  торфа  и  песка  [1,
18,  19].  Таким  образом,  формируются  две  подгруп¬
пы  структурно  преобразованных  почв:  торфяные
почвы  с  покровными  минеральными  горизонтами  и
торфяные  почвы  с  перемещенными  горизонтами
(послойно-смешанная  культура).
 Процесс  деградации  таких  почв  существенно
медленнее,  чем  торфяных  [1],  однако,  по-видимо-
му,  он  не  прекращается  полностью,  и  в  отдален¬
ной  перспективе  такие  почвы  должны  трансфор¬
мироваться  в  органо-мтеральные.  По  мере  даль¬
нейшего  разрушения  органического  вещества  в
пахотных  слоях  образовавшихся  органо-мине¬
ральных  почв  доля  гумуса  болотного  генезиса
уменьшается,  а  доля  гумуса,  образованного  из  по¬
слеуборочных  растительных  остатков  и  органи¬
ческих  удобрений,  возрастает.  Когда  практичес¬
ки  весь  гумус  болотного  происхождения  будет  за¬
менен  новым  агрогенным  гумусом,  органо¬
минеральные  почвы  трансформируются  в  пост¬
торфяные  минеральные.  Количество,  состав  и
свойства  органического  вещества  таких  почв  бу¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АГРОГЕННАЯ  ЭВОЛЮЦИЯ  ОСУШЕННЫХ  ТОРФЯНЫХ  ПОЧВ
 37
 дут  определяться  способами  их  использования,
климатическими  факторами  и  свойствами  мине¬
ральных  пород,  на  которых  они  развиваются.
 Таким  образом,  при  всех  известных  способах
использования  осушенных  торфяных  почв  в  ре¬
зультате  агрогенной  эволюции  территории,  ра¬
нее  покрытые  торфяными  почвами,  постепенно
приобретают  новую  структуру  почвенного  по¬
крова.  В  конечном  итоге  почвенный  покров  та¬
ких  территорий  будет  представлен  агрогенными
постторфяными  минеральными  почвами,  кото¬
рые  могут  существовать  в  стационарном  состоя¬
нии  неопределенно  долгое  время.  Их  плодородие
будет  зависеть  от  гранулометрического  состава,
количества  вносимых  органических  и  минераль¬
ных  удобрений,  регулирования  водного  режима  и
других  видов  антропогенного  воздействия.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Бамбалов  Н.Н.  Баланс  органического  вещества
торфяных  почв  и  методы  его  изучения.  Минск:  На¬
ука  и  техника,  1984.  175  с.
 2. 	Евдокимова  Н.В.,  Мостовый  М.Н.,  Малый  Е.И.
Об  осадке  и  биохимической  сработке  торфа  в  По¬
лесье  УССР  //  Почвоведение.  1976.  N°  6.  С.  126-128.
 3. 	Зайко  СМ.,  Вашкевич  Л.Ф.,  Свирновский  Л.Я.
и  др.  Эволюция  почв  мелиорируемых  территорий
Белоруссии.  Минск:  Университетское,  1990.  287  с.
 4. 	Зубец  В.М.  Осадка  торфяной  залежи  //  Мелиора¬
ция  и  проблема  органического  вещества.  Минск,
1974.  С.  10-29.
 5. 	Зубец  В.М.,  Мурашко  А.И.  Расчет  осадки  торфя¬
ников  после  осушения  (рекомендации).  Минск,
1963.  42  с.
 6. 	Лупинович  И.С.,  Голуб  Т.Ф.  Торфяно-болотные
почвы  БССР  и  их  плодородие.  Минск:  Изд-во  АН
БССР,  1958.315  с.
 7. 	Нестеренко  ИМ.  Осадка  и  сработка  торфяных
почв  при  осушении  болот  //  Почвоведение.  1975.
№2.  С.  120-125.
 8. 	Окрушко  Г.  Классификация  и  характеристика  тор¬
фяных  почв  Польши  //  Почвоведение.  1975.  N°  7.
С.  45-43.
 9. 	Окрушко  Г.,Ливски  С.  Сельскохозяйственная  цен¬
ность  почв  болотного  происхождения  в  связи  с  ми¬
нерализацией  осушенных  торфяников  //  Измене¬
 ние  торфяных  почв  под  влиянием  осушения  и  ис¬
пользования.  Минск,  1969.  С.  105-114.
 10. 	Пьявченко  Н.И.  Степень  разложения  торфа  и  ме¬
тоды  ее  определения.  Красноярск,  1963.  63  с.
 11. 	Скоропанов  С.Г.,  Бамбалов  Н.Н.  Особенности
почв,  формирующихся  в  результате  минерализа¬
ции  торфа  //  Известия  АН  БССР.  Сер.  с.-х.  наук.
1973.  №  1.  С.  18-20.
 12. 	Скоропанов  С.Г.,  Бамбалов  Н.Н.  Вопросы  транс¬
формации  органогенных  почв  //  Известия  АН
БССР.  Серия  сельскохозяйственных  наук.  1976.
>61.  С  30-36.
 13.  Скоропанов  С.Г.,  Брезгунов  В.С.,  Оку  лик  Н.В.
Расширенное  воспроизводство  плодородия  торфя¬
ных  почв.  Минск:  Наука  и  техника,  1987.  247  с.
 14. 	Скрынникова  И.Н.  Классификация  целинных  бо¬
лотных  и  мелиорированных  торфяных  почв
СССР//Почвоведение.  1964.  N°  5.  С.  14—26.
 15. 	Эрингис  К.И.  Долголетние  культурные  луга  и
пастбища  Литвы,  их  удобрение  и  использование.
Вильнюс:  Периодика,  1964.  502  с.
 16. 	Eggelsmann  R.  Peat  consumption  under  influence  of  cli¬
mate,  soil  condition  and  utilization  //  Proc.  of  the  5th  In¬
ternational  Peat  Congress.  Poznan.  1976.  P.  379-390.
 17. 	llnicki  P.  Osiedanie  powierzchni  torfowisk  w  doline  No¬
ted.  Szcecin,  1972.  63  s.
 18. 	IllnerK.  Zur  bodenbildung  in  niedermooren.  Arch.  Ack¬
er  und  Planzenbau  und  Bodenkunde.  1977.  B.  21.  N°  12.
 S. 	867-782.
 19. 	Ullner  K.,  Lehrkamp  H.,  Ronde  S.  Die  Bodenformen  der
landwirtschaftlich  genutzen  Niedermooren  in  DDR  und
ihre  Standorteigenschaften.  Berlin.  1980.  100  s.
 20. 	Lucas  R.  Organic  soils  I  I  Farm  science.  1982.  V.  435.
77  p.
 21. 	Mathur  S.P.,  Lewesque  M.P.  Subsidence  of  an  organic
soil  in  Sauthwestem  Quebec  //  Can.  J.  Soil.  Sci.  1977.
V.  57.  №4.  P.  503-504.
 22. 	Okruszko  H.  Process  of  soil  formation  in  drained  peat-
lands.  Proc.  of  International  Peat  Congress  Leningrad.
1963.  16  p.
 23. 	Okruszko  H.,  Kazakiewicz  A.  Humifikacja  i  mineraliza-
cja  jako  elementy  skladowane  procesu  mursczenia  gleb
torfowych.  Zeszyty  problemove  nauk  rolnizych.  1973.
No  146.  S.  63-76.
 24. 	PiascikH.  Changes  of  morphological  and  physical  prop¬
erties  of  peat  due  to  deep  drainage.  Proc.  of  the  5th  Inter¬
national  Peat  Congress.  Poznan.  1976.  V.  1.  P.  304—314.
 Agrogenic  Evolution  of  Drained  Peat  Soils
 N. 	N.  Bambalov
 The  results  of  125  long-term  experiments  (from  1913  to  1999)  on  organic  matter  losses  in  differently  utilized
drained  peat  soils  of  Belarus  are  summarized.  The  regularities  of  the  morphological  structure  of  the  peat  and
peat  horizons  transforming  in  the  process  of  the  agrogenic  evolution  of  peat  soils  were  revealed.  Four  stages  of
the  agrogenic  evolution  of  the  soils  were  distinguished:  drained  peat,  peat-mineral,  organomineral,  and  post¬
peat-mineral  soils.  The  main  morphological  features  of  these  soils  and  their  differences  at  different  stages  of
the  agrogenic  evolution  are  described.  A  taxonomy  of  the  soils  formed  at  the  different  stages  of  the  peat  deg¬
radation  is  suggested.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  1,  с.  38-46
 ГЕНЕЗИС
 И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.4
 АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ  ПОЧВЫ  ВОСТОЧНОЙ  ГРУЗИИ
 ©  2005  г.  А.  Т.  Урушадзе
 Грузинский  государственный  аграрный  университет,
 3800311  Тбилиси,  шоссе  им.  Давида  Лгмашенебели,  13  км
Поступила  в  редакцию  11.08.2003  г.
 Статья  посвящена  изучению  аллювиальных  почв  Восточной  Грузии.  Были  изучены  аллювиаль¬
ные  почвы  пойменных  террас  бассейна  р.  Куры.  Для  сравнения  были  также  изучены  зональные
почвы.  Было  установлено,  что  аллювиальные  почвы  достаточно  четко  отличаются  от  зональ¬
ных  почв  (чернозем  и  лугово-коричневая)  и  выделение  их  в  пределах  одного  почвенного  типа
недопустимо.
 ВВЕДЕНИЕ
 Давно  известно,  что  аллювиальные  почвы  от¬
носятся  к  традиционно  наименее  изученным.  Ос¬
новным  аргументом  слабой  изученности  аллю¬
виальных  почв  является  пестрота  почвенного
покрова.  За  более  чем  вековую  историю  генети¬
ческого  почвоведения  отношение  к  этим  почвам
практически  не  изменилось.  Вместе  с  тем,  следу¬
ет  помнить,  что  аллювиальные  почвы,  занимая  в
целом  ограниченные  территории,  производят
значительный  объем  мировой  продукции  органи¬
ческого  вещества.  По  мнению  Ковды  [6],  аллюви¬
альные  равнины  занимают  особое  место  в  фор¬
мировании  почвенного  покрова  мира  потому,  что
в  этих  почвах  сейчас  или  в  сравнительно  недале¬
ком  прошлом  преобладали  гидроморфные  про¬
цессы  почвобразования.
 Особое  место  в  исследовании  аллювиальных
почв  занимают  работы  Добровольского  [1—4].  Им
четко  было  показано,  что  аллювиальные  или
пойменные  почвы  формируются  исключительно
на  пойменных  террасах  рек.  Сложность  природы
аллювиальных  почв  определяется  тем,  что  они,
как  правило,  характеризуются  неопределенной
морфологией  профиля  как  результат  синхронно¬
сти,  с  одной  стороны,  почвообразовательного  и,  с
другой  стороны,  геоморфологического  (аллюви¬
ального)  процесса.  По  мере  развития  типичной
поймы  в  высокую  пойму  и  затем  в  надпойменную
(речную)  террасу  процесс  поемности  затухает  и
усиливается  влияние  зонального  автоморфного
процесса  почвообразования.  Таким  образом,  ал¬
лювиальные  почвы  формируются  исключитель¬
но  на  пойменных  террасах  рек,  а  на  речных  тер¬
расах  -  зональные  почвы  с  признаками  поймен¬
ных  почв.  По  мере  увеличения  порядкового
номера  речных  террас  признаки  пойменного  поч¬
вообразования  ослабляются,  и,  в  конечном  итоге,
 они  становятся  трудно  уловимыми  современными
методами  исследования.
 В  научной  литературе  периодически  публику¬
ются  работы,  касающиеся  различных  сторон  ге¬
незиса,  географии  и  классификации  аллювиаль¬
ных  почв  [14,  16,  17].  Однако  в  теоретическом
плане  они,  к  сожалению,  не  содержат  каких-либо
новых  идей  и  подходов  в  вопросах  генезиса  аллю¬
виальных  почв.
 Аллювиальные  почвы  Грузии  не  представля¬
ют  собой  исключения  из  общих  правил.  Они  оста¬
ются  наименее  изученными  почвами,  хотя  можно
назвать  ряд  интересных  работ  по  их  изучению  [5,
8,  11,15,  18,  19].
 Проблема  этих  почв  в  Грузии  состоит  в  том,
что  к  ним  относят  не  только  собственно  аллюви¬
альные  почвы  или  почвы  пойм,  а  почвы  речных
террас,  которые  явно  несут  в  себе  признаки  зо¬
нального  почвообразовательного  процесса  и
практически  лишены  четких  признаков  аллюви¬
ального  почвообразования.  Известную  нелов¬
кость,  видимо,  понимали  и  сами  авторы  и  пыта¬
лись  сгладить  ситуацию  выделением  так  называ¬
емых  “древнеаллювиальных  почв”  [12].  В
последних  приставка  “древне”  не  имеет  какой-ли¬
бо  генетической  нагрузки,  а  является  попыткой
исключить  константацию  факта  развития  на  реч¬
ных  террсах  зональных,  а  не  аллювиальных  почв.
Только  таким  географо-почвенным  парадоксом
можно  объяснисть  факт  исключительно  широко¬
го  развития  аллювиальных  почв  в  Грузии.  По  дан¬
ным  новейшей  почвенной  карты  Грузии  в  мас¬
штабе  1:500000  [9],  составленной  по  материалам
многолетних  почвенных  исследований  в  стране,
аллювиальные  почвы  занимают  почти  6  млн  га,
что  составляет  более  8%  от  общей  площади  поч¬
венного  покрова.  Эти  завышенные  показатели
объясняются  тем,  что  к  аллювиальным  почвам
отнесены  и  почвы  речных  террас.
 38

АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ  ПОЧВЫ  ВОСТОЧНОЙ  ГРУЗИИ
 39
 Таблица  1.  Гранулометрический  состав  исследованных  почв,  %
 Раз¬
 рез
 Местоположение,  почва
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 Размер  фракций,  мм
 1-0.25
 0.25-0.05
 ioo-soo
 sooo-ioo
 1000-S000
 О
 О
 о
 V
 О
 О
 V
 Ос-1
 Окрестности  с.  Осиаури,  в  непосредствен-
 А
 0-15
 9
 53
 22
 5
 6
 5
 16
 ной  близости  от  берега,  пойменная
 вс
 15-30
 5
 55
 27
 3
 4
 8
 13
 терраса,  аллювиальная
 СВ
 30-50
 12
 48
 15
 7
 7
 11
 25
 Ос-2
 В  100  м  от  берега  и  разр.  Ос-1,  пойменная
 А
 0-14
 8
 47
 23
 6
 8
 8
 22
 терраса,  аллювиальная
 вс
 14-28
 4
 51
 27
 3
 7
 8
 18
 СВ
 28-55
 13
 42
 34
 2
 3
 6
 11
 Ос-3
 В  150  м  от  разр.  Ос-2,  пойменная
 А
 0-15
 2
 48
 28
 6
 6
 10
 22
 терраса,  аллювиальная
 ВС1
 15-30
 8
 67
 9
 6
 3
 7
 16
 ВС2
 30-55
 7
 36
 31
 7
 7
 10
 24
 CD
 55-85
 7
 59
 12
 6
 6
 10
 22
 Ос-4
 В  2  км  от  реки,  1  речная  терраса,
 А
 0-15
 2
 25
 21
 11
 17
 24
 52
 чернозем
 АВ
 15-35
 2
 23
 24
 10
 16
 25
 51
 В
 35-55
 4
 24
 18
 12
 20
 22
 54
 ВС2
 55-90
 3
 24
 20
 10
 22
 21
 53
 Кр-2
 Окрестности  г.  Карели,  в  30  м  от  берега,
 АС
 0-12
 1
 70
 21
 3
 4
 1
 8
 пойменная  терраса,  аллювиальная
 CD
 12-25
 1
 69
 21
 3
 5
 1
 9
 Кр-3
 В  30  м  от  разр.  Кр-2,  пойменная  терраса,
 АС
 0-15
 10
 72
 12
 3
 2
 1
 6
 аллювиальная
 CD1
 15-30
 1
 70
 23
 1
 4
 1
 6
 CD2
 30-42
 1
 52
 38
 3
 4
 2
 9
 Кр-4
 В  100  м  от  разр.  Кр-3,  пойменная  терраса,
 АС
 0-15
 1
 72
 18
 3
 4
 2
 9
 аллювиальная
 CD1
 15-35
 1
 78
 12
 3
 4
 2
 9
 CD2
 35-55
 1
 78
 6
 7
 5
 3
 15
 Кр-5
 В  50  м  от  разр.  Кр-4,  пойменная  терраса,
 АС
 0-18
 1
 78
 14
 2
 3
 2
 7
 аллювиальная
 CD1
 18-40
 2
 61
 26
 4
 6
 2
 12
 CD2
 40-60
 5
 61
 22
 3
 7
 2
 12
 Кр-1
 В  500  м  от  разр.  Кр-4,  пойменная  терраса,
 А1
 0-14
 8
 17
 10
 20
 23
 22
 65
 аллювиальная
 АН
 14-28
 9
 11
 11
 21
 24
 24
 69
 В1
 28-55
 7
 12
 10
 20
 24
 27
 71
 В2
 55-90
 9
 17
 14
 15
 21
 24
 60
 ВС
 90-140
 7
 16
 15
 17
 19
 26
 62
 Тб-1
 Окрестности  Тбилиси-Дигоми,  в  30  м  от
 АС
 0-15
 2
 17
 33
 12
 20
 20
 52
 реки,  пойменная  терраса,  аллювиальная
 ВС
 15-45
 5
 19
 25
 14
 26
 11
 51
 CD
 45-85
 6
 25
 27
 7
 17
 21
 45
 Тб-2
 В  100  м  от  разр.  Тб-1,  пойменная  терраса,
 АС
 0-12
 7
 76
 11
 2
 3
 1
 6
 аллювиальная
 CD
 12-25
 9
 69
 17
 2
 3
 2
 7
 Тб-3
 В  50  м  от  разр.  Тб-2,  пойменная  терраса,
 АС
 0-15
 3
 21
 41
 11
 9
 15
 35
 аллювиальная
 ВС
 15-30
 7
 18
 34
 15
 10
 16
 41
 CD
 30-60
 2
 26
 33
 14
 8
 17
 39
 Тб-5
 В  300  м  от  разр.  Тб-3,  пойменная  терраса,
 АС
 0-20
 4
 20
 29
 27
 5
 15
 47
 аллювиальная
 ВС1
 20-40
 3
 21
 33
 20
 13
 10
 43
 ВС2
 40-60
 5
 26
 30
 17
 14
 8
 39
 CD
 60-80
 4
 24
 40
 7
 18
 17
 42
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

40
 УРУШАДЗЕ
 Таблица  1.  Окончание
 Раз¬
 рез
 Местоположение,  почва
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 Размер  фракций,  мм
 1-0.25
 0.25-0.05
 0.05-0.01
 S00  0-I00
 I000-S000
 О
 О
 о
 V
 О
 о
 V
 Тб-6
 В  50  м  от  разр.  Тб-5,  пойменная  терраса,
 АС
 0-15
 2
 27
 23
 20
 10
 18
 48
 аллювиальная
 ВС
 15-40
 7
 27
 7
 23
 14
 22
 59
 CD
 40-70
 5
 23
 10
 23
 18
 21
 62
 Тб-7
 В  50  м  от  разр.  Тб-6,  пойменная  терраса,
 АС
 0-15
 3
 19
 21
 13
 20
 26
 59
 аллювиальная
 ВС
 15-30
 4
 29
 18
 27
 5
 17
 49
 CD
 30-50
 1
 68
 23
 5
 1
 2
 8
 Тб-8
 В  300  м  от  разр.  Тб-7,  1  речная  терраса,
 А
 0-20
 1
 16
 18
 12
 14
 37
 63
 лугово-коричневая
 АВ
 20-45
 2
 15
 21
 11
 16
 35
 62
 В
 45-75
 3
 16
 28
 14
 16
 34
 64
 ВС
 7-120
 3
 17
 25
 10
 14
 31
 55
 Гр-1
 Окрестности  г.  Гардабани,  в  непосредст¬
 АС
 0-5
 13
 41
 19
 10
 10
 7
 27
 венной  близости  от  реки,  пойменная
 CD
 5-10
 18
 37
 22
 9
 8
 6
 33
 терраса,  аллювиальная
 Гр-2
 В  50  м  от  разр.  Гр-1,  пойменная  терраса,
 АС
 0-8
 12
 44
 23
 7
 7
 7
 21
 аллювиальная
 ВС
 8-28
 19
 40
 20
 8
 7
 6
 21
 CD
 28-60
 14
 39
 23
 8
 8
 8
 24
 Гр-3
 В  300  м  от  разр.  Гр-2,1  речная  терраса,
 А
 0-7
 4
 21
 38
 13
 12
 12
 37
 лугово-коричневая
 АВ
 7-20
 6
 18
 35
 16
 12
 13
 41
 В
 20-40
 5
 19
 37
 15
 11
 13
 39
 ВС
 40-85
 7
 17
 36
 16
 10
 14
 40
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 В  качестве  объектов  исследования  были  взя¬
ты  аллювиальные  почвы  р.  Куры.  Кроме  того,
для  сравнения  взяты  и  зональные  почвы  речных
террас.  Всего  были  заложены  четыре  катены  в
различных  точках  бассейна  р.  Куры.
 Катена  I  -  в  западной  части  Восточной  Грузии
в  окрестностях  г.  Хашури,  возле  селения  Осиау-
ри.  Разр.  Ос-1  -  в  непосредственной  близости  от
реки,  пойменная  терраса,  аллювиальная  почва;
разр.  Ос-2  -  в  100  м  от  берега  и  разр.  Ос-1,  пой¬
менная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.  Ос-3  -  в
150  м  от  разр.  Ос-2,  пойменная  терраса,  аллюви¬
альная  почва;  разр.  Ос-4  -  в  2  км  от  реки,  1  речная
терраса,  чернозем.
 Катена  II  -  в  центральной  части  Восточной
Грузии  в  окрестностях  г.  Карели.  Разр.  Кр-2  -  в  30  м
от  берега  реки,  пойменная  терраса,  аллювиаль¬
ная  почва;  разр.  Кр-3  -  в  30  м  от  разр.  Кр-2,  пой¬
менная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.  Кр-4  -  в
100  м  от  разр.  Кр-3,  пойменная  терраса,  аллюви¬
альная  почва;  разр.  Кр-5  -  в  50  м  от  разр.  Кр-4,
 пойменная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.
Кр-1  -  в  500  м  от  разр.  Кр-5,  11  речная  терраса,
лугово-коричневая  почва.
 Катена  III  -  в  центральной  части  Восточной
Грузии,  окрестности  Тбилиси-Дигоми.  Разр.  Тб-1  -
в  30  м  от  берега,  пойменная  терраса,  аллювиаль¬
ная  почва;  разр.  Тб-2  -  в  100  м  от  разр.  Тб-1,  пой¬
менная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.  Тб-3  -
в  50  м  от  разр.  Тб-2,  пойменная  терраса,  аллюви¬
альная  почва;  разр.  Тб-5  -  в  300  м  от  разр.  Тб-3,
пойменная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.
Тб-6  -  в  50  м  от  разр.  Тб-5,  пойменная  терраса,  ал¬
лювиальная  почва;  разр.  Тб-7  -  в  50  м  от  разр.  Тб-
6,  пойменная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.
Тб-8  -  в  300  м  от  разр.  Тб-7,  1  речная  терраса,  лу¬
гово-коричневая  почва.
 Катена  IV  -  в  юго-восточной  части  Восточной
Грузии  в  окрестностях  города  Гардабани.  Разр.
Гр-1  -  в  непосредственной  близости  от  реки,  пой¬
менная  терраса,  аллювиальная  почва;  разр.  Гр-2  -
в  50  м  от  разр.  Гр-1,  пойменная  терраса,  аллюви-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 Таблица  2.  Валовой  состав  исследованных  почв  (%  от  прокаленного  вещества)
 Разрез
 Гори¬
 зонт
 Глуби¬
на,  см
 Потеря  при
прокаливании
 Si02
 аі2о3
 Fe203
 ТЮ2
 СаО
 MgO
 SO3
 к2о
 Na20
 Si02
 R203
 Si02
 ai2o3
 Si02
 Fe203
 Почва
 Ос-1
 А
 0-15
 8.16
 58.34
 17.25
 6.92
 0.65
 7.74
 3.87
 Не  опр.
 4.58
 5.75
 22.60
 вс
 15-30
 7.18
 59.83
 16.87
 7.02
 0.67
 7.45
 3.87
 »
 4.79
 6.03
 22.60
 CD
 30-50
 9.90
 58.85
 17.18
 7.22
 0.69
 8.10
 3.00
 »
 4.61
 5.84
 21.80
 Ос-4
 А
 0-15
 12.30
 67.89
 15.28
 5.59
 0.57
 4.45
 2.00
 »
 6.11
 7.54
 32.31
 АВ
 15-35
 10.22
 68.15
 16.43
 5.11
 0.61
 4.33
 1.78
 »
 5.89
 7.06
 35.50
 В
 35-55
 8.88
 67.04
 15.34
 5.22
 0.68
 4.45
 2.25
 »
 6.10
 7.44
 33.85
 ВС2
 55-90
 10.00
 65.42
 15.71
 5.53
 0.61
 4.71
 2.72
 »
 5.80
 7.08
 32.06
 Кр-2
 АС
 0-12
 7.98
 58.15
 16.84
 7.85
 0.76
 7.63
 4.09
 »
 4.53
 5.87
 19.77
 CD
 12-25
 7.84
 57.56
 16.91
 7.67
 0.65
 7.56
 3.99
 »
 4.48
 5.78
 19.48
 Тб-1
 АС
 0-15
 10.58
 61.04
 13.66
 5.54
 0.51
 12.49
 2.84
 »
 6.02
 7.59
 29.06
 ВС
 15-45
 10.55
 61.20
 14.34
 5.43
 0.50
 12.99
 2.24
 »
 5.83
 7.23
 30.00
 CD
 45-85
 11.72
 62.04
 13.00
 4.91
 0.50
 12.49
 1.81
 »
 6.54
 8.14
 33.35
 Тб-6
 АС
 0-15
 10.56
 62.10
 13.66
 5.24
 0.51
 11.65
 2.22
 »
 6.20
 7.59
 31.36
 АВ
 20-45
 9.00
 59.51
 13.42
 6.32
 0.57
 12.32
 2.81
 »
 5.80
 7.23
 25.43
 В
 45-75
 8.60
 59.57
 14.13
 6.32
 0.60
 11.61
 2.76
 »
 5.60
 8.14
 25.43
 Тб-8
 А
 0-20
 14.88
 63.34
 17.90
 6.90
 0.72
 2.46
 2.59
 »
 4.84  .
 6.03
 24.56
 АВ
 20-45
 13.45
 64.09
 17.80
 6.67
 0.57
 2.45
 2.45
 »
 4.94
 6.14
 25.43
 В
 45-75
 16.90
 61.20
 19.44
 8.76
 0.72
 2.94
 2.94
 »
 4.15
 5.34
 18.54
 1
 Ілистая  фракция
 Ос-2
 А
 0-15
 23.18
 60.19
 17.81
 10.92
 0.91
 2.60
 4.81
 1.59
 1.72
 0.26
 4.13
 5.73
 14.75
 ВС
 15-30
 22.85
 62.14
 18.72
 10.33
 0.84
 2.47
 4.03
 1.59
 1.95
 0.31
 4.18
 5.66
 15.94
 CD
 30-50
 22.20
 59.14
 20.22
 10.82
 0.89
 2.62
 3.65
 1.69
 0.69
 0.15
 3.71
 4.93
 14.50
 Кр-5
 АС
 0-18
 15.00
 59.41
 17.94
 9.09
 0.94
 5.60
 4.13
 1.24
 1.56
 2.01
 3.78
 5.62
 11.51
 CD
 18-40
 14.51
 59.44
 17.90
 6.48
 0.88
 5.85
 4.33
 1.64
 1.75
 2.11
 4.35
 5.66
 18.70
 Кр-1
 А1
 0-14
 19.66
 56.91
 21.39
 10.29
 1.02
 1.61
 4.22
 2.60
 3.59
 0.29
 3.47
 4.54
 14.81
 АН
 14-28
 18.50
 59.04
 20.66
 10.21
 1.01
 2.58
 3.38
 0.74
 3.44
 0.17
 3.69
 4.87
 15.37
 В
 28-55
 21.77
 54.27
 19.81
 9.02
 0.83
 3.11
 4.15
 1.34
 2.12
 0.51
 3.62
 4.66
 16.14
 Тб-8
 А
 0-20
 21.55
 58.36
 21.34
 10.09
 1.02
 1.39
 4.01
 3.75
 1.78
 0.30
 3.58
 4.65
 15.44
 АВ
 20-45
 21.44
 61.47
 19.66
 10.54
 1.04
 1.39
 3.43
 3.75
 1.68
 0.30
 3.95
 5.31
 15.51
 В
 45-75
 21.82
 61.38
 19.14
 11.90
 0.99
 1.41
 3.20
 4.48
 1.69
 0.36
 3.90
 5.44
 13.82
 АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ  ПОЧВЫ  ВОСТОЧНОЙ  ГРУЗИИ

42
 УРУШАДЗЕ
 Таблица  3.  Групповой  и  фракционный  состав  гумуса  (  в  %  от  С  общ)
 Разрез
 Гори¬
 зонт
 Глуби¬
на,  см
 С  общ,
 %
 Гуминовые  кислоты
 Фульвокислоты
 Сгк/Сфк
 1
 2
 3
 Сумма
 1
 2
 3
 Сумма
 Тб-2
 АС
 0-12
 1.86
 31.2
 20.4
 2.6
 54.2
 8.3
 2.6
 4.5
 15.4
 3.52
 CD
 12-25
 1.22
 19.7
 32.9
 9.5
 62.1
 10.2
 7.4
 1.5
 19.1
 3.24
 Тб-3
 АС
 0-15
 2.88
 22.7
 5.8
 2.1
 30.6
 11.2
 1.9
 2.6
 15.7
 2.43
 ВС
 15-30
 1.77
 24.6
 18.1
 1.3
 44.0
 6.0
 1.1
 3.8
 10.9
 4.03
 Тб-5
 АС
 0-20
 1.71
 12.3
 7.9
 2.9
 23.1
 5.4
 1.5
 1.1
 8.0
 2.88
 ВС
 20-40
 1.05
 18.1
 8.0
 3.5
 29.6
 7.1
 2.8
 2.2
 12.1
 2.45
 Тб-6
 АС
 0-15
 0.78
 25.0
 47.3
 5.1
 77.4
 3.2
 5.3
 8.5
 17.0
 4.55
 ВС
 15-40
 0.72
 23.6
 37.5
 2.6
 63.7
 7.9
 0.8
 4.7
 13.4
 4.75
 Тб-7
 АС
 0-15
 1.60
 19.1
 19.6
 1.4
 40.1
 6.0
 2.6
 0.9
 9.5
 4.22
 ВС
 15—30
 1.51
 6.9
 17.9
 2.2
 27.1
 2.2
 6.1
 3.2
 11.5
 2.35
 Тб-8
 А
 0-20
 1.53
 12.1
 3.7
 1.7
 17.0
 3.5
 5.3
 1.2
 10.1
 1.68
 АВ
 20-45
 1.11
 9.9
 3.9
 3.7
 17.5
 5.9
 2.9
 1.1
 9.9
 1.76
 альная  почва;  разр.  Гр-3  -  в  300  м  от  разр.  Гр-2,
1  речная  терраса,  лугово-коричневая  почва.
 В  почвенных  образцах  были  выполнены  сле¬
дующие  анализы:  гранулометрический  состав  -
методом  растирания  раствором  пирофосфата  на¬
трия,  валовой  состав  почв  и  ила,  состав  гумуса  -
ускоренным  методом  М.М.  Кононовой  и
М.П.  Бельчиковой,  кислотность  почвы  -  потен¬
циометрическим  методом,  содержание  карбона¬
тов  -  потенциометрическим  методом,  содержа¬
ние  гумуса  -  по  методу  И.В.  Тюрина  в  модифика¬
ции  В.Н.  Симакова,  поглощенные  катионы  -
трилонометрическим  методом,  несиликатное  же¬
лезо  -  по  методу  Мера  и  Джексона  и  подвижные
(аморфные)  формы  железа  -  по  Тамму  [10].
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Аллювиальные  почвы  характеризуются  сле¬
дующим  типом  строения  профиля:  А  -  ВС  -  CD
или  АС  -  CD  или  А  -  ВС1  -  ВС2  или  АС  -  CD1  -
CD2,  малой  или  средней  мощностью.  Эти  почвы
выделяются  известной  неоднородностью  по  цве¬
ту,  гранулометрическому  составу,  содержанию
гальки.  Зональные  почвы  характеризуются  до¬
статочно  мощным  профилем.  Так,  например,
мощность  чернозема  с  профилем  А  -  АВ  -  В  -
ВС2  достигает  90  см.  Еще  большей  мощностью
характеризуются  лугово-коричневые  почвы  с
профилем  А1-А11-В1-В2-ВС  -  до  140  см.
 Рассмотренные  почвы  отличаются  различным
гранулометрическим  составом  (табл.  1).  Так,  на¬
пример,  почвы  разр.  Ос-1  относятся  к  супесча¬
ным  (гор.  А  и  ВС)  и  легкоглинистым  (гор.  CD).
Аналогичная  закономерность  отмечается  в  отно¬
 шении  почвы  разр.  Ос-2  (к  легкому  суглинку  от¬
носится  самый  верхний  гор.  А).  Очень  легким
гранулометрическим  составом  выделяются  ал¬
лювиальные  почвы  окрестностей  г.  Карели  (разр.
Кр-2,  Кр-3,  Кр-4,  Кр-5).  Более  тяжелый  грануло¬
метрический  состав  характерен  для  почв  третьей
и  четвертой  катен  -  они  относятся  к  легким,  сред¬
ним  и  тяжелым  суглинкам.
 Несмотря  на  различия  гранулометрического
состава  аллювиальные  почвы  обладают  одним
общим  свойством  -  они,  как  правило,  неоднород¬
ны.  Последнее  обстоятельство  наглядно  видно  по
данным  неоднородного  распределения  самой
крупной  (1-0.25  мм)  фракции.
 Зональные  почвы  (чернозем  и  лугово-корич¬
невые)  характеризуются  более  тяжелым  грану¬
лометрическим  составом,  чем  аллювиальные.
При  этом  в  лугово-коричневых  почвах  отмечает¬
ся  накопление  в  средней  части  профиля  физичес¬
кой  глины  и  илистой  фракции  (внутрипочвенное
выветривание  “in  situ”).
 Аллювиальные  почвы  выделяются  также  не¬
равномерным  распределением  основных  оксидов
(табл.  2),  что  свидетельствует  об  их  аллювиаль¬
ной  природе.  В  известной  степени  это  характерно
и  для  зональных  почв.  По  данным  молекулярных
отношений  в  илистой  фракции  можно  заключить,
что  минеральная  часть  рассматриваемых  почв
формируется  по  сиаллитному  типу  (табл.  2).
 Сведений  о  минералогическом  составе  илис¬
той  фракции  аллювиальных  почв  сравнительно
мало.  Имеющиеся  данные  свидетельствуют  о
преобладании  в  них  монтмориллонита,  как  пока-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ  ПОЧВЫ  ВОСТОЧНОЙ  ГРУЗИИ
 43
 Таблица  4.  Некоторые  свойства  исследованных  почв
 Разрез
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 pH  вод¬
ный
 Гумус
 СаС03
 Поглощенные  катионы
 мг-экв/100  г  почв
 %
 %
 Са2+
 Mg2+
 Сумма
 Са2+
 Mg24-
 Ос-1
 А
 0-15
 84
 1.15
 6.6
 14.8
 2.5
 17.3
 85
 15
 вс
 15-30
 8.5
 1.04
 7.4
 18.1
 3.8
 21.9
 83
 17
 сд
 30-50
 8.4
 0.95
 6.7
 17.1
 3.3
 21.4
 80
 20
 Ос-2
 А
 0-14
 8.5
 0.93
 3.0
 16.5
 3.4
 19.9
 83
 17
 ВС
 14-28
 8.6
 0.52
 3.2
 15.6
 5.1
 20.7
 75
 25
 сд
 28-55
 8.1
 0.52
 2.3
 16.1
 5.3
 21.4
 75
 25
 Ос-3
 А
 0-15
 8.0
 1.40
 2.8
 13.1
 4.5
 17.6
 74
 26
 ВС1
 15-30
 8.4
 1.14
 2.3
 13.5
 3.8
 17.3
 78
 22
 ВС2
 30-55
 8.2
 1.14
 3.7
 13.1
 4.0
 17.1
 77
 23
 CD
 55-85
 8.2
 1.03
 3.2
 14.8
 3.6
 18.4
 80
 20
 Ос-4
 А
 0-15
 8.1
 1.35
 0.7
 17.4
 6.1
 23.5
 74
 26
 АВ
 15-35
 8.2
 1.20
 0.9
 17.7
 6.5
 23.2
 76
 24
 В
 35-55
 8.3
 1.05
 1.2
 15.6
 4.9
 20.5
 76
 24
 ВС1
 55-90
 8.4
 0.98
 1.8
 15.8
 7.0
 22.8
 70
 30
 Кр-2
 АС
 0-12
 7.6
 1.19
 3.7
 18.1
 6.3
 24.4
 74
 26
 CD
 12-25
 7.9
 0.10
 3.2
 18.2
 5.3
 23.5
 77
 23
 Кр-3
 АС
 0-15
 8.0
 0.98
 0.1
 16.1
 5.7
 20.8
 77
 23
 CD1
 15-30
 8.2
 0.41
 2.7
 16.2
 4.3
 30.5
 77
 23
 CD2
 30-42
 8.2
 0.26
 3.7
 15.6
 4.3
 19.9
 78
 22
 Кр-4
 АС
 0-15
 8.1
 0.93
 3.2
 13.1
 4.8
 17.9
 73
 27
 CD1
 15-30
 8.1
 0.46
 3.2
 13.1
 4.5
 17.6
 79
 21
 CD2
 30-42
 8.0
 0.25
 2.8
 13.7
 3.6
 17.3
 79
 21
 Кр-5
 АС
 0-18
 8.2
 0.41
 3.3
 17.4
 4.1
 21.5
 81
 19
 CD1
 18-40
 8.3
 0.31
 3.8
 14.6
 4.5
 19.5
 76
 24
 CD2
 40-60
 8.4
 0.20
 4.0
 15.7
 4.2
 19.9
 79
 21
 Кр-1
 А1
 0-14
 7.8
 2.07
 10.3
 17.4
 6.1
 23.5
 74
 26
 АН
 14-28
 7.7
 1.65
 15.0
 16.5
 5.2
 21.7
 76
 24
 В1
 28-55
 7.8
 1.34
 12.7
 17.4
 5.8
 23.2
 75
 25
 В2
 55-90
 8.1
 0.98
 12.0
 16.7
 4.8
 21.5
 77
 23
 ВС
 90-140
 8.0
 0.88
 12.5
 17.0
 6.1
 23.1
 73
 27
 Тб-1
 АС
 0-15
 8.4
 1.87
 5.5
 17.7
 5.7
 23.4
 76
 24
 ВС
 5-45
 8.5
 1.61
 5.6
 18.1
 6.3
 24.4
 74
 26
 CD
 45-85
 8.2
 0.85
 5.3
 16.1
 4.9
 21.0
 77
 23
 Тб-2
 АС
 0-12
 8.1
 3.21
 9.8
 13.2
 4.9
 18.1
 73
 27
 CD
 12-25
 8.2
 2.10
 20.9
 15.8
 5.6
 21.4
 74
 26
 Тб-3
 АС
 0-15
 8.0
 4.96
 13.9
 13.2
 3.9
 17.1
 77
 23
 ВС
 15-30
 8.2
 3.05
 14.8
 14.8
 5.1
 19.9
 74
 26
 CD
 30-60
 8.2
 1.35
 15.3
 15.3
 3.9
 19.2
 80
 20
 Тб-5
 АС
 0-20
 8.3
 2.95
 9.1
 18.4
 5.1
 23.5
 78
 22
 ВС1
 20-40
 8.0
 1.81
 11.6
 17.0
 4.9
 21.9
 78
 22
 ВС2
 40-60
 7.9
 1.14
 16.2
 18.1
 5.1
 23.2
 78
 22
 CD
 60-80
 8.2
 1.03
 11.6
 14.6
 3.0
 17.6
 83
 17
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

44
 УРУШАДЗЕ
 Таблица  4.  Окончание
 Разрез
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 pH  вод¬
ный
 Гумус
 СаС03
 Поглощенные  катионы
 мг-экв/100  г  почв
 %
 %
 Са2+
 Mg2+
 Сумма
 Са2+
 Mg2+
 Тб-6
 АС
 0-15
 8.5
 1.34
 4.9
 17.4
 6.1
 23.6
 74
 26
 вс
 15-40
 8.6
 1.24
 5.8
 17.7
 5.6
 21.3
 76
 24
 CD
 40-70
 8.6
 0.60
 5.8
 14.8
 5.3
 20.1
 74
 26
 Тб-7
 АС
 0-15
 7.9
 2.76
 9.8
 14.8
 5.1
 19.9
 74
 26
 ВС
 15-30
 8.0
 2.60
 12.1
 14.0
 5.3
 19.3
 76
 24
 CD
 30-50
 8.0
 0.86
 13.9
 15.6
 4.3
 19.9
 78
 22
 Тб-9
 А
 0-15
 7.8
 2.34
 0.2
 14.5
 5.5
 20.0
 72
 28
 АВ
 15-35
 7.7
 1.19
 0.4
 14.7
 3.3
 18.0
 82
 18
 В1
 35-70
 8.0
 0.92
 0.9
 17.0
 4.0
 21.0
 81
 19
 В2
 70-90
 8.2
 0.83
 1.3
 17.5
 4.0
 21.5
 81
 19
 Гр-1
 АС
 0-5
 7.8
 1.14
 4.3
 17.2
 4.7
 21.9
 78
 22
 CD
 5-10
 8.0
 0.76
 3.8
 16.6
 3.0
 19.6
 85
 15
 Гр-2
 АС
 0-8
 7.9
 1.32
 3.7
 14.8
 5.7
 20.5
 72
 28
 ВС
 8-28
 7.7
 0.64
 3.9
 15.0
 5.9
 20.9
 72
 28
 CD
 28-60
 8.0
 0.28
 4.1
 17.2
 5.9
 23.1
 74
 26
 Гр-3
 А
 0-7
 8.0
 4.12
 1.1
 18.0
 4.9
 22.9
 79
 21
 АВ
 7-20
 7.9
 2.07
 1.2
 19.4
 4.1
 23.5
 82
 18
 В
 20-40
 8.0
 0.71
 1.2
 17.0
 4.9
 21.9
 78
 22
 ВС
 40-85
 7.7
 0.52
 1.4
 17.8
 4.7
 22.5
 79
 21
 зателя  начальных  стадий  выветривания  и  почво¬
образования  в  этих  почвах  [  7,  13,20].
 Проведенные  нами  исследования  глинистых
минералов  показали,  что  рассматриваемые  поч¬
вы  имеют  достаточно  близкий  минералогический
состав  [19].  В  этих  почвах  преобладает  индивиду¬
альный  смектит.  Каолинит  и  каолинит-смектит
отмечаются  в  виде  незначительной  примеси.  Вме¬
сте  с  тем,  почва  разр.  Кр-5  характеризуется  мень¬
шим  содержанием  примесей,  следами  каолинит-
смектита,  низким  содержанием  каолинитовых  па¬
кетов.  Чернозем  и  лугово-коричневая  почва
(разр.  Тб-8)  также  более  или  менее  близки  к  ал¬
лювиальным.  Это  понятно,  так  как  для  изменения
минералогического  состава  необходимо  значи¬
тельное  время.  Лугово-коричневая  почва  окре¬
стностей  Карели  (разр.  Кр-1)  резко  отличается
по  составу  компонентов  ила,  преобладанием  ги¬
дрослюд  мусковит-серицитового  типа,  каоли¬
нита,  хлорита.  Это  объясняется  тем,  что  эта
почва  расположена  на  относительно  высокой
речной  террасе,  прошла  значительно  более  дли¬
тельную  историю  развития  и  находится  на  более
зрелой  стадии.
 Исследованные  почвы  характеризуются  уме¬
ренным  содержанием  гумуса,  слабощелочной  ре¬
 акцией  среды  гуматного  типа  (табл.  3),  карбонат-
ностью,  насыщенностью  основаниями  (табл.  4).
 Содержание  железа  в  аллювиальных  почвах
различно  (табл.  5).  Какой-либо  закономерности  в
распределении  отдельных  форм  железа  не  отме¬
чается.  Поэтому  использование  различных  форм
железа  как  диагностического  показателя  аллю¬
виальных  почв  невозможно.  В  определенной  сте¬
пени  это  характерно  и  для  зональных  почв,  что
подтверждает  их  аллювиальную  природу  и  гене¬
тическую  близость  к  почвам  пойменных  террас.
 Зональные  почвы  (чернозем  и  лугово-корич¬
невые)  отличаются  не  только  более  тяжелым
гранулометрическим  составом  (о  чем  отмеча¬
лось  выше),  но  меньшей  слоистостью,  более  за¬
кономерным  распределением  различных  форм
железа.  Аллювиальные  и  зональные  почвы
имеют  более  или  менее  сходный  состав  глинис¬
тых  минералов,  что  подтверждает  необходимость
значительного  времени  для  изменения  минерало¬
гического  состава.
 Таким  образом,  аллювиальные  почвы  поймен¬
ных  террас  и  зональные  почвы  речных  террас  до¬
статочно  ясно  отличаются  друг  от  друга,  и  выде¬
лять  их  в  рамках  одного  почвенного  типа  недопу¬
стимо.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ  ПОЧВЫ  ВОСТОЧНОЙ  ГРУЗИИ
 45
 Таблица  5.  Содержание  различных  форм  железа  (в  %  на  воздушно-сухую  почву)
 Силикатное
 Несиликатное
 Свободное
 Разрез
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 Fe203
 валовое
 %
 %  от  ва¬
лового
 %  от  ва-
лового
 аморфное
 окристаллизованное
 %
 %
 %  от  ва¬
лового
 %
 %  от  вало¬
вого
 Ос-1
 А
 0-15
 6.54
 4.26
 65.1
 2.28
 34.9
 1.03
 15.7
 1.25
 19.1
 вс
 5-30
 6.69
 5.20
 77.7
 1.49
 22.3
 0.81
 12.1
 0.68
 10.2
 CD
 30-50
 6.76
 4.63
 68.5
 2.13
 31.5
 0.96
 14.2
 1.17
 17.3
 Ос-2
 А
 0-14
 6.69
 4.58
 68.5
 2.11
 31.5
 0.98
 14.6
 1.13
 16.9
 вс
 14-28
 6.54
 4.20
 64.2
 2.34
 35.8
 1.02
 15.6
 1.32
 20.2
 CD
 28-55
 6.66
 4.37
 65.6
 2.29
 34.4
 1.09
 16.4
 1.20
 18.0
 Ос-4
 А
 0-15
 5.11
 3.38
 66.1
 1.73
 33.8
 0.78
 15.3
 0.95
 18.6
 АВ
 15-35
 4.73
 2.44
 51.0
 2.34
 48.9
 1.64
 34.3
 0.70
 14.6
 В
 35-55
 4.94
 2.41
 48.8
 2.53
 51.2
 1.12
 22.7
 1.41
 28.5
 ВС2
 55-90
 5.18
 2.94
 56.8
 2.24
 43.2
 1.08
 20.8
 1.16
 22.4
 Кр-2
 АС
 0-12
 7.42
 4.47
 60.2
 2.95
 39.8
 1.52
 20.5
 1.43
 19.3
 CD
 12-25
 7.31
 4.36
 59.6
 2.95
 40.3
 1.65
 22.6
 1.30
 17.8
 Кр-5
 АС
 0-18
 6.69
 4.24
 63.4
 2.45
 36.6
 1.28
 19.1
 1.17
 17.5
 CD1
 18-40
 6.69
 3.97
 59.3
 2.72
 40.7
 1.20
 17.9
 1.52
 22.7
 CD2
 40-60
 6.54
 3.94
 60.2
 2.60
 39.7
 1.23
 18.8
 1.37
 20.9
 Кр-1
 АН
 14-28
 5.09
 2.14
 42.0
 2.95
 57.9
 1.32
 25.9
 1.63
 32.0
 В1
 28-55
 5.46
 2.40
 43.9
 43.9
 56.0
 1.62
 29.7
 1.44
 26.4
 В2
 55-90
 5.51
 2.27
 41.2
 41.2
 58.8
 1.29
 23.4
 1.95
 35.4
 Тб-1
 АС
 0-15
 5.05
 3.08
 60.9
 2.97
 39.0
 0.80
 15.8
 1.17
 21.2
 ВС
 15-45
 4.90
 2.45
 50.0
 2.45
 50.0
 0.98
 20.0
 1.47
 30.0
 CD
 45-85
 4.44
 1.90
 42.8
 2.54
 57.2
 1.05
 23.6
 1.49
 33.6
 Тб-6
 АС
 0-15
 4.77
 2.26
 47.4
 2.51
 52.6
 1.31
 27.5
 1.20
 25.1
 ВС
 15-40
 5.83
 3.49
 59.9
 2.34
 40.1
 1.08
 18.5
 1.26
 21.6
 CD
 40-70
 5.83
 3.28
 56.3
 2.55
 43.7
 1.15
 19.7
 1.40
 24.0
 Тб-8
 А
 0-20
 6.32
 3.37
 53.3
 2.95
 46.7
 1.65
 25.6
 1.30
 20.6
 АВ
 20-45
 6.21
 3.15
 50.7
 3.06
 49.3
 1.78
 28.7
 1.28
 20.6
 В
 45-75
 7.96
 5.01
 62.9
 2.95
 37.1
 1.25
 15.7
 1.70
 21.4
 ВЫВОДЫ
 1. 	Аллювиальные  почвы  характеризуются  ма¬
лой  или  средней  мощностью,  легким  грануломет¬
рическим  составом,  слоистостью,  неравномер¬
ным  распределением  основных  окислов,  гумат-
ным  типом  гумуса,  преобладанием  в  составе
глинистых  минералов  индивидуального  смектита,
неравномерным  распределением  различных
форм  железа,  что  исключает  возможность  их  ис¬
пользования  в  качестве  диагностических  показа¬
телей,  слабощелочной  реакцией  среды,  умерен¬
ным  содержанием  гумуса,  карбонатностью,  насы¬
щенностью  основаниями,  преобладанием  в
составе  обменных  катионов  обменного  кальция.
 2. 	Зональные  почвы  (чернозем  и  лугово-ко¬
ричневые)  отличаются  более  тяжелым  грануло¬
метрическим  составом,  меньшей  слоистостью,
 более  или  менее  закономерным  распределением
различных  форм  железа.
 3. 	Аллювиальные  почвы  пойменных  террас  по
основным  почвенным  показателям  и  экологичес¬
ким  условиям  явно  отличаются  от  зональных
почв  речных  террас,  и  выделять  эти  почвы  в  рам¬
ках  одного  типа  почв  недопустимо.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Добровольский  Г.В.  Значение  учения  В.Р.  Вильям¬
са  о  почвообразовании  в  поймах  рек  в  развитии
почвоведения  //  Почвоведение.  1988.  №  9.  С.  32-36.
 2. 	Добровольский  Г.В.  Почвы  речных  пойм  центра
Русской  равнины.  М.:  Изд-во  МГУ,  1968.  295  с.
 3. 	Добровольский  Г.В.  Поймы  рек  как  ландшафты
высокой  плотности  жизни  и  интенсивного  почво¬
образовательного  процесса  //  Биологическая  про¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

46
 УРУШАДЗЕ
 дуктивность  и  круговорот  химических  элементов  в
растительных  сообществах.  Л.:  Наука,  1971.
С.  226-231.
 4. 	Добровольскмй  Г.В.  Учение  о  почвообразовании  в
поймах  и  дельтах  рек  и  его  значение  в  развитии  ге¬
нетического  почвоведения  //  Почвоведение.  1984.
№  12.  С.  27-33.
 5. 	Карманова  Л.  А.,  By  колов  Н.Г.,  Ерошкина  А.Н.
Свойства  аллювиальных  почв  восточной  части
Колхидской  низменности  в  связи  с  сельскохозяйст¬
венным  использованием  //  Вопросы  освоения  зе¬
мельных  ресурсов  в  связи  с  опустыниванием.  М.:
Колос,  1983.  С.  69-76.
 6. 	Ковда  В  Л.  Основы  учения  о  почвах.  М.:  Наука,
1973.  Т.  1,2.467  с.
 7. 	Кордунян  И.Н.,  Логинова  В.Н.  Сравнительная  ха¬
рактеристика  минералогического  состава  ила  ал¬
лювиальных  дерновых  почв  средних  рек  Горьков¬
ской  области.  Генезис  и  свойства  пахотных  почв
Нечерноземья  //  Докл.  на  4-й  научной  конферен¬
ции  почвоведов,  агрохимиков  и  земледелов  Волго-
Вятского  экологического  района.  Горький,  1989.
С  100-103.
 8. 	Мосолова  А.И.,  КрумчаевЛ.И.,  Куппа  Д.К.,  Чача-
ва  Ю.В.  Физические  и  физико-химические  свойст¬
ва  аллювиально-луговых  почв  Колхиды  //  Сб.  ста¬
тей  к  VI  Всесоюзному  съезду  почвоведов.  Тбили¬
си,  1981.  С.  239-247.
 9. 	Почвенная  карта  Грузии  в  масштабе  1  :  500  000.
Тбилиси,  2000.
 10. 	Практикум  по  почвоведению.  М.:  Агропромиздат,
1986.  335  с.
 11. 	Пхакадзе  Н.В.  Пойменные  почвы  левобережья
Алазанской  долины  //  Тез.  докл.  VIII  Всес.  съезда
 почвоведов.  Новосибирск,  14—18  авг.,  198с>.  Кн.  4.
С.  125.
 12. 	Сабашвили  М.Н.  Почвы  Грузинской  ССР.  Тбили¬
си:  Мецниереба,  1964.  372  с.  (на  груз.  яз.).
 13. 	Симонов  ГА.,  Таскаев  А.И.,  Шуктова  И.И.  Мине¬
ралогический  состав  аллювиальных  почв  как  ин¬
дикатор  условий  осадконакопления  и  специфика
их  исследований  //  Почвы  речных  долин  и  дельт,  их
рациональное  использование  и  охрана.  Тез.  докл.
Всес.  конф.  25-27  декабря.  М.,  1984.  С.  40.
 14. 	У  бу  гу  нов  Л  Л.,  Убугунова  В.И.  Почвы  речных
пойм  Монголии//Почвоведение.  1991.  №  1.  С.  105—
117.
 15. 	Урушадзе  Т.Ф.  Основные  почвы  Грузии.  Тбилиси:
Мецниереба,  1997.  267  с.  (на  груз.  яз.).
 16. 	Шепелев  А.И.  О  сущности  пойменного  почвообра¬
зования  //  Тез.  докл.  VIII  Всес.  съезда  почвоведов.
Новосибирск,  14-18  авг.  1989.  Кн.  4.  С.  37.
 17. 	Шепелев  А.И.,  Огородников  А.В.,  Росновский  И.Н.
Пойменные  почвы  Средней  Оби  (в  связи  с  типиза¬
цией  земель)  //  Проблемы  освоения  пойм  северных
рек.  М.,  1987.  С.  11-16.
 18. 	Чачава  Ю.Н.,  Ерошкина  А.Н.,  Вуколов  Н.Г.  Неко¬
торые  особенности  аллювиально-глеевых  почв  в
связи  с  их  использованием  под  цитрусы  //  Сб.  науч¬
ных  трудов  Груз.  НИИ  почвоведения,  агрохимии  и
мелиорации.  1988.  Т.  29.  С.  121-124.
 19. 	Urushadze  А.Т.,  Chijikova  N.P.  Clay  minerals  in  the  Al¬
luvial  Soils  of  the  Mtkvari  River  Basin  //  Bulletin  of  the
Georgian  Academy  of  Sciences.  1997.  V.  155.  №  3.
P.  73-76.
 20. 	Yu  Ji-quam,  Yang  De-yong,  Jiang  Mei-jin.  Clay  minerals
of  paddy  soils  in  Taihu  Lake  region  //  Proc.  Symp.  Paddy
Soil.  Beijing.  Berlin  c.a.,  1981.  P.  480-^485.
 Alluvial  Soils  in  Eastern  Georgia
 A.  T.  Urushadze
 This  paper  deals  with  the  study  of  alluvial  soils  in  Eastern  Georgia.  Alluvial  soils  have  been  studied  on  the
floodplain  terraces  of  the  Kura  River,  which  is  the  largest  river  in  the  Eastern  Georgia.  Zonal  soils  have  been
also  investigated  for  comparison.  The  alluvial  soils  are  found  to  differ  markedly  from  the  zonal  soils,  i.e.,  they
are  chernozem  and  meadow  cinnamonic  soil,  which  makes  it  impossible  to  distinguish  them  within  one  soil
type.
 №  1
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Nil,  с.  47-55
 ХИМИЯ
 почв
 УДК  631.4
 КОМПАРТМЕНТАЦИЯ  В  ПОЧВАХ
 ©  2005  г.  Л.  О.  Карпачевский,  Т.  А.  Зубкова
 Факультет  почвоведения  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова,  119992,  Москва
Поступила  в  редакцию  15.01.2004  г.
 Одним  из  главных  следствий  почвообразования  можно  считать  формирование  многоуровневой
структуры  из  первоначальной  смеси  разных  веществ.  Ведущим  процессом  этого  формирования
можно  считать  компартментацию-  образование  активных  центров,  приводящее  к  разделению  поч¬
вы  на  микроучастки,  в  которых  концентрируются  те  или  иные  вещества.  Активными  центрами  мо¬
гут  быть  самые  разные  группы,  образующие  кластеры  в  составе  почвенной  матрицы  и  на  ее  поверх¬
ности.  Наличие  компартментов  обусловливает  постоянную  разность  электрических  полей  в  почвах
и  горизонтах.
 ВВЕДЕНИЕ
 Почвоведение  в  рамках  академической  клас¬
сификации  наук  относят  к  биологическим  на¬
укам.  Несмотря  на  то,  что  около  90%  массы  поч¬
вы  составляют  обломки  пород  и  зерна  минера¬
лов,  только  биота  -  биологический  фактор  -
превращает  геологическую  породу  в  почву  при
взаимодействии  всех  остальных  факторов  почво¬
образования.  Если  нет  биоты,  то  формируются
рыхлые  отложения  типа  лунного  реголита.  Мало
того,  почва  обладает  рядом  экологических  функ¬
ций,  что  само  по  себе  включает  ее  в  объекты,  ко¬
торые  исследуют  биологические  науки  [5].  Одна¬
ко  многие  достижения  современной  биологии  по¬
ка  не  находят  соответствующего  применения  в
почвоведении.  Биологи  показали,  что  генетичес¬
кая  информация  развертывается  в  живой  орга¬
низм;  выявили  работу  множества  ферментов,
раскрыли  трофические  цепи  в  биосфере.  Среди
достижений  биологии  следует  признать  установ¬
ление  компартментации  -  сортировки  разных  ве¬
ществ  по  отдельным  компартментам,  отдельным
частям  клетки.  В  протоплазме  всегда  находится
смесь  разных  веществ  и  разделением  этой  смеси
управляет  процесс  компартментации.  (В  биологи¬
ческом  словаре  этот  процесс  назван  компартмен-
тализация.)
 В  почвах  процесс  компартментации  можно  оп¬
ределить  как  распределение  разных  веществ  по
отдельным  локальным  почвенным  центрам.
 В  почвоведении  при  анализе  почв  основное
внимание  уделяют  факторам  почвообразования
(В.В.  Докучаев)  и  процессам  (И.П.  Герасимов,
А.А.  Роде).  В  меньшей  степени  изучают  сами  ме¬
ханизмы  преобразования  геологического  субст¬
рата  и  формирования  почвы.  Это  связано  с  тем,
что  многие  простые  реакции  в  почвах  осложня¬
ются  побочными  процессами  и  затрудняют  пони¬
мание  механизмов  изменения  почв.  В  частности
 до  сих  пор  нет  полной  ясности  с  реакциями,  при¬
водящими  к  подзолообразованию,  гумусообразо-
ванию,  формированию  почвенного  поглощающе¬
го  комплекса.
 ОРГАНИЗАЦИЯ  ПОЧВЫ
 Известно  определение  почвы  как  особого  при¬
родного  тела,  сформировавшееся  под  воздействи¬
ем  пяти  факторов,  в  то  же  время  почва  -  компо¬
нент  наземных  экосистем.  Есть  другое  определе¬
ние:  почва  -  свита  генетических  горизонтов,
связанных  общностью  образования  (Б.Б.  Полы-
нов).  Но  можно  рассматривать  почву  как  смесь
самых  разных  веществ:  минералов,  обломков  по¬
род,  коллоидов,  органического  вещества.  Приве¬
дение  этой  смеси  в  систему,  построение  системы
иерархической  организации  (А.Д.  Воронин,
Б.Г.  Розанов)  -  одна  из  ипостасей  почвообразова¬
тельного  процесса.  Важной  составляющей  этого
процесса  следует  признать  процесс  компартмен¬
тации,  формирование  компартментов,  частей
почвенной  массы,  обладающих  разными  свойст¬
вами,  позволяющих  им  избирательно  привлекать
к  себе  разные  вещества.  В  работе  петербургских
исследователей  Р.А.  Полуэктова  с  соавт.  [12]  тер¬
мины  компартментации,  компартмент  использо¬
ваны  для  выделения  локальных  участков  почвы.
В.Н.  Ефимов  в  торфах  выделяет  компартменты
азота,  фосфора,  калия  и  других  веществ  (устное
сообщение).  Следующие  факты  послужили  осно¬
вой  для  возникновения  представлений  о  матрич¬
ной  организации  почв  и  возможном  почвенном
процессе  компартментации.  Было  установлено
[20],  что  происходит  достройка,  встройка  фраг¬
ментов  гумусовых  полимеров  в  органическую,  гу¬
мусовую  почвенную  матрицу.  Для  состава  поч¬
венного  гумуса  установлена  его  динамика  [3].  Со¬
став  гумуса  становится  наиболее  стабильным  в
августе.  На  основании  этих  данных  была  предло-
 47

48
 КАРПАЧЕВСКИЙ,  ЗУБКОВА
 Таблица  1.  Распределение  матричного  гумуса  и  детрита  в  почвах  и  зоогенных  образованиях  (%  от  абсолютно
сухой  массы  дерново-подзолистой  почвы)  по  данным  А.  Тиунова  и  Н.А.  Звонковой
 Глубина,
 см
 С  общ
 С  детр
 До  отделения  детрита
 После  отделения  детрита
 С  пфв
 С  гк
 С  фк
 С  пфв
 С  гк
 С  фк
 Дрилосс
 >ера  (стенки  ходов  дождевых  червей  в  почве)
 5-10
 5.19
 2.17
 1.21
 0.22
 0.99
 0.59
 0.22
 0.37
 10-15
 4.16
 1.65
 0.98
 0.20
 0.78
 0.63
 0.20
 0.43
 15-20
 3.88
 0.83
 0.96
 0.21
 0.75
 0.75
 0.17
 0.58
 Почва
 0-5
 1.69
 0.77
 0.79
 0.39
 0.40
 Не  опр.
 5-10
 1.38
 0.27
 0.50
 0.09
 0.41
 0.42
 0.11
 0.31
 10-15
 0.59
 0.03
 0.27
 0.04
 0.23
 0.16
 0.04
 0.12
 15-20
 0.79
 0.13
 0.33
 0.04
 0.29
 0.23
 0.05
 0.18
 Примечание.  С  пфв  -  углерод  фиксированного  в  почве  органического  вещества.
 жена  гипотеза  самовоспроизводства  органичес¬
кой  матрицы  в  почве,  ее  восстановление  при  на¬
рушениях  [3].  Это  положение  было  подкреплено
дальнейшими  исследованиями,  которые  обнару¬
жили,  что  70-90%  органического  вещества  почвы
представляют  собой  матрицу,  закрепленную  на
минеральной  матрице  (С  пфв  табл.  1  и  2).  При
плотности  жидкости  1.9-2.0  свободное  органиче¬
ское  вещество  всплывает,  а  закрепленное  на  ми¬
неральной  матрице  остается  в  почве  и  тем  самым
отделяется  от  детрита,  органического  субстрата.
Кроме  того,  было  установлено  [8],  что  почвен¬
ный  гумус,  извлеченный  щелочью,  состоит  из  по¬
лимеров  разной  молекулярной  массы  (от  5  до
40  тыс.  дальтонов  и  больше).  При  внесении  в  поч¬
ву  полимера  определенной  молекулярной  массы
следующее  извлечение  гумуса  из  почвы  показы¬
вало,  что  в  почве  снова  находится  весь  спектр  по¬
лимеров  по  молекулярной  массе.  Это  означало,
что  в  почве  происходит  абиотическая  полимери¬
зация  органических  радикалов.  Почва  также  об¬
ладает  абиотической  каталитической  способнос¬
тью  [1,6],  что  в  свое  время  предсказывал  Троиц¬
кий  [19].  Обзор  имеющейся  литературы  по
 Таблица  2.  Состав  органического  вещества  (%  от  аб¬
солютно  сухой  массы  субстрата)  в  разных  компонен¬
тах  дерново-подзолистой  почвы.  Данные  А.  Тиунова  и
Н.А.  Звонковой
 Вариант
 С  общ
 С  детр
 С  пфв
 Опад
 25.16
 22.46
 2.70
 Копролиты
 4.01
 1.10
 1.22
 Дрилосфера,  15-25  см
 2.72
 0.55
 0.79
 Почва,  гор.  Ад,  0-5  см
 1.69
 0.82
 0.79
 Почва,  гор.  А1,  15-25  см
 0.84
 0.21
 0.48
 свободным  почвенным  ферментам  показал,  что
синтетазы  в  почвах  пока  не  обнаружены  [13].
 Все  эти  факты  заставляют  более  внимательно
отнестись  к  молекулярным  свойствам  почвы,  в
частности,  к  ее  матричной  организации.  Взаимо¬
действие  почвенных  компонентов  с  растворами
можно  считать  одним  из  главных  глобальных
процессов  почвообразования.  Но  участие  боль¬
шого  множества  различных  почвенных  компо¬
нентов  приводит  к  некоторой  неопределенности
реакций  и  их  конечных  продуктов.
 Матричная  теория  организации  почвы  осно¬
вывается  на  том,  что  поверхность  почвенных  ми¬
нералов  и  особенно  почвенных  коллоидов  пред¬
ставляет  собой  почвенную  минеральную  матри¬
цу,  с  которой  связаны  все  почвенные  процессы.
Превращение  минеральной  геологической  мат¬
рицы  в  почвенную  происходит  при  появлении  на
минеральной  матрице  органической,  гумусовой
матрицы,  “органо-минеральных  соединений”  по
Троицкому  [19].
 Мы  используем  термин  “органо-минеральная
матрица”.  Есть  два  вида  органо-минеральной  ма¬
трицы:  одна  образована  гумусовыми  молекула¬
ми,  а  другая  -  коллоидами  органического  вещест¬
ва  [4].  Свойства  этих  матриц  различны.  На  наш
взгляд  они  образуют  разные  крупные  компарт-
менты  в  почвах,  на  которых  будут  происходить
разные  реакции.  Самые  мелкие  компартменты
связаны  с  активными  центрами  [6],  или  кластера¬
ми  [11],  из  которых  состоит  почвенная  матрица.
Активные  центры  -  это  наиболее  активные  эле¬
менты  поверхности  почвенных  структур:  атомы,
ионы,  молекулы,  функциональные  группы.  Они
образуются  в  результате  дефектов,  дислокаций,
сколов,  разломов,  процессов  диспергации,  имеют
разную  силу  поглощения  (удержания  веществ)  и
разное  сродство  к  веществам,  находящимся  в  поч-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

КОМПАРТМЕНТАЦИЯ  В  ПОЧВАХ 	49
 Таблица  3.  Общее  содержание  элементов  в  насыщенных  катионами  минералах  после  разных  видов  обработки  [9]
 Минерал
 Обработка
 Общее  содержание  элементов
 С1
 Na
 Са
 Mg
 Zn
 Pb
 %
 мг/г
 Са-монтмориллонит
 отмывка
 0.01
 0.31
 2.84
 2.72
 0.163
 0.029
 сушка,  105°
 0
 0.62
 6.20
 2.65
 0.139
 0.719
 Mg-монтмориллонит
 отмывка
 0
 0.52
 0.99
 4.40
 0.073
 0.009
 сушка,  105°
 1.17
 0.28
 1.03
 6.57
 0.098
 0.070
 РЬ-монтмориллонит
 отмывка
 0
 0.40
 0.51
 2.29
 0.918
 187.22
 сушка,  105°
 0
 0.39
 0.51
 2.30
 0.597
 231.96
 Zn-монтмориллонит
 отмывка
 0.05
 0.94
 0.70
 2.55
 30.797
 0.078
 сушка,  105°
 0.63
 2.87
 0.76
 2.54
 47.852
 0.078
 Na-каолинит
 отмывка
 0
 0.33
 0.11
 1.07
 0.009
 0.056
 сушка,  105°
 0.03
 0.49
 0.12
 1.03
 0.010
 0.068
 Mg-каолинит
 отмывка
 0
 0.38
 0.07
 1.10
 0.008
 0.049
 сушка,  105°
 0.55
 0.31
 0.12
 2.09
 0.101
 0.098
 венном  растворе.  Кластеры  -  это  группы  близко
расположенных,  тесно  связанных  друг  с  другом
атомов,  молекул,  ионов,  иногда  ультрадисперс¬
ные  частицы,  выполняющие  одинаковые  функ¬
ции.  По  сути  -  кластеры  -  это  группы  активных
центров  с  близкими  свойствами.
 Осадок  гидроксидов  и  солей  на  почвенной  ма¬
трице,  в  том  числе  на  поверхности  почвенных  ми¬
нералов,  может  представлять  собой  особые  клас¬
теры,  следовательно,  особые  компартменты.  О
соотношении  разных  кластеров  свидетельствует
содержание  разных  веществ  в  минералах  после
отмывки  образцов,  обработанных  насыщенными
растворами  солей  кальция,  магния,  цинка,  свинца
(табл.  3).
 Это  означает,  что  существуют  активные  цент¬
ры  (компартменты),  где  данные  катионы  удержи¬
ваются  достаточно  прочно.  В  частности,  ком¬
партменты  для  ионов  натрия,  кальция,  магния,
цинка,  свинца.  И  в  то  же  время  эти  данные  показы¬
вают,  что  на  изученных  минералах  существуют
вновь  образованные  кластеры  (на  поверхности  ми¬
неральной  матрицы)  и  исходные  минеральные  кла¬
стеры.  Например,  в  Са-монтмориллоните,  кото¬
рый  промывали  после  его  насыщения  хлоридом
кальция,  Са  содержится  2.84%  от  массы  минера¬
ла,  в  образце  без  последующей  промывки  -
6.20%.  Аналогичная  картина  наблюдается  и  для
других  катионов,  а  также  для  опыта  с  каолини¬
том.
 Наличие  двух  типов  кластеров  (двух  групп
компартментов)  просматривается  при  анализе  со¬
става  обменных  катионов  в  монтмориллоните
(табл.  4).
 Неотмытые  от  избытка  солей  образцы  как
монтмориллонита,  так  и  каолинита  обычно  со¬
держат  больше  почти  всех  катионов  по  сравне¬
нию  с  отмытыми.  Кроме  того,  при  насыщении
минералов  одним  элементом  не  удается  полно¬
стью  избавиться  от  всех  других.  Отмечается  недо¬
стоверная  тенденция  при  высушивании  Mg-као¬
линита  и  Mg-монтмориллонита:  происходит  за¬
крепление  в  них  С1,  что  свидетельствует  о
наличии  “хлорного”  компартмента.  В  этом  слу¬
чае  ряд  кластеров  удерживает  катионы,  которые
должны  были  бы  вытесняться  при  обработке  ми¬
нералов  насыщенными  растворами  солей  одного
катиона.  Диализ  заметно  уменьшает  содержание
всех  катионов  в  минералах.  Иными  словами,  раз¬
ные  катионы  как  в  новых  солевых  кластерах,  так
и  в  исходных  матричных  кластерах  приурочены  к
определенным  компартментам,  и  две  группы  этих
компартментов  способствуют  ходу  более  “чис¬
тых”  реакций  в  почвах.  Принципиальное  разли¬
чие  новых  кластеров  с  исходными  матричными  -
их  сравнительно  легкое  удаление  даже  водой.  Но
иногда  новые  матрицы  формируются  на  доста¬
точно  прочных  и  слаборастворимых  образовани¬
ях,  например,  гидроксидах  железа  и  алюминия.
 Разнокачественность  компартментов  обуслов¬
лена  разной  природой  активных  центров  почвен¬
ной  матрицы.  Так,  активные  центры  могут  быть
точками  роста,  зародышами  для  определенных
кристаллов,  могут  образовывать  связи  разной  си¬
лы  с  центрами  других  матриц.  На  поверхности
минералов,  как  правило,  имеются  разнообразные
активные  центры.  Например,  на  монтмориллони¬
те  присутствуют  как  кислые,  так  и  основные
группы  (табл.  5).
 4  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

50 	КАРПАЧЕВСКИЙ,  ЗУБКОВА
 Таблица  4.  Состав  обменных  катионов  монтмориллонита  (в  мг-экв  на  100  г  воздушно-сухого  вещества)  [9]
 Насыщающий  катион
 Са2+
 Mg2+
 Na+
 К+
 Zn2+
 Pb2+
 Сумма
 Без  насыщения
 20.70
 10.63
 17.25
 1.15
 0.09
 0
 49.82
 24.37
 12.37
 4.53
 2.67
 0.08
 0.01
 44.03
 Na+
 0.82
 2.14
 41.12
 0.64
 0
 0
 47.72
 3.09
 0.43
 30.27
 0.59
 0
 0
 35.11
 Са2+
 43.42
 1.18
 6.40
 0.77
 0
 0
 51.77
 41.05
 1.55
 4.46
 0.92
 0
 0
 47.98
 Zn2+
 3.37
 1.38
 2.39
 0.82
 21.39
 0.08
 29.43
 1.73
 3.14
 4.86
 1.06
 19.78
 0
 30.57
 Pb2+
 4.60
 3.37
 2.48
 0.85
 0.06
 0.15
 11.51
 9.76
 5.20
 1.95
 1.00
 0.12
 0.11
 18.14
 Примечание:  над  чертой  -  содержание  обменных  катионов  после  насыщения  образца  соответствующей  солью,  под  чертой  -  после
диализа  насыщенного  образца.
 Большинство  почвенных  алюмосиликатов,
включая  глинистые  минералы,  имеют  на  поверх¬
ности  преимущественно  кислотные  центры  (КЦ),
которые  характеризуют  минерал  как  твердую
кислоту.  К  ним  относят  природные  глины  (содер¬
жащие  каолинит,  монтмориллонит),  цеолиты,  ка¬
тионообменные  смолы,  оксиды  и  соли  многих  по¬
ливалентных  катионов  [17].  Основными  свойст¬
вами  обладают  твердые  оксиды  и  гидроокиси
щелочных  и  щелочноземельных  элементов,  а
также  их  карбонаты.  Смешанные  оксиды,  часть
алюмосиликатов,  магний-,  кальций-силикаты,
обладают  как  кислотными,  так  и  основными
свойствами.
 Состав  минералов,  изоморфные  замещения  в
них  определяют  свойства  их  поверхности  (ЕКО,
состав  обменных  катионов,  степень  совершенст¬
ва  кристаллической  решетки,  отношение  Si02  к
А1203).  Кислотность  и  основность  минералов  яв¬
ляется  в  общем  случае  энергетической  характе¬
ристикой,  количественно  оценивающей  его  реак¬
ционную  способность.  Это  некая  потенциальная
способность  почвенной  структуры,  которая  мр-
 Таблица5.  Количество  кислых  SiOH  и  основных
Al(Fe)OH-rpynn  на  внешней  поверхности  (5)  монтмо¬
риллонита  [16,  17]
 Монтмориллонит
 S,  м2/г
 SiOH
 АЮН
 ммоль/г
 Пыжевский
 40
 0.170
 0.070
 Черкасский
 60
 0.160
 0.090
 Асканский
 68
 0.240
 0.104
 Огланлинский
 39
 0.154
 0.100
 Вайомингский
 40
 0.200
 0.112
 жет  проявиться  при  известных  обстоятельствах.
При  характеристике  центров  почвенной  мине¬
ральной  матрицы  (ПММ)  мы  называем  их  актив¬
ными  центрами.
 Активные  центры  ПММ  участвуют  в  форми¬
ровании  кислотно-основного  состояния  почвен¬
ных  растворов  [2,  8,  23].
 Таким  образом,  центры  -  это  наиболее  актив¬
ные  элементы  почвенной  матрицы,  имеющие  то¬
чечные  размеры,  которые  взаимодействуют  с  ок¬
ружающими  веществами:  почвенными  раствора¬
ми,  микроорганизмами,  ферментами,  а  также  с
другими  почвенными  матрицами.  Активные  цен¬
тры  минеральной  матрицы  составляют  исходные
минимальных  размеров  компартменты  в  твердом
веществе  почвы  и  разделяют  всю  твердую  массу
почвы  на  активные  и  неактивные  зоны.  Это  озна¬
чает,  что  существуют  активные  центры  (ком¬
партменты),  где  данные  катионы  удерживаются
достаточно  прочно.  В  частности,  компартменты
для  ионов  натрия,  кальция,  магния,  цинка,  свинца.
И  в  то  же  время  эти  данные  показывают,  что  на
изученных  минералах  существуют  вновь  образо¬
ванные  кластеры  (на  поверхности  минеральной
матрицы)  и  исходные  минеральные  кластеры.
 Наличие  двух  типов  кластеров  (двух  групп
компартментов)  просматривается  при  анализе  со¬
става  обменных  катионов  в  монтмориллоните
(табл.  4).
 КИСЛОТНЫЕ  ЦЕНТРЫ  ПОЧВЕННОЙ
МИНЕРАЛЬНОЙ  МАТРИЦЫ
 Все  кислотные  центры  почвенной  минераль¬
ной  матрицы  взаимодействуют  с  основаниями,
молекулы  которых  используют  как  тесты  (амми¬
ак,  пиридин,  хинолин,  всевозможные  алкилами¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

КОМПАРТМЕНТАЦИЯ  В  ПОЧВАХ
 51
 ны)  [1,16].  По  прочности  закрепления  молекулы-
теста  на  матрице  судят  о  силе  этих  центров.
 Кислотными  центрами  на  поверхности  слоис¬
тых  силикатов  могут  быть  обменные  катионы
(Fe,  А1,  Со,  Zn,  Са,  Mg  и  др.),  гидроксильные  груп¬
пы,  координационно-ненасыщенные  ионы,  сор¬
бированные  молекулы  воды  [17].  Следует  под¬
черкнуть,  что  кислотные  свойства  почвенной  ми¬
неральной  матрицы  обусловлены  не  только
ионом  водорода  -  показателем  кислотности  рас¬
творов,  но  и  большим  числом  ионов  и  функцио¬
нальных  групп.  Так,  в  число  кислотных  центров
входят  поверхностные  гидроксильные  группы
трех  типов,  различающиеся  по  силе:  обычные
SiOH,  поляризованные  SiOH*  и  мостиковые  или
терминальные  [17,  18].  Координационно  ненасы¬
щенные  катионы  -  чаще  всего  А13+  в  окружении
трех  структурных  атомов  кислорода,  а  также
Fe3+,  Mg*+  проявляют  себя  как  кислотные  центры.
Кислотные  свойства  сорбированных  молекул  во¬
ды,  связанных  с  катионами  металлов,  известны
давно.  Необычайность  явления  заключается  в
том,  что  кислотные  свойства  молекул  воды,  свя¬
занных  с  обменными  катионами  минеральных  ио-
нообменников,  при  ограниченном  количестве  ад¬
сорбированной  воды  сильно  повышены  по  срав¬
нению  с  таковыми  в  водных  растворах.  С
увеличением  электроотрицательности  (поляри¬
зующей  способности)  катионов  в  ряду  Na+  <  Li+  <
<  Са2+  <  Mg2+  <  Al3+  <  Fe3+  кислотные  свойства  свя¬
занных  с  ними  молекул  воды  усиливаются.  Об¬
менные  катионы  алюмосиликатов  также  прояв¬
ляют  кислотные  свойства.  По  отношению  к  NH3
обменные  катионы  Fe3+,  А13+  и  щелочноземель¬
ных  элементов  (например,  Са,  Mg)  являются  ак¬
тивными  кислотами,  причем  столь  активными,
что  образуют  даже  химические  соединения,  на¬
пример,  [A1(NH)6]3+,  тогда  как  обменные  катионы
Na+,  К+  и  других  щелочных  элементов  вообще  не
проявляют  кислотных  свойств.  Ионы  щелочных
металлов  -  одни  из  самых  слабых  кислот  и  прояв¬
ляют  свои  кислотные  свойства  только  при  взаи¬
модействии  с  самыми  сильными  основаниями.
 Существуют  два  типа  катионообменных  цент¬
ров  слоистых  силикатов,  различающихся  по
структуре,  реакционной  способности:  1)  обмен¬
ные  катионы,  компенсирующие  отрицательный
заряд  слоев,  возникающий  в  результате  гетерова-
лентного  изоморфизма  в  структуре,  чаще  всего
А13+  —►  Si4+  в  тетраэдрических  и  Mg2+  —►  А13+  в
октаэдрических  сетках.  Этот  тип  изоморфизма
определяет  80-85%  емкости  катионного  обмена
монтмориллонита;  2)  катионы  металлов,  замес¬
тившие  водород  слабокислых  групп  SiOH  на  бо¬
ковых  гранях  и  ребрах.  На  них  приходится  15-
20%  ЕКО  монтмориллонита.
 Таким  образом  полизарядные  катионы  метал¬
лов,  адсорбированная  вода,  поверхностные  гид-
 Таблица  6.  Спектр  кислотных  центров  почвенной  ми¬
неральной  матрицы
 Интервал
температур
десорбции  NH3
 Интервал  энергии
активации  десорбции
NH3,  Е,  кДж/моль
 Участки  спектра
кислотных
центров
 20°С-40°С
 78-83
 крайне  слабые
 40°С-100°С
 83-99
 слабые
 100°С-200°С
 99-126
 средней  силы
 200°С-300°С
 126-152
 сильные
 300°С-500°С
 152-206
 очень  сильные
 роксильные  группы  определяют  кислотные  свой¬
ства  почвенной  минеральной  матрицы.  Сущест¬
вует  тесная  взаимосвязь  между  химией
поверхности  (распределением  активных  центров
по  силе),особенностями  кристаллического  строе¬
ния  слоистых  силикатов,  с  одной  стороны,  и  усло¬
виями  почвенной  среды  (обменные  катионы,  кис¬
лотность,  влажность,  состав  почвенных  вод),  с
другой  стороны.  Различия  в  природе  активных
центров  обусловливают  возможность  компарт-
ментации  веществ  в  почве.
 АКТИВНОСТЬ  ПОЧВЕННОЙ
МИНЕРАЛЬНОЙ  МАТРИЦЫ
 В  исследовании  активности  почвенной  мине¬
ральной  матрицы  применяли  аммиак  как  тест:  он
реагирует  с  широким  энергетическим  спектром
кислотных  центров  (КЦ)  и  одновременно  облада¬
ет  высокой  проницаемостью  из-за  малого  диаме¬
тра  молекулы  (30.9  нм).  Площадка,  занимаемая
молекулой  аммиака,  сравнительно  невелика  w  =
=  1500  нм2.  Диоксид  углерода  применяли  как  тест
на  центры  основной  природы.  Методы  исследова¬
ния  -  термодесорбция  аммиака,  ступенчатая  и
программированная,  широко  используются  в  хи¬
мии  катализа  (1,8,  22-27).  За  меру  общего  числа
КЦ  были  приняты  адсорбционные  емкости  NH3
при  20°С.  Для  удобства  сопоставления  данных  все
центры  условно  обозначали  как  крайне  слабые
или  очень  слабые,  слабые,  центры  средней  силы,
сильные  и  очень  сильные  (табл.  6).
 Количественно  кислотные  свойства  поверхно¬
сти  оценивали  числом  КЦ,  исходя  из  допущения,
что  стехиометрия  взаимодействия  соответствует
одной  молекуле  NH3  на  одну  КЦ,  или  числом  мик¬
ромолей  NH3  на  единицу  веса  образца  и  единицу
площади  поверхности.  Ошибка  измерений  могла
составлять  0.5  мкмоль  NH3  или  3  х  ІО17  ГЦ/г.
 При  расчетах  концентрации  кислотных  цент¬
ров  использовалась  только  общая  удельная  по¬
верхность.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 4*

52
 КАРПАЧЕВСКИЙ,  ЗУБКОВА
 Число  КЦ  хІО17
 Содержание  КЦ,  %  от  суммы
 Рис.  1.  Статистики  погрешностей  в  распределении
кислотных  центров  ПММ  для  черноземных  и  подзо¬
листых  почв,  %  от  суммы  КД.  Обозначения:  1  -  мини¬
мум-максимум,  2  -  25-75%,  3  -  медиана.
 ИССЛЕДОВАНИЯ  ОБЪЕКТОВ
 В  качестве  объектов  были  выбраны  следую¬
щие  почвы:  1)  обыкновенный  чернозем,  тяжело¬
суглинистый  (Днепропетровск,  Самарский  стаци¬
онар);  2)  дерново-подзолистая,  суглинистая,  ель¬
ник  волосисто-осоковый  (Малинки,  Московская
обл.);  3)  дерново-глеевая  суглинистая,  первая  лу¬
говая  терраса  р.  Жилетовки  (Малинки);  4)  бу¬
рая  лесная  суглинистая  (Сихотэ-Алинь);  5)  тем¬
ноцветная  (черно-бурая)  лесная  суглинистая  (Си-
хотэ-Алинь).  Почвы  охарактеризованы  в  работах
А.П.  Травлеева,  Л.О.  Карпачевского,  Г.И.  Ива¬
нова.
 Обработка  почвы.  Методом  сухого  про¬
сеивания  выделяли  микроагрегатную  фракцию
почвенных  частиц  размером  от  0.25  мм  до  1.0  мм,
что  необходимо  для  проведения  измерений  их
кислотных  свойств.  Для  освобождения  минераль¬
ной  матрицы  от  органической  образцы  почвы
прокаливали  в  токе  сухого  воздуха  при  500°С  в  те¬
 чение  6  часов,  что  обеспечивает  полное  сгорание
органических  соединений.  Поскольку  минералы
при  этой  температуре,  особенно  железистые  [15],
могут  изменяться,  была  проверена  реакция  безгу-
мусовых  горизонтов  почв  (С)  на  нагревание.  Ко¬
личество  кислотных  центров  при  нагревании  из¬
менилось  не  достоверно,  практически  осталось
тем  же.  Поэтому  использовали  нагревание  почв
до  температуры  500°  в  целях  удаления  большей
части  органического  вещества.  Минеральная  ма¬
трица  почв  претерпевает  при  этом  минимальные
изменения  (за  исключением  железистых  минера¬
лов).  Но,  поскольку  изменяющихся  оксидов  же¬
леза  в  исследуемых  почвах  мало  (2—4  от  веса  поч¬
вы),  то  было  сделано  допущение,  что  прокалива¬
ние  почвы  не  вносит  существенных  изменений  в
матричные  свойства  минералов.
 КИСЛОТНЫЕ  И  ОСНОВНЫЕ  ЦЕНТРЫ
ПММ
 Почвенная  минеральная  матрица  проявляет
кислотные  свойства.  В  минеральной  матрице  чер¬
ноземов  общее  содержание  кислотных  центров
превышало  таковое  основных  центров  почти  в  3-
4  раза.  В  дерново-подзолистых  почвах  основных
центров  не  обнаружено.  Таким  образом,  актив¬
ные  центры  минеральных  матриц  большей  частью
представлены  кислотными  центрами.  Поэтому  в
дальнейших  исследованиях  главное  внимание  было
уделено  КЦ,  особенностям  их  распределения  на
ПММ  различных  почв.
 Кислотные  центры  ПММ.  Минераль¬
ная  матрица  черноземных  почв  отличается  от
подзолистых  более  высокой  общей  адсорбцион¬
ной  емкостью  по  аммиаку:  70-180  мкмоль  NH3/r
(400  х  ІО17—1070  х  1017  КЦ/г)  в  черноземах  и  40-
120  мкмоль  NH3/r  (200  х  1017-700  х  1017  КЦ/г)  в
дерново-подзолистых  почвах  (рис.  1).  При  пере¬
счете  на  удельную  поверхность  ПММ  различия
нивелируются,  и  показатель  КЦ/м2  выравнивает¬
ся  для  большинства  исследованных  образцов  к
значению  (17  ±  4)  х  ІО17  КЦ/м2.  Общее  содержа¬
ние  КЦ  пропорционально  удельной  поверхности
ПММ  (R2  =  0.73).  Число  КЦ  на  единицу  внешней
поверхности  ПММ,  определенной  по  азоту,  выше
в  почвах  более  тяжелого  гранулометрического
состава.  Это  соответствует  взглядам  о  сближении
свойств  или  в  разных  почвах,  в  особенности  по  ва¬
ловому  составу  при  их  различии  по  таким  свойст¬
вам,  как  насыщенность  катионами  и  пр.  [5,  13].
 Спектр  активности  КЦ.  Минеральная
матрица  каждой  почвы  и  горизонта  характеризу¬
ется  индивидуальным  спектром  активных  цент¬
ров  по  энергии.  Причем,  чем  более  дифференци¬
рован  почвенный  профиль,  тем  разница  ПММ  су¬
щественнее  (рис.  2).  Так,  сравнительный  анализ
двух  контрастных  по  генезису  групп  почв:  черно¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

КОМПАРТМЕНТАЦИЯ  В  ПОЧВАХ
 53
 земные  и  элювиальные  (дерново-подзолистые,
дерново-глеевые,  бурые  лесные,  темноцветные)
показал  существенные  различия.  ПММ  чернозе¬
мов  имела  много  крайне  слабых  КЦ  -  от  70  х  1017
до  380  х  1017  КЦ/г  (рис.  2),  что  составляет  13-38%
от  общего  числа  КЦ.  В  дерново-подзолистых
почвах  крайне  слабые  КЦ  отсутствуют  на  мине¬
ральной  поверхности  или  их  количество  незначи¬
тельно  (до  20  х  ІО17  КЦ/г).  Содержание  КЦ  сла¬
бой  силы  составляет  11-60%  в  дерново-подзолис¬
тых  почвах  и  20-38%  от  суммы  в  черноземах.
 Максимальное  число  активных  центров  для
всех  ПММ  (25-62%  от  суммы)  приходится  на  цен¬
тры  средней  силы.  Доля  сильных  КЦ  в  дерново-
подзолистых  почвах  выше  по  сравнению  с  черно¬
земами.  Количество  сильных  КЦ  в  черноземах
составляет  8-13%  от  общего  их  числа,  в  дерново-
подзолистых  почвах  -  11-32%.
 Адсорбционная  зона  не  является  сплошной,  то
есть  непрерывным  рядом  адсорбционных  цент¬
ров  (КЦ  занимают  поверхность  менее  20%  от
площади  ПММ),  а  представляет  собой  систему
дискретных  центров  разной  силы.  Для  сравнения
в  сильнейших  алюмосиликатных  системах  кон¬
центрация  кислотных  центров  составляет  1012-
1014  центров/см2,  при  этом  они  расположены  ло¬
кально  и  составляют  незначительную  долю  по¬
верхности  -  от  0.2  до  20%  [1].  Взаимодействие
между  матрицами,  а  также  с  ферментами,  микро¬
организмами  носит  контактный,  точечный  ха¬
рактер,  причем  сила  центров  может  быть  косвен¬
ной  оценкой  этого  взаимодействия.
 СОСТАВ  ОБМЕННЫХ  КАТИОНОВ
ПОЧВЕННОЙ  МИНЕРАЛЬНОЙ  МАТРИЦЫ
И  СИЛА  АКТИВНЫХ  ЦЕНТРОВ
 Минеральная  матрица  разных  почв,  как  и  сама
почва,  отличается  по  составу  обменных  катио¬
нов.  Для  оценки  влияния  обменных  катионов  на
спектр  КЦ  по  силе  насыщение  ПММ  проводили
методом  анализа  в  насыщенных  растворах  солей
КС1,  СаС12,  MgCl2,  FeCl3,  А1С13.  О  степени  насы¬
щения  образца  ПММ  катионом  судили  по  обще¬
му  содержанию  элементов,  определенных  рент-
ген-флуоресцентным  энергодисперсионным  ме¬
тодом  (табл.  7).
 Влияние  обменных  катионов  на  спектр  КЦ
ПММ  сводится  к  следующему  (рис.  3).  Насыще¬
ние  почвы  катионом  железа  привело  к  макси¬
мальному  увеличению  общего  содержания  КЦ
как  в  дерново-подзолистой  почве,  так  и  в  черно¬
земе.  Однако  спектр  КЦ  отличается  в  двух  поч¬
вах:  в  черноземе  кривая  распределения  NH3  по¬
вторяет  исходную  кривую:  в  дерново-подзолис¬
той  почве  заметен  сдвиг  спектра  кислотности  в
область  более  сильных  кислотных  центров  (бо¬
лее  высокие  температуры  десорбции  NH3).
 Число  КЦ,  п  х1017  КЦ/г
 Сила  центров
 Рис.  2.  Распределение  кислотных  центров  по  силе
почв:  А  -  чернозем  слитой;  Б  -  чернозем  типичный;
В,  Г  -дерново-подзолистые  почвы  -  разр.  15М,  разр.
ЗМ  соответственно.
 Различие  в  распределении  активных  центров
позволяет  считать  их  определенными  компарт-
ментами,  которые  избирательно  реагируют  с  раз¬
ными  веществами  почвенных  растворов.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 Почва  представляет  собой  смесь  самых  раз¬
ных  веществ  с  иерархической  структурной  орга¬
низацией.  Смеси  веществ  препятствуют  прохож¬
дению  “чистых”,  “идеальных”  по  выходу  продук¬
тов  реакций.  В  результате  могут  образовываться
сложные  соли,  неопределенные  комплексы.
Процесс  компартментации  разделяет  смеси,
“разводя”  их  по  разным  компартментам.  В  роли
компартментов  выступают  разные  почвенные
кластеры,  представляющие  собой  почвенные  ак¬
тивные  центры.  Кластеры  как  группы  близко
расположенных  центров  с  аналогичными  свойст¬
вами  представляют  более  крупные  компартмен-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

54
 КАРПАЧЕВСКИЙ,  ЗУБКОВА
 Таблица  7.  Валовой  состав  ПММ  исходной  и  после  насыщения  катионами  (%)
 Образец
 MgO
 аі2о3
 к2о
 СаО
 Fe203
 Чернозем  выщелоченный,  разр.  27,  гор.
 А1
 пмм-к+
 2.84
 15.1
 2.76/  144
 1.09
 8.11
 ITMM-Mg2+
 3.37/125
 15.0
 1.97
 1.12
 8.01
 ПММ-Са2+
 2.46
 15.3
 2.04
 1.73/150
 8.12
 ПММ-А13*
 3.06
 15.0/103
 1.94
 1.53
 7.88
 ПММ-Fe3*
 2.36
 13.7
 1.78
 0.78
 10.6/135
 ПММ  исх.
 2.71
 13.4
 1.86
 1.22
 7.05
 Среднее
 2.69
 14.5
 1.92
 1.15
 7.83
 Дерново-подзолистая  почва,  разр.  15,  гор.  А1
 ПММ-К+
 2.36
 11.3
 2.87/106
 0.84
 3.93
 nMM-Mg2+
 2.53/118
 11.3
 2.64
 0.84
 3.91
 ПММ-Са2+
 2.08
 11.2
 2.62
 0.94/106
 3.83
 ПММ-А13+
 2.31
 11.1/101
 2.73
 0.91
 4.13
 ПММ-Fe3*
 1.97
 10.4
 2.69
 0.80
 4.74/117
 ПММ  исх.
 1.96
 10.9
 2.87
 1.04
 4.40
 Среднее
 2.14
 11.0
 2.70
 0.89
 4.04
 Примечание.  Под  чертой  приведено  процентное  содержание  элемента  в  насыщенном  образце  относительно  среднего  значения.
 ты.  Кластеры  могут  быть  поверхностными  или
входить  в  состав  почвенной  матрицы.  Они  обла¬
дают  разной  энергией  взаимодействия  и  часто
проявляют  избирательность  к  отдельным  веще¬
ствам  (ионам).  Компартменты  точечных  разме¬
ров  (центры,  кластеры)  разделяют  всю  почвенную
 Рис.  3.  Спектр  кислотных  центров  по  силе  в  зависи¬
мости  от  катиона  насыщения  в  минеральной  матрице
чернозема  (А)  и  дерново-подзолистой  почвы  (Б).
 матрицу  на  различные  по  активности  участки.  При¬
чем  сами  они  занимают  малую  долю  поверхности:
от  единиц  до  20-30%  от  общей  площади.  Их  принад¬
лежность  к  жесткой  минеральной  основе  создает
условия  для  ориентированного  расположения  дру¬
гих  частиц  и  веществ  в  окружающем  пространстве.
Ориентация  молекул,  ионов,  растворенных  ве¬
ществ,  микроорганизмов  и  ферментов  происходит
как  раз  вокруг  компартментов,  включая  и  взаимо¬
действия  компартментов  друг  с  другом.
 Компартменты  исходной  минеральной  матрицы
(общее  число  активных  центров,  их  спектр  по  силе)
задают  условия  для  структурообразования  в  почве.
Именно  компартментация  почвенной  минеральной
матрицы  превращает  ее  в  почвообразовательном
процессе  в  организованную  структуру.
 Компартментация  способствует  сохранению
неоднородности  почвенной  массы.  Она  играет
важную  роль  в  питании  растений,  так  как  создает
микроочаги,  в  которых  относительно  концентри¬
руются  питательные  вещества,  локусы  (по
Д.Г.  Звягинцеву),  в  которых  концентрируются
клетки  микроорганизмов.  Очевидно,  разделение
веществ  в  почвах  имеет  более  широкое  распрост¬
ранение,  чем  нам  это  представлялось  до  сих  пор.
Компартментация  в  почве  -  это  процессы  законо¬
мерного  разделения  веществ,  частиц,  атомов  и
молекул  в  почвенном  пространстве.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Компартментация  в  почве  представляет  со¬
бой  процесс,  “разводящий”  разные  вещества  по
разным  активным  центрам.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

КОМПАРТМЕНТАЦИЯ  В  ПОЧВАХ
 55
 2. 	Активными  центрами  могут  быть  самые
разные  группы,  образующие  кластеры  в  составе
почвенной  матрицы  и  на  ее  поверхности.
 3. 	Наличие  компартментов  обусловливает  по¬
стоянную  разность  электрических  полей  в  почвах,
особенно  между  горизонтами  и  гетерогенность  поч¬
венной  массы  по  их  химическим  свойствам.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Андресен  Р.  Экспериментальные  методы  исследо¬
вания  катализа.  М.:  Мир,  1972.  480  с.
 2. 	Вигнер  Г.  Избранные  работы.  Физико-химические
исследования  почв.  ОГИЗ  “Сельхозгиз”,  1941.  311  с.
 3. 	Дерганева  М.И.  Органическое  вещество  почвы:  ста¬
тика  и  динамика.  Новосибирск:  Наука,  1984.  152  с.
 4. 	Добровольский  В.В.  Роль  гуминовых  кислот  в
формировании  миграционных  массопотоков  тяже¬
лых  металлов  //  Почвоведение.  2004.  №  1.  С.  32-39.
 5. 	Добровольский  Г.В.  (ред.).  Структурно-функциональ¬
ная  роль  почвы  в  биосфере.  М.:  ГЕОС,  1999.278  с.
 6. 	Зубкова  Т.А.,  КарпаневскийЛ.О.  Матричная  орга¬
низация  почв.  М.:  Русаки,  2001.  296  с.
 7. 	Каппен  Г.  Почвенная  кислотность.  М.:  Изд-во
колх.  и  совх.  литер.,  1934.  392  с.
 8. 	Капустин  Г.И.,  Бруева  Т.Р.,  Кутателадзе  Г.М.,
Клянко  АД.  Сопоставление  термодесорбционно-
го  и  калориметрического  методов  изучения  кис¬
лотности  цеолитов  //  Кинетика  и  катализ.  1987.
Т.  28.  №  3.  С.  759-762.
 9. 	Кауринев  И.С.,  Карпухин  А.И.,  Степанова  Л.П.
Водорастворимые  железо-органические  соедине¬
ния  почв  таежно-лесной  зоны  //  Проблемы  почво¬
ведения.  М.:  Наука,  1977.  С.  73-78.
 10. 	Манунаров  А.С.,  Харитонова  Г.В.,  Черноморнен-
ко  Н.И.,  Землянухин  В.Н.  Влияние  адсорбирован¬
ных  катионов  цинка  и  свинца  на  поверхностные
свойства  минералов  и  сорбцию  ими  паров  воды  //
Почвоведение.  2001.  №  6.  С.  693-699.
 11. 	Пинский  ДД.,  Курочкина  Г.Н.  Механизмы  взаи¬
модействия  органических  веществ  с  алюмосилика¬
тами  и  кластерное  строение  поверхности  глинис¬
тых  минералов  почв  //  Экология  и  почвы.  Пущино,
2001.  Т.  IV.  С.  208-212.
 12. 	Полуэктов  Р.А.,  Опарина  И.В.,  Семенова  Н.Н.,
Терлеев  В.В.  Моделирование  почвенных  процес¬
сов  в  агооэкосистемах.  Изд-во  С.-Петербургского
университета,  2002.  148  с.
 13. 	Радюкина  НД.,  Софьин  А.В.,  Кудрявцева  Н.Н.,
Карпачевский  Л.О.,  Зубкова  Т.А.  Современные
представления  о  биохимических  процессах  в  поч¬
 ве  //  Веста.  МГУ.  Сер.  17,  почвоведение.  2001.  №  2.
С.  13-19.
 14. 	Роде  А.А.  Подзолообразовательный  процесс.  М.-
Л.:  Изд-во  АН  СССР,  1937.454  с.
 15. 	Соколова  ТА.  Высокодисперсные  минералы  в
почвах  и  их  роль  в  почвенном  плодородии.  М.:  На¬
ука,  1978.  Ч.  1.  293  с.
 16. 	Танабе  К.  Твердые  кислоты  и  основания.  М.:  Мир,
 1973. 	178  с.
 17. 	Тарасевич  Ю.И.  Строение  и  химия  поверхности
слоистых  минералов.  Киев:  Наукова  Думка,  1988.
238  с.
 18. 	Тарасевич  Ю.И.,  Овчаренко  Ф.Д.  Адсорбция  на
глинистых  минералах.  Киев:  Наукова  Думка,  1975.
351с.
 19. 	Троицкий  Е.П.  Роль  минерального  в  синтезе  орга¬
нического  вещества  почвы-растения.  Ученые  за¬
писки.  Вып.  141,  почвоведение.  М.:  Изд-во  МГУ,
1952.  С.  3-14.
 20. 	Фокин  А.Д.  Включение  органических  веществ  и
продуктов  их  разложения  в  гумусовые  вещества
почвы  //  Известия  Тимирязевой  с.-х.  академии.
 1974. 	Вып.  6.  С.  99-110.
 21. 	Харитонова  Г.В.,  Ыанучаров  А.С.У  Черноморчен-
ко  Н.И.,  Землянухин  В.Н.  Влияние  обменных  ка¬
тионов  Na+  и  Mg^+  на  поверхностные  свойства  гли¬
нистых  минералов  //  Почвоведение.  2002.  №  1.
С.  87-92.
 22. 	Чернов  В.А.  Природа  кислотности  красноземов  и
подзолистых  почв  //  Докл.  на  V  Межд.  конгрессе
почвоведов.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1954.  63  с.
 23. 	Ющенко  В.В.  Расчет  спектров  кислотности  ката¬
лизаторов  по  данным  термопрограммированной
десорбции  аммиака  //  Журнал  физической  химии.
1997.  Т.  71.  №  4.  С.  628^632.
 24. 	Ющенко  В.В.,  Романовский  Б.В.  Термопрограм-
мированная  десорбция  толуола,  этанола  и  воды  с
цеолитов  типа  пентасила  //  Журнал  физической
химии.  1998.  Т.  72.  №  2.  С.  328-333.
 25. 	Ющенко  В.В.,  Романовский  Б.В.  Термопрограм-
мированная  десорбция  воды  и  аммиака  с  цеолитов
типа  пентасила  //  Журнал  физической  химии.  1997.
Т.  71.  №11.  С.  2048-2053.
 26. 	Юденко  В.В.,  Ван  Сяоюй,  Романовский  Б.В.  Влия¬
ние  термопаровой  обработки  на  кислотные  свой¬
ства  высококремнистых  цеолитов  ЦВК  //  Журнал
физической  химии.  Т.  71.  №  6.  С.  1012-1015.
 27. 	Юденко  В.В.,  Ван  Сяоюй,  Романовский  Б.В.  Кис¬
лотные  свойства  пентасила,  модифицированного
диоксидом  кремния  //  Журнал  физической  химии.
1997.  Т.  71.  №  9.  С.  1660-1604.
 Compartmentalization  in  Soils
L.  О.  Karpachevskii  and  T.  A.  Zubkova
 One  of  the  main  results  of  pedogenesis  is  the  development  of  a  multilevel  structure  of  the  soil  body  from  the
initial  mixture  of  different  substances.  This  process  can  be  perceived  as  soil  compartmentalization,  or  the  sep¬
aration  of  the  soil  mass  into  particular  active  centers  (microloci)  that  concentrate  given  substances  in  them.
These  active  centers  may  be  composed  of  different  groups  of  substances  forming  clusters  (compartments)  in
the  soil  mineral  matrix  and  on  its  surface.  The  presence  of  such  compartments  ensures  the  differentiation  of  the
electrical  fields  within  the  soil  body.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  l,  с.  56-64
 ХИМИЯ
 почв
 УДК  631.417
 ЕМКОСТЬ  КАТИОННОГО  ОБМЕНА  ТОНКИХ
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИХ  ФРАКЦИЙ  ПОДЗОЛИСТЫХ
И  БОЛОТНО-ПОДЗОЛИСТЫХ  почв
ЦЕНТРАЛЬНОГО  ЛЕСНОГО  ЗАПОВЕДНИКА*
 ©  2005  г.  А.  В.  Кирюшин,  Т.  А.  Соколова,  Т.  Я.  Дронова
 Факультет  почвоведения  МГУ  им.  Н.В.  Ломоносова,  119992,  г.  Москва,  ГСП-2,  Ленинские  горы
 Поступила  в  редакцию  24.09.2003  г.
 В  гумусированных  горизонтах  подзолистой  и  торфянисто-подзолисто-глееватой  почв  76-90%  стан¬
дартной  ЕКО  тонких  фракций  обеспечивается  минеральными  компонентами,  несмотря  на  высокое
содержание  гумуса,  что  можно  объяснить  присутствием  на  функциональных  группах  органических
кислот  А1,  не  вытесняемого  в  раствор  при  определении  ЕКО  и  присутствием  слабо  гумифицирован¬
ного  органического  вещества  с  низкой  ЕКО.  В  гор.  А2  доля  минеральных  компонентов  в  формиро¬
вании  ЕКО  илистых  фракций  снижается  до  18-52  %  за  счет  уменьшения  содержания  лабильных
глинистых  минералов  и  присутствия  более  гумифицированных  органических  веществ  с  более  высо¬
кой  ЕКО.  В  гор.  В  ЕКО  илистых  фракций  формируется  только  глинистыми  минералами.  Наиболее
высокими  значениями  дифференциальной  ЕКО  илистых  фракций  в  профиле  характеризуются  гор.
А2  вследствие  повышенного  содержания  в  них  несиликатных  соединений  Fe  и  А1.  Обработка  тон¬
кодисперсных  фракций  Н202  и  реактивом  Мера  и  Джексона  может  приводить  к  существенным  раз¬
нонаправленным  изменениям  величин  стандартной  и  дифференциальной  ЕКО.
 Детальные  исследования  природы  ЕКО  тон¬
кодисперсных  фракций  большинства  почв  зо¬
нального  ряда  России  немногочисленны,  хотя  они
представляют  несомненный  теоретический  инте¬
рес  и  имеют  большое  практическое  значение  для
прогнозирования  поведения  в  почвах  важнейших
элементов  питания  и  многих  загрязняющих  ве¬
ществ.
 Известно,  что  одними  из  основных  носителей
ЕКО  в  почвах  являются  глинистые  минералы.
Среди  глинистых  минералов  монтмориллониты,
вермикулиты,  иллиты  и  смешанослойные  мине¬
ралы  с  участием  пакетов  трехслойных  силикатов
обладают  преимущественно  независимой  от  pH
ЕКО,  возникающей  за  счет  гетеровалентного
изоморфизма  в  кристаллической  решетке.  На  до¬
лю  зависимой  от  pH  ЕКО  в  таких  минералах  при¬
ходится  не  более  15-30%  от  общей  ЕКО,  опреде¬
ляемой  при  pH  7  [13].
 Главными  носителями  зависимой  от  pH  (диф¬
ференциальной)  ЕКО  в  почвах  являются  специ¬
фические  и  неспецифические  органические  кис¬
лоты  и  минералы  гидроксидов  Fe  и  А1,  а  также  ал¬
лофаны,  имоголит  и  боковые  сколы  слоистых
глинистых  силикатов.  Все  эти  компоненты  име¬
ют  на  поверхности  функциональные  группы,  спо¬
собные  к  протонированию  и  депротонированию  в
 *  Работа  выполнена  при  финансовой  поддержке  РФФИ,
проект  N°  03-04-49180  и  Минобрнауки,  проект  НШ
1863.2003.4.
 зависимости  от  pH  окружающего  раствора  [И].
Количество  протонов,  способных  к  диссоциации
или  к  присоединению  к  функциональным  груп¬
пам  в  соответствии  с  значениями  рКа  отдельных
групп  и  pH  системы  определяют  также  как  “зави¬
симую  от  pH  кислотность”  [4,22].
 Присутствие  указанных  компонентов  в  соста¬
ве  твердой  фазы  почвы  обеспечивает  увеличение
ЕКО  почв  с  ростом  pH.  Из  этой  хорошо  извест¬
ной  общей  закономерности  бывают  исключе¬
ния  -  в  некоторых  случаях  значения  ЕКО  почвы
увеличиваются  с  понижением  pH.  Это  явление
наблюдается  тогда,  когда  под  влиянием  кислой
среды  происходит  растворение  прослоек  гидро¬
ксида  А1  в  хлоритизированных  структурах  и  до¬
полнительные  обменные  позиции  оказываются
разблокированными  [18].
 Таким  образом,  содержание  и  состав  в  почве
глинистых  минералов,  органического  вещества  и
несиликатных  соединений  Fe  и  А1,  а  также  значе¬
ния  pH  системы  определяют  величины  и  соотно¬
шение  зависимой  и  независимой  от  pH  ЕКО  в
каждом  горизонте  конкретной  почвы.
 На  основании  цитированной  выше  литерату¬
ры  и  многих  других  публикаций  можно  высказать
некоторые  соображения,  касающиеся  интерпре¬
тации  данных  по  различным  видам  ЕКО.
 ЕКО  стандартная,  определяемая  при  pH  6.5,
обеспечивается  по  меньшей  мере  двумя  компо¬
нентами.  Первый  представляет  собой  независи¬
 56

ЕМКОСТЬ  КАТИОННОГО  ОБМЕНА
 57
 мую  от  pH  ЕКО,  связанную  с  присутствием  в  об¬
разцах  глинистых  минералов  с  изоморфными  за¬
мещениями  в  решетке.  В  илистых  фракциях  почв
величину  независимой  от  pH  ЕКО  можно  ориен¬
тировочно  рассчитать,  умножая  содержание  ла¬
бильных  глинистых  силикатов  на  свойственное
им  значение  ЕКО.  Второй  компонент  представ¬
лен  функциональными  группами  специфических
и  неспецифических  органических  кислот  с  вели¬
чинами  рКа  <  6.5,  характерными  для  основной  ча¬
сти  карбоксильных  групп.
 Очевидно,  что  имея  информацию  о  ЕКО  стан¬
дартной  и  о  содержании  во  фракции  лабильных
минералов  и  их  ЕКО,  можно  по  разности  приблизи¬
тельно  рассчитать  величину  ЕКО,  которая  обеспе¬
чивается  органическими  кислотами  с  рКа  <  6.5.
Поскольку  карбоксильные  и  другие  функцио¬
нальные  группы  органических  кислот  характери¬
зуются  разной  кислотной  силой,  стандартная
ЕКО  в  действительности  включает  в  себя  как  не¬
зависимые,  так  и  зависимые  от  pH  обменные  по¬
зиции.
 Не  вполне  ясна  возможность  и  степень  участия
минералов  гидроксидов  Fe  в  формировании  зави¬
симой  от  pH  части  ЕКО  стандартной,  так  как  ука¬
занный  в  литературе  диапазон  значений  pH  точки
нулевого  заряда  гетита,  лепидокрокита  и  аморф¬
ного  гидроксида  Fe  достаточно  широк  -  от  4.2  до
8.5  и  выше  [11,19].
 Дифференциальная  ЕКО  рассчитывается  по
разности  между  ЕКО  полной  (определяется  при
pH  8.2)  и  ЕКО  стандартной  и  соответственно  -
целиком  представлена  зависимыми  от  pH  позици¬
ями,  которые  обеспечиваются  преимущественно
тремя  группами  соединений.
 Первая  включает  в  себя  органические  кисло¬
ты  с  значениями  рКа  от  6.5  до  8.2.  В  этом  интерва¬
ле  pH  способны  к  ионизации  некоторые  наибо¬
лее  слабокислотные  карбоксильные  группы,
азотсодержащие  группы  и,  возможно,  некоторые
фенольные  гидроксилы  [20].
 Вторая  группа  соединений  представлена  мине¬
ральными  компонентами  и  состоит  преимущест¬
венно  из  минералов  гидроксидов  А1,  Fe  и  других
минералов,  имеющих  на  поверхности  гидро¬
ксильные  группы,  которые  способны  к  депрото¬
нированию  и  приобретают  отрицательный  заряд
в  основном  в  интервале  pH  от  6.5  до  8.2.
 Третья  группа  соединений  представлена  поч¬
венными  хлоритами,  которые  могут  обеспечи¬
вать  зависимую  от  pH  дифференциальную  ЕКО
по  двум  причинам:  во-первых,  прослойки  гидро¬
ксида  А1  в  хлоритизированных  структурах  могут
частично  растворяться  в  условиях  слабощелоч¬
ной  среды  [17],  в  результате  чего  происходит  ос¬
вобождение  части  межпакетных  позиций  в  глини¬
стых  силикатах;  во-вторых,  на  боковые  сколы
глинистых  кристаллитов  выходят  фрагменты  до¬
 бавочной  октаэдрической  сетки  с  ОН-группами,
способными  к  реакциям  протонирования-депро¬
тонирования.
 Все  три  группы  соединений  в  большинстве
случаев  являются  прямыми  продуктами  почвооб¬
разования.  Это  значит,  что  зависимая  от  pH  ЕКО
в  значительной  мере  формируется  как  результат
почвообразовательного  процесса,  в  то  время  как
независимая  от  pH  ЕКО  преимущественно  насле¬
дуется  почвами  от  почвообразующей  породы.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЯ
 Объектами  исследования  были  образцы  мине¬
ральных  генетических  горизонтов  подзолистой  и
торфянисто-подзолисто-глееватой  почв  из  Цент¬
рального  Лесного  Государственного  Биосферно¬
го  Природного  Заповедника  (ЦЛГБПЗ,  Тверская
обл.).  Детальный  анализ  почвенного  покрова  за¬
поведника  и  его  особенностей  представлен  в
сборнике  [5].  Исследованные  разрезы  развиты  на
двучленных  отложениях  -  элювиальная  часть
профиля  находится  в  пределах  опесчаненного
легкого  покровного  суглинка,  а  нижележащие  го¬
ризонты  -  в  пределах  красно-бурой  плохо  сорти¬
рованной  морены  среднесуглинистого  грануло¬
метрического  состава.  Образцы  отбирались  в
трехкратной  повторности.  Из  образцов  мине¬
ральных  горизонтов  почв  выделялись  илистая
(<0.001  мм)  и  тонкопылеватая  (0.001-0.005  мм)
гранулометрические  фракции  по  методике  Айди-
няна  [1].
 Стандартную  ЕКО  определяли  по  методу  Боб-
ко-Аскинази  при  pH  6.5  с  гравиметрическим
окончанием  [2];  полная  ЕКО  определялась  при
pH  8.2  по  Мелиху  [12].  Дифференциальная,  или
pH-зависимая  ЕКО  рассчитывалась  как  разность
между  ЕКО  полной  и  стандартной.
 Из  ранее  опубликованных  данных,  относящих¬
ся  к  исследованным  почвам  [7],  следует,  что  тон¬
кие  фракции  по  сравнению  с  почвой  в  целом  обо¬
гащены  органическим  веществом  и  что,  вместе  с
тем,  в  элювиальных  горизонтах  до  40-80%  от  об¬
щего  содержания  С  орг  приходится  на  частицы
>5  мкм.  В  крупных  фракциях  органическое  веще¬
ство  может  присутствовать  в  форме  плохо  разло¬
жившихся  растительных  остатков  и  в  составе  на¬
иболее  прочных  агрегатов,  не  разрушающихся
при  выделении  тонких  фракций  по  методу  Айди-
няна.  В  гор.  II  В  и  II  Bg  соответственно  подзолис¬
той  и  торфянисто-подзолисто-глееватой  почв
практически  все  содержащееся  в  почве  органиче¬
ское  вещество  приурочено  к  тонким  фракциям.
 В  предыдущей  публикации  авторов  также  по¬
казано  [8],  что  в  исследованных  почвах  суммарное
содержание  илистой  и  тонкопылеватой  фракций
возрастает  от  8-9%  в  элювиальных  горизонтах  до
23-25%  в  гор.  IIВ  и  II  Bg.  В  минералогическом  со-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

58 	КИРЮШИН  и  др.
 Таблица  1.  ЕКО  илистых  фракций  из  минеральных  горизонтов  почв,  смоль  (+)/кг,  среднее  из  трех  повторностей
и  доверительный  интервал  при  Р  =  0.90
 До  обработок
 После  обработки  Н202
 Почва
 Горизонт
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 Подзолистая
 А1А2
 58.2  ±3.6
 79.5  ±5.1
 21.3
 46.1  ±  2.2
 60.0  ±3.8
 13.9
 А2
 34.5  ±0.9
 77.9  ±  5.8
 43.4
 30.4  ±  6.4
 53.5  ±1.8
 23.1
 II  В
 37.0  ±3.5
 33.9  ±2.0
 Нет
 38.0  ±  3.5
 40.2  ±4.1
 2.2
 Торфянисто-
 A2ih
 69.0  ±7.5
 76.3  ±  10.0
 7.3
 53.9  ±4.3
 65.8  ±12.0
 11.9
 подзолисто-
 А2
 45.0  ±16.9
 67.0  ±16.6
 22.0
 31.8  ±7.9
 50.8  ±  2.7
 19.0
 глееватая
 А2ОТ
 36.5  ±4.6
 41.3  ±8.0
 4.8
 26.7  ±  3.2
 52.6  ±10.9
 25.9
 и  в8
 46.5  ±  17.5
 38.2  ±4.7
 Нет
 43.5  ±4.9
 44.0  ±10.2
 0.5
 После  обработки  по  Мера-Джексону
 После  обработки  Н202  и  по  Мера-Джексону
 Почва
 Горизонт
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 Подзолистая
 А1А2
 49.7  ±14.1
 53.9  ±4.4
 4.2
 47.9  ±0.9
 47.0  ±4.1
 Нет
 А2
 38.5  ±7.1
 48.3  ±4.6
 9.8
 36.0  ±4.6
 62.6  ±  17.1
 26.6
 ИВ
 53.8  ±  10.9
 50.1  ±  12.6
 Нет
 56.5  ±  16.4
 44.0  ±25.8
 Нет
 Торфянисто-
 A2ih
 76.6  ±32.0
 59.4  ±3.9
 Нет
 50.6  ±  7.8
 58.5  ±  54.0
 7.9
 подзолисто-
 А2
 57.0  ±9.4
 56.2  ±  11.2
 Нет
 47.9  ±6.5
 47.5  ±  12.0
 Нет
 глееватая
 А2С„
 50.4  ±13.0
 47.6  ±  13.0
 Нет
 61.0  ±9.3
 52.6*
 Нет
 II  Bg
 53.9  ±4.9
 53.7  ±  22.7
 Нет
 55.6  ±  9.2
 51.2  ±  16.2
 Нет
 *  Определение  выполнено  однократно.
 ставе  илистой  фракции  содержание  лабильных
силикатов,  представленных  почти  исключитель¬
но  вермикулитом,  минимально  в  гор.  А2  (4  и  10%
в  гор.  А2  подзолистой  и  торфянисто-подзолисто-
глееватой  почвы  соответственно).  Оно  повыша¬
ется  до  30%  в  гор.  II  В  и  II  Bg  и  до  30-^40%  в  гуму¬
сированных  горизонтах  А1А2  подзолистой  поч¬
вы  и  A2ih  торфянисто-подзолисто-глееватой  поч-
 Таблица  2.  Рассчитанные  величины  ЕКО  минеральных
и  органических  компонентов  илистой  фракции  (в  скобках
указан  вклад  органических  и  минеральных  компонентов
(в  %)  в  формирование  ЕКО  фракции)
 ЕКО,  смоль  (+)/кг
 Почва
 Горизонт
 минеральных
 компонентов
 органических
 компонентов
 Подзолистая
 А1А2
 44.4  (76)
 13.8  (24)
 А2
 6.3(18)
 28.2  (82)
 ИВ
 41(100)
 0(0)
 Торфянисто-
 A2jh
 62.6  (90)
 6.4  (10)
 подзолисто-
 А2
 23.0  (52)
 22.0  (48)
 глееватая
 А2С
 15.0(42)
 21.5  (58)
 UBg
 46.5  (100)
 0(0)
 вы.  Остальная  часть  илистой  фракции
представлена  каолинитом,  иллитом  и  хлоритизи-
рованными  минералами.  Тонкопылеватая  фрак¬
ция  отличается  от  илистой  более  высоким  содер¬
жанием  кварца  и  присутствием  полевых  шпатов.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 ЕКО  илистых  и  тонкопылеватых
фракций  из  минеральных  горизон¬
тов  почв  в  исходном  состоянии.  Зна¬
чения  стандартной  ЕКО  илистой  фракции  в  ис¬
ходных  образцах  в  подзолистой  почве  резко
уменьшается  от  гор.  А1А2  к  гор.  А2  параллельно
уменьшению  содержания  органического  вещест¬
ва  и  лабильных  силикатов  (табл.  1).  В  нижележа¬
щем  горизонте  IIВ  ЕКО  илистой  фракции  возра¬
стает  за  счет  увеличения  содержания  лабильных
минералов.
 Приведенные  данные  с  учетом  содержания  ор¬
ганического  вещества  и  лабильных  минералов  [7,
8]  позволяют  сделать  приблизительный  расчет
доли  ЕКО  стандартной,  которая  приходится  на
органические  и  минеральные  компоненты  илис¬
той  фракции  (табл.  2).  Как  уже  указывалось  вы¬
ше,  в  исследованных  илистых  фракциях  в  элюви¬
альных  горизонтах  лабильные  минералы  пред¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

ЕМКОСТЬ  КАТИОННОГО  ОБМЕНА
 59
 ставлены  преимущественно  вермикулитом,  и
только  в  гор.  IIВ  присутствует  примесь  смектито-
вых  минералов  [8].  Если  принять,  что  ЕКО  вер¬
микулита  равна  150  смоль  (+)/кг  и  ввести  поправ¬
ку  на  содержание  во  фракции  органического  ве¬
щества,  получаем,  что  в  гор.  А1А2,  А2  и  II  В  на
долю  минеральных  компонентов  приходится  со¬
ответственно  36,6  и  40.5  смоль  (+)/кг,  что  состав¬
ляет  76,18  и  100%  от  общей  величины  ЕКО  стан¬
дартной  в  этих  горизонтах.  Очевидно,  остальные
 13.8 	смоль  (+)/кг  (24%)  в  гор.  А1А2  и  28.2  смоль
(+)/кг  (82%)  в  гор.  А2  приходятся  на  органическое
вещество  фракции.  Исходя  из  того,  что  в  илистой
фракции  в  гор.  А1А2  и  А2  содержание  С  орг  со¬
ставляет  соответственно  8.9  и  5.2%  [7]  и  что  коли¬
чество  карбоксильных  функциональных  групп
гумусовых  кислот  составляет  600-900  смоль
(+)/кг  С  орг  [9,  15,  21],  можно  заключить,  что  в
гор.  А2  гумусовые  вещества  в  илистой  фракции
вполне  могут  обеспечить  долю  стандартной
ЕКО,  приходящуюся  на  соединения  почвенного
гумуса.
 В  гор.  А1А2  органические  кислоты  во  фрак¬
ции  ила  могут  содержать  более  50  смоль  (+)/кг
карбоксильных  групп,  в  то  время  как  полученная
расчетным  путем  ЕКО  органических  компонен¬
тов  фракции  составляет  только  13.8  смоль  (+)/кг.
Такое  расхождение  можно  объяснить  следующи¬
ми  причинами:  а)  определенная  часть  органичес¬
ких  кислот  в  илистой  фракции  этого  горизонта
содержит  наиболее  слабокислотные  карбоксиль¬
ные  группы  с  рКа  >  6.5  -  величины  pH,  при  кото¬
рой  определяется  стандартная  ЕКО;  б)  на  функ¬
циональных  группах  гумусовых  кислот  в  гор.
А1А2  может  присутствовать  А1,  который  не  вы¬
тесняется  в  раствор  даже  при  значении  pH  в  сис¬
теме,  равном  8,  и  поэтому  не  принимает  участия  в
формировании  ЕКО  стандартной  [22].
 В  гор.  А2  незначительный  вклад  минеральных
компонентов  илистой  фракции  (18%)  объясняет¬
ся  очень  низким  содержанием  лабильных  минера¬
лов  и  преобладанием  в  составе  илистой  фракции
глинистых  минералов  с  жесткими  решетками  -
каолинита,  иллитов  и  почвенных  хлоритов  высо¬
кой  степени  хлоритизации.  Кроме  того,  в  подзо¬
листом  горизонте  по  сравнению  с  гор.  А1А2  орга¬
ническое  вещество  характеризуется  большей  сте¬
пенью  гумификации  и,  следовательно,  большим
количеством  функциональных  групп  и  более  вы¬
сокой  ЕКО.
 В  гор.  II  В  стандартная  ЕКО  полностью  обес¬
печена  обменными  позициями  на  лабильных  гли¬
нистых  минералах.
 В  илистой  фракции  из  минеральных  горизон¬
тов  торфянисто-подзолисто-глееватой  почвы  со¬
храняется  аналогичная  закономерность  профиль¬
ного  изменения  стандартной  ЕКО:  эта  величина
имеет  минимальные  значения  в  гор.  А2  и  А2СП  и
 увеличивается  вверх  по  профилю  в  соответствии
с  повышением  содержания  органического  веще¬
ства  и  лабильных  минералов.  В  гор.  IIВ  эта  вели¬
чина  тоже  возрастает  по  сравнению  с  элювиаль¬
ными  горизонтами  в  связи  с  увеличением  количе¬
ства  лабильных  силикатов  (табл.  1).
 Отличием  торфянисто-подзолисто-глееватой
почвы  от  подзолистой  являются  большие  абсо¬
лютные  величины  ЕКО  минеральных  компонен¬
тов  илистых  фракций  в  элювиальных  горизонтах,
что  объясняется  меньшей  степенью  хлоритиза¬
ции  минералов  группы  почвенных  хлоритов  и  со¬
ответственно  более  высоким  содержанием  в  со¬
ставе  ила  вермикулита  [8].
 Расчеты,  аналогичные  тем,  которые  были  сде¬
ланы  для  илистой  фракции  подзолистой  почвы,
показали,  что  в  гор.  A2ih,  А2,  А2СП  и  II  Bg  на  долю
минеральных  компонентов  приходится  соответ¬
ственно  90,52,42  и  100%  от  общей  стандартной
ЕКО  илистых  фракций.  Также  как  и  в  подзоли¬
стой  почве,  содержащееся  в  илистой  фракции
горизонтов  А2  и  А2СП  органическое  вещество
(С  орг  =  3.96%  и  2.32%  соответственно)  теорети¬
чески  способно  обеспечить  приходящуюся  на  его
долю  часть  ЕКО.  В  илистой  фракции  гор.  A2ih
торфянисто-подзолисто-глееватой  почвы  при  со¬
держании  С  орг  8.89%  ЕКО  за  счет  функциональ¬
ных  групп  органического  вещества  должна  была
бы  быть  существенно  выше,  чем  найденная  по
разности  между  экспериментально  определенной
стандартной  ЕКО  и  рассчитанной  величиной
ЕКО,  приходящейся  на  долю  минеральной  части
илистой  фракции.  Причины  этого  расхождения
уже  обсуждались  выше.
 Значения  стандартной  ЕКО  тонкопылеватой
фракции  (табл.  3),  как  и  следовало  ожидать,  на
20-30%  ниже  ЕКО  илистой  фракции  в  связи  с  бо¬
лее  высоким  содержанием  в  ее  составе  кварца  и
полевых  шпатов.  Благодаря  присутствию  этих
минералов  в  тонкопылеватой  фракции  в  замет¬
ных  количествах  расчет  вклада  минеральных  и
органических  компонентов  в  формирование  ЕКО
фракции  не  проводили.  Основные  закономернос¬
ти  профильного  распределения  ЕКО  пылеватой
фракции  оказались  такими  же,  как  и  ЕКО  илис¬
той  фракции:  более  низкие  значения  ЕКО  при¬
урочены  к  элювиальным  горизонтам,  в  гумусиро¬
ванных  горизонтах  они  повышаются  параллельно
увеличению  содержания  органического  вещества
и  лабильных  силикатов;  в  торфянисто-подзолис-
то-глееватой  почве  ЕКО  тонкопылеватой  фрак¬
ции  возрастает  также  в  гор.  II  Bg  в  связи  с  увели¬
чением  количества  лабильных  минералов.
 Дифференциальная  ЕКО  илистой  фракции  в
обоих  исследованных  разрезах  имеет  максималь¬
ные  значения  в  гор.  А2  и  уменьшается  в  гумуси¬
рованных  горизонтах;  в  гор.  IIВ  и  II  Bg  соответст¬
венно  подзолистой  и  торфянисто-подзолисто-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

60
 КИРЮШИН  и  др.
 Таблица  3.  ЕКО  тонкопылеватых  фракций  из  минеральных  горизонтов  почв,  смоль  (+)/кг,  среднее  из  трех  оп¬
ределений  и  доверительный  интервал  при  Р  =  0.90
 Почва
 Горизонт
 До  обработок
 После  обработки  Н202
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 Подзолистая
 А1А2
 42.4  ±6.6
 63.9  ±  8.9
 21.5
 35.6  ±9.7
 41.0  ±12.7
 5.4
 А2
 26.5  ±11.9
 49.6  ±3.0
 23.1
 24.1  ±  18.1
 34.0  ±8.8
 9.9
 ИВ
 22.6  ±  5.8
 28.7  ±  10.8
 6.1
 26.7  ±  13.8
 31.0*
 4.3
 Торфянисто-
 A2ih
 46.5  ±6.5
 72.1  ±5.6
 25.6
 37.7  ±1.6
 47.4  ±9.8
 9.7
 подзолисто-
 глееватая
 А2
 26.6  ±4.7
 40.2  ±5.5
 13.6
 21.1  ±4.6
 33.5  ±9.8
 12.4
 А2СП
 15.7  ±  2.8
 28.9  ±  7.9
 13.2
 16.8*
 30.3*
 13.5
 II  в8
 24.6  ±  7.4
 28.3  ±0.6
 3.7
 24.6  ±17.4
 51.7  ±30.0
 27.1
 Горизонт
 После  обработки  по  Мера-Джексону
 После  обработки  Н202  и  по  Мера-Джексону
 Почва
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 стандартная
 полная
 дифференци¬
 альная
 Подзолистая
 А1А2
 32.1  ±4.2
 48.4  ±  15.1
 16.3
 33.6  ±15.6
 62.1  ±  15.4
 28.5
 А2
 19.4  ±4.1
 32.2  ±10.0
 13.2
 48.3  ±  36.7
 51.8  ±  14.2
 3.5
 Торфянисто-
 II  В
 16.5  ±  3.0
 51.3  ±26.5
 34.8
 33.0*
 72.5*
 39.5
 подзолисто-
 глееватая
 A2ih
 31.9  ±7.2
 50.6  ±4.8
 18.7
 48.6  ±8.5
 59.1  ±  5.7
 10.5
 А2
 17.4  ±2.1
 45.5  ±  20.0
 28.1
 42.4  ±11.2
 72.6  ±3.7
 30.2
 A2OT
 23.8  ±  15.2
 36.8  ±  22.7
 13.0
 46.8*
 55.9*
 8.9
 II  Bg
 26.8  ±  3.7
 36.3  ±  9.9
 9.5
 34.3**
 47.6**
 133
 *  Определение  выполнялось  в  двукратной  повторности.
**  Определение  было  выполнено  однократно.
 глееватой  почв  дифференциальная  ЕКО  практи¬
чески  отсутствует.  Более  высокие  значения  ЕКО
дифференциальной  в  илистой  фракции  из  гор.  А2
подзолистой  почвы  по  сравнению  с  соответству¬
ющей  величиной  торфянисто-подзолисто-глеева-
той  почвы  объясняются  более  высоким  содержа¬
нием  и  органического  вещества,  и  несиликатных
соединений  Fe.
 Определение  оксалатно-растворимого  А1  в
рамках  настоящей  работы  не  проводилось,  но  по
данным  Васенева  и  Таргульяна  [3]  для  аналогич¬
ных  почв  ЦЛГПБЗ  оно  не  меньше,  чем  содержа¬
ние  оксалатно-растворимых  соединений  Fe.  Мож¬
но  предполагать,  что  особенно  высоким  содержа¬
нием  этих  соединений  А1  характеризуется
илистая  фракция  гор.  А2,  в  которых  их  основным
источником  могут  быть  минералы  группы  поч¬
венных  хлоритов,  составляющие  значительную
часть  илистой  фракции.  Поэтому  высокие  зна¬
чения  дифференциальной  ЕКО  в  илистых
фракциях  из  гор.  А2  можно  объяснить  повы¬
шенным  содержанием  в  них  несиликатных  со¬
единений  Fe  и  А1.
 Снижение  дифференциальной  ЕКО  в  илистой
фракции  гор.  А1А2  и  A2ih  по  сравнению  с  подзо¬
листыми  горизонтами,  несмотря  на  более  высо¬
 кое  содержание  органического  вещества,  можно
объяснить  двумя  причинами.  Во-первых,  гор.
А1А2  и  A2ih  содержат  меньше  несиликатных  со¬
единений  Fe  и,  возможно,  А1,  так  как  они  характе¬
ризуются  меньшей  степенью  хлоритизации  [8].
Во-вторых,  в  этих  горизонтах,  также  как  и  в  гор.
А1А2  подзолистой  почвы,  обменные  позиции  на
органическом  веществе  могут  быть  заняты  А1,  не
вытесняемым  в  раствор  при  значениях  pH  8.2-8.3,
при  которых  определяют  полную  ЕКО  [22].
 В  гор.  II  В  и  II  Bg  исследованных  почв  диффе¬
ренциальная  ЕКО  отсутствует,  несмотря  на  то,
что  содержание  несиликатного  Fe  в  илистых
фракциях  этих  горизонтов  достаточно  высоко
[8].  Это  противоречие  можно  объяснить  прежде
всего  почти  полным  отсутствием  органического
вещества  и  отсутствием  минералов  группы  поч¬
венных  хлоритов  -  одного  из  возможных  источ¬
ников  несиликатных  соединений  А1  в  илистых
фракциях.  Кроме  того,  несиликатное  Fe  в  гор.  IIВ
и  II  Bg  представлено,  по  всей  вероятности,  иными
соединениями,  возможно,  с  другими  величинами
pH  точки  нулевого  заряда,  чем  в  подзолистых  го¬
ризонтах.  Об  этом  свидетельствуют  разные  тона
окраски  -  палевые  в  гор.  А2  подзолистой  почвы  и
малиновые  -  в  горизонтах  II  В  обеих  почв.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

ЕМКОСТЬ  КАТИОННОГО  ОБМЕНА
 61
 В  соответствии  с  закономерностями  измене¬
ния  по  профилю  величин  стандартной  и  диффе¬
ренциальной  ЕКО,  полная  ЕКО  илистых  фрак¬
ций  постепенно  снижается  сверху  вниз  по  профи¬
лю  в  обеих  исследованных  почвах  (табл.  1).
 Дифференциальная  ЕКО  тонкопылеватых
фракций  (табл.  3)  оказалась  очень  низкой  в  гор.  П
В  и  II  Bg  соответственно  подзолистой  и  торфяни-
сто-подзолисто-глееватой  почв,  очевидно,  по  тем
же  причинам,  что  и  во  фракции  ила.  В  вышележа¬
щих  горизонтах  она  увеличивается  параллельно
возрастанию  содержания  органического  вещест¬
ва  и  несиликатных  соединений  Fe  [8]  и  А1.
 Значения  и  стандартной,  и  полной,  и  диффе¬
ренциальной  ЕКО  тонкопылеватых  фракций
оказались  хотя  и  ниже,  чем  фракции  ила,  но  впол¬
не  сопоставимыми  с  этими  величинами  во  всех  ис¬
следованных  образцах,  что  свидетельствует  о
большой  роли  органических  и  минеральных  ком¬
понентов  тонкопылеватых  фракций  в  создании
ЕКО.
 Влияние  обработок  Н202и  реакти¬
вом  Мера-Джексона  на  результаты
определения  ЕКО  в  илистых  и  тон¬
копылеватых  фракциях  из  мине¬
ральных  горизонтов  почв.  Обработка
Н202  привела  к  достоверному  снижению  ЕКО
стандартной  илистых  фракций,  в  наибольшей
степени  -  в  гумусированных  горизонтах  и  в  мень¬
шей  степени  -  в  гор.  А2  за  счет  удаления  органи¬
ческого  вещества  (табл.  3).  Этот  факт  подтверж¬
дает  отмеченное  выше  участие  органического  ве¬
щества  в  создании  не  только  зависимой  от  pH,  но
и  в  формировании  стандартной  ЕКО  илистых
фракций.  В  гор.  IIВ  изменения  стандартной  ЕКО
под  влиянием  обработки  не  произошло,  так  как
эти  горизонты  практически  не  содержат  органи¬
ческого  вещества.
 Расчеты,  сделанные  по  вышеприведенной  схе¬
ме  с  учетом  изменения  минералогического  соста¬
ва  в  результате  обработки  Н202  [8],  показали,  что
после  обработки  минеральные  компоненты  или¬
стых  фракций  в  подзолистой  почве  стали  обеспе¬
чивать  81  и  49%  от  общей  ЕКО  стандартной  или¬
стых  фракций  соответственно  в  гор.  А1А2  и  А2
подзолистой  почвы.  В  торфянисто-подзолисто-
глееватой  почве  в  гор.  A2ih,  А2  и  А2СП  эти  величи¬
ны  оказались  равными  соответственно  88  и  62%
от  общей  ЕКО.  Остальная  часть  ЕКО  обеспечи¬
вается,  очевидно,  органическим  веществом,  не
полностью  удаленным  при  обработке  Н202,  и,
возможно,  некоторыми  несиликатными  соедине¬
ниями  Fe.  Увеличению  роли  минеральных  компо¬
нентов  в  создании  ЕКО  илистой  фракции  в  гор.
А2  подзолистой  почвы  способствовало  также  по¬
вышение  количества  лабильных  минералов  в  со¬
ставе  илистой  фракции  за  счет  растворения  меж-
 Таблица  4.  Величина  pH  Н202-суспеизий  тонкопыле¬
ватых  фракций  (1-5  мкм)  из  минеральных  горизонтов
почв  при  различных  сроках  взаимодействия  (средние
из  трех  повторностей)
 Горизонт
 Время  взаимодействия
 15  мин
 1  ч
 1.5  ч
 Зч
 12  ч
 А1А2
 3.49
 3.07
 3.05
 2.98
 2.53
 А2
 4.22
 4.42
 Не  опр.
 3.94
 II  В
 3.59
 3.76
 »
 3.74
 A2ih
 4.41
 4.30
 4.26  1
 1  Не  опр.
 3.21
 А2
 3.54
 3.86
 Не  опр.
 3.57
 А  2^
 4.89
 4.76
 »
 4.20
 II  Bg
 5.02
 4.99
 »
 5.21
 пакетного  материала  в  хлоритизированных
структурах  [8].
 Дифференциальная  ЕКО  илистых  фракций  в
горизонтах  А1А2  и  А2  подзолистой  почвы  также
уменьшилась  за  счет  удаления  органического  ве¬
щества.  Вместе  с  тем,  в  гор.  А2у,  и  особенно  -  в
гор.  А2СП  торфянисто-подзолисто-глееватой  поч¬
вы  значения  дифференциальной  ЕКО  илистых
фракций  не  только  не  уменьшились,  но  сущест¬
венно  увеличились,  что  можно  объяснить  следу¬
ющим  образом.  В  процессе  обработки  Н202  в
первые  моменты  взаимодействия  величина  pH
системы  понижается  на  2  и  более  единиц  (табл.  4,
[6]),  что  должно  приводить  к  резкому  повыше¬
нию  растворимости  соединений  Fe  и  А1  [10,  23].
Впоследствии  за  счет  буферных  реакций  pH  по¬
вышается,  и  из  раствора  осаждаются  гидроксиды
Fe  и  А1.  В  отношении  Fe  в  исследованных  почвах
это  предположение  подтверждается  эксперимен¬
тально  [8].  Увеличение  содержания  несиликат¬
ных  соединений  Fe  и  А1  должно  приводить  к  по¬
вышению  ЕКО  дифференциальной  илистых
фракций.
 В  тонкопылеватых  фракциях  гор.  А1А2  под¬
золистой  почвы  и  A2ih  торфянисто-подзолисто-
глееватой  почвы  обработка  Н202,  как  и  следова¬
ло  ожидать,  вызвала  уменьшение  стандартной,
полной  и  дифференциальной  ЕКО  вследствие
удаления  органического  вещества,  хотя  статисти¬
чески  при  Р  =  0.9  эта  закономерность  подтверж¬
дается  только  для  ЕКО  стандартной  в  гор.  A2ih  и
для  полной  ЕКО  в  гор.  А1А2.  В  гор.  А2  можно
отметить  достоверное  снижение  полной  и  диффе¬
ренциальной  ЕКО  в  подзолистой  почве,  вероят¬
но,  тоже  за  счет  удаления  органического  вещест¬
ва  (табл.  3).
 В  нижележащих  гор.  II  В  и  II  Bg  полная  и  диф¬
ференциальная  ЕКО  тонкопылеватых  фракций  в
результате  обработки  Н202  несколько  увеличи¬
лись.  По  всей  вероятности,  как  уже  отмечалось,  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

62
 КИРЮШИН  и  др.
 первые  моменты  взаимодействия  фракции  с  Н202
произошло  резкое  снижение  pH,  что  вызвало  мо¬
билизацию  соединений  Fe  и  А1.  Впоследствии  за
счет  протекания  различных  буферных  реакций
значения  pH  повысились,  что  привело  к  осажде¬
нию  гидроксидов  Fe  и  А1,  являющихся  одним  из
главных  источников  зависимой  от  pH  ЕКО.  Этот
эффект  особенно  отчетливо  проявился  в  гор.  II
Bg  торфянисто-подзолисто-глееватой  почвы,  где
содержание  несиликатного  Fe  было  максималь¬
ным.
 Обработка  по  Мера  и  Джексону  [16]  привела  к
достоверному  при  Р  -  0.9  увеличению  стандарт¬
ной  ЕКО  илистых  фракций  по  сравнению  с  исход¬
ными  образцами  в  гор.  П  В  подзолистой  почвы.
Во  всех  остальных  образцах  также  регистрирует¬
ся  увеличение  средних  значений  ЕКО  стандарт¬
ной  илистых  фракций  после  обработки,  но  из-за
большого  пространственного  варьирования  эта
закономерность  статистически  не  подтверждает¬
ся  и  выявляется  только  на  уровне  тенденции
(табл.  1).
 Увеличение  стандартной  ЕКО  илистых  фрак¬
ций  после  обработки  по  Мера  и  Джексону  может
быть  результатом  совместного  воздействия  не¬
скольких  процессов.  Во-первых,  в  большинстве
образцов  после  обработки  увеличилось  содержа¬
ние  лабильных  минералов  вследствие  частичного
растворения  межпакетного  материала  в  хлорити-
зированных  структурах  [8].  Во-вторых,  обработ¬
ка  должна  была  привести  к  растворению  пленок
несиликатных  соединений  Fe  и  А1  на  поверхности
частиц  и  к  дополнительному  диспергированию
илистых  фракций  под  влиянием  насыщения  Na  с
последующей  промывкой.  Все  указанные  факто¬
ры  в  совокупности  должны  иметь  своим  резуль¬
татом  увеличение  числа  обменных  позиций  и  со¬
ответственно  -  повышение  ЕКО,  что  согласуется
с  данными  других  авторов  [6,14].
 Дифференциальная  ЕКО  илистых  фракций
после  обработки  по  Мера  и  Джексону  практичес¬
ки  перестала  существовать,  что  свидетельствует
о  большой  роли  несиликатных  соединений  Fe  и  А1
в  создании  зависимой  от  pH  ЕКО.  Только  в  илис¬
той  фракции  из  гор.  А2  подзолистой  почвы  диф¬
ференциальная  ЕКО  осталась  в  количестве
 9.8 	смоль  (+)/кг,  вероятно,  за  счет  присутствия  не¬
силикатных  соединений  Fe,  не  полностью  удален¬
ных  при  обработке.  Отрицательные  значения
этой  величины  в  некоторых  горизонтах  объясня¬
ются  пространственным  варьированием  значений
стандартной  и  полной  ЕКО.
 Под  влиянием  обработки  реактивом  Мера  и
Джексона  значения  стандартной  ЕКО  тонкопы¬
леватых  фракций  или  не  изменились,  или  не¬
сколько  уменьшились  (табл.  3),  причем  наиболее
сильное  снижение  наблюдалось  в  гумусирован¬
ных  гор.  А1А2  и  A2ih.  Можно  предполагать,  что  в
 условиях  нейтральной  среды  в  присутствии  соды
при  обработке  происходит  частичное  растворе¬
ние  и  вынос  органического  вещества.  В  тех  же  го¬
ризонтах  и,  вероятно,  по  той  же  причине  наблю¬
далось  еще  большее  снижение  полной  и  соответ¬
ственно  -  дифференциальной  ЕКО.
 Отчетливое  достоверное  увеличение  ЕКО
полной  и  дифференциальной  пылеватых  фрак¬
ций  под  влиянием  обработки  имело  место  в  гори¬
зонтах  II  В  и  II  Bg.  Очевидно,  этот  факт  свиде¬
тельствует  о  разблокировании  в  результате  обра¬
ботки  обменных  позиций  за  счет  растворения
пленок  гидроксидов  Fe  на  поверхности  частиц  и
агрегатов  и  дополнительного  диспергирования  в
присутствии  Na.
 После  последовательных  обработок  Н202  и
реактивом  Мера-Джексона  значения  стандарт¬
ной  и  полной  ЕКО  илистых  фракций,  как  и  мож¬
но  было  ожидать,  уменьшились  в  гор.  А1А2  и
A2ih  по  сравнению  с  исходными  образцами  за  счет
удаления  органического  вещества  (табл.  1).  В
большинстве  нижележащих  горизонтов  они  воз¬
росли  по  причинам,  обсужденным  выше,  хотя  вы¬
явленные  изменения  не  во  всех  случаях  статисти¬
чески  достоверны  из-за  большого  пространствен¬
ного  варьирования  величин  ЕКО,  особенно  после
обработок.  После  двух  последовательных  обра¬
боток  перестала  существовать  зависимая  от  pH
ЕКО  во  всех  образцах,  кроме  илистой  фракции  из
гор.  А2  подзолистой  почвы.
 Последовательная  обработка  тонкопылева¬
тых  фракций  Н202  и  реактивом  Мера  и  Джексона
вызвала  достоверное  снижение  полной  и  диффе¬
ренциальной  ЕКО  в  гор.  А2ц,  (табл.  3),  вероятно,
за  счет  удаления  органического  вещества  под
влиянием  обеих  обработок.  Во  всех  остальных
горизонтах  обеих  почв  две  последовательные  об¬
работки  вызвали  существенное  увеличение  стан¬
дартной  и  полной  ЕКО.  Это  увеличение  можно
объяснить  совместным  влиянием  следующих
причин:  растворением  прослоек  гидроксида  А1  в
минераллах  группы  почвенных  хлоритов  с  соот¬
ветствующим  увеличением  содержания  лабиль¬
ных  минералов,  разблокированием  обменных  по¬
зиций  за  счет  растворения  пленок  гидроксидов  Fe
на  поверхностях  частиц  и  микроагрегатов  и  до¬
полнительным  диспергированием  частиц  и  мик¬
роагрегатов  в  присутствии  иона  Na+.
 Представленный  материал  по  ЕКО  илистой  и
тонкопылеватой  фракций  подзолистой  и  торфя-
нисто-подзолисто-глееватой  почв  подтверждает
вывод  о  том,  что  формирование  дифференциаль¬
ной  ЕКО  является  в  основном  результатом  поч¬
вообразования,  ее  появление  связано  с  образую¬
щимися  в  процессе  почвообразования  органичес¬
ким  веществом,  несиликатными  соединениями  Fe
и  АІ  и  почвенными  хлоритами.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ЕМКОСТЬ  КАТИОННОГО  ОБМЕНА
 63
 Из  полученного  материала  можно  сделать  вы¬
вод  о  том,  что  обработка  тонкодисперсных  фрак¬
ций  Н202,  широко  используемая  почвоведами  с
целью  удаления  органического  вещества,  сопро¬
вождается  существенными  изменениями  сорбци¬
онных  характеристик  тонкодисперсных  фракций.
В  частности,  она  может  приводить  не  только  к
уменьшению  ЕКО  фракций  вследствие  удаления
органического  вещества,  но  и  к  увеличению  диф¬
ференциальной  ЕКО  за  счет  растворения  межпа¬
кетного  материала  в  почвенных  хлоритах  и  обра¬
зования  тонкодисперсных  гидроксидов  Fe  и  А1
вследствие  их  переосаждения  при  изменении  pH
системы.
 Обработка  тонкодисперсных  фракций  реакти¬
вом  Мера  и  Джексона,  кроме  удаления  несили¬
катного  Fe,  также  сопровождается  рядом  допол¬
нительных  эффектов,  которые  могут  приводить
к  увеличению  стандартной  ЕКО  за  счет  растворе¬
ния  межпакетного  материала  в  почвенных  хлори¬
тах  и  возрастанию  степени  дисперсности  глинис¬
того  материала  при  насыщении  Na.
 ВЫВОДЫ
 1. 	В  гумусированных  горизонтах  подзолистой
и  торфянисто-подзолисто-глееватой  почв  76-90%
стандартной  ЕКО  тонких  фракций  обеспечивает¬
ся  минеральными  компонентами,  несмотря  на
высокое  содержание  гумуса,  что  можно  объяс¬
нить  присутствием  на  функциональных  группах
органических  кислот  А1,  не  вытесняемого  в  рас¬
твор  при  определении  ЕКО,  и  присутствием  сла¬
бо  гумифицированного  органического  вещества  с
низкой  ЕКО.  В  гор.  А2  доля  минеральных  компо¬
нентов  в  формировании  ЕКО  илистых  фракций
снижается  до  18-52%  за  счет  уменьшения  содер¬
жания  лабильных  глинистых  минералов  и  присут¬
ствия  более  гумифицированных  органических  ве¬
ществ  с  более  высокой  ЕКО.  В  гор.  В  ЕКО  илис¬
тых  фракций  формируется  только  глинистыми
минералами.
 2. 	Наиболее  высокими  значениями  ЕКО  диф¬
ференциальной  илистых  фракций  (до  30%  от
ЕКО  полной)  в  профилях  обеих  исследованных
почв  характеризуются  гор.  А2  за  счет  высокого
содержания  в  них  несиликатных  соединений  Fe  и
А1.
 3. 	Обработка  Н202  илистых  фракций  в  боль¬
шинстве  горизонтов  приводит  к  уменьшению
ЕКО  стандартной  и  дифференциальной  за  счет
удаления  органического  вещества;  в  илистой
фракции  из  конкреционного  гор.  А2СП  торфянис-
то-подзолисто-глееватой  почвы  эта  обработка
привела  к  увеличению  ЕКО  дифференциальной
за  счет  возрастания  содержания  несиликатных
соединений  Fe  и,  возможно,  А1.
 4. 	Обработка  по  Мера-Джексону  вызвала  по¬
вышение  ЕКО  стандартной  в  большинстве  образ¬
цов  илистых  фракций  и  в  некоторых  образцах
тонкопылеватых  фракций  за  счет  растворения
межпакетного  материала  в  почвенных  хлоритах
и  увеличения  содержания  лабильных  минералов,
растворения  пленок  несиликатных  соединений  Fe
и  А1  на  поверхности  частиц  и  дополнительного
диспергирования  илистых  фракций  под  влиянием
насыщения  Na.  В  результате  обработки  диффе¬
ренциальная  ЕКО  илистых  фракций  практически
перестала  существовать,  что  свидетельствует  о
большой  роли  несиликатных  соединений  Fe  и  А1  в
формировании  ЕКО  дифференциальной  илистой
фракции.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Айдинян  Р.Х.  Извлечение  ила  из  почв.  Краткая
инструкция.  М.:  Гипроводхоз,  1960.  10  с.
 2. 	Аринушкина  Е.В.  Руководство  по  химическому
анализу  почв.  М.:  Изд-во  МГУ,  1970.490  с.
 3. 	Васенев  И.И.,  Таргульян  В.О.  Ветровал  и  таежное
почвообразование.  М.:  Наука,  1995.  247  с.
 4. 	Воробьева  Л.А.  Теория  и  методы  химического  ана¬
лиза  почв.  М.:  Изд-во  МГУ,  1995.  136  с.
 5. 	Генезис  и  экология  почв  Центрально-лесного  го¬
сударственного  заповедника.  М.:  Наука,  1979.
272  с.
 6. 	Иванова  О.А.,  Гриндель  НМ.,  Соколова  ТА.  О
емкости  катионного  обмена  суглинистых  дерново-
подзолистых  почв  //  Вестник  Моек,  ун-та.  Сер.  17,
почвоведение.  1984.  №  2.  С.  12-17.
 7.  Кирюшин  А.В.,  Соколова  Т.А.,  Глебова  Г.И.  Со¬
держание  и  состав  органического  вещества  в  тон¬
кодисперсных  фракциях  лесных  подзолистых  и  бо¬
лотно-подзолистых  почв  //  Вестник  Моек,  ун-та.
Сер.  17,  почвоведение.  2002.  №  3.  С.  18-21
 8. 	Кирюшин  А.В.,  Соколова  Т.А.,  Дронова  Т.Я.  Ми¬
нералогический  состав  тонких  фракций  подзолис¬
тых  и  торфянисто-подзолисто-глееватых  почв  на
двучленных  отложениях  Центрального  лесного
заповедника  //  Почвоведение.  2002.  №  11.  С.  1359—
1370.
 9. 	Орлов  Д.С.  Гумусовые  кислоты  почв  и  общая  тео¬
рия  гумификации.  М.:  Изд-во  МГУ,  1990.  325  с.
 10. 	Орлов  Д.С.  Химия  почв.  М.:  Изд-во  МГУ,  1992.
400  с.
 11. 	Пинский  ДЛ.  Ионообменные  процессы  в  почвах.
Пущино,  1997.  166  с.
 12. 	Руководство  по  лабораторным  методам  исследова¬
ния  ионно-солевого  состава  нейтральных  и  щелоч¬
ных  минеральных  почв.  М.,  1990.  240  с.
 13. 	Anderson  SJ.,  Sposito  G.  Cesium-adsorption  method  for
measuring  accessible  structural  surface  charge  //  Soil
Sci.  Soc.  Amer.  J.  1991.  V.  55.  N>  6.  P.  1569-1576.
 14. 	Fey  M.V.,  Le  RouxJ.  Electric  Charges  on  Sesquioxidic
Soil  Clays  //  Soil  Sci.  Soc.  Amer.  J.  1976.  V.  40.  №  3.
P.  359-364.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

64
 КИРЮШИН  и  др.
 15. 	Hayes  М.Н.В.  Influence  of  the  acid  base  status  on  the
formation  and  interactions  of  acids  and  bases  in  soils  //
Trans.  13-th  Congr.  Intern.  Soc.  Soil  Sci.  Hamburg.  13-
20  Aug.  1986.  Hamburg,  1987.  V.  5.  P.  93-109.
 16. 	Mehra  О.  P.,  Jackson  M.  L.  Iron  oxide  removal  from
soils  and  clays  by  a  dithionite  citrate  system  buffered
with  sodium  bicarbonate.  Intern.  Ser.  of  monographs
clay  minerals  //  Clays  and  Clay  Minerals.  Pergamon
Press.  NY.  1960.  P.  317-327.
 17. 	Niederbrudde  E.A.,  Ruhlicke  G.  Umwandlungen  von  Al-
Cloriten  durch  Kalkung  //  Zeit.  Pflanzenehm.  Bodenk.
Band  144.  Heft  2.  1981.  S.  127-135.
 18. 	Sayve  S.,  Hendershot  W.H.  Cation  exchange  capacity
variations  in  acidic  forest  soils  from  Sutton,  Quebeck,
Canada  //Communic  Soil  Sci.  Plant  Anal.  1996.  V.  27.
№9-10.  P.2025-2032.
 19. 	Sposito  G.  The  operational  definition  of  the  zero  point
charge  in  soils  //  Soil  Sci.  Soc.  Amer.  J.  1981.  V.  45.
№  2.  P.  292.
 20. 	Sposito  G.,  Holtzclaw  KM.  Titration  studies  on  the  poly¬
nuclear,  poly  acidic  nature  of  fulvic  acid  extracted  from
sewage-sludge-soil  mixtures  //  Soil  Sci.  Soc.  Am.  J.
1977.  V.  41.  №  2.  P.  330-336.
 21. 	Stevenson  FJ.  Humus:  chemistry,  genesis,  composition,
reactions.  New  York,  1982.  John  Willey  and  Sons.
444  p.
 22. 	Thomas  G.W.,  Hargrove  W.L.  The  chemistry  of  soil
acidity  //  Soil  Acidity  and  Liming.  Agronomy  Mono¬
graph.  USA.  Madison,  1984.  №  12.  P.  3-55.
 23.  Van  Breemen  N.,  Wielemaker  W.G.  Buffer  intensities
and  equilibrium  pH  of  minerals  and  soils  //  Soil  Sci.  Soc.
Amer.  1974.  V.  38.  №  1.  P.  55^60.
 Cation  Exchange  Capacity  of  Fine  Particle-Size  Fractions
from  Podzolic  and  Bog-Podzolic  Soils  of  the  Central  Forest  Reserve
 A.  V.  Kiryushin,  T.  A.  Sokolova,  and  T.  Ya.  Dronova
 In  the  humus-enriched  horizons  of  podzolic  and  peaty-podzolic  gleyic  soils,  76-90%  of  the  standard  CEC  in
the  fine  fractions  is  ensured  by  mineral  components  in  spite  of  the  high  humus  content.  This  can  be  attributed
to  the  presence  of  Al,  which  is  not  displaced  into  solution  during  CEC  determination,  on  functional  groups  of
organic  acids,  as  well  as  to  the  presence  of  weakly  humified  organic  matter  with  low  CEC.  In  the  A2  horizons,
the  contribution  of  mineral  components  to  the  CEC  of  the  clay  fractions  decreases  to  18-52%,  because  of  the
decrease  in  the  content  of  labile  clay  minerals  and  the  presence  of  more  humified  organic  substances  with  high¬
er  CEC.  In  the  В  horizons,  the  CEC  of  the  clay  fractions  is  due  to  clay  minerals  alone.  The  highest  differential
CECs  of  the  clay  fractions  are  observed  for  the  A2  horizons  because  of  the  increased  content  of  nonsilicate  Fe
and  Al  compounds.  The  treatment  of  the  fine  fractions  with  H202  and  Mehra-Jackson  reagent  can  result  in  sig¬
nificant  and  multidirectional  changes  in  the  standard  and  differential  CECs.
 №  1
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Ml,  с.  65-73
 	 ХИМИЯ
 почв
 УДК  631.445.21
 ВОДОРАСТВОРИМЫЕ  ОРГАНИЧЕСКИЕ  ВЕЩЕСТВА  ПОДСТИЛОК
Al-Fe-ГУМУСОВЫХ  ПОДЗОЛОВ  КОЛЬСКОГО  ПОЛУОСТРОВА
 ©  2005  г.  Г.  В.  Мотузова,  А.  В.  Зорина,  А.  А.  Степанов
 Факультет  почвоведения  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова,  119192,  Москва,  ГСП-2,  Ленинские  горы
 Поступила  в  редакцию  10.07.2003  г.
 Приведены  результаты  анализа  органических  веществ  в  водных  вытяжках  из  органогенных  гори¬
зонтов  Al-Fe-гумусовых  подзолов  ельников  и  сосняков  Кольского  полуострова,  полученные  неза¬
висимыми  методами:  фракционирование  на  сефадексах  по  молекулярным  массам  и  в  электродиали¬
заторе  по  заряду  частиц,  фракционирование  по  методу  Форсита  путем  сорбции  на  угле  и  последова¬
тельной  десорбцией  серией  экстрагентов,  определение  индивидуальных  органических  веществ
методами  эксклюзивной  распределительной  ионообменной  хроматографии  и  хромато-масс-спект-
рометрии.  Установлено  преобладание  в  вытяжках  низкомолекулярных  неспецифических  веществ
и  значительная  доля  среди  них  нелетучих  и  летучих  органических  кислот,  а  также  присутствие
фульвокислот,  характеризующихся  относительно  низкими  молекулярными  массами.  Водные  вы¬
тяжки  из  подстилок  ельников  отличаются  от  таковых  сосняков  более  высоким  содержанием  обще¬
го  углерода,  но  близки  по  фракционному  составу  органических  веществ.
 ВВЕДЕНИЕ
 Экологическое  значение  подстилок  Al-Fe-ry-
мусовых  подзолов  северной  тайги  состоит  в  том,
что  они  являются  источниками  подвижных  орга¬
нических  веществ  и  определяют  миграцию  в  лес¬
ных  ландшафтах  неорганических  веществ.  Изу¬
чение  водорастворимых  органических  веществ
(ВОВ)  почв  таежной  зоны  имеет  более  чем  полу¬
вековую  историю  [9-11,  20,  21,  24,  26,  30,  33,  35].
Лизиметрические  воды  Кольского  п-ова  и  дина¬
мику  их  состава  исследовали  Лукина,  Никонов
[15].  В  результате  выявлены  основные  законо¬
мерности  формирования  состава  ВОВ  в  таежных
почвах.  ВОВ  образуются  в  результате  разложе¬
ния  и  преобразования  в  специфических  климати¬
ческих  условиях  органических  остатков  под  влия¬
нием  прижизненных  выделений  корней  растений,
животных  и  микроорганизмов,  а  также  взаимо¬
действия  образующихся  веществ  с  минеральными
компонентами  почв  и  содержат  разнообразные
соединения,  относящиеся  практически  ко  всем
классам  химических  веществ  биогенного  проис¬
хождения  [35].  Многие  из  этих  веществ  представ¬
лены  в  почвенных  растворах,  лизиметрических
водах,  водных  вытяжках  из  почв,  так  как  все  про¬
цессы  трансформации  органических  остатков  и
образования  новых  органических  и  органо-мине¬
ральных  веществ  протекают  с  участием  жидкой
фазы  почв.
 Среднее  содержание  органических  веществ
почвенных  растворов  верхних  горизонтов  таеж¬
ных  почв  колеблется  в  широких  пределах.  Одна¬
ко  вопрос  об  их  реальном  составе,  соотношении  и
взаимосвязи  окончательно  не  решен.  Совершен¬
 ствование  и  комплексное  применение  независи¬
мых  методов  для  анализа  новых  объектов  позво¬
ляет  дополнить  и  уточнить  существующие  пред¬
ставления  о  ВОВ  почв  таежной  зоны.
 Сведения  о  составе  и  свойствах  ВОВ  Кольско¬
го  п-ова  важны  еще  и  потому,  что  регион  подвер¬
жен  интенсивной  техногенной  нагрузке  аэро¬
зольных  выбросов  крупнейших  в  Европе  мед¬
но-никелевых  комбинатов  “Североникель”  и
“Печенганикель”.  Будучи  активными  природны¬
ми  агентами,  ВОВ  могут  существенно  влиять  на
экологические  последствия  загрязнения  почв  ме¬
таллами,  в  частности,  на  состав  грунтовых  вод.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЯ
 Исследовали  почвы,  лизиметрические  воды  и
водные  вытяжки  Al-Fe-гумусовых  подзолов
Кольского  п-ова.  Территория  Кольского  п-ова
представляет  собой  северный  предел  формирова¬
ния  лесных  биогеоценозов  на  границе  северо-та¬
ежной  и  лесотундровой  подзон.  На  равнинной
территории  облик  основных  ландшафтов  созда¬
ют  лишайниковые  и  кустарничково-зеленомош¬
ные  еловые  и  сосновые  леса.  Хвойные  леса  здесь
чаще  всего  сильно  изрежены,  их  древостой  отно¬
сительно  низкорослый  (12-16  м).  Запасы  фито¬
массы  таких  биогеоценозов  не  превышают
100  т/га.  Почвы  в  районе  исследования  представ¬
лены  Al-Fe-гумусовыми  подзолами,  развитыми
на  ледниковых  моренных  песчаных  отложениях  с
содержанием  валунов  до  80%.  Почвенный  про¬
филь  имеет  строение  A0-A2-Bhfa-BC-C.  Для  ис¬
следуемых  почв  характерна  мощная  (7-10  см)
лесная  подстилка,  практически  полное  отсутст-
 5  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

66 	МОТУЗОВА  и  др.
 Таблица  1.  Состав  водных  вытяжек  из  подстилок  Al-Fe-гумусовых  подзолов  (ммоль-экв/л  ♦  10_3;  С  орг,  мг/л)
 Гори¬
 зонт
 Глубина,
 см
 pH  водный
 С  орг
 Са2+
 Mg2+
 К+
 НС  О3
 SO4'
 сі-
 Си2+
 Ni2+
 Ельник
 АО
 0-7
 4.28
 303.6
 300.0
 477
 117.8
 3.1
 124.8
 5.3
 0.61
 0.21
 А2
 7-15
 4.64
 51.6
 98.4
 16.8
 33.3
 Не  опр.
 120.0
 Не  опр.
 0.10
 0.09
 Bhfa
 15-23
 5.17
 30.0
 91.5
 19.5
 51.3
 »
 118.2
 »
 0.15
 0.24
 ВС
 23-38
 5.50
 Не  опр.
 109.3
 17.2
 32.5
 »
 125.0
 »
 0.12
 0.13
 С
 >38
 5.53
 »
 92.1
 14.9
 20.5
 »
 121.6
 »
 0.13
 0.32
 Сосняк
 АО
 0-2
 4.79
 186.0
 290.4
 248
 71.8
 2.2
 185.7
 8.7
 0.53
 0.28
 А2
 2-5
 4.63
 44.4
 113.0
 27.2
 61.5
 Не  опр.
 137.0
 Не  опр.
 0.26
 0.15
 Bhfa
 5-20
 5.24
 19.2
 96.1
 31.0
 51.3
 »
 116.4
 »
 0.23
 0.32
 ВС
 20-42
 5.60
 Не  опр.
 63.2
 23.1
 43.6
 »
 129.1
 »
 0.15
 0.09
 С
 >42
 5.57
 »
 53.6
 19.4
 32.9
 »
 124.0
 »
 0.19
 0.07
 вие  гумусового  горизонта,  хорошо  развитый  ил¬
лювиальный  железисто-гумусовый  горизонт.
Анализировали  почвы  ельников  и  сосняков,  уда¬
ленные  от  комбината  “Североникель”  на  рассто¬
яние  80-100  км  и  слабо  подверженные  воздейст¬
вию  его  аэрозольных  выбросов.
 Образцы  почв  для  анализа  отобраны  по  гори¬
зонтам.  Образцы  подстилки  не  были  разделены
на  подгоризонты.  Водные  вытяжки  получены
при  соотношении  твердая  фаза:  вода  1  :  20  для
подстилок  и  1  :  10  для  минеральных  горизонтов
почв.  В  вытяжках  определен  ионный  состав,  pH  и
общее  содержание  углерода.  Для  анализа  органи¬
ческих  веществ  водных  вытяжек  из  подстилок
применен  комплекс  независимых  методов:  фрак¬
ционирование  по  молекулярным  массам  и  по  за¬
ряду  частиц,  фракционирование  по  методу  Фор¬
сита.  Водорастворимые  органические  вещества  с
разными  молекулярными  массами  разделены  ме¬
тодом  гель-хроматографии  на  сефадексах  G-50  и
G-25.  Вещества  с  различным  знаком  заряда  разде¬
лены  на  электродиализаторе.  При  фракциониро¬
вании  по  Форситу  ВОВ  сорбировали  на  угле,  а  за¬
тем  десорбировали  их  различные  фракции  с  угля
последовательными  обработками  растворами
0.1  н.  НС1,  90-процентным  ацетоновым  раство¬
ром  и  0.5  н.  NaOH  [32].
 Содержание  и  состав  низкомолекулярных  ин¬
дивидуальных  органических  веществ  определены
методами  эксклюзивной  распределительной  ио¬
нообменной  хроматографии  и  хромато-масс-спе-
ктрометрии  на  газовом  хроматографе  HP  G  1034с
MS  ChemStation  с  масс-селективным  детектором.
В  ходе  анализа  органические  вещества  были  из¬
влечены  из  водной  вытяжки  диэтиловым  эфи¬
ром,  реэкстрагированы  этанолом  и  разделены  на
хроматографической  капиллярной  колонке.  В
полученном  растворе  по  масс-спектрам  были
 идентифицированы  и  количественно  определены
летучие  индивидуальные  органические  вещества
с  температурой  кипения  до  450°С.
 Нелетучие  низкомолекулярные  органические
кислоты  в  водных  вытяжках  были  определены
методом  ионно-обменной  эксклюзивной  хрома¬
тографии  на  приборах  “Kontron”  (модель  421)  с
ультрафиолетовым  детектором  и  “Цвет  3006”  с
кондуктометрическим  детектором.  Разделение
основано  на  взаимодействии  между  растворенны¬
ми  компонентами  и  смолой  разделительной  ко¬
лонки.  Анализируемые  вещества  распределяют¬
ся  между  неподвижной  водной  фазой,  находящей¬
ся  внутри  частиц  смолы,  и  подвижной  жидкой
фазой,  перемещающейся  между  частицами  насад¬
ки.  Ионизированные  соединения  быстро  элюиру¬
ются  из  колонки,  а  неионизированные  вещества
удерживаются  и  проходят  ее  значительно  мед¬
леннее.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Водные  вытяжки  из  подстилок  и  других  гене¬
тических  горизонтов  исследуемых  Al-Fe-гумусо-
вых  подзолов  имеют  низкий  уровень  концентра¬
ции  всех  химических  элементов  (табл.  1),  что  ха¬
рактеризует  их  как  ультрапресные  [2].  Это
свойственно  почвам  Крайнего  Севера,  что  связа¬
но  со  слабой  степенью  разложения  растительных
остатков,  с  кислой  реакцией  и  выносом  легкорас¬
творимых  подвижных  продуктов  выветривания  и
почвообразования.  Воды  этой  зоны  подобного
состава  Ковда  [12]  называл  ультрапресными
фульватно-железистыми.
 Воды  исследуемых  почв  кислые,  уровни  pH
ельников  и  сосняков  различаются  слабо  и  состав¬
ляют  соответственно  3.9-4.6  и  4.2—4.8.  Возможно
превышение  активности  протонов  в  водах  ельни-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДОРАСТВОРИМЫЕ  ОРГАНИЧЕСКИЕ  ВЕЩЕСТВА  ПОДСТИЛОК
 67
 Таблица  2.  Химические  свойства  продуктов  электродиализа  водных  вытяжек  и  лизиметрических  вод  из  подстилок
Al-Fe-гумусовых  подзолов  (С  орг,  мг/л)
 Образец
 Показатель
 Исходные
 растворы
 Продукты  электродиализа
 анионы
 нейтральные
 частицы
 катионы
 Ельник
 Водная  вытяжка
 pH
 4.09
 6.82
 3.48
 4.10
 С  орг
 145.2
 25.44
 96.0
 22.56
 Лизиметрические  воды
 pH
 3.66
 6.16
 3.03
 3.43
 С  орг
 96.1
 14.3
 78.1
 4.0
 Сосняк
 Водная  вытяжка
 рн
 4.15
 6.40
 3.25
 3.74
 С  орг
 184.6
 50.8
 126.4
 7.4
 Лизиметрические  воды
 рн
 4.74
 7.13
 3.46
 3.60
 С  орг
 107.4
 31.4
 55.7
 20.0
 ков  по  сравнению  с  сосняками  почти  на  порядок.
Нередко  парцеллярный  состав  биогеоценоза  вли¬
яет  на  кислотно-основные  свойства  почв  сильнее,
чем  принадлежность  их  различным  биогеоцено¬
зам.  Например,  существенно  различаются  мохо¬
вые  и  брусничные  парцеллы  одних  и  тех  же  био¬
геоценозов  [15].
 В  жидкой  фазе  почв  и  подстилок  среди  катио¬
нов  преобладают  Са2+,  К+,  среди  анионов  -  орга¬
нические  кислоты  в  количестве,  обеспечиваю¬
щем  электронейтральность  растворов.  Следует
отметить  повышенное  содержание  сульфатов,
поступающих  с  аэрозольными  выбросами  и  обес¬
печивающих  региональное  загрязнение  атмосфе¬
ры  диоксидом  серы,  а  осадков,  поверхностных
вод  и  почв  -  сульфат-ионами.  Однако  в  водных
вытяжках  из  подстилок  изучаемых  почв  домини¬
руют  органические  вещества.
 В  составе  водных  вытяжек  из  подстилок  сумма
катионов  превышает  сумму  неорганических  ани¬
онов  (табл.  1).  Электронейтральность  растворов
обеспечивают  анионы  органических  кислот,  на
долю  которых  приходится  15-30%  общего  содер¬
жания  ВОВ  в  вытяжках  (табл.  2).  В  их  составе
преобладают  (52-81%)  незаряженные  частицы.
Углерод-содержащие  частицы  органических  и
органо-минеральных  веществ,  несущие  разный
заряд,  формируются  в  результате  сочетания  ре¬
акций  комплексообразования,  ассоциации,  поли¬
меризации,  протекающих  с  участием  продуктов
ионизации  воды  и  различных  ионов  жидкой  фазы
почв.
 Общее  содержание  ВОВ  в  подстилках  ельни¬
ков  и  сосняков  сильно  варьирует  и  составляет  со¬
ответственно  286-304  и  168-280  мг/л,  различия
между  ними  могут  быть  и  шире  (в  1.5—1.8  раза).
Содержание  углерода  в  водах  подзолистого  гори¬
 зонта  падает  по  сравнению  с  подстилкой  в  2—4  ра¬
за.
 Различия  в  содержании  ВОВ  подстилок  ельни¬
ков  и  сосняков  связаны  с  особенностями  биологи¬
ческого  круговорота  углерода,  который  харак¬
теризуется  объемом  и  структурой  фитомассы,  ее
продуктивностью,  составом  опада,  численнос¬
тью,  разнообразием  микроорганизмов  и  их  актив¬
ностью,  составом  корневых  выделений  и  метабо¬
литов  микроорганизмов,  растений  и  животных.
 При  относительной  близости  запасов  фито¬
массы  и  годичной  продукции  в  сосняках  образует¬
ся  опада  меньше,  чем  в  ельниках  [23].  При  этом
химический  состав  фитомассы  и  мортмассы  ель¬
ников  и  сосняков  различается,  так  как  ельники
интенсивнее  извлекают  из  почвы  Si,  Са,  Mg,  Мп,
К,  N,  а  сосняки  -  А1  и  Na.  Потребление  элементов
приростом  ельников  почти  в  3  раза  больше,  чем
сосняков  и  составляет  130  против  68  кг/га.  Скоро¬
сти  разложения  опада  различаются  мало,  но  ело¬
вые  корни  разлагаются  медленнее,  чем  сосновые.
По  данным  Ушаковой  [23]  в  сосняках  выше,  чем
в  ельниках  запасы  подстилки  (50-60  против  30-
45  т/га),  а  также  количество  ежегодного  расти¬
тельного  опада  (7-8  против  3.5-5.5  т/га)  и  золь¬
ность  опада  (30  против  8%).  В  итоге  подстилки  со¬
сняков  отличаются  несколько  меньшим,  чем  в
ельнике,  уровнем  общего  содержания  углерода  и
отношением  С  гк/С  орг  (0.6  против  0.8),  в  них  ни¬
же  доля  негидролизуемого  остатка  [23].
 Эти  факторы  способствуют,  в  частности,  со¬
зданию  в  подзолах  сосняков  по  сравнению  с  ель¬
никами  менее  кислой  реакции.  Возможно,  что  ме¬
нее  кислая  реакция  и  большее  содержание  кальция
в  опаде  сосняков  создают  более  благоприятные  ус¬
ловия  для  жизнедеятельности  микроорганизмов,
что  усиливает  их  способность  полнее  разлагать
органические  остатки.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 5*

68
 МОТУЗОВА  и  др.
 Таблица  3.  Молекулярно-массовое  распределение  орга¬
нических  веществ  водных  вытяжек  из  подстилок  Al-Fe-ry-
мусовых  подзолов
 Сефадекс
 Молекулярные
 массы
 %  от  С  общ
в  водной  вытяжке
 G-50
 Ельник
 >20000
 24
 19300-19000
 10
 2200-1700
 60
 1700-1200
 6
 G-15
 1010
 -
 770-680
 -
 G-50
 Сосняк
 >20000
 25
 19300-19000
 6
 2200-1700
 61
 1700-1200
 8
 G-15
 1010
 -
 770-680
 -
 По  данным  Кауричева  с  соавт.  [11]  в  лизимет¬
рических  водах  северной  тайги  общее  содержа¬
ние  углерода  ВОВ  может  достигать  200-
260  ммоль/л.  Авторы  рассматривают  высокое  со¬
держание  органических  веществ  в  почвенных  во¬
дах  и  относительно  большую  потерю  массы  под¬
стилок  за  сезон  как  свидетельства  интенсивной
мобилизации  органических  веществ  в  северной
тайге.
 Роде  [20]  высокое  содержание  в  опаде  и  под¬
стилках  хвойных  лесов  водорастворимых  органи¬
ческих  веществ  (134—701  мг  на  100  г  подстилки)
объяснял  тем,  что  хвойно-моховой  опад  постав¬
ляет  в  раствор  на  первых  стадиях  разложения
максимальное  количество  органических  веществ.
Возможно,  что  они  представлены  не  только  ве¬
ществами,  легко  освобождающимися  при  разло¬
жении  органических  остатков,  но  и  смываемыми
осадками  с  поверхности  листьев  и  хвои  [14-17].
Подкроновые  воды,  как  правило,  содержат  орга¬
нические  выделения  листьев  и  хвои,  продукты
микробного  метаболизма.  Это,  по-видимому,
свойственно  не  только  хвойным  лесам.  Подкро¬
новые  воды  дубовых  лесов  Среднего  Сихотэ-
Алиня,  например,  содержат  10-40  мл/л  С  орг,  в  то
время  как  в  атмосферных  осадках  на  открытом
пространстве  его  содержание  не  превышает  1
мг/л  [7].  В  дождевых  осадках  на  открытых  прост¬
ранствах  еловых  и  сосновых  биогеоценозов
Кольского  п-ова  содержится  около  2-4  мг/л  угле¬
рода  органических  веществ,  а  в  стволовых  и  кро¬
новых  водах  в  7-25  раз  больше  [15].  То  есть  на¬
грузка  органических  веществ  подкроновых  вод  на
 почву  в  этих  условиях  близка  к  действию  вод,
прошедших  через  горизонт  подстилки.
 Органические  вещества  водных  вытяжек  из
подстилок  Al-Fe-гумусовых  подзолов  характери¬
зуются  молекулярно-массовой  гетерогенностью.
В  их  составе  выделены  две  преобладающие  груп¬
пы  веществ:  высокомолекулярные  вещества  с
ММ  >  19  000  и  низкомолекулярные  с  ММ  <  2  200.
Вещества  с  молекулярными  массами  2200-1900
не  проявились  в  значительных  количествах  на
кривой  молекулярно-массового  распределения.
За  100%  в  табл.  3  принято  суммарное  содержание
углерода  органических  веществ  выделенных
фракций.  Оно  укладывается  в  допустимый  диапа¬
зон  уровней  содержания  органических  веществ  в
водных  вытяжках  исследуемых  почти  до  фракци¬
онирования.  В  составе  первой  группы  ВОВ  выде¬
лены  вещества  с  ММ  >20000  и  19000-19300,  в
составе  второй  группы  -  вещества  с  ММ  2200-
1700,  1700-1200,  <1200.  Доля  низкомолекуляр¬
ных  веществ  в  составе  водорастворимых  орга¬
нических  веществ  как  ельников,  так  и  сосняков
вдвое  превышает  содержание  высокомолекуляр¬
ных  веществ  (66-69  и  31-34%  соответственно).
Они  отнесены  к  неспецифическим  органическим
веществам.  По  их  содержанию  в  водных  вытяжках
сосняки  и  ельники  не  различаются.  Высокомоле¬
кулярные  соединения  составляют  около  1/3  от  об¬
щего  содержания  углерода  и  отнесены  к  специфи¬
ческим  соединениям  фульвокислотной  природы.
 Дополнительная  информация  о  специфичес¬
ких  и  неспецифических  органических  соедине¬
ниях  в  составе  водных  вытяжек  изучаемых  почв
была  получена  с  помощью  метода  Форсита,  кото¬
рый  основан  на  сорбции  водорастворимых  орга¬
нических  веществ  активированным  углем  и  по¬
следующей  десорбции  с  угля  их  отдельных  фрак¬
ций.  Неспецифические  органические  вещества
снимают  тремя  последовательными  обработка¬
ми:  раствор  0.1  н.  НС1  предположительно  снимает
аминокислоты,  пуриновые  основания,  часть  угле¬
водов.  Фенолы  и  основная  часть  углеводов  пере¬
ходят  в  90-процентный  водно-ацетоновый  рас¬
твор.  Последующие  водные  экстракты  пополня¬
ют  их  количество  за  счет  выхода  полисахаридов.
Собственно  фульвокислоты  (по  Форситу)  десор¬
бируются  с  угля  раствором  0.1-0.5  н.  NaOH.
 Результаты  фракционирования  по  методу
Форсита  также  свидетельствуют  о  преобладании
в  составе  органических  веществ  в  водных  вытяж¬
ках  из  подстилок  изучаемых  почв  низкомолеку¬
лярных  неспецифических  веществ  (табл.  4).  На  их
долю  приходится  72-77%  водорастворимых  орга¬
нических  веществ  как  в  еловых,  так  и  в  сосновых
биогеоценозах.  Основную  часть  составляет  фрак¬
ция,  снимаемая  с  угля  водно-ацетоновым  раство¬
ром  (60-68%  ВОВ),  которую  предположительно
составляют  углеводные  и  фенольные  компонен¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДОРАСТВОРИМЫЕ  ОРГАНИЧЕСКИЕ  ВЕЩЕСТВА  ПОДСТИЛОК
 69
 ты.  Углеводы  и  фенолы  -  обязательные  составля¬
ющие  жидких  фаз  подстилок  таежных  почв.  На¬
пример,  соединения  фенольной  природы  состав¬
ляют  до  45%  в  водно-ацетоновом  экстракте  с
угля,  на  котором  сорбировали  по  Форситу  орга¬
нические  вещества  водных  вытяжек  северо-таеж¬
ных  почв  [10,  14].  Фенолы,  полифенолы  или  тан-
ниды  -  это  относительно  устойчивые  вещества  с
ММ  500-3000  и  большим  числом  фенольных
групп.
 Предполагается,  что  вещества  фенольной
природы  наследуются  в  значительных  количест¬
вах  подстилками  от  листьев,  хвои,  опада  [34,  39].
По  данным  Лукиной,  Никонова  [15]  полифенолы,
также  как  и  низкомолекулярные  карбоновые
кислоты  и  углеводы,  присутствуют  уже  в  кроно¬
вых  и  стволовых  водах  ельников  и  сосняков
Кольского  п-ова.  Допускается  их  образование  в
результате  гидролиза  и  микробного  разложения
органических  веществ,  преобладающих  в  составе
хвои,  прежде  всего  целлюлозы  и  других  углево¬
дов  (в  хвое  их  до  60%),  а  также  таннинов  (до  15%)
и  лигнинов  (до  6%)  [13,  18].
 Более  точных  данных  о  содержании  углеводов
мы  не  получили.  Известно,  что  углеводы  присут¬
ствуют  во  всех  почвах.  С  растительными  остатка¬
ми  они  поступают  в  почвы  в  количестве  2-14  т/га
[19].  Несмотря  на  то,  что  они  способны  к  относи¬
тельно  быстрой  трансформации  (усвоению  мик¬
роорганизмами,  минерализации  или  включению
во  вновь  образуемые  структуры  органических  ве¬
ществ),  часть  их  сохраняется  в  почвенных  водах.
 Раствор  0.1  М  НС1  экстрагирует  органических
веществ  в  6-8  раз  меньше,  чем  водно-ацетоновый
раствор.  На  долю  собственно  фульвокислот,  оп¬
ределяемых  по  методу  Форсита,  приходится  поч¬
ти  1/3  водорастворимых  органических  веществ,
23  и  28%  для  сосняков  и  ельников  соответственно.
 Абсолютное  содержание  всех  выделенных
фракций  в  ельниках  почти  в  2  раза  выше,  чем  в
сосняках,  что  связано  с  различиями  в  содержании
общего  углерода  в  водных  вытяжках  из  подсти¬
лок,  обусловленными,  в  свою  очередь,  ранее  от¬
меченными  различиями  состава  опада  и  условий
его  разложения.  Но  относительное  количество
выделенных  фракций  в  двух  биогеоценозах  прак¬
тически  не  различается.
 Таким  образом,  и  молекулярно-массовое  рас¬
пределение  ВОВ,  и  их  способность  к  сорбции  на
активированном  угле  свидетельствуют  о  преоб¬
ладании  в  составе  водорастворимых  органичес¬
ких  веществ  подстилок  Al-Fe-гумусовых  подзо¬
лов  низкомолекулярных  органических  веществ,  а
также  о  имеющей  место  трансформации  этих  ве¬
ществ,  которая  привела  к  образованию  в  жидкой
фазе  изучаемых  почв  фульвокислот,  количество
которых  достигает  30%  от  общего  содержания
ВОВ.
 Таблица  4.  Специфические  и  неспецифические  орга¬
нические  вещества  (по  Форситу)  водных  вытяжек  из
подстилок  Al-Fe-гумусовых  подзолов  (С  фракции,  %
от  С  общ  в  водной  вытяжке)
 Обра¬
 зец
 С,  мг/л
водной
вытяжки
 Фракции
 неспецифические  орга¬
нические  соединения
 фульво-
 кислоты
 0.1  н.  НС1
 ацетон  +
+  вода
 0.5  н.
NaOH
 Ельник
 Сосняк
 303.0
 185.7
 9.8
 8.0
 59.8
 67.7
 28.0
 22.6
 Преобладание  низкомолекулярных  водорас¬
творимых  органических  веществ  в  подстилках
лесных  почв  отмечалось  неоднократно  [7-11,  13,
14,  28,  35-38].  При  использовании  сорбционных
лизиметров  авторы  показали,  в  частности,  что  в
дерново-подзолистых,  болотно-подзолистых,  бо¬
лотных  почвах  индивидуальные  вещества  неспе¬
цифической  природы  составляют  57-80%  от  об¬
щего  содержания  водорастворимых  органичес¬
ких  веществ.  Среди  них  обнаружены  вещества  с
ММ  400-410,580-590,  1500,  в  меньшем  количест¬
ве  вещества  с  ММ  5500-5600.  В  составе  водорас¬
творимых  органических  веществ,  образующихся
при  разложении  растительных  остатков,  установ¬
лено  преобладание  соединений  с  ММ  менее  1000
(их  доля  по  углероду  составляет  58%),  которые
составлены  фракциями  с  ММ  260,  410,  700.  [26].
В  лизиметрических  водах,  собранных  под  иллю¬
виально-гумусовыми  горизонтами  буроземов
Среднего  Сихотэ-Алиня,  в  составе  органических
веществ  обнаружено  38-49%  веществ  с  ММ  500-
800  и  18-29%  веществ  с  ММ  1000-5000  [3,  7].  Ав¬
торы  считают,  что  в  состав  низкомолекулярных
веществ  вносят  вклад  не  только  вещества  неспе¬
цифической  природы,  но  и  мономеры  фульвокис¬
лот.  Варшал  с  соавт.  [6]  предполагают,  что  доля
их  в  природных  водах  находится  в  обратной  зави¬
симости  от  pH  и  достигает  максимальных  значе¬
ний  при  уровнях  pH,  близких  к  4.
 Известны  результаты  исследования  органиче¬
ских  веществ  водных  вытяжек  из  лесных  подсти¬
лок,  в  том  числе  оторфованных,  из  свежих  расти¬
тельных  остатков  (листьев  дубы,  хвои  ели,  дре¬
весной  коры,  зеленых  мхов,  слоевищ  эпифитных
лишайников  со  стволов  и  ветвей  ели)  и  компости¬
рованных  в  условиях  избыточного  увлажнения,  а
также  водных  вытяжек  из  вегетативной  массы
 2-недельных  проростков  ячменя,  меченных  изо¬
топом  14С  [10,11,14,26].  Во  всех  полученных  вод¬
ных  растворах  отмечено  преобладание  соедине¬
ний  неспецифической  природы,  на  долю  которых
приходится  57-89%  от  общего  содержания  угле¬
рода  в  растворах.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

70
 МОТУЗОВА  и  др.
 Таблица  5.  Содержание  низкомолекулярных  органичес¬
ких  кислот  в  водных  вытяжках  из  подстилок  Al-Fe-гуму-
совых  подзолов
 Кислота
 Ельник
 Сосняк
 мг/л
 %  от  С  общ
в  водной
вытяжке
 мг/л
 %  от  С  общ
в  водной
вытяжке
 Щавелевая
 0.019
 0.006
 0.036
 0.019
 Молочная
 0.014
 0.005
 0.011
 0.066
 Пропионовая
 0.014
 0.005
 Нет
 Авторами  [10,  11,  14,  26]  установлена  неодно¬
родность  состава  водорастворимых  органических
веществ  и  влияние  на  него  типа  биогеоценоза,  ге¬
ографического  положения  почв,  времени  отбора
проб  подстилок  и  пр.  Например,  в  торфяно-пере¬
гнойной  лесной  подстилке  средней  тайги  осенью
в  составе  ВОВ  преобладали  фульвокислоты,  а
весной  их  содержание  уравнивалось  с  индивиду¬
альными  органическими  веществами.
 Методом  ионно-эксклюзионной  хроматогра¬
фии  в  водных  вытяжках  из  подстилок  Al-Fe-гуму-
совых  подзолов  обнаружены  щавелевая,  молоч¬
ная,  пропионовая  и  янтарная  кислоты  (табл.  5).
Среди  них  преобладает  щавелевая  кислота.  В  со¬
сняках  ее  абсолютное  содержание  в  2  раза,  а  от¬
носительное  содержание  почти  в  3  раза  выше,
чем  в  ельниках.  Но  их  общее  содержание  невели¬
ко,  оно  не  превышает  0.1%  от  общего  содержания
углерода  в  водной  вытяжке.
 Это  простейшие  карбоновые  кислоты,  кото¬
рые  образуются  в  растительных  тканях  главным
образом  в  процессе  дыхания  и  брожения  [13].  Бу¬
дучи  незначительно  преобразованными  биотой,
они  наследуются  водными  вытяжками  изучаемых
почв.  Находиться  в  растворе  они  могут  в  виде  со¬
лей,  а  также  в  свободном  состоянии.  Доля  послед¬
них  может  быть  велика  вследствие  ненасыщенно¬
сти  сорбционного  комплекса  щелочноземельны¬
ми  основаниями.
 Первые  свидетельства  присутствия  нелетучих
низкомолекулярных  органических  кислот  в  вы¬
тяжках  из  подстилок  и  продуктов  разложения
лесного  опала  северо-таежных  почв  были  полу¬
чены  методами  потенциометрического  титрова¬
ния  [8,  20,  21,  24]  и  распределительной  хромато¬
графии  [1,  9].  В  1941  г.  Роде  [20],  вычислив  сте¬
пень  диссоциации  нелетучих  кислот  по  данным
потенциометрического  титрования  водных  вытя¬
жек  из  подстилок  лесных  почв,  предположил  при¬
сутствие  в  них  салициловой,  щавелевой  и  винной
кислот.  С  помощью  хроматографии  на  бумаге,  на
силикогеле,  на  угле  в  вытяжках  из  подстилок,  из
растительного  материала  (листья  березы,  осины,
хвоя  ели  и  сосны,  мох  сфагновый,  трава  белоус)
 обнаружены  муравьиная,  щавелевая,  лимонная,
молочная,  фумаровая,  гликолевая,  уксусная,  бен¬
зойная,  малеиновая,  винная,  яблочная  и  янтарная
кислоты.  Наибольшее  содержание  кислот  найде¬
но  в  подстилках  хвойных  лесов  [27,  40].
 Тани  с  соавт.  [36-38]  исследовал  водные  вы¬
тяжки  из  ряда  лесных  почв  (андосолей,  подзолов,
коричневых  лесных  и  красно-желтых  почв)  мето¬
дом  HPLC  и  обнаружил  в  их  составе  муравьиную,
молочную,  щавелевую,  малеиновую  и  лимонную
кислоты.  Преобладали  среди  них  муравьиная  и
щавелевая  кислоты.  Уксусная  кислота  идентифи¬
цирована  только  в  подстилочных  горизонтах.  Об¬
щее  количество  низкомолекулярных  органичес¬
ких  кислот  лежало  в  пределах  4.7-37.2  ммоль/кг.
 Хромато-масс-спектрометрический  анализ
водных  вытяжек  из  подстилок  подзолов  Кольско¬
го  п-ова  дал  информацию  о  содержании  в  них  ле¬
тучих  индивидуальных  органических  веществ  и  о
высокой  доли  среди  них  низкомолекулярных  ор¬
ганических  кислот.  Была  проанализирована  уль¬
транизкомолекулярная  фракция  (<  500),  доля
которой  от  общего  содержания  водораствори¬
мых  органических  веществ  составляет  около
 0.1%.  В  ее  составе  было  выделено  более  70  инди¬
видуальных  органических  веществ,  которые  бы¬
ли  разделены  на  10  классов.  Их  представили  кис¬
лоты,  фенолы,  спирты,  альдегиды,  эфиры,  кето¬
ны,  углеводороды  (среди  них  ароматические,
алифатические,  ациклические),  а  также  гетеро¬
циклические  вещества  (табл.  6).
 Индивидуальные  вещества,  количество  кото¬
рых  в  водных  вытяжках  из  подстилок  ельников
не  ниже  30  мкг/л,  что  соответствует  20-80%  от
общего  содержания  органических  веществ  в  уль¬
транизкомолекулярной  фракции,  образуют  по
содержанию  следующий  убывающий  ряд:  кисло¬
ты,  алифатические  углеводороды,  эфиры.  Содер¬
жание  фенолов,  спиртов,  альдегидов,  кетонов,  уг¬
леводородов  циклических  и  ароматических,  а
также  гетероциклических  соединений  колеблет¬
ся  в  пределах  3-10  мкг/л.
 В  сосняках  соотношение  индивидуальных  ор¬
ганических  веществ  в  вытяжках  иное.  Содержа¬
ние  кислот,  кетонов,  фенолов,  эфиров  составляет
по  отдельности  12-40  мкг/л  (или  10-27%  от  обще¬
го  содержания  углерода  ультранизкомолекуляр-
ных  органических  веществ).  В  меньших  количест¬
вах  присутствуют  спирты,  альдегиды,  гетероцик¬
лические  органические  вещества,  углеводороды.
Среди  углеводородов  обнаружены  циклопропан,
циклопентан,  гептан,  пентален,  бензол,  нафта¬
лин,  флуорен,  пентален  и  другие.
 В  водах  как  еловых,  так  и  сосновых  биогеоце¬
нозов  в  составе  ультранизкомолекулярных  ВОВ
высока  доля  (около  половины)  летучих  органиче¬
ских  кислот  и  их  производных.  В  подстилках  ель¬
ников  абсолютное  количество  низкомолекуляр-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДОРАСТВОРИМЫЕ  ОРГАНИЧЕСКИЕ  ВЕЩЕСТВА  ПОДСТИЛОК
 71
 Таблица  6.  Состав  низкомолекулярных  органических
веществ  водных  вытяжек  из  подстилок  Al-Fe-гумусо-
вых  подзолов
 Показатель
 Ельник
 Сосняк
 мкг/л
 %  ОТІ
 мкг/л
 %  от  X
 X  всех  фракций
 182.8
 142.3
 Кислоты  и  произ¬
водные  кислот
 86.2
 47.1
 57.4
 40.0
 Фенолы
 5.3
 2.9
 17.7
 12.4
 Спирты
 7.5
 4.1
 13.2
 9.3
 Альдегиды
 3.7
 2.1
 2.6
 1.9
 Эфиры
 19.4
 10.6
 7.0
 4.9
 Кетоны
 2.8
 1.6
 18.6
 13.2
 Углеводороды
 алифатические
 39.2
 21.5
 2.5
 1.9
 ароматические
 2.5
 1.4
 7.3
 5.3
 циклические
 10.1
 5.5
 -
 -
 Гетероциклы
 6.1
 3.2
 16.0
 11.1
 %  Z  всех  фракций
от  С  общ
 0.06
 0.08
 ных  кислот  несколько  больше,  чем  в  сосняках,
что  соответствует  описанным  выше  различиям
круговорота  углерода  в  двух  биогеоценозах.
 Низкомолекулярные  органические  кислоты
(как  летучие,  так  и  нелетучие)  в  лесных  подстил¬
ках  в  основном  наследуются  от  различных  расти¬
тельных  тканей.  Они  входят  в  состав  клеточного
сока  хвои  ели  и  сосны  [10],  присутствуют  в  соста¬
ве  пектиновых  веществ,  камедей,  слизей,  смол
хвойных  деревьев  [22],  находятся  в  корневых  вы¬
делениях  древесной  и  кустарниковой  раститель¬
ности,  в  составе  продуктов  метаболизма  бакте¬
рий  и  грибов  [4,  5,  22,29,35].
 Содержание  водорастворимых  низкомолеку¬
лярных  органических  кислот  является  интеграль¬
ным  результатом  процессов  их  поступления  с
опадом  и  вымывания.  Они  имеют  короткое  время
жизни,  и  их  доля  в  составе  ВОВ  невелика  [28,31],
тем  не  менее  они  принимают  участие  в  подзоло¬
образовании.  Частным  свидетельством  этого  яв¬
ляется  обнаруженные  Тани  с  соавт.  [36-38]  низ¬
комолекулярные  органические  кислоты  в  поч¬
венных  растворах  не  только  верхних  горизонтов
лесных  почв,  но  и  горизонтов  Bh.  При  этом  была
отмечена  положительная  корреляция  между  ко¬
личеством  низкомолекулярных  органических  кис¬
лот  в  почвенных  растворах  и  их  кислотностью.
 Хромато-масс-спектрометрический  анализ
подтвердил  присутствие  в  водных  вытяжках  из
подстилок  фенолов,  причем  их  содержание  в  со¬
 сняках  значительно  выше  (12%  от  общего  содер¬
жания  углерода  ультранизкомолекулярных  орга¬
нических  веществ),  чем  в  ельниках  (3%),  что  соот¬
ветствует  закономерности,  выявленной  при
фракционировании  ВОВ  по  Форситу.  Различают¬
ся  ельники  и  сосняки  и  по  другим  показателям.  В
водных  вытяжках  из  подстилок  ельников  выше
содержание  углеводородов  и  эфиров,  но  ниже  со¬
держание  спиртов  и  кетонов.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 На  Кольском  п-ове,  в  районе  исследования,  ти¬
пичном  для  ландшафтов  северной  границы  таеж¬
ной  зоны,  на  поверхности  Al-Fe-гумусовых  подзо¬
лов  накапливается  мощная  подстилка,  образова¬
ние  которой  обусловлено  распространением  мхов
и  лишайников,  накоплением  растительного  опада
и  относительно  слабым  его  изменением  в  условиях
невысокой  микробиологической  активности.  Под¬
стилки  являются  источником  водорастворимых
органических  веществ  и  основной  зоной  их  накоп¬
ления  и  трансформации.  В  водных  вытяжках  из
подстилок  преобладают  органические  вещества.
Основная  доля  в  них  приходится  на  неспецифичес¬
кие  низкомолекулярные  вещества  индивидуаль¬
ной  природы,  важнейшими  компонентами  кото¬
рых  являются  низкомолекулярные  органические
кислоты.  Функциональные  группы  обеспечивают
высокую  химическую  активность  кислот.  Как  низ¬
комолекулярные  кислоты,  так  и  другие  неспеци¬
фические  органические  вещества  индивидуальной
природы,  фенолы,  углеводороды,  эфиры,  кето¬
ны  -  преимущественно  наследуется  в  малоизме-
ненном  состоянии  от  тканей  растительного  опа¬
да.  Наряду  с  этим  ВОВ  в  подстилках  северных
почв  частично  вовлекаются  в  процессы  транс¬
формации,  которые  приводят  к  переводу  1/3  их  в
форму  веществ,  условно  отнесенных  к  фульво-
кислотам.  Возможно,  они  отличаются  от  специ¬
фических  органических  веществ  этой  группы
меньшей  конденсированностью  вследствие  не¬
глубокой  микробиологической  трансформации
органического  материала.  Содержание  низкомо¬
лекулярных  ВОВ  довольно  динамично,  фульво-
кислоты  относят  к  термодинамически  более  ус¬
тойчивым  веществам.
 Водорастворимые  органические  вещества  раз¬
ного  состава  преимущественно  электронейтраль¬
ны,  что  ограничивает  их  сорбцию  почвенными
частицами  и  способствует  миграции  в  ландшафте.
Присутствие  ВОВ  в  форме  анионов  обеспечивает
их  активность  в  образовании  соединений  различ¬
ной  природы  с  катионами,  что  также  способству¬
ет  миграционной  способности  как  педогенных,
так  и  техногенных  химических  элементов.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

72
 МОТУЗОВА  и  др.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Александрова  И.В.  К  методике  изучения  качест¬
венного  состава  органических  веществ  в  почвен¬
ных  растворах  //  Почвоведение.  1960.  №  1.  С  36-
44.
 2. 	Алекин  О  А.  Общая  гидрохимия.  Л.:  Гидрометео-
издат,  1948.  С.  206.
 3. 	Аржанова  В.С.,  Вертелъ  Е.Ф.,  Елпатъевский  П.В.
Микроэлементы  и  растворимое  органическое  ве¬
щество  лизиметрических  вод  //  Почвоведение.
1981.  №  11.  С.  50-60.
 4. 	Аристовская  Т.В.  Роль  микроорганизмов  в  фор¬
мировании  профиля  подзолистых  почв  //  Микро¬
биология  подзолистых  почв.  Л.:  Наука,  1965.
С.  141-165.
 5. 	Буткевич  В.С.,  Федоров  М.В.  О  превращении  ук¬
сусной  кислоты  в  культурах  Mucor  stolonifer  в  ян¬
тарную  и  фумаровую  кислоты,  способ  разделения
и  количественного  определения  этих  кислот  //М.:
Изд-во  АН  СССР,  1957.  С.  488.
 6. 	Варшалл  ГМ.,  Инцкирвели  Л.Н.,  Сироткина  И.  С.,
Колосов  И.В.,  Кощеева  ИЯ.  Об  ассоциации  фуль-
вокислот  в  водных  растворах  //  Геохимия.  1975.
№  1.  С.  1581-1584.
 7. 	Елпатъевский  П.В.,  Луценко  Т.Н.  Роль  водорас¬
творимых  органических  веществ  в  переносе  ме¬
таллов  техногенного  происхождения  по  профилю
горного  бурозема  //  Почвоведение.  1990.  №  6.
С.  3(М1.
 8. 	Зайцева  Т.Ф.,  Клевенская  ИЛ.,  Морозков  В.К.
Низкомолекулярные  органические  кислоты  в  поч¬
вах  Баргузинской  котловины  //  Почвоведение.
1987.  No  3.  С.  35-42.
 9. 	Кауричев  И.С.,  Иванова  Т.Н.,  Ноздрунова  Е.М.  О
содержании  низкомолекулярных  органических  кис¬
лот  в  составе  водорастворимого  органического  ве¬
щества  почв  //  Почвоведение.  1963.  №  3.  С.  27-35.
 10. 	Кауричев  И.С.,  Яшин  И.М.,  Карпухин  А.И.,  Пла¬
тонов  И.Г.  Особенности  мобилизации  и  транс¬
формации  водорастворимых  органических  ве¬
ществ  в  подзолистых  почвах  Архангельской  обла¬
сти  //  Известия  ТСХА.  1991.  Вып.  3.  С.  71-84.
 11. 	Кауричев  И.С.,  Яшин  И.М.,  Черников  В.А.  Теория
и  практика  метода  сорбционных  лизиметров  в  эко¬
логических  исследованиях.  М.:  Изд-во  МСХА,
1996.  144  с.
 12. 	Ковда  В.А.  Основы  учения  о  почвах.  М.:  Наука,
1973.  301  с.
 13. 	Кретович  В  Л.  Основы  биохимии  растений.  М.:
Высшая  школа,  1971.  465  с.
 14. 	Лизиметры  в  почвенных  исследованиях  /  Под  ред.
Л.Л.  Шишова.  М.:  Почвенный  ин-т  им.  В.В.  Доку¬
чаева,  1998.  246  с.
 15. 	Лукина  Н.В.,  Никонов  В.В.  Биогеохимические
циклы  в  лесах  Севера  в  условиях  аэротехногенно¬
го  загрязнения.  Апатиты:  Изд-во  Кольского  науч¬
ного  центра  РАН,  1996.  Ч.  1.213  с.
 16. 	Лукина  Н.В.,  Горбачева  Т.Т.,  Никонов  В.В.  Прост¬
ранственная  изменчивость  кислотности  Al-Fe-ry-
мусовых  подзолов  //  Почвоведение.  2002.  №  2.
С.  163-176.
 17. 	Мина  В.Н.  Влияние  осадков,  стекающих  по  ство¬
лам  деревьев,  на  почву  //  Почвоведение.  1967.
№  12.  С.  44-52.
 18. 	Орлов  Д.С.  Гумусовые  кислоты  почв  и  общая  тео¬
рия  гумификации.  М.:  Изд-во  Моек,  ун-та,  1990.
324  с.
 19. 	Паников  Н.С.,  Садовникова  Л.К.,  Фридланд  Е.В.
Неспецифические  соединения  почвенного  гумуса.
М.:  Изд-во  Моек,  ун-та,  1984.  144  с.
 20. 	Роде  А.А.  Несколько  данных  о  физико-химичес¬
ких  свойствах  водорастворимых  веществ  лесных
подстилок  //  Почвоведение.  1941.  №  3.  С.  103-126.
 21. 	Скрынникова  ИМ.  Почвенные  растворы  южной
части  лесной  зоны  и  их  роль  в  современных  про¬
цессах  почвообразования  //  Современные  почвен¬
ные  процессы  в  лесной  зоне  Европейской  части
СССР.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1959.  257  с.
 22. 	Солдатенков  С.В.  Обмен  органических  кислот  у
растений  //  30-е  Тимирязевские  чтения.  Л.:  Наука,
1971.  148  с.
 23. 	Ушакова  Г.И.  Особенности  формирования  и
трансформации  подстилки  в  лесных  биогеоцено¬
зах  Хибин  //  Почвоведение.  1999.  №  12.  С.  1463-
1469.
 24. 	ХанД.В.  К  методике  изучения  состава  водораство¬
римых  органических  веществ  растительных  остат¬
ков  //  Тр.  Почвенного  ин-та  им.  В.В.  Докучаева.
1951.  Т.  38.  С.  99-107.
 25. 	Шилова  Е.И.,  Коровкина  Л.В.  Сравнительная  ха¬
рактеристика  состава  растворов  и  лизиметричес¬
ких  вод  сильноподзолистой  почвы  ельника-кис¬
личника  //  Почвоведение.  1961.  №  8.  С.  11-19.
 26. 	Яшин  И.М.  Водорастворимые  органические  веще¬
ства  таежной  зоны  и  их  экологические  функции.
Дис.  ...  докт.  биол.  н.  М.:  ТСХА,  1993.491  с.
 27. 	Candler  R.,  Zech  W.,  Alt  H.G.  A  Comparison  of  Water
Soluble  Organic  Substances  in  Acid  Soils  under  Beech
and  Spruce  in  Ne-Bavaria  //  Z.  Pflanzennaehr.  Boden-
kunde,  1989.  152.  P.  61-65.
 28. 	Christe  /.,  Knicker  H.,  Kogel-Knabner  /.,  Kretzschmar  R.
Chemical  heterogeneity  of  humic  substances:  character¬
ization  of  size  fractions  obtained  by  hollow-fibre  ultra¬
filtration  //  Europ.  J.  Soil  Science.  2000.  V.  51.  №  4.
P.  617-625.
 29. 	Fox  T.R.  The  influence  of  low-molecular-weight  organic
acids  on  properties  and  processes  in  forest  soils  //  Car¬
bon  Forms  and  Functions  in  Forest  Soils  /  Ed.  W.  W.  Mc-
Fee  and  J.M.  Kelly.  Madison.  P.  43-62.
 30. 	Hayes  M.H.B.,  Clapp  C.E.  Humic  substances:  consider¬
ations  of  composition,  aspects  of  structure,  and  environ¬
mental  influence  //  Soil  Sci.  2001.  V.  166.  №  11.  P.  723-
737.
 31. 	Huang  P.M.,  Violante  A.  Influence  of  organic  acids  on
crystallization  and  surface  properties  of  precipitation
products  of  aluminum  //  Interaction  of  Soil  minerals  with
Natural  Organics  and  microbes  /  Ed.  P.M.  Huang  and  M.
Schnitzer,  1986.  SSSA,  Madison,  WI.  P.  159-221.
 32. 	Forsyth  W.  Studies  on  the  more  soluble  complexes  of
soil  organic  matter  //  Biochem.  J.  (L.)  1947.  V.  47.  №  2.
P.  176-181.
 33. 	MacCarthy  P.  The  principles  of  humic  substances  //  Soil
Science.  2001.  V.  166.  №  11.  P.  738-751.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДОРАСТВОРИМЫЕ  ОРГАНИЧЕСКИЕ  ВЕЩЕСТВА  ПОДСТИЛОК
 73
 34.  Shido 	Kuwatsuka  S,  Behavior  of  phenolic  substances
in  the  decaying  process  of  plants  //  Soil  Sci.  and  Plant
Nutr.  1977.  V.  23.  №  3.  P.  88-96.
 35. 	Stevenson  FJ.  Humus  Chemistry.  A.  Wiley  &  Sons  Pub¬
lished.  1982.  P.  365.
 36. 	Tani  M.,  Higashi  T.,  Nagatsuka  S.  Dynamics  of  low-mo¬
lecular-weight  aliphatic  carboxylic  acids  (LACAs)  in
forest  soils:  I.  Amount  and  composition  of  LACAs  in
different  types  of  forest  soils  in  Japan  /  Soil  Sci.  and
Plant  Nutr.  1993.  V.  39.  P.  485^195.
 37. 	Tani  M.,  Higashi  T.  Vertical  distribution  of  low-molec¬
ular-weight  aliphatic  carboxylic  acids  in  some  in  some
forest  soils  of  Japan  //  Europ.  J.  Soil  Science.  1999.
V.  50.  P.  217-226.
 38. 	Tani  M.,  Shida  K.S.,  Tsutsuki  K.f  Kondo  R.  Determina¬
tion  of  water-soluble  low-molecular-weight  organic  ac¬
ids  in  soils  by  ion  chromatography  //  Soil  Sci.  and  Plant
Nutr.  2001.  V.  47.  №  2.  P.  387-397.
 39. 	Wang  S.C.T.,  Tze-Ken  Yang,  Tze-Tang  Chuang.  Soil
phenolic  acids  as  plant  growth  inhibitors  I  I  J.  Soil  Sci.
1967.  V.  103.  №4.  P.  67-72.
 40. 	Yin  S.,  Sorom  L.,  Jonson  JA.,  Tyler  G.  Low-molecular
(LOAC)  acids  in  the  risosphere  soil  solution  beech  for¬
ests  (Fagus  silvatica)  Cambisols  determinated  by  ion
chromatography  using  supported  liquid  membrane  en¬
richment//  Soil  Biol,  and  Biogeochem.  1996.  V.  28(9).
P.  1163-1169.
 Water-Soluble  Organic  Substances  in  Litters
of  Al-Fe-Humus  Podzols  of  the  Kola  Peninsula
 G.  V.  Motuzova,  A.  V.  Zorina,  and  A.  A.  Stepanov
 Organic  substances  in  water  extracts  from  organic  horizons  of  Al-Fe-humus  podzols  under  spruce  and  pine  for¬
ests  of  the  Kola  Peninsula  were  analyzed  using  independent  methods:  fractionation  on  Sephadexes  by  molec¬
ular  weight,  in  an  electrodialyzer  by  particle  charge,  and  by  the  Forsyth’s  method  of  sorption  on  carbon  fol¬
lowed  by  sequential  desorption  with  a  series  of  extractants,  as  well  as  the  determination  of  individual  organic
compounds  by  ion-exclusion,  partition,  and  ion-exchange  chromatography  and  chromato-mass-spectrometry.
The  predominance  of  low-molecular  nonspecific  compounds,  including  an  appreciable  portion  of  volatile  and
nonvolatile  organic  acids,  was  revealed  in  the  extracts,  as  well  as  the  presence  of  relatively  low-molecular  ful-
vic  acids.  The  water  extracts  from  the  spruce-forest  litters  differed  from  those  of  the  pine  forests  by  their  higher
content  of  total  carbon.  However,  they  have  similar  fractional  compositions  of  organic  substances.
 №  1
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №1,  с.  74-81
 УДК  631.41
 ХИМИЯ
 почв
 ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ  ПОЧВ  БАЙКАЛЬСКОГО  БИОСФЕРНОГО
ЗАПОВЕДНИКА  (К  ПРОБЛЕМЕ  ДЕГРАДАЦИИ  ПИХТОВЫХ  ЛЕСОВ)*
 ©  2005  г.  Н.  Б.  Санина,  О.  А.  Пройдакова
 Институт  геохимии  им.  А.П.  Виноградова  СО  РАН,  664033,  Иркутск,  ул.  Фаворского,  1-а
 Поступила  в  редакцию  06.08.2002  г.
 Установлено,  что  по  содержанию  основных  микроэлементов  бурые  горно-лесные  и  аллювиально¬
дерновые  почвы  Байкальского  Биосферного  Заповедника  сходны  с  почвами  восточного  и  западно¬
го  обрамления  оз.  Байкал.  Средние  значения  валового  содержания  тяжелых  металлов  (кроме  Zn  и
Си)  в  почвах  находятся  на  уровне  кларковых.  Содержание  подвижных  форм  микроэлементов  харак¬
теризуется  накоплением  в  верхних  почвенных  горизонтах  и  не  превышает  20%  от  их  валового  со¬
держания,  кроме  Cd,  а  также  Мп  и  Zn,  для  которых  эти  величины  составляют  70  и  45%  соответст¬
венно.  В  исследованных  почвах  не  выявлено  техногенного  накопления  тяжелых  металлов,  которое
могло  бы  быть  причиной  деградации  пихтовых  лесов  на  территории  заповедника.
 В  пределах  северного  макросклона  хр.  Хамар-
Дабан  (где  располагается  территория  Байкаль¬
ского  биосферного  заповедника)  наблюдается
усыхание  пихтовых  лесов,  прогрессирующее  с  на¬
чала  1970-х  годов.  По  поводу  причин  этого  явле¬
ния  существует  достаточно  много  точек  зрения,
главной  из  которых  называется  техногенное  воз¬
действие  на  лесные  экосистемы  Байкальского
целлюлозно-бумажного  комбината  (БЦБК)  и  Ир¬
кутского  промышленного  узла  (ИПУ)  [3  и  др.].
 В  связи  с  мониторингом  состояния  пихтовых
лесов  и  поисками  факторов  их  усыхания  нами  ра¬
нее  был  исследован  снеговый  покров  Байкаль¬
ского  заповедника  [12],  геохимические  характе¬
ристики  которого  (по  неорганическим  металлам
и  соединениям)  в  целом,  несмотря  на  имеющиеся
колебания  по  месяцам,  оказались  на  уровне  реги¬
ональных  фоновых  показателей.  Таким  образом,
деградация  пихтовых  лесов  в  настоящее  время  не
связывается  нами  с  загрязнением  атмосферы  -
переносом  промышленных  эмиссий  от  БЦБК  и
ИПУ  в  места  произрастания  пихтарников.
 В  целях  выявления  причин  усыхания  пихтар¬
ников  было  проведено  исследование  химического
состава  почвенного  покрова  (как  питающего  рас¬
тения  субстрата)  Байкальского  биосферного  за¬
поведника.
 Растительность  северного  склона  хр.  Хамар-
Дабан  выделена  в  особый  прибайкальский  тип,  не
имеющий  аналогов  вне  горного  обрамления  оз.
Байкал  [15].  Здесь  до  1700-1800  м  над  уровнем
моря  господствует  темнохвойная  тайга,  основу
которой  составляет  пихта,  в  меньшей  степени  -
кедр  и  ель.  В  пределах  темнохвойной  тайги  на
 Исследования  проведены  при  поддержке  РФФИ  и  админи¬
страции  Иркутской  области  (грант  №  01-05-97218).
 склонах  развиты  следующие  типы  почв  -  бурые
горно-лесные  (с  недифференцированным  или
слабо  дифференцированным  профилем),  подбу¬
ры  со  слабой  степенью  оподзоленности;  в  доли¬
нах  рек  и  временных  водотоков  -  аллювиально
(пойменные)-дерновые  и  лугово-болотные  [16].
 Нами  исследованы  преобладающие  на  терри¬
тории  заповедника  бурые  горно-лесные  и  аллю¬
виально-дерновые  почвы.  Бурые  почвы  характе¬
ризуются  слабой  дифференциацией  профиля,  ме¬
стами  (в  нижней  части  склона)  значительной  (до
2  м)  мощностью.  Строение  профиля  следующее:
темнокоричневая  рыхлая  грубогумусная  или  за¬
дернованная  подстилка  (гор.  АО,  А0А1);  органо¬
минеральный  суглинистый  от  темно-бурого  до
светло-бурого  цвета  гор.  А;  суглинистый  с  незна¬
чительным  содержанием  органической  составля¬
ющей  коричневого  цвета  гор.  В;  глинистый  с  лин¬
зами  песка  светло-коричневого  цвета  гор.  ВС.
 Аллювиально-дерновые  почвы  также  имеют
слабодифференцированный  профиль:  под  мало¬
мощной  подстилкой  (гор.  АО)  располагается  серо¬
вато-бурый,  буроватый  илисто-гумусовый  гор.  А,
ниже  которого  -  буроватый  илисто-глинистый  гу¬
мусированный  гор.  В,  далее  -  буро-коричневый  суг¬
линистый  с  незначительным  количеством  органи¬
ческого  вещества  относительно  тяжелого  грануло¬
метрического  состава  гор.  ВС  (табл.  1).
 МЕТОДИКА  РАБОТ
 Почвы  исследовались  на  вскрытую  шурфами
или  зачистками  глубину  до  1.0  м.  Из  генетических
горизонтов,  выделяемых  визуально  и  ориентиро¬
вочно  по  мощности,  отбирались  пробы  массой
250-300  г  и  после  высушивания  и  просеивания  че¬
рез  капроновые  сита  с  диаметром  ячейки  <0.025  мм
 74

ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ  ПОЧВ 	75
 Таблица  1.  Среднее  содержание  (мае.  %)  макрокомпонентов  в  почвах  Байкальского  биосферного  заповедника
 Горизонт,
 глубина,
 Повтор¬
 ность
 Si02
 ТЮ2
 А1203
 Fe203
 MnO
 MgO
 СаО
 Na20
 K20
 p2o5
 ППП
 см
 Бурая  горно-лесная  почва
 АО,  0-3
 6
 44.08
 0.8
 11.58
 5.89
 0.089
 1.53
 1.15
 1.16
 1.19
 0.56
 31.41
 А0А1,3-12
 1
 41.86
 0.8
 14.09
 7.33
 0.176
 1.77
 1.52
 0.92
 1.52
 0.57
 29.33
 А,  10-40
 6
 60.61
 0.82
 16.27
 6.65
 0.103
 2.14
 1.14
 1.68
 2.02
 0.27
 8.12
 В,  40-80
 5
 64.98
 0.76
 16.64
 6.0
 0.084
 1.82
 1.08
 1.54
 2.2
 0.23
 4.35
 ВС,  70-90
 2
 62.57
 0.87
 17.47
 7.21
 0.1
 2.72
 1.3
 1.65
 2.3
 0.26
 4.2
 Аллювиально-дерновая  почва
 А0А,  0-12
 4
 52
 0.72
 12.86
 5.13
 0.087
 1.75
 1.77
 1.62
 1.76
 0.47
 21.58
 А,  10-40
 13
 62.06
 0.82
 16.17
 6.25
 0.088
 2.2
 1.4
 1.98
 2.29
 0.39
 6.19
 В,  40-80
 9
 64.55
 0.73
 15.56
 5.61
 0.107
 2.16
 1.6
 2.36
 2.56
 0.23
 1.61
 ВС,  80-100
 2
 70.51
 1.54
 14.12
 4.77
 0.079
 1.54
 1.58
 3.05
 2.28
 0.17
 1.53
 Примечание.  Анализ  выполнен  рентгено-флюоресцентным  методом.  Аналитик  Т.С.  Айсуева.  Здесь  и  далее  ППП  -  потеря
при  прокаливании.
 анализировались  методами:  рентгено-флуорес¬
центным  ((недеструктивная  версия  [  18]  на  макро¬
компоненты,  атомно-абсорбционным  (атомно¬
абсорбционный  спектрометр  фирмы  Perkin-Elm-
ег-503»  на  содержание  ряда  тяжелых  металлов
(ТМ).  Определялись  валовые  содержания  ТМ,  их
подвижные  формы  (ПФ),  извлеченные  с  помо¬
щью  ацетатно-аммонийного  буфера  с  pH  4.8,  а
также  концентрация  металлов  в  твердом  остатке
(ТО),  полученном  после  извлечения  их  подвиж¬
ных  форм.  Ошибка  определения  элементов  атом¬
но-абсорбционным  методом  не  превышает  10%.
Результаты  анализов  проб  обработаны  с  помо¬
щью  стандартных  приемов  математической  ста¬
тистики.  В  табл.  2  содержание  ТМ  в  подвижных
формах  и  в  ТО,  а  также  относительное  процент¬
ное  содержание  элементов  в  ПФ  и  ТО  приводятся
как  среднеарифметическое  по  выборке  проб  в  со¬
ответствующем  почвенном  горизонте  (для  каж¬
дой  пробы  считались  процентные  концентрации
тяжелых  металлов  в  подвижных  формах  и  в  твер¬
дом  остатке  относительно  валового  содержания).
 Относительное  стандартное  отклонение  для
суммы  содержаний  различных  элементов  в  по¬
движных  формах  и  твердом  остатке  варьирует  от
2.5  до  8%,  поэтому  их  сумма  в  ТО  и  ПФ  находится
в  пределах  92-108%  относительно  валового  со¬
держания  в  каждом  горизонте.
 Вариации  концентраций  элементов  в  выборке
по  одинаковым  почвенным  горизонтам  составля¬
ют  3-8%,  кроме  гор.  АО,  где  их  разброс  достигает
5-10%,  что,  по-видимому,  обусловлено  разным
количеством  органического  вещества  в  пробе.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Как  показали  проведенные  исследования  почв
Байкальского  региона  [9],  независимо  от  подсти¬
 лающих  (почвообразующих)  коренных  пород  ма¬
крокомпонентный  состав  почвенного  мелкозема
оказался  сходным,  поэтому  усреднение  макро-  и
микроэлементного  состава  исследуемых  почв  вне
зависимости  от  состава  подстилающих  коренных
(почвообразующих)  пород  вполне  допустимо.
 Слабая  дифференцированность  почвенных
профилей  находит  отражение  в  макроэлемент-
ном  составе.  При  этом  гумусовые  горизонты  обо¬
их  типов  почв  характеризуются  несколько  пони¬
женным  (относительно  нижележащих  горизон¬
тов)  содержанием  SiOz,  А1203,  К20,  Na20  и
повышенным  -  биофильных  элементов  (Р205,  СаО,
S)  и  потерь  при  прокаливании,  куда  входят  лету¬
чие  компоненты,  вода,  С  орг,  что  может  объяс¬
няться  разным  количеством  органического  веще¬
ства.  Для  бурых  горно-лесных  почв  с  глубиной
уменьшается  количество  гумуса,  содержание
Р205,  S,  ППП,  возрастает  -  Si02,  А1203,  MgO,
Na20,  (К20),  (рис.  1.  Б),  что  связано  с  увеличением
глинистой  минеральной  составляющей.  Более
низкое  содержание  большинства  макрокомпо¬
нентов  в  верхних  горизонтах  бурых  горно-лесных
почв  может  быть  связано  с  трещиноватостью
этих  почв,  обусловливающей  вынос  макрокомпо¬
нентов  за  пределы  верхних  горизонтов  [9].
 Сходные  закономерности  отмечаются  и  для
аллювиально-дерновых  почв,  однако  в  них  на¬
блюдается  большее  содержание  Si02,  MgO,  Na20,
К20,  меньшее  -Би  ППП  (рис.  1,  А).
 В  целом  по  макрокомпонентному  составу  гор.
А,  В,  ВС  почв  исследуемого  района  аналогичны
таковым  восточного  и  западного  горного  обрам¬
ления  оз.  Байкал  [8,  9],  за  исключением  несколь¬
ко  пониженного  содержания  Si02  и  СаО  и  повы¬
шенного  -  Р205  в  бурых  почвах.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

76
 САНИНА,  ПРОЙДАКОВА
 Таблица  2.  Среднее  содержание  (мкг/кг)  элементов  в  почвах  Байкальского  биосферного  заповедника
 Горизонт,
глубина  (см),
повторность
 Содержа¬
 ние
 Си
 Сг
 Ni
 Zn
 Со
 Мп
 Fe  общ
 Cd
 Pb
 Li
 Rb
 Sr
 Бурая  лесная
 почва
 АО,  0-10,6
 валовое
 22
 48.1
 21.5
 69.8
 9.45
 828.3
 33150
 0.28
 13.7
 20.8
 124.5
 100.3
 пф
 1.28
 1.41
 1.96
 11.09
 1.48
 146.2
 263.8
 0.15
 1.41
 0.05
 7.11
 1.78
 %  пф
 6.7
 9.5
 10.6
 15.9
 15.3
 18.2
 2.3
 53.6
 10.5
 0.3
 3.6
 1.8
 то
 21.5
 47.1
 20.4
 64.2
 8.7
 752.6
 32611.5
 0.24
 13.1
 20.5
 120.6
 99.3
 %то
 99
 91
 88
 82
 84
 80
 96
 55
 90
 94
 89
 97
 А,  10-40,7
 валовое
 38.4
 91.1
 35
 110.1
 16.7
 764.3
 43000
 0.17
 12.6
 36.6
 78.3
 203.6
 пф
 2.6
 1.2
 1.4
 5.2
 1.6
 44
 191.5
 0.04
 0.4
 0.69
 0.6
 2.7
 %  пф
 7.2
 1.3
 3.9
 3.9
 9.2
 5
 0.5
 25
 34
 1.9
 0.7
 1.3
 ТО
 26
 84.4
 31.3
 108.7
 14.1
 715
 41221.4
 0.1
 11.9
 38
 72.1
 199.3
 %то
 84
 92
 88
 92
 86
 94
 96
 63
 93
 97
 93
 97
 В,  40-80,7
 валовое
 27.3
 81.3
 38
 96.5
 15.3
 761.3
 38750
 0.1
 14.5
 36.3
 77
 222.5
 пф
 1.7
 0.46
 0.88
 3.8
 0.97
 25.2
 107.4
 0.02
 0.36
 0.11
 0.85
 6.1
 %  пф
 6.2
 0.5
 2.5
 4.3
 9.2
 3.2
 0.3
 17.1
 2.5
 0.3
 1
 2.7
 ТО
 25.3
 77.8
 34.5
 91.5
 13.7
 721.3
 37650
 0.08
 14.3
 36
 74.5
 208.9
 %то
 93
 95
 91
 95
 88
 95
 97
 72
 98
 99
 96.8
 94
 ВС,  70-90,2
 валовое
 45
 81
 59
 103
 15
 750
 47700
 0.11
 18
 34
 93
 260
 пф
 2.2
 0.27
 2.2
 3
 0.5
 20.1
 118.4
 0.02
 0.4
 0.15
 1.18
 18.3
 %  пф
 4.9
 0.3
 3.8
 2.9
 3.5
 27
 0.3
 14.5
 2.2
 0.4
 0.3
 7.1
 ТО
 40.0
 77.0
 55.0
 99.0
 14.0
 670
 45000
 0.1
 17.0
 33.0
 84.0
 240.0
 %то
 89
 95
 93
 96
 93
 89
 94
 99.9
 94
 97
 90
 92
 Аллювиально-дерновая  почва
 АО,  0-2,1
 валовое
 9.0
 9.3
 19.0
 35.0
 15.0
 170.0
 5000
 0.5
 19.0
 7.0
 80.0
 14.0
 пф
 1.7
 0.68
 2.1
 15.8
 0.68
 11.9
 57.1
 0.17
 3.2
 0.05
 13.6
 0.05
 %  пф
 21.3
 7.3
 11
 45.2
 4.5
 69.3
 1.4
 36
 17.7
 0.7
 17
 0.4
 ТО
 6.0
 8.1
 17.0
 19.0
 14.0
 50.0
 4800
 0.2
 15.0
 6.0
 65.0
 11.0
 %то
 75
 86
 90
 54
 93
 29
 96
 94
 79
 86
 81
 79
 А,  10-40,  5
 валовое
 32.2
 62
 18.6
 79.8
 9.7
 707
 33250
 0.14
 15.4
 40.2
 66.6
 266
 пф
 1.8
 0.2
 1
 3.3
 1.1
 23.2
 57.6
 0.02
 0.4
 0.07
 0.2
 1.8
 %  пф
 8.9
 4.3
 6.6
 4.3
 9.4
 3.2
 0.2
 14.4
 2.6
 0.2
 0.3
 0.7
 ТО
 16
 57.8
 15.3
 73.6
 8.2
 661
 31690
 0.14
 14.6
 34.6
 63.6
 254
 %то
 88
 92.9
 87.5
 92
 85
 94
 95
 86
 95
 89
 94
 96
 В,  40-80,5
 валовое
 48.8
 65.6
 22.5
 81.6
 12
 784
 33810
 0.14
 17.4
 36
 69
 282
 пф
 1.8
 0.5
 1
 2.5'
 0.9
 17.7
 71.2
 0.01
 0.4
 0.07
 0.1
 4.7
 %  пф
 9.8
 0.3
 4.8
 3.2
 8
 2.3
 0.2
 9.6
 2.4
 0.2
 0.2
 1.7
 ТО
 16.2
 61.4
 20.4
 78.2
 10.8
 768
 31.710
 0.1
 16.6
 34.8
 65
 269
 %то
 86
 94
 90
 95
 89
 98
 94
 81
 95
 96
 94
 95
 ВС,  80-100,5
 валовое
 21.5
 67.5
 15
 84.5
 7.8
 660
 30950
 0.13
 12.5
 33.5
 63
 300
 пф
 2
 0.4
 0.7
 2
 0.6
 12.4
 54.6
 0.01
 0.5
 0.05
 0.14
 1.2
 %  пф
 9.7
 0.6
 5
 2.3
 8.5
 1.9
 0.2
 10.3
 4.2
 0.2
 0.2
 0.4
 ТО
 18.5
 63
 13.5
 77.5
 7
 600
 28200
 0.09
 11.5
 32
 62.5
 280
 %то
 96
 94
 90
 92
 90
 91
 91
 65
 92
 95
 99
 93
 Фоновое  (кларковое)  содержание*
 25
 80
 30
 65
 15
 1000
 50000
 —
 20
 25
 100
 300
 (20)
 (200)
 (40)
 (50)
 (10)
 (850)
 (38000)
 (0.5)
 (Ю)
 (30)
 (60)
 (300)
 *  Фоновое  содержание  -  данные  авторов,  кларковое  -  по  Д.П.  Малюге  (1963).  Прочерк  -  нет  данных.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  і  2005

ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ  ПОЧВ
 77
 Рис.  1.  Распределение  содержания  макрокомпонентов  (%)  по  профилю  аллювиально-дерновых  (А)  и  бурых  горно-лес¬
ных  (Б)  почв  Байкальского  биосферного  заповедника.
 Детального  исследования  микроэлементного
состава  почв  в  пределах  заповедника  до  настоя¬
щего  времени  не  проводилось.  Между  тем  при
выявлении  причин  деградации  пихтовых  лесов
характеристика  состояния  почв  относительно  на¬
иболее  опасных  загрязнителей  -  тяжелых  метал¬
лов  -  представляется  достаточно  актуальной.
Почвы  могут  аккумулировать  до  90%  тяжелых
металлов,  поступающих  с  аэровыбросами  [1].
Почва  является  одним  из  поставщиков  ТМ  в  при¬
родные  воды  (грунтовые,  поверхностные,  поч¬
венные).  Промышленное  загрязнение  почв  тяже¬
лыми  металлами  идет  преимущественно  через  ат¬
мосферу  [1]  -  путем  осаждения  паров,  аэрозолей,
пыли  или  с  дождем  и  снегом  в  виде  растворенных
соединений.  Почва  обладает  высокой  сорбцион¬
ной  способностью  относительно  ТМ,  причем  чем
 больше  в  ней  органической  составляющей,  тем
больше  (при  соответствующих  условиях)  образу¬
ется  металлоорганических  соединений  (комплек¬
сов),  которые,  мигрируя  по  профилю  в  раство¬
ренном  состоянии,  становятся  более  доступными
для  питания  растений.  Загрязнение  почв  ТМ  мо¬
жет  привести  к  токсикозам  растений  -  побуре¬
нию  листьев,  увяданию  наземной  части  растений,
повышению  их  предрасположенности  к  грибко¬
вым  заболеваниям  [7]  и,  в  частности,  быть  одной
из  причин  деградации  пихтарников  в  пределах  се¬
верного  склона  хр.  Хамар-Дабан.
 Для  практических  целей  данных  о  валовом  со¬
держании  тяжелых  металлов  в  почве  недостаточ¬
но  [6].  Важно  оценить  содержание  их  подвижных
форм,  поскольку  именно  фоновое  содержание
ПФ  является  своеобразной  точкой  отсчета  степе¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

78
 САНИНА,  ПРОЙДАКОВА
 ни  накопления  в  почве  элементов,  представляю¬
щих  опасность  для  живых  организмов  [5].  Уста¬
новлено,  что  биологически  активными  формами,
вызывающими  наиболее  сильное  токсическое
влияние  на  растительный  покров,  оказывают  ми¬
кроэлементы,  поступающие  с  корневым  питани¬
ем  в  растворимой  (в  данном  случае  подвижной)
форме,  так  как  они  входят  в  состав  цитоплазмы  и
ядра  растительных  клеток  [7].  Следует  сказать,
что  до  настоящего  времени  нет  данных  по  клар-
ковому  (региональному  и  локальному)  содержа¬
нию  ПФ  элементов  в  почвах,  а  ПДК  установлены
лишь  для  некоторых  тяжелых  металлов.
 В  табл.  2  приводятся  содержания  ТМ:  валовые,
в  подвижных  формах,  в  труднорастворимом  ос¬
татке  и  их  относительное  (по  отношению  к  вало¬
вому)  содержание.  Следует  сказать,  что  содержа¬
ние  ПФ  ТМ  в  исследуемых  почвах  значительно
ниже  установленных  нормативных  ПДК  ПФ  ме¬
таллов  в  почве  [17].  В  то  же  время  известно,  что
химические  свойства  ТМ  определяют  их  слабую
подвижность  в  почвенном  профиле  [1]].  Они  об¬
разуют  в  почвах  труднорастворимые  соединения,
а  также  необменно  поглощаются  минеральными
и  органическими  компонентами  почв  [2,4].
 Среднее  валовое  содержание  приведенных  в
табл.  2  ТМ  находится  на  уровне  фонового,  за  ис¬
ключением  Zn,  содержание  которого  практичес¬
ки  по  всему  профилю  бурых  и  дерновых  почв  вы¬
ше  фонового  и  кларкового,  а  также  Си,  Li,  Rb,
концентрация  которых  в  отдельных  горизонтах
почв  выше  фоновой  (при  максимальном  превы¬
шении  содержания  указанных  элементов  над  фо¬
новым  не  более,  чем  в  1.5-1.8  раза).
 Бурые  горно-лесные  и  аллювиально-дерно¬
вые  почвы  по  содержанию  микроэлементов  не¬
сколько  различаются  между  собой.  Для  бурых
почв  характерно  относительно  более  высокое  ва¬
ловое  содержание  большинства  изучаемых  ме¬
таллов,  кроме  РЬ  и  Sr  -  их  содержание  несколько
выше  в  дерновых  почвах.  При  анализе  распреде¬
ления  валового  содержания  ТМ  по  профилю  бу¬
рых  горно-лесных  почв  видно,  что  с  глубиной  от¬
мечается  некоторое  уменьшение  содержания
Zn,  Со,  Мл,  Cd,  увеличение  -  Си,  Ni,  Pb,  Fe,  Li,  Sr
(рис.  2,  А,  I).  Сходно  распределены  и  подвижные
формы  Си,  Mn,  Cd,  у  которых  отмечается  прямая
корреляция  (г  -  коэффициент  корреляции  при
95%-ном  уровне  значимости)  содержания  вало¬
вых  и  подвижных  форм  (г  Мпвал  _Пф  =  0.96  ±  0.02
(здесь  и  далее  после  значения  коэффициента
корреляции  приведен  его  доверительный  интер¬
вал),  г  Cd^  _  пф  =  0.95  ±  0.02,  г  Си^  _  пф  =  0.6  ±  0.13).
Содержание  подвижных  форм  остальных  тяже¬
лых  металлов  не  обнаруживает  прямой  зависимо¬
сти  от  валовых  концентраций;  их  распределение
по  разрезу  бурых  почв  незакономерно  (рис.  2,  А,  П).
Максимальный  процент  ПФ  относительно  вало¬
 вого  содержания  отмечается  для  Cd  и  Мп  (табл.  2),
причем  их  основное  количество  приурочено  к
верхним  почвенным  горизонтам,  вниз  относи¬
тельное  содержание  ПФ  этих  элементов  умень¬
шается,  равно  как  и  относительное  количество
подвижных  форм  остальных  металлов.  Особен¬
ностью  распределения  Си,  Cr,  Ni,  Zn,  Со,  Fe,  Pb,  Li,
Rb,  Sr  является  их  значительная  концентрация  в
твердом  (нерастворимом)  остатке  (80-99%),  с
тенденцией  к  относительному  возрастанию  к  глу¬
боким  горизонтам  содержания  Zn,  Со,  Сг  в  твер¬
дом  остатке.
 Анализ  распределения  валового  содержания
тяжелых  металлов  по  профилю  дерновых  почв
показывает,  что  к  глубоким  горизонтам  отмеча¬
ется  возрастание  концентраций  Zn,  Сг,  отчасти
Со,  уменьшение  -  Cd;  колебание  содержания  ос¬
тальных  элементов  незначительно  (рис.  2,  Б,  I).
Пониженными  валовыми  содержаниями  Ni,  Сг,
Си,  Zn,  Li,  Sr,  Мп  отличается  гумусовый  горизонт
дерновых  почв;  для  него  характерны  (относи¬
тельно  глубоких  горизонтов)  невысокое  содер¬
жание  большинства  их  вышеперечисленных  ТМ
и  в  твердом  остатке  (табл.  2).  В  то  же  время  со¬
держания  ПФ  Mn,  Zn,  Fe,  Cd,  Сг  выше  в  гумусовом
горизонте  (рис.  2,  Б,  II),  что  вполне  объяснимо  их
вероятным  нахождением  в  виде  органо-комплек¬
сов:  в  пользу  этого  свидетельствует  выявленная
прямая  корреляция  концентраций  ППП  и  ПФ  Cd,
Zn,  СО,  Pb,  Mn,  Си  (г  Cd,Mnnnn-  пф  =  0.8  ±  0.1;
г  Zn,Pb,Cunnn  -  пф  =  0.6—0.8  і  0.15;  г  Со,№ппп-пф  =
 =  0.5-0.6±0.18).
 В  аллювиально-дерновых  почвах  установле¬
на  прямая  значимая  корреляционная  зависи¬
мость  между  валовым  содержанием  ПФ  для  Cd
(г  =  0.9  ±  0.04)  и  тенденция  к  прямой  зависимости
для  Pb,  Sr  (г  =  0.5  ±  0.14).  Для  остальных  элемен¬
тов  такой  закономерности  не  отмечено.
 В  дерновых  почвах  (в  отличие  от  бурых  почв)
установлена  прямая  связь  содержания  подвиж¬
ных  форм  Мп  и  Cd  (г  МпПф  -  Оіпф  =  0.99  ±  0.003),
что,  возможно,  связано  с  адсорбцией  Cd  на  окси¬
дах  Мп  [7],  присутствующих  в  почвах.
 Анализ  содержания  тяжелых  металлов  в  ис¬
следуемых  почвах  Байкальского  биосферного  за¬
поведника  в  литературных  данных  по  сходным
типам  почв  Сибири  и  Европейской  части  России,
в  том  числе  с  территорий,  подверженных  техно¬
генному  воздействию,  показал,  что  средние  вало¬
вые  концентрации  по  всем  районам  достаточно
близки  [1,10,11,13,14  и  др.].  Так,  содержание  Си,
Ni,  Сг  в  нижних  горизонтах  исследуемых  почв,  Мп
по  всем  почвенным  разрезам  близки  к  таковым
Европейской  части  России.  В  то  же  время  вало¬
вые  концентрации  большинства  ТМ  в  почвах  за¬
поведника  ниже,  чем  в  промышленных  районах
Иркутской  обл.  [13]  и  находятся  на  уровне  сред¬
них  концентраций  в  почвах  Прибайкалья  [  10].  Со-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ  ПОЧВ
 79
 -Zn
 ■Со,  хЮ"1
■Мп.хІО
■Cd,  xlO"2
 Горизонт
 Рис.  2.  Распределение  содержания  валовых  (I)  и  подвижных  (II)  форм  тяжелых  металлов  по  профилю  бурых  горно¬
лесных  (А)  и  аллювиально-дерновых  (Б)  почв  Байкальского  биосферного  заповедника.
 поставление  содержания  ПФ  элементов  в  почвен¬
ном  покрове  незагрязненных  районов  Западной
Сибири  [6],  урбанизированных  районов  Европей¬
ской  части  и  Восточной  Сибири  [11,  13,  14  и  др.]
показывает  сильный  разброс  их  величин.  В  це¬
 лом,  однако,  прослеживаются  следующие  тенден¬
ции:  при  сходном  составе  (суглинистом,  глинис¬
том)  почв  средний  уровень  содержания  ПФ  боль¬
шинства  исследуемых  ТМ  в  загрязненных  почвах
оказывается  несколько  выше,  а  для  отдельных
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

80
 САНИНА,  ПРОЙДАКОВА
 элементов  (Ni,  Cr,  Со,  Mn,  Fe)  это  различие  может
достигать  2  раз.
 О  поступлении  ТМ  на  территорию  заповедни¬
ка  через  атмосферу  (а  именно  таков  единствен¬
ный  путь  поступления  техногенных  эмиссий  на
данную  площадь)  можно  судить  по  их  содержа¬
нию  в  атмосферных  выпадениях  и,  в  частности,
снеге  [12].  Сравнение  среднего  содержания  тяже¬
лых  металлов  в  снежном  покрове  и  почвах  пока¬
зывает,  что  их  концентрации  (кроме  Mn,  Fe,  Li)  в
твердой  фазе  снега  почти  на  порядок  выше  [12],
чем  в  почвах.  Однако,  поскольку  среднее  содер¬
жание  ТМ  в  исследованных  почвах  заповедника
практически  не  имеет  аномальных  значений,  по¬
ступление  ТМ  с  атмосферными  выпадениями  по
большей  части  связано  с  их  малорастворимыми
соединениями  в  составе  твердого  остатка  снега  -
оксидами,  сульфидами  и  др.  [4],  что  исключает
значительное  дополнительное  поступление  ТМ,
тем  более,  что  в  водной  фазе  снегового  покрова,
как  показано  ранее,  валовое  содержание  тяже¬
лых  металлов  в  целом  не  превышает  фонового.
 Косвенным  подтверждением  того,  что  значи¬
тельная  часть  ТМ  находится  в  почвах  преимущест¬
венно  в  виде  малорастворимых  соединений,  являет¬
ся  установленная  прямая  корреляция  содержания
Si02,  А1203,  Ті02  с  таковым  тяжелых  металлов  в
твердом  остатке:  для  большинства  элементов  в  рас¬
сматриваемых  типах  почв  г  =  0.4—0.7  ±0.1.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Химический  состав  бурых  горно-лесных  и
аллювиально-дерновых  почв  Байкальского  био¬
сферного  заповедника  не  имеет  значимых  откло¬
нений  от  аналогичных  почв  горного  обрамления
оз.  Байкал.
 2. 	Среднее  валовое  содержание  тяжелых  ме¬
таллов  находится  на  уровне  фонового,  за  исклю¬
чением  Zn,  Си,  Li,  максимальная  концентрация
которых  в  отдельных  почвенных  горизонтах  пре¬
вышает  фон  не  более,  чем  в  1.7  раза.
 3. 	Основная  часть  тяжелых  металлов  в  почвах
находится  в  виде  малорастворимых  соединений,
причем  их  относительное  количество  возрастает
к  глубоким  горизонтам.
 4. 	Содержание  подвижных  форм  тяжелых  ме¬
таллов  значительно  ниже  ПДК  и  сходно  с  имею¬
щимися  данными  по  “чистым”  районам  Сибири.
 5. 	Сравнение  валового  содержания  тяжелых  ме¬
таллов  в  почвах  с  таковым  в  снежном  покрове  Бай¬
кальского  биосферного  заповедника  указывает  на
отсутствие  их  значительного  дополнительного  по¬
ступления  с  атмосферными  выпадениями.
 6. 	Анализ  макро-  и  микроэлементного  состава
почвенного  покрова  Байкальского  биосферного  за¬
поведника  свидетельствует  об  отсутствии  его  тех¬
ногенной  трансформации,  поэтому  почвы  как  ис¬
 ходный  питающий  субстрат  для  растительности  и,  в
частности,  для  пихты  вероятнее  всего  не  могут  вы¬
зывать  их  деградацию  в  рассматриваемом  районе.
 Авторы  благодарят  сотрудников  Байкальско¬
го  биосферного  заповедника  за  предоставленный
материал.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Буренков  Э.К.,  Гинзбург  Л.Н.,  Грибанова  Н.К.
и  др.  Комплексная  эколого-геохимическая  оценка
техногенного  загрязнения  окружающей  природ¬
ной  среды.  М.:  Прима-Пресс,  1997.  78  с.
 2. 	Воробьева  Л  .А.,  Рудакова  Т.А.  Об  уровне  концен¬
траций  некоторых  химических  элементов  в  при¬
родных  водных  растворах  //  Почвоведение.  1980.
№  3.  С.  50-58.
 3. 	Воронин  В.И.,  Морозова  Т.И.  Комплексная  оцен¬
ка  лесов  в  условиях  техногенного  давления  //  Эколо¬
гические  проблемы  урбанизированных  территорий.
Иркутск:  Ин-т  географии  СО,  1998.  С.  81-100.
 4. 	Горбатов  В.С.,  Зырин  Н.Г.,  Обухов  А.М.  Адсорб¬
ция  почвой  цинка,  свинца  и  кадмия  //  Вестник  Моек,
ун-та.  Сер.  17,  почвоведение.  1988.  №  1.  С.  10-15.
 5. 	ИзерскаяЛ.А.,  Воробьева  Т.Е.  Формы  соединений
тяжелых  металлов  в  аллювиальных  почвах  Сред¬
ней  Оби  //  Почвоведение.  2000.  №  1.  С.  56-62.
 6. 	Ильин  В.Б.  Тяжелые  металлы  в  системе  почва-
растение.  Новосибирск:  Наука,  1991.  148  с.
 7. 	Кабата-Пендиас  АПендиас  X.  Микроэлементы
в  почвах  и  растениях.  М.:  Мир,  1989.  425  с.
 8. 	Кузьмин  В  .А.  Почвы  и  ландшафтно-геохимичес¬
кие  условия  побережья  оз.  Байкал  и  Северного
Прибайкалья  в  районе  трассы  БАМа  //  Сибирский
географический  сборник.  Вып.  13.  Новосибирск:
Наука,  1977.  С.  126-183.
 9. 	Кузьмин  В.А.  Почвы  Предбайкалья  и  Северного
Забайкалья.  Новосибирск:  Наука,  1988.  172  с.
 10. 	Кузьмин  В.А.  Экология  почв  Прибайкалья  //  Поч¬
воведение.  2000.  №  3.  С.  380-390.
 И.  Плеханова  И.О.  Содержание  тяжелых  металлов  в
почвах  парков  г.  Москвы  //  Почвоведение.  2000.
№6.  С.  759.
 12. 	Санина  Н.Б.,  Склярова  О.А.,  Костин  С.Б.  Иссле¬
дование  аэротехногенного  загрязнения  террито¬
рии  Байкальского  биосферного  заповедника  (в
связи  с  проблемой  деградации  пихтовых  лесов
Южного  Прибайкалья)  //  Сергеевские  чтения.
Вып.  4.  М.:  Геос.  2002.  С.  339-343.
 13. 	Санина  Н.Б.,  Чернов  А.Ю.,  Пройдакова  О.А.,  Ар¬
сентьева  А.Г  Распределение  и  баланс  токсичных
металлов  в  природно-техногенных  системах  топ¬
ливно-энергетических  комплексов  Прибайкалья  //
Геоэкология.  2002.  №  2.  С.  145-155.
 14. 	Травникова  Л.С.,  Кахновин  З.Н.,  Большаков  В.А.
и  др.  Значение  анализа  органо-минеральных
фракций  для  оценки  загрязнения  дерново-подзо¬
листой  почвы  тяжелыми  металлами  //  Почвоведе¬
ние.  2000.  №1.  С.  92-101.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ХИМИЧЕСКИЙ  СОСТАВ  ПОЧВ
 81
 15. 	Тюлина  Л.Н.  Влажный  прибайкальский  тип  пояс¬
ности  растительности.  Новосибирск:  Наука  СО,
1976.  317  с.
 16. 	Убугунова  В  А.,  Цибжитов  Ц.Х.  Закономерности
вертикально-поясного  распределения  почв  цент¬
ральной  части  хребта  Хамар-Дабан  //  Почвоведе¬
ние.  1987.  N°  12.  С.  14—24.
 17. 	Чулджшш  X.,  Карвета  С.,  Фацек  3.  Тяжелые  ме¬
таллы  в  почвах  и  растениях  //  Экологическая  коо¬
перация.  Братислава,  1988.  Вып.  1.  С.  5-24.
 18. 	Gunicheva  T.N.,  Aisueva  T.S.,  Afonin  V.P.  Non-destruc¬
tive  X-ray  fluorescence  analysis  of  soils  on  friable  and
marine  sediments  //  X-Ray  Spectrometry.  1995.  V.  24.
№4.  P.  187-192.
 The  Chemical  Composition  of  Soils  of  the  Baikal’skii  Biosphere  Reserve
as  Related  to  the  Degradation  of  FirFir  Forests
 N. 	B.  Sanina  and  O.  A.  Proidakova
 The  brown  mountain  forest  and  soddy  alluvial  soils  of  BaikaPskii  Biosphere  Reserve  were  found  to  resemble  the
soils  of  the  eastern  and  western  Baikal  lakesides  by  their  content  of  the  most  important  microelements.  The  mean
total  concentrations  of  the  majority  of  heavy  metals  in  the  soils  are  at  the  clarke  level  with  the  exception  of  Zn  and
Cu.  The  content  of  mobile  microelement  compounds  is  characterized  by  their  accumulation  in  the  upper  soil  ho¬
rizons  and  does  not  exceed  20%  of  their  total  content.  The  exceptions  are  Cd,  Mn,  and  Zn,  with  the  percentage  of
mobile  compounds  constituting  70  and  45%  of  their  total  content.  No  technogenic  accumulation  of  heavy  metals
that  might  induce  the  degradation  of  the  fir  forests  of  the  reserve  was  found  in  the  studied  soils.
 6  ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 №  1
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Ml,  с.  82-91
 БИОЛОГИЯ
 ПОЧВ
 УДК  631.468:631.86:631.445.2:631.452
 ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ  НА  МОДИФИКАЦИЮ  ПОПУЛЯЦИИ
МИКРООРГАНИЗМОВ  И  АКТИВНОСТЬ  ФЕРМЕНТОВ  В  ПОЧВЕ*
 ©  2005  г.  Н.  П.  Битюцкий,  А.  И.  Соловьева,  Е.  И.  Лукина,  И.  И.  Лапшина,
 Д.  Ю.  Власов,  Н.  В.  Кудряшова
 Санкт-Петербургский  государственный  университет
199178  Санкт-Петербург,  16  линия,  29
E-mail:  bityutskii@mail.ru
Поступила  в  редакцию  04.12.2003  г.
 Описаны  видовой  состав  и  численность  микромицетов,  а  также  активность  ферментов  (протеазы,
уреазы,  полифенолоксидазы  и  пероксидазы)  в  копролитах  и  экскретах  дождевых  червей:  L.  terres-
tris,  A.  caliginosa  и  E.fetida.  Согласно  сформулированной  в  работе  гипотезе,  прямой  вклад  дождевых
червей  в  образование  почвенных  гуминовых  кислот  зависит  от  видовой  способности  этих  животных
разрушать  органическое  вещество  (минерализационной  способности)  и  индуцировать  полифено-
локсидазную  активность.
 ВВЕДЕНИЕ
 Микроорганизмы  -  ключевой  компонент  поч¬
вы,  определяющий  интенсивность  ее  биохимиче¬
ских  процессов,  связанных  с  трансформацией  ор¬
ганического  вещества  и  циклом  питательных
элементов.  Материал  горизонтов  почвы  может  в
больших  количествах  поглощаться  дождевыми
червями.  Например,  поток  почвенного  азота  (N)
через  популяцию  дождевых  червей  в  непахотных
экосистемах  достигает  63  кг/га  в  год  [33].  Взаимо¬
действия  в  системе  дождевые  черви-микроорга¬
низмы  -  фактор,  определяющий  судьбу  микроб¬
ных  популяций  и  разнообразие  в  почве  трофиче¬
ских  связей.  Влияние  дождевых  червей  на
популяции  почвенных  микроорганизмов  (числен¬
ность,  разнообразие,  активность)  весьма  неодно¬
значно.  Дождевые  черви  предпочитают  питаться
ассоциированными  с  растительными  остатками
грибами  [20,34,38,39],  что  может  сопровождать¬
ся  уменьшением  биомассы  микроорганизмов  [17,
23,  40],  а  также  снижением  соотношения  меэвду
численностью  грибов  и  бактерий  [4].  В  соедине¬
нии  с  сопутствующим  увеличением  экстрагируе¬
мых  форм  органического  углерода  (С),  азота  (N)
или  фосфора  (Р)  такое  уменьшение  биомассы
свидетельствует  об  инициации  дождевыми  червя¬
ми  выделения  питательных  элементов,  иммоби¬
лизованных  микроорганизмами  [40].  В  то  же  вре¬
мя  встречаются  сведения  об  отсутствии  каких-ли¬
бо  изменений  в  величине  микробной  биомассы.
Этот  факт  объясняют  селективным  поведением
дождевых  червей,  связанным  с  поглощением
фрагментов  почвы,  обогащенных  микроорганиз¬
 *  Работа  выполнена  при  финансовой  поддержке  РФФИ
(проект  №  02-04-49959).
 мами  [21].  Не  все  микроорганизмы  погибают  по¬
сле  пассажа  через  кишечник  [25,  29].  Вследствие
высокой  скорости  роста  некоторые  бактерии  мо¬
гут  интенсивно  размножаться  в  заднем  отделе  ки¬
шечника,  что  приводит  к  увеличению  их  численно¬
сти.  Селекция  микроорганизмов  при  пассаже  через
кишечник  возможна  вследствие  киллерного  воз¬
действия  пищеварительных  секретов  дождевых
червей  на  микробные  клетки.  Эти  секреты  не  уби¬
вают  клетки  толерантных  микроорганизмов  [4].
 Разнообразие  эффектов,  вызываемых  зооми¬
кробными  взаимодействиями,  лежит  в  основе
разнообразия  модифицирующего  воздействия
дождевых  червей  на  скорость  ферментативных
реакций.  Большинство  исследований  сосредото¬
чено  на  изучении  целлюлазной  активности  в  пи¬
щеварительном  тракте  дождевых  червей.  Влия¬
ние  дождевых  червей  на  ферменты,  участвующие
в  трансформации  органических  N-соединений,  а
также  на  ферменты,  участвующие  в  формирова¬
нии  гуминовых  веществ,  мало  изучено  [40].  Недо¬
статочно  также  исследована  зависимость  фер¬
ментативной  активности  дождевых  червей  от  ка¬
чества  потребляемой  ими  пищи.
 Задачи  настоящей  работы:  1)  сравнить  состав
микроорганизмов  в  копролитах  и  экскретах  дож¬
девых  червей,  населяющих  почвы  северо-запада
России;  2)  охарактеризовать  влияние  червей  на
протеазную,  уреазную,  полифенолоксидазную  и
пероксидазную  активности  почвы;  3)  оценить
участие  дождевых  червей  в  накоплении  гумусо¬
подобных  соединений  в  почвах  с  различным  гу-
мусным  состоянием;  4)  оценить  влияние  качества
потребляемой  дождевыми  червями  пищи  (почва,
обогащенная  соломой  или  клевером)  на  фермен¬
тативную  активность  почв.
 82

ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ
 83
 МАТЕРИАЛ  И  МЕТОДЫ
 Объекты  исследования  -  два  харак¬
терных  для  почв  северо-запада  России  вида  дожде¬
вых  червей  -  Aporrectodea  caliginosa  и  Lumbricus
terrestris,  а  также  обитающий  в  компостах  дожде¬
вой  червь  Eisenia  fetida.  В  сосуды  с  дерново-подзо¬
листой  почвой  разного  уровня  плодородия  дожде¬
вых  червей  привносили  из  расчета  по  5-8  особей
на  1  кг  воздушно-сухой  почвы.  Высокую  плот¬
ность  дождевых  червей  создавали  для  моделиро¬
вания  и  идентификации  вероятных  событий,  про¬
исходящих  в  почве  вокруг  червя  и  его  копроли-
тов.  Сосуды  вмещали  от  0.6  до  4.0  кг  почвы.  В
песок  (опыты  по  изучению  ферментативной  ак¬
тивности  экскретов)  дождевых  червей  вносили  в
большем  количестве:  L.  terrestris  из  расчета  по  60,
a  A.  caliginosa  и  Е.  fetida  -  по  100  особей  на  1  кг  су¬
хого  песка.  Песок  увлажняли  до  15%  влажности.
 Дерново-подзолистая  супесчаная  почва  (гуму¬
совый  горизонт)  с  относительно  низким  уровнем
плодородия  характеризовалась  следующими  по¬
казателями:  органический  С  1.37%;  общий  N
 0.11%;  Р  (по  Кирсанову)  и  К  (по  Масловой)  соот¬
ветственно  55  и  21  мг/кг  воздушно-сухой  почвы.
Легкосуглинистая  почва  (пахотный  горизонт)  об¬
ладала  более  высоким  уровнем  плодородия:  орга¬
нический  С  2.03%;  общий  N  0.23%;  Р  (по  Кирсано¬
ву)  и  К  (по  Масловой)  соответственно  217  и
190  мг/кг  воздушно-сухой  почвы.
 Подкормки  дождевых  червей  осуществляли  су¬
хой  соломой  ячменя  (Hordeum  vulgare  L.)  или  сухой
надземной  массой  клевера  (Trifolium  pratense  L.).
Солома  как  пища  относительно  низкого  качества
характеризовалась  С  :  N  =  35  :  1,  а  клевер  как  пи¬
ща  относительно  высокого  качества  -  С  :  N  =  11:  1.
В  сосудах  сухие  растительные  остатки  (0.5  г/со-
суд)  размещали  либо  на  поверхности  почвы  (при¬
сыпая  небольшим  количеством  почвы),  либо  пе¬
ремешивали  со  всей  массой  почвы.
 Копролиты  и  выделения  собирали  в  предвари¬
тельно  прокаленный  песок  в  течение  двух  суток
[2].  Первая  порция  песка  (после  инкубации  в  те¬
чение  1  сут)  содержала  копролиты  и  экскреты.
Вторая  порция  песка  (после  инкубации  в  течение
2  сут)  практически  не  содержала  визуально  наблю¬
даемых  темноокрашенных  включений  (копроли-
тов).  Поэтому  эту  порцию  песка  мы  рассматривали
как  порцию,  обогащенную  главным  образом  экс¬
кретами,  выделяемыми  пищеварительным  трак¬
том  и,  возможно,  покровами  дождевых  червей.
Если  темноокрашенные  частички  копролитов
все  же  встречались,  при  подготовке  пробы  к  ана¬
лизу  они  полностью  изымались  из  ее  состава.  При
изучении  эмиссии  С02  копролиты  собирали  со
слегка  увлажненной  поверхности  фильтроваль¬
ной  бумаги,  на  которой  были  помещены  черви.
 Интенсивность  экскреции  дождевыми  червя¬
ми  органического  С  оценивали  по  следующей  ме¬
 тодике.  В  чашку  Петри  наливали  по  20  мл  дистил¬
лированной  воды,  в  которую  погружали  по  2
(L.  terrestris)  или  по  5  (Л.  caliginosa  или  Е.  fetida)
особей  дождевых  червей.  Затем  чашку  инкубиро¬
вали  в  темноте  при  комнатной  температуре  в  те¬
чение  20  ч.  Содержание  органического  С  опреде¬
ляли  после  центрифугирования  в  течение  5  мин
водного  раствора  экскретов  при  3000  оборо-
тов/мин  по  методике  [10].
 Комплекс  микромицетов  исследова¬
ли  в  продуктах  жизнедеятельности  дождевых
червей  (копролитах  и  экскретах),  собранных  в
предварительно  прокаленный  при  800°С  в  тече¬
ние  6  ч  песок  согласно  методике  [2].  Для  выявле¬
ния  видового  состава  и  численности  микроскопи¬
ческих  грибов  использовали  метод  серийных  раз-
ведений.  Посев  проводили  из  разведений  1:100  на
среду:  сырой  очищенный  и  измельченный  карто¬
фель  -  200  г,  глюкоза  -  20  г,  агар-агар  -  20  г,  дис¬
тиллированная  вода  -  1  л.  При  получении  чистых
культур  микромицетов  в  питательную  среду  до¬
бавляли  стрептомицин-сульфат  (40-50  мг/л),  ин¬
гибирующий  развитие  бактерий.  Учет  колониео¬
бразующих  единиц  (КОЕ)  микромицетов  и  дру¬
гих  микроорганизмов  проводили  на  12-е  сутки  с
момента  инокуляции.  Идентификацию  микроми¬
цетов  осуществляли  по  фенотипическим  призна¬
кам  с  использованием  специализированных  опре¬
делителей  [1,  7-9,  11,  12,  15,  22,  35].
 Активность  протеазы  в  образцах  пес¬
ка,  содержавших  копролиты  или  экскреты,  оце¬
нивали  аппликационным  методом  с  использова¬
нием  засвеченной  фотопленки.  Навеску  песка  в
10  г  раскладывали  тонким  слоем  на  влажный
эмульсионный  слой  фотопленки  и  инкубировали
при  комнатной  температуре  в  течение  1,  2  или
3  сут.  По  окончании  инкубации  фотопленки  от¬
мывали  от  почвенных  частиц,  проявляли  и  высу¬
шивали.  Протеазную  активность  оценивали  ко¬
личественно  с  использованием  фотоувеличителя
и  люксметра  по  величине  коэффициента  пропус¬
кания  света  фотопленкой  [3].  За  единицу  прини¬
мали  коэффициент  пропускания  пленки,  лишен¬
ной  эмульсионного  слоя,  что  было  тождественно
100-процентному  разрушению  эмульсии  микро¬
организмами.
 Активность  уреазы  в  образцах  песка,
почв  или  копролитов  оценивали  по  количеству
аммиака,  образуемого  в  результате  разложения
мочевины  в  чашках  Конвея  [5,  цит.  по  13].
 Активность  полифенолоксидазы
в  образцах  песка,  почв  или  копролитов  измеряли
по  скорости  окисления  1-процентного  водного
раствора  пирогаллола  [6,  цит.  по  13].  Водные  вы¬
тяжки,  полученные  после  экстракции  почвенных
образцов  (разбавление  1  :  20),  инкубировали  в  те¬
чение  2  ч  при  37°С,  а  затем  оставляли  на  ночь  при
комнатной  температуре.  Концентрацию  окислен-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 6*

84
 БИТЮЦКИЙ  и  др.
 Таблица  1.  Влияние  дождевых  червей  различных  видов  на  обилие  и  видовой  состав  грибов  и  других  микроорга¬
низмов  в  ходе  2-суточной  инкубации  в  прокаленном  песке
 Вариант
 Количество  грибов
(КОЕ/1  г  субстрата)
 Виды  грибов
 Другие
 микроорганизмы
 Копролиты  +  экскреты  (содержание  червей  в  песке  1  сут)
 L.  terrestris
 3.5  ±  0.06  х  103
 Cladosporium  herbarum,  С.  cladosporioides
 Дрожжи,  актиномицеты,
 Penicillium  cyclopium,  P.  chrysogenum,
Fusarium  solani,  Alternaria  alternate
 бактерии  +++
 A.  caliginosa
 3.0  ±  0.06  х  103
 Cladosporium  herbarum,  Penicillium  cyclopium,
Penicillium  chrysogenum,  Mucor  racemosus
 Бактерии  +++
 E.ferida
 1.5  ±  0.03  х  103
 Cladosporium  herbarum,  Penicillium  cyclopium,
 Бактерии  и
 Mucor  racemosus
 актиномицеты  +++
 Необработанный
песок  (контроль)
 —
 —
 Бактерии  +
 Экскреты  (содержание  червей  в  песке  2  сут)
 L.  terrestris
 2.5 	±  0.06  х  103
 1.5 	±  0.03  х  103
 Cladosporium  herbarum,  Penicillium  cyclopium,
Penicillium  chrysogenum
 Бактерии  +++
 A.  caliginosa
 Cladosporium  herbarum,  Penicillium  cyclopium,
Mucor  racemosus
 Бактерии  +++
 E.fetida
 -
 -
 Бактерии  ++
 Необработанный
песок  (контроль)
 ~
 —
 Бактерии  +
 Примечание:  (+++)  -  массовое  развитие  колоний,  (++)  -  от  10  до  15  колоний,  (+)  -  единичные  колонии,  (-)  —  колонии  отсутст¬
вуют  в  каждой  чашке  Петри.  Плотность  L.  terrestris  -  по  60,  A.  caliginosa  и  E.fetida  -  по  100  особей  на  1  кг  воздушно-сухого
песка.  Здесь,  в  остальных  таблицах  и  на  рисунках  “t”  обозначает  доверительный  интервал  при  уровне  значимости  Р  =  0.05.
 ных  форм  пирогаллола  оценивали  с  помощью
спектрофотометра  по  величине  оптической  плот¬
ности  растворов  при  440  нм  и  выражали  в  мкг
пурпургаллина/1  особь  или  мкг  пурпургаллина/г
почвы  или  копролитов.
 Активность  пероксидазы  в  образцах
песка  или  почв  измеряли  так  же,  как  и  полифено-
локсидазную  активность.  Единственное  отличие  -  в
состав  инкубационной  среды  дополнительно  вво¬
дили  пероксид  (0.5%).
 Подвижный  К  экстрагировали  из  почвы  водой
(1  :  5)  или  1  н.  раствором  CH3COONH4  (1:  10),  по¬
движный  фосфор  -  водой  (1  :  5),  0.5  н.  раствором
СН3СООН  (1  :  25)  или  0.2  н.  раствором  НС1  (1  :  5).
Эмиссию  С02  из  почвы  или  копролитов  измеряли
с  помощью  газового  хроматографа  после  инкуба¬
ции  образцов  в  пузырьках  объемом  20  мл  в  тече¬
ние  2  ч.  Анализировали  свежие  копролиты,  отоб¬
ранные  через  2  ч  после  их  выброса  из  кишечника
дождевых  червей.  Гуминовые  кислоты  извлекали
из  почвы  0.1  и.  водным  раствором  NaOH.  Фракци¬
онный  состав  органических  С-соединений  в  почве
исследовали  согласно  [10].
 РЕЗУЛЬТАТЫ
 Состав  и  численность  микроорга¬
низмов  в  экскретах  дождевых  чер¬
вей.  Согласно  табл.  1,  наибольшая  численность
микромицетов  обнаружена  в  образцах  песка  (пер¬
вые  сутки  инкубации),  содержавших  копролиты  и
 экскреты  L.  terrestris,  а  наименьшая  -  E.fetida.
Общая  численность  микромицетов  в  этих  образцах
L.  terrestris  составила  3.5  ±  0.06  х  103  тысяч  КОЕ/г
субстрата.  Доминировали  представители  р.  Сіа-
dosporium  и  р.  Репісііііипѵ.  Cladosporium  herbarum  и
Penicillium  cyclopium.  После  инкубации  L.  terrestris
и  A.  caliginosa  в  течение  2  сут  число  клеток  грибов
уменьшалось  соответственно  на  1000  или  1500  КОЕ/г
субстрата  по  сравнению  с  предыдущим  сроком
отбора  образцов  (1  сут).  Не  обнаружены  пропагу-
лы  в  образцах  песка,  обработанных  E.fetida.  Мас¬
совое  образование  бактериальных  колоний  на¬
блюдали  как  в  копролитах  (первые  сутки),  так  и  в
экскретах  (вторые  сутки)  L.  terestris  и  A.  caligi¬
nosa.  В  копролитах  и  экскретах  L.  terrestris  обнару¬
жены  бактерии-актиномицеты  и  дрожжи.  На  вто¬
рые  сутки  содержания  в  песке,  обработанном  E.fet¬
ida,  но  не  другими  видами  дождевых  червей,
наблюдали  отчетливое  уменьшение  численности
бактериальных  колоний.
 Влияние  на  ферментативную  ак¬
тивность  и  свойства  почвы.  Протеаз¬
ная  активность  была  выше  в  экскретах  L.  terres¬
tris,  чем  E.fetida  в  3  раза,  а  в  копролитах  -  в  4  раза.
У  обоих  видов  протеазная  активность  копроли¬
тов  была  в  2  раза  больше,  чем  экскретов  (после
 3-суточной  инкубации  на  фотопленке)  (рис.  1).
Согласно  рис.  2,  у  всех  видов  дождевых  червей  об¬
разцы  песка  1-го  и  2-го  сроков  отбора  не  различа¬
лись  по  уреазной  активности.  В  пересчете  на
1  особь  этот  показатель  у  L.  terrestris  был  на  поря-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ
 85
 1.0 	1.5 	2.0 	2.5 	3.0
 Время,  сутки
 Рис.  1.  Динамика  активности  протеазы  в  песке,  обога¬
щенном  разными  продуктами  жизнедеятельности
дождевых  червей:  А  -  копролитами  +  экскретами
(после  инкубации  в  течение  1  сут);  Б  -  экскретами
(после  инкубации  в  течение  2  сут).  Обозначение:  I  -
L.  terrestris,  2  —  Е.  tetuda.
 Уреазная  активность,  мг  NH4-N/I  особь/ч
 Уреазная  активность,  мг  NH4-N/  г  биомассы  ч
 L.  terrestris  A.  caliginosa  E.fetida
 Рис.  2.  Динамика  активности  уреазы  в  песке  при  рас¬
чете  на  1  особь  (А)  и  на  1  г  сырой  массы  (Б)  в  ходе  ин¬
кубации  дождевых  червей  в  песке  в  течение  2  суток.
Обозначение:  1  -  копролиты  +  выделения  (1  сут),  2  -
выделения  (2  сут).
 док  выше,  чем  у  A.  caliginosa  или  E.fetida.  В  пере¬
счете  на  1  г  биомассы  различия  между  видами
дождевых  червей  по  уреазной  активности  сгла¬
живались,  но  оставались  существенными:  L.  ter¬
restris  >  E.fetida  >  A.  caliginosa.
 В  ходе  содержания  дождевых  червей  на  песке
их  полифенолоксидазная  активность  в  расчете  на
1  особь  изменялась  аналогично  уреазной:  не  было
падения  активности  после  практически  полного  ос¬
вобождения  кишечника  от  копролитов  (через  2  сут),
показатель  сильно  превалировал  у  L.  terrestris
(рис.  3,  А).  В  ходе  эксперимента  пероксидазная  ак¬
тивность  в  песке  в  отличие  от  полифенолоксидаз-
ной  активности  резко  падала:  у  L.  terrestris  и  A.  calig¬
 inosa  в  5  и  14  раз  соответственно  (рис.  3,  Б);  у  E.  fetida
этот  показатель  был  ничтожно  мал  на  всех  этапах
содержания  червей  (рис.  3,  Б).
 Дождевой  червь  L.  terrestris  характеризовался
самыми  высокими  скоростями  экскреции  органи¬
ческого  С  (в  пересчете  на  1  особь).  Эмиссия  С02
из  копролитов  этого  червя,  отобранных  с  поверх¬
ности  увлажненной  фильтровальной  бумаги,  так¬
же  была  самой  интенсивной  -  в  56  раз  больше,
чем  из  почвы  (табл.  2).
 В  присутствии  A.  caliginosa  общая  полифено¬
локсидазная  активность  супесчаной  почвы  возра¬
стала  в  среднем  на  19%,  в  то  время  как  общая  уре¬
азная  активность  существенно  не  менялась
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

86
 БИТЮЦКИЙ  и  др.
 Полифенолоксидазная  активность,
мгк  пурпургаллина/1  особь
 Пероксидазная  активность,
мгк  пурпургаллина/1  особь
 L.  terrestris  A.  caliginosa  E.fetida
 Рис.  3.  Динамика  активности  полифенолоксидазы  (А)
и  пероксидазы  (Б)  в  песке  в  ходе  инкубации  дождевых
червей  трех  видов  в  течение  2  сут.  Обозначение  как
на  рис.  2.
 (табл.  3).  После  1-месячного  кормления  дожде¬
вых  червей  клевером  мы  регистрировали  относи¬
тельное  увеличение  (на  20%)  по  сравнению  с  фо¬
ном  (почва  +  клевер)  общей  полифенолоксидаз-
ной  активности  почвы  (табл.  3).  Но  по
абсолютной  величине  этого  показателя  почвы,
обработанные  дождевыми  червями  с  разным  ра¬
ционом  кормления,  достоверно  не  различались
между  собой.  Вид  корма  достоверно  не  влиял  и  на
среднюю  массу  особей  A.  caliginosa  (данные  не
приведены).  О  потреблении  дождевыми  червями
корма  судили  по  исчезновению  растительных  ос¬
татков  с  поверхности  и  перемещению  их  в  более
глубокие  слои  почвы  (ходы  дождевых  червей).
 Эмиссия  С02  из  копролитов  A.  caliginosa  превы¬
шала  эмиссию  из  почвы  в  4.5  раза.
 Поглощение  дождевыми  червями  плодород¬
ной  легкосуглинистой  почвы  не  влияло  на  поли-
фенолоксидазную  и  пероксидазную  активность
(рис.  4).  Сравнение  рис.  4  и  табл.  3  показывает,
что  в  контрольной  легкосуглинистой  почве  ак¬
тивность  полифенолоксидазы  была  в  2.5  раза  вы¬
ше,  чем  в  контрольной  супесчаной  почве.
 Согласно  табл.  4,  в  присутствии  A.  caliginosa
происходило  увеличение  (на  26%)  концентрации
гуминовых  кислот  в  супесчаной  почве,  смешан¬
ной  с  соломой.  В  присутствии  Е.  fetida  такой  эф¬
фект  не  обнаруживался.  В  этой  же  почве  актив¬
ность  A.  caliginosa  приводила  к  увеличению  кон¬
центрации  Н20-экстрагируемого  К  на  40%,  а
СН3СООН-экстрагируемого  Р-на  43%  (табл.  5).
Положительное  действие  на  эти  показатели
E.fetida  не  превышало  15%.  Отметим  также,  что
в  плодородной  почве  (легкосуглинистой)  присут¬
ствие  дождевых  червей  всех  трех  видов  не  вызы¬
вало  каких-либо  изменений  в  концентрации  гуми¬
новых  кислот  (табл.  4).
 ОБСУЖДЕНИЕ
 После  пассажа  через  кишечник  дождевых  чер¬
вей  почва  обычно  обогащается  микроорганизма¬
ми  [24],  хотя  судьба  отдельных  микробных  попу¬
ляций  может  варьировать  в  широком  диапазоне:
от  тотальной  гибели  до  инициации  роста  и  раз¬
множения  [4].  Увеличение  в  копролитах  числа  ви¬
дов  грибов  может  происходить  вследствие  селек¬
тивного  пищевого  поведения  дождевых  червей,
предпочитающих  поглощать  растительные  остат¬
ки,  заселенные  грибами.  Эти  пищевые  предпочте¬
ния  касаются  обилия,  а  не  конкретных  видов  грибов
[19].  Предполагают,  что  одна  из  причин,  вызыва¬
ющих  возрастание  видового  разнообразия  грибов
в  копролитах,  связана  со  стимулирующим  дейст¬
вием  пассажа  на  прорастание  грибных  спор  [37].
Аналогичный  эффект  обнаружен  для  бактери¬
альных  спор  [26].
 Из  наших  опытов  следует  (табл.  1),  что  копро-
литы  и  экскреты  дождевых  червей  -  важный
фактор  модификации  в  среде  обитания  популя¬
ции  грибов.  Во-первых,  все  изученные  виды  дож¬
девых  червей  (L.  terrestris,  A.  caliginosa,  Е.  fetida)
обогащали  прокаленный  песок  микромицетами.
Общий  список  грибов  насчитывал  7  видов,  при¬
надлежащих  к  5  родам:  Alternaria  alternata,  Cla-
dosporium  herbarum,  Cladosporium  cladosporioides,
Penicillium  cyclopium,  Penicillium  chrysogenum,  Fusar-
ium  solani,  Mucor  racemosus.  Доминировали  Cla¬
dosporium  herbarum  и  Penicillium  cyclopium,  то  есть
виды,  довольно  широко  представленные  в  почвах,
на  растительных  остатках  и  других  природных  суб¬
стратах.  Однако  общее  число  видов  грибов,  обнару¬
женных  нами  методом  посева  в  копролитах  дожде-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ
 87
 Таблица  2.  Влияние  дождевых  червей  различных  видов  на  экскрецию  органического  С  и  эмиссию  С02  из  коп-
ролитов  и  контрольной  супесчаной  почвы
 Показатель
 L.  terrestris
 A.  caliginosa
 E.fetida
 Почва  (контроль)
 Экскреция  С  орг
мкг/особь  сут
 мкг/г  сырой  биомассы  дождевого  червя
Эмиссия  С02
 С02—С,  мг/г  сырой  почвы  или  экскрементов  в  сутки
 911  ±11
235  ±43
 11.1±4.6
 242  ±49
192164
 0.910.2
 86129
311  ±95
 Не  опред.
 0.2  ±0.1
 Примечание:  скорость  экскреции  С  орг  определяли  после  инкубации  дождевых  червей  в  10  мл  дистиллированной  воды  в  течение
20  ч  при  комнатной  температуре.  Эмиссию  С02  определяли  через  2  ч  после  сбора  копролитов  с  поверхности  увлажненной
фильтровальной  бумаги.
 Таблица  3.  Влияние  соломы  и  клевера,  а  также  дождевых  червей  А.  caliginosa  на  общую  активность  уреазы  и
полифенолоксидазы  в  супесчаной  почве.  Инкубация  в  течение  1  месяца,  плотность  дождевых  червей  -  5  особей
на  1  кг  почвы
 Вариант
 Уреазная  активность,  мкг
N  Н4  -N/r  сырой  почвы/сут
 Полифенолоксидазная  активность,
мкг  пурпургаллина/г
сырой  почвы/сут
 Почва
 156110
 490130
 Почва  +  солома  -  фон  1  (без  дождевых  червей)
 162114
 447149
 Почва  +  клевер  -  фон  2  (без  дождевых  червей)
 171112
 480135
 Фон  1  +  A.  caliginosa
 188113
 527146
 Фон  2  +  A.  caliginosa
 188110
 578132
 Примечание:  в  фоновых  вариантах  с  растительными  остатками,  но  без  червей,  клевер  или  солому  перемешивали  со  всей  массой
почвы  в  сосуде;  в  сосудах  с  дождевыми  червями  растительные  остатки  вносили  на  поверхность  почвы.
 Таблица  4.  Влияние  A.  caliginosa  и  E.fetida  на  фракционный  состав  С  орг  в  супесчаной  и  легкосуглинистой  почвах.
Инкубация  в  течение  одного  месяца,  плотность  дождевых  червей  в  супесчаной  почве  8  особей,  а  в  легкосуглинистой
5  особей  на  1  кг  воздушно-сухой  почвы
 Вариант
 Водная  вытяжка
 Пирофосфатная  вытяжка
 Гуминовые  кислоты
 С  орг  мкг/г  сухой  почвы
 Супесчаная  почва  (гумусовый  горизонт)
 Почва
 114131
 55631245
 2940  1  380
 Почва  +  солома  (фон)
 235143
 5560  1  245
 3247  1136
 Фон  +  А.  caliginosa
 285129
 66831531
 4077  1242
 Фон  +  E.fetida
 2561  30
 58371445
 33301127
 Легкосуглинистая  почва  (пахотный  горизонт)
 Почва
 171118
 8055  1  967
 46851477
 +  L.  terrestris
 147156
 79981680
 50521716
 +  A.  caliginosa
 166110
 85881651
 54831496
 +  E.fetida
 203141
 72321257
 54051716
 вых  червей,  обитающих  в  дерново-подзолистой
почве,  было  сравнительно  небольшим.
 В  копролитах  из  почв  Индии  насчитано  27  ви¬
дов  червей  [37].  Во-вторых,  после  2-суточного  со¬
держания  дождевых  червей  на  прокаленном  песке
мы  обнаружили  уменьшение  количества  пропагул
и  исчезновение  отдельных  видов  микромицетов  в
экскретах  дождевых  червей,  особенно  у  Е.  fetida,
по  сравнению  с  1-суточным  содержанием  (табл.  1).
Возможно,  проявился  так  называемый  киллер-
ный  эффект,  присущий  пищеварительным  секре¬
 там  почвенных  беспозвоночных  животных  [4].
Киллерная  способность  в  сочетании  с  фермента¬
тивным  гидролизом  и  автолизом,  вероятно,  поз¬
воляет  дождевым  червям  эффективно  перевари¬
вать  почвенную  биоту.  Учитывая  специфику  ме¬
тодики  (см.  материал  и  методы),  не  исключена
также  возможность  угнетения  микроорганизмов
под  влиянием  кишечных  ферментов,  а  также  по¬
верхностных  экскретов  червей.  Очевидно,  в  этом
направлении  необходимы  дальнейшие  исследова¬
ния.  Относительно  толерантными  к  действию
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

88
 БИТЮЦКИЙ  и  др.
 Полифенолоксидазная  активность,
мгк  пурпургаллина/г  сухой  почвы  в  сутки
 Пероксидазная  активность,
 мгк  пурпургаллина/сухой  почвы  в  сутки
 Контроль  А.  caliginosa
 L.  terrestris 	E.fetida
 Рис.  4.  Общая  активность  полифенолоксидазы  (А)  и
пероксидазы  (Б)  легкосуглинистой  почвы  после  ее
обработки  дождевыми  червями  трех  видов  в  течение
1  месяца.  Плотность  дождевых  червей  -  5  особей  на
1  кг  воздушно-сухой  почвы.
 A.  caliginosa  и  L.  terrestris  (но  не  Е.  fetida)  были
грибы  Cladosporium  herbarum,  Penicillium  cyclopi-
um  и  Mucor  racemosus.  Негативное  воздействие
E.fetida  были  самым  сильным  и  по  отношению  к
бактериям  (табл.  1).
 В  копролитах  L.  terrestris  обилие  грибов  и  их
видовое  разнообразие  были  наибольшими  (табл.
1).  Для  этих  же  копролитов  отмечена  и  самая  вы¬
сокая  скорость  эмиссии  С02  -  показателя,  отра¬
жающего  активность  микроорганизмов  (табл.  2).
В  прокаленном  песке  нашего  опыта  экскреты
животных  служили  единственным  источником
органического  углерода  для  микроорганизмов  с
 гетеротрофным  способом  питания.  Мы  предпо¬
ложили,  что  видовая  специфика  действия  дожде¬
вых  червей  на  популяцию  микромицетов  (табл.  1)
была  вызвана  различиями  в  составе  (пищевой
ценности)  экскретов  этих  животных.  По  нашим
данным,  самой  высокой  пищевой  ценностью  (для
микроорганизмов)  обладали  экскреты  L.  terres¬
tris.  Черви  этого  вида  выделяли  в  пересчете  на
1  особь  наибольшее  количество  органического
углерода  (табл.  2).  Мукус  дождевых  червей  пред¬
ставляет  собой  органическую  смесь  гликопротеи¬
нов,  глюкозидов  и  небольших  белковых  молекул.
Эта  смесь  довольно  быстро  включается  в  мик¬
робную  биомассу  в  кишечнике  [14].  В  полости  ки¬
шечника  присутствие  мукуса  и  частично  разло¬
женного  органического  материала  обеспечивает
лучшие  условия  для  развития  микроорганизмов,
чем  органическое  вещество  не  обработанной
червями  почвы  [14].  Кроме  того,  в  экскретах  со¬
держание  необходимого  для  микроорганизмов
аммонийного  азота  у  L.  terrestris  выше,  чем  у
A.  caliginosa  или  E.fetida  [2].
 Высокую  ферментативную  активность  копро¬
литов  рассматривают  обычно  как  следствие  уве¬
личения  в  них  биомассы  микроорганизмов  [24,30,
38].  Иногда  в  копролитах  наблюдают  и  падение
активности  ферментов.  Например,  снижение
протеазной  и  фосфатазной  активностей  в  копро¬
литах  объясняют  деградацией  этих  ферментов  в
задней  части  кишечника  дождевых  червей.  Сни¬
жение  фосфатазной  активности  возможно  также
вследствие  подавления  экспрессии  этого  фермен¬
та  неорганическим  фосфатом  [32].  Согласно  на¬
шим  исследованиям,  в  обработанной  A.  caliginosa
почве  активность  полифенолоксидазы  была  в
среднем  на  19%  больше,  чем  в  поглощаемой  поч¬
ве  (табл.  3).  Из  трех  изученных  видов  дождевых
червей  самая  высокая  активность  полифенолок¬
сидазы,  а  также  уреазы  обнаружена  в  копролитах
L.  terrestris  (рис.  2  и  3).
 Сохранение  стабильной  активности  уреазы  и
полифенолоксидазы  в  ходе  содержания  дожде¬
вых  червей  в  прокаленном  песке  (рис.  2,  3),  ско¬
рее  всего,  говорит  о  том,  что  в  копролиты  эти
ферменты  могут  привноситься  с  кишечными  экс¬
кретами  дождевых  червей.  В  то  же  время  актив¬
ность  протеазы  в  экскретах  у  L.  terrestris  и  E.fetida
хотя  и  уменьшалась  почти  в  2  раза  (рис.  1),  все  же
сохранялась  на  относительно  высоком  уровне  да¬
же  после  2-суточного  содержания  на  песке.  Сле¬
довательно,  не  исключена  возможность  обогаще¬
ния  копролитов  протеазой  за  счет  собственных
экскретов  дождевых  червей.
 Наибольшей  протеазной  активностью  облада¬
ли  экскреты  L.  terrestris.  Ранее  нами  показано  [2],
что  этот  червь  индуцировал  в  почве  минерализа¬
цию  органических  соединений  азота  активнее,
чем  Е.  fetida  и  A.  caliginosa.  Следовательно,  зоо¬
генный  механизм  индукции  N-минерализации  в
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ
 89
 Таблица  5.  Влияние  А.  caliginosa  и  E.fetida  на  концентрацию  экстрагируемых  форм  калия  и  фосфора  в  дерново-
подзолистой  супесчаной  почве.  Влияние  по  продолжительности  и  плотности  дождевых  червей  см.  в  табл.  4
 Вариант
 Период  после  внесения  дождевых  червей,  недели
 1
 2
 3
 Концентрация  К  и  Р  (мг/кг  сухой  почвы)
 Н20-экстрагируемый  К
 Почва  (контроль)
 23  ±  1
 24  ±  1
 23  ±3
 Почва  +  солома  (фон)
 246  ±9
 253  ±3
 240  ±1
 Фон  +  A.  caliginosa
 259  ±  16
 278  ±8
 337  ±8
 Фон  +  E.fetida
 282  ±4
 272  ±  15
 276  ±  14
 СН3СО(ЖН4-экстрагируемый  К
 Почва  (контроль)
 55  ±3
 58  ±5
 56  ±4
 Почва  +  солома  (фон)
 840  ±36
 872  ±  35
 828  ±18
 Фон  +  A.  caliginosa
 885  ±  27
 840  ±  19
 879  ±  70
 Фон  +  E.fetida
 872  ±  35
 885  ±  27
 862  ±  25
 Н20-экстрагируемый  Р
 Почва  (контроль)
 3  ±  1
 4±  1
 10±1
 Почва  +  солома  (фон)
 8  ±  1
 8  ±  1
 8  ±  1
 Фон  +  A.  caliginosa
 8  ±  1
 11  ±  1
 12  ±  1
 Фон  +  E.fetida
 8  ±  1
 8  ±  1
 9±  1
 СН3СООН-экстрагируемый  Р
 Почва  (контроль)
 10  +  2
 13  ±  2
 32  ±1
 Почва  +  солома  (фон)
 27  ±2
 24  ±  3
 28  ±4
 Фон  +  A.  caliginosa
 28  ±2
 40  ±3
 40  ±3
 Фон  +  E.fetida
 28  ±2
 29  ±  2
 32  ±6
 НСІ-экстрагируемый  Р
 Почва  (контроль)
 21  ±2
 20  ±  2
 44±4
 Почва  +  солома  (фон)
 42  ±2
 35  ±4
 39  ±2
 Фон  +  A.  caliginosa
 41  ±2
 51  ±  2
 51  ±2
 Фон  +  E.fetida
 41  ±5
 40  ±  8
 42  ±6
 почве  может  быть  связан  как  с  прямой  экскреци¬
ей  дождевыми  червями  аммония  [2],  так  и  с  экс¬
крецией  этими  животными  ферментов  минерали¬
зации  органических  N-соединений:  протеазы  и
уреазы  (рис.  1,  2).  В  целом  биохимические  пред¬
посылки  для  индукции  в  почве  N-минерализации
выражены  сильнее  (в  расчете  на  1  особь)  у  L.  ter-
restris,  чем  у  A.  caliginosa  или  E.fetida.
 В  ходе  освобождения  кишечника  дождевых
червей  от  копролитов  падение  пероксидазной  ак¬
тивности  в  песке  было  самым  сильным:  в  5-14  раз
(рис.  3,  А).  Поэтому  маловероятно,  что  присутст¬
вие  пероксидазы  в  копролитах  обусловлено  при¬
внесением  этого  фермента  (как  экзофермента)
кишечными  микроорганизмами  дождевых  червей.
Очевидно,  вклад  экскретов  дождевых  червей  изу¬
ченных  видов  в  общую  пероксидазную  активность
почвы  незначителен.  Во  всяком  случае,  он  относи¬
тельно  меньше  возможного  вклада  этих  экскретов
в  индукцию  общей  активности  в  почве  таких  фер¬
ментов,  как  полифенолоксидаза  или  уреаза.
 В  почве  и  полифенолоксидаза,  и  пероксидаза
участвуют  в  окислении  органических  соединений
(фенолов,  аминов,  гетероциклических  соедине¬
ний),  и  таким  образом  -  в  образовании  гуминовых
 веществ.  В  присутствии  А.  caliginosa,  но  не  E.feti¬
da  концентрация  гуминовых  кислот  в  почве
низкого  уровня  плодородия  возрастала  на  26%  по
сравнению  с  фоном  (почва  +  солома)  (табл.  4).  С
учетом  данных  по  полифенолоксидазной  и  перок¬
сидазной  активностям  продуктов  жизнедеятель¬
ности  дождевых  червей  (рис.  3),  прямое  участие
последних  в  образовании  гумуса  может  быть  свя¬
зано  с  выделением  в  почву  экскретов,  обогащен¬
ных  полифенолоксидазой,  а  не  пероксидазой.
Проявление  этого  зоогенного  эффекта  может  за¬
висеть  от  разных  факторов,  например,  от  свойств
почвы  или  видовых  особенностей  дождевых  чер¬
вей  (их  массы,  локомоторной  и  ферментативной
активностей,  пищевых  приоритетов).  В  наших
экспериментах  дождевые  черви  всех  изученных
видов  не  изменяли  скорости  гумификации  в  пло¬
дородной  почве  (легкосуглинистой)  (табл.  4),  ха¬
рактеризовавшейся  исходно  высоким  уровнем
полифенолоксидазной  активности  (рис.  4).  Кроме
того,  вопреки  ожиданиям,  дождевые  черви  E.feti¬
da  не  влияли  на  гумификацию  в  мало  плодород¬
ной  почве  (табл.  4),  несмотря  на  сходство  E.fetida
и  A.  caliginosa  по  полифенолоксидазной  активно¬
сти  экскретов  (рис.  3).  Специфику  влияния  E.feti-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

90
 БИТЮЦКИЙ  и  др.
 da  и  A.  caliginosa  на  гумификацию  можно  объяс¬
нить,  оценивая  относительный  вклад  каждого  из
этих  видов  в  минерализацию  органического  ве¬
щества  почвы  модельного  опыта.  Для  Е.  fetida
этот  вклад,  судя  по  увеличению  концентрации  в
почве  экстрагируемых  форм  К  и  Р  (табл.  5),  был
незначительным  и  не  превышал  15%.  Для  Л.  calig¬
inosa  он  был  больше,  так  как  индуцируемый  этим
видом  дождевых  червей  рост  подвижности  в  поч¬
ве  Р  и  К  достигал  40%  и  более  (табл.  5).
 Влияние  дождевых  червей  на  ферментатив¬
ную  активность  почвы  может  быть  связано  с  ка¬
чеством  потребляемой  ими  пищи.  Съедобность  -
наиболее  важный  показатель  скорости  потребле¬
ния  пищи  этими  животными  [36,  цит.  по  27].  Она
тесно  связана  с  концентрацией  в  пище  N,  в  част¬
ности,  белкового  -  N.  Обнаружена,  например,  от¬
рицательная  корреляция  между  отношением  C/N
и  потреблением  корма  Dendrobaena  octaedra  [27].
Отношение  C/N  коррелировало  также  с  кислой
фосфомоноэкстеразной  активностью  копроли-
тов  [18].  Высокое  соотношение  C/N  обычно  сви¬
детельствует  о  низком  качестве  пищи  и  вызывает
соответственно  низкую  скорость  ее  потребления.
Но  при  этом  возможен  рост  скорости  поглоще¬
ния  дождевыми  червями  почвы,  что  сопровожда¬
ется  выбросом  ими  большей  массы  копролитов.
В  этом  случае  дождевые  черви  выбирают  почвен¬
ные  агрегаты  в  качестве  альтернативного  источ¬
ника  пищи,  содержащего  микроорганизмы  [27].
 По  нашим  данным  (табл.  3),  дифференциро¬
ванное  питание  A.  caliginosa  соломой  или  клеве¬
ром  не  влияло  столь  уж  существенно  ни  на  уреаз-
ную,  ни  на  полифенол  оксидазную  активность
почвы.  Слабое  влияние  качества  пищи  на  вклад
А.  caliginosa  в  изменение  ферментативной  актив¬
ности  почвы  можно  объяснить  как  особенностя¬
ми  проведения  опыта,  так  и  экологией  конкрет¬
ного  вида  дождевого  червя.  Фоновая  почва  была
равномерно  перемешана  с  растительными  остат¬
ками  (см.  материал  и  методы).  Согласно  [28],  при
таком  перемешивании,  весьма  характерном,
кстати,  для  почв  агроэкосистем,  растительный
материал  приурочен  к  поверхности  почвенных
агрегатов  и  отличается  относительно  высокой
доступностью  для  атаки  микроорганизмов.  На¬
против,  после  пассажа  через  кишечник  дождево¬
го  червя  эти  растительные  остатки  фрагментиру¬
ются,  частично  разрушаясь  и  смешиваясь  с  поч¬
вой.  Микробное  сообщество,  развивающееся
вокруг  разрушаемых  растительных  остатков,  мо¬
жет  попадать  в  ловушку  внутри  структуры  копро-
лита  [31].  Активность  такой  биомассы  может
быть  лимитирована  газовым  обменом  из-за  плот¬
ной  структуры  копролита  [16].  Кроме  того,  раз¬
рушаемые  органические  фрагменты  могут  сор¬
бировать  минеральные  частицы  и  защищать  тем
самым  свою  поверхность  от  последующих  атак
микроорганизмов  [24].  По  другой  причине,  А.
caliginosa  относят  к  экологической  группе  дожде¬
 вых  червей,  получившей  название  “endogeic”.  В
отличие  от  “epigeic’’-видов  (£.fetida),  питающихся
растительными  остатками,  A.  caliginosa  предпо¬
читает  поглощать  минеральную  почву,  хотя  и  тя¬
готеет  к  выбору  органического  материала  [24].
 Таким  образом,  из  трех  видов  дождевых  чер¬
вей  (L.  terrestris,  A.  caliginosa,  Е.  fetida)  копролиты
и  экскреты  L.  terrestris  были  наиболее  благопри¬
ятны  для  почвенных  грибов.  Экскреты  этого  чер¬
вя  по  своему  составу  характеризовались  наиболь¬
шим  содержанием  необходимых  питательных
элементов  -  органического  углерода  и  аммоний¬
ного  азота.  В  ходе  освобождения  кишечника  от
копролитов  в  экскретах  дождевых  червей  обна¬
ружено  сильное  снижение  активности  протеазы
и,  особенно,  пероксидазы,  тогда  как  активность
уреазы  и  полифенолоксидазы  оставалась  на  ста¬
бильно  высоком  уровне.  Можно  предположить,
что  в  копролитах  дождевых  червей  проявление
полифенолоксидазной  активности  более  тесно
связано  с  деятельностью  кишечных  микроорга¬
низмов,  а  пероксидазной  активности  -  с  деятель¬
ностью  микроорганизмов  почвы.  В  присутствии
A.  caliginosa  (но  не  Е.  fetida)  возрастала  концент¬
рация  гуминовых  кислот  в  почве  низкого  уровня
плодородия.  Согласно  нашей  гипотезе,  механизм
прямого  влияния  дождевых  червей  на  гумифика¬
цию  зависит  от  видовых  особенностей  этих  жи¬
вотных:  их  способности  индуцировать  в  почве  ми¬
нерализацию  растительных  остатков,  а  также  по-
лифенолоксидазную  активность.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Билай  В.И.  Фузарии.  Киев:  Наукова  думка,  1977.
443  с.
 2. 	Битюцкий  Н.П.,  Лапшина  И.Н.,  Лукина  Е.И.,  Со-
ловьева  А.Н.,  Пацевич  В.Г.,  Выговская  АЛ.  Роль
дождевых  червей  в  минерализации  органических
соединений  азота  в  почве  //  Почвоведение.  2002.
№  10.  С.  1242-1250.
 3. 	Битюцкий  Н.П.,  Лукина  Е.И.,  Пацевич  В.Г.,  Соло¬
вьева  А.Н.,  Степанова  Т.Н.,  Надпорожская  МЛ.
Влияние  червей  на  трансформацию  органических
субстратов  и  почвенное  питание  растений  //  Поч¬
воведение.  1998.  №  3.  С.  309-315.
 4. 	Бызов  Б  Л.  Зоомикробные  взаимодействия  в  поч¬
ве.  Автореф.  дис 	докт.  биол.  н.  М.:  Изд-во  МГУ,
 2003.  52  с.
 5. 	Василенко  Е.С.  Об  активности  уреазы  в  почве  //
Почвоведение.  1962.  №  11.  С.  61—67.
 6. 	Галстян  А.Ш.  Ферментативная  активность  почв
Армении.  Ереван:  Айастан,  1974.  259  с.
 7. 	Кириленко  Т.С.  Атлас  родов  почвенных  грибов.
Киев,  1977.  128  с.
 8. 	Левкина  Л.М.  Ключи  для  определения  видов  Сіа-
dosporium  Lk  ex  Fr  //  Вестник  МГУ.  1974.  Сер.  биол.
почв.  №  4.  С.  77-81.
 9. 	Литвинов  МЛ.  Определитель  микроскопических
почвенных  грибов.  Л.:  Наука,  1976.  304  с.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВЛИЯНИЕ  ДОЖДЕВЫХ  ЧЕРВЕЙ
 91
 10. 	Орлов  Д.С.,  Бирюкова  О.Н.,  Суханова  Н.И.  Орга¬
ническое  вещество  почв  Российской  Федерации.
М.:  Наука,  1996.  253  с.
 11. 	Пидопличко  Н.М.  Пенициллин  (Ключ  для  опреде¬
ления  видов).  Киев:  Наукова  думка,  1972.  152  с.
 12. 	Пидопличко  Н.М.,  Милько  А.  А.  Атлас  мукораль-
ных  грибов.  Киев:  Наукова  думка,  1971.  117  с.
 13. 	Хазиев  Ф.Х.  Методы  почвенной  энзимологии.  М.:
Наука,  1990.  189  с.
 14. 	Barois  /.,  Lavelle  Р.  Changes  in  respiration  rate  and  some
physiochemical  properties  of  a  tropical  soil  during  transit
through  Pontoscolex  corethrurus  (Glossoscolecidai  Oli-
gochaeta)  //  Soil  Biol.  Biochem.  1986.  V.  18.  P.  539-541.
 15. 	Barron  G.L.  The  genera  of  Hyphomycetes  from  soil.
Baltimore,  1968.  364  p.
 16. 	В  lane  hart  E.,  Bruand  A.,  Lavelle  P.  The  physical  struc¬
ture  of  casts  of  Millsonia  anomala  (Oligochaeta:  Megas-
colecidae)  in  shrub  savanna  soils  (Cote  d’lvorire)  //  Geo¬
derma.  1993.  V.  56.  P.  119-132.
 17. 	Bohlen  PJ.,  Edwards  CA.  Earthworm  effects  on  N  dy¬
namics  and  respiration  in  microcosms  receiving  organic
and  inorganic  nutrients  //  Soil  Biol.  Biochem.  1995.
V.  27.  P.  241-348.
 18. 	Buck  C.,  Langmaack  M.,  Schrader  S.  Nutrient  content  of
earthworm  casts  influenced  by  different  mulch  types  I  I
European  Journal  of  Soil  Biol.  1999.  V.  35.  P.  23-30.
 19. 	Cooke  A.  The  effect  of  fungi  on  food  selection  by  Lumbri-
cus  terrestris  L.  //  In:  Earthworm  ecology,  Satchell  J.E.
(ed.).  Charman  and  Hall.  1983.  London.  P.  365-373.
 20. 	Cooke  A.f  Luxton  M.  Effect  of  microbes  on  food  selec¬
tion  by  Lumbricus  terrestris  //  Rev.  Ecol.  Biol.  Soil.
1980.  V.  17.  P.  365-370.
 21. 	Daniel  O.,  Enderson  J.M.  Microbial  biomass  and  activi¬
ty  in  contrasting  soil  material  after  passage  through  the
gut  of  earthworm  Lumbricus  rubellus  Hoffmeister  I/  Soil
Biol.  Biochem.  1992.  V.  24.  P.  465-470.
 22. 	De  Hoog  G.S.,  Guarro  J.  Atlas  of  clinical  fungi.  Baam,
1995.  720  p.
 23. 	Devliegher  W.,  Verstraete  W.  Lumbricus  terrestris  in  a
soil  core  experiment:  nutrient-enrichment  processes
(NEP)  and  gut-associated  processes  (GAP)  and  their  ef¬
fect  on  microbial  biomass  and  microbial  activity  //  Soil
Biol.  Biochem.  1995.  V.  27.  P.  1573-1580.
 24. 	Edwards  CA.,  Bohlen  PJ.  Biology  and  ecology  of
earthworms.  3rd  edn.  Chapman  and  Hall,  London,  1996.
 25. 	Edwards  CA.,  Fletcher  K.E.  Interaction  between  earth¬
worms  and  microorganisms  in  organic-mater  breakdown  //
Agric.  Ecosystems  Environ.  1988.  V.  2.  P.  235-247.
 26. 	Fischer  К.,  Hahn  D.,  Honerlage  W.,  Zeyer  J.  Effect  of
passage  through  the  gut  of  the  earthworm  Lumbricus  ter¬
 restris  L.  on  Bacillus  megaterium  studies  by  whole  cell
hybridization  //  Soil  Biol.  Biochem.  1997.  V.  29.
 P. 	1149-1152.
 27. 	Fie  gel  M.,  Schrader  S.  Importance  of  food  quality  on  se¬
lected  enzyme  activities  in  earthworm  casts  Dendrobae-
na  octaedra,  Lumbricidae)  I  I  Soil  Biol.  Biochem.  2000.
V.  32.  P.  1191-1196.
 28. 	Haynes  RJ.,  Fraser  P.M.  A  comparison  of  aggregate
stability  and  biological  activity  in  earthworm  casts  and
uningested  soil  as  affected  by  amendment  with  wheat  or
Lucerne  straw  //  European  Journal  of  Soil  Science.  1998.
V.  49.  P.  629-636.
 29. 	Hendriksen  N.B.  Leaf  litter  selection  by  detritivore  and
geophagous  earthworms  I  I  Biol.  Fertil.  Soils.  1990.
V.  10.  P.  17-21.
 30. 	Lee  K.E.  Earthworms,  their  ecology  and  relationships
with  soils  and  land  use.  Academic  Press,  Sydney,  1985.
P.  173-228.
 31. 	Lee  K.E.,  Foster  R.C.  Soil  fauna  and  soil  structure  //
Australian  J.  of  Soil  Research.  1991.  V.  29.  P.  745-775.
 32. 	Me.  Gill  W.B.,  Cole  C.V.  Comparative  aspects  of  cycling
of  organic  C,  N,  S  and  P  through  soil  organic  matter  //
Geoderma.  1981.  V.  26.  P.  267-286.
 33. 	Parmelee  R.W.,  Crossley  Jr.  Earthworm  production  and
role  in  the  nitrogen  cycle  of  a  non-tillage  agroecosystem
on  the  Georgia  piedmont  //  Pedobiologia.  1988.  V.  32.
P.  353-361.
 34. 	Piearce  T.G.  Gut  contents  of  some  lumbricid  earth¬
worms//Pedobiologia.  1978.  V.  18.  P.  153-157.
 35. 	Raper  K.B.,  Thom  C.  A  manual  of  the  Penicillia.  Balti¬
more,  1949.  875  p.
 36. 	Satchell  J.E.  Lumbricidae.  In:  Soil  Biology.  Burges  A.,
Raw  F.  (Eds.).  Academic  Press,  1967.  P.  259-322.
 37. 	Tiwari  S.C.,  Mishra  R.R.  Fungal  abundance  and  diversi¬
ty  in  earthworm  casts  and  in  uningested  soil  //  Biol.  Fer¬
til.  Soil.  1993.  V.  16.  P.  131-134.
 38. 	Tiwari  S.C.,  Tiwari  B.K.,  Mishra  R.R.  Microbial  popula¬
tion,  enzyme  activities  and  nitrogen-phosphorus-potas-
sium  enrichment  in  earthworm  casts  and  in  surrounding
soil  of  pineapple  plantation  //  Biol.  Fertil.  Soils.  1989.
V.  8.  P.  178-182.
 39. 	Wright  MA.  Factors  governing  ingestion  by  the  earth¬
worm  Lumbricus  terrestris  with  special  reference  to  ap¬
ple  leaves  //  Ann.  Appl.  Biol.  1972.  V.  70.  P.  175-188.
 40. 	Zhang  B.-G.,  Li  G.-T.,  Chen  Т.-S.,  Wang  J.-K.,  Sun  Z.
Changes  in  microbial  biomass  C,  N,  and  P  and  enzyme
activities  in  soil  incubated  with  the  earthworms
Metaphire  guillenmi  or  Eisenia  fetida  I  I  Soil  Biol.  Bio¬
chem.  2000.  V.  32.  P.  2055-2062.
 The  Effect  of  Earthworms  on  the  Population
of  Microorganisms  and  Enzyme  Activity  in  Soil
 N.  P.  Bityutskii,  A.  N.  Solov’eva,  E.  I.  Lukina,  I.  N.  Lapshina,
 D.  Yu.  Vlasov  and  N.  V.  Kudryashova
 The  species  composition  and  number  of  micromycetes  and  the  activity  of  enzymes  (protease,  urease,  polyphenol  ox¬
idase,  and  peroxidase)  in  coprolites  and  excreta  of  earthworms  (L.  terrestris,  A.  caliginosa,  and  E.  fetida)  are  de¬
scribed.  It  is  supposed  that  the  contribution  of  earthworms  to  the  formation  of  soil  humic  acids  depends  on  the  ability
of  particular  species  to  decompose  organic  matter  (mineralization  capacity)  and  induce  polyphenol  oxidase  activity.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  I,  с.  92-97
 УДК  631.46
 БИОЛОГИЯ
 ПОЧВ
 РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ  ДАННЫХ
О  СТРУКТУРЕ  МИКРОБНЫХ  СООБЩЕСТВ*
 ©  2005  г.  Л.  М.  Полянская,  В.  В.  Гейдебрехт,  И.  Ю.  Чернов,
 Т.  Н.  Початкова,  Д.  Г.  Звягинцев
 Факультет  почвоведения  МТУ  им.  М.В.  Ломоносова,  119899,  М.  .Ленинские  горы
 Поступила  в  редакцию  13.08.2003  г.
 Изучено  влияние  различных  факторов  на  численность  основных  групп  микроорганизмов  в  почве.
Показано,  что  наиболее  значимым  фактором  является  время.  В  условиях  эксперимента  простран¬
ственная  неоднородность  почвы  по  таким  показателям,  как  численность  основных  групп  микро¬
организмов  невелика.  Наблюдается  достоверная  корреляция  между  численностью  основных
групп  микроорганизмов  в  ходе  сукцессии  в  почве:  наибольшие  значения  коэффициента  отмечены
между  численностью  водорослей  и  актиномицетов,  а  также  актиномицетов  и  бактерий.  Отмечена
тенденция  к  периодичности  колебаний  численности  некоторых  групп  микроорганизмов  с  перио¬
дом  в  7  суток.
 При  лабораторных  анализах  почвенных  об¬
разцов  первостепенное  значение  имеет  репрезен¬
тативность  получаемых  результатов.  Проблема
эта  знакома  каждому  почвенному  микробиологу.
Ни  процедуры  взятия  “усредненных”  образцов,
ни  многочисленные  процедуры  статистической
обработки  результатов  не  снимают  полностью
вопроса  о  том,  насколько  наши  представления  со¬
ответствуют  процессам,  реально  происходящим  в
почвах.
 Между  тем  к  проблеме  можно  подойти  с  дру¬
гой  стороны:  сама  гетерогенность  почвы  может
быть  предметом  исследования  [10,12,16].  Много¬
кратно  показано,  что  сукцессию  почвенных  мик¬
роорганизмов,  то  есть  последовательную  смену
доминирующих  популяций,  сопровождают  коле¬
бания  общей  численности  основных  групп  микро¬
организмов  [5,  6].  Однако,  лишь  количественно
оценив  пространственную  неоднородность  почв
по  основным  интересующим  нас  параметрам,  мы
можем  оценить  и  достоверность  данных  о  колеба¬
ниях  этих  параметров  во  времени  [1-3,  14,  18].
Речь  идет  о  том,  не  перекрывают  ли  пространст¬
венные  различия  численности  микроорганизмов
то,  что  мы  принимаем  за  временные  колебания  их
численности  в  ходе  сукцессии  [4,  8,  11,17].
 Целью  работы  была  сравнительная  оценка
пространственного  и  временного  факторов  в  чис¬
ленности  основных  групп  микроорганизмов  в
почве.
 В  задачи  исследования  входило  изучение  дина¬
мики  численности  основных  групп  микроорганиз¬
мов  в  исследуемой  почве  в  полевом  опыте,  стати¬
 *  Работа  выполнена  при  поддержке  РФФИ,  проект  №  03-04-
48620,  Фонда  содействия  отечественной  науке  и  NATO
COLLABORATIVE  LINKAGE  GRANT.
 стическая  обработка  полученных  результатов
для  оценки  значимости  пространственного  и  вре¬
менного  факторов  и  выявление  корреляции  меж¬
ду  различными  параметрами,  характеризующими
состояние  микробного  комплекса,  оценка  перио¬
дичности  колебаний  численности  почвенных  ми¬
кроорганизмов.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЯ
 В  полевом  опыте  на  почвенном  стационаре
МГУ  в  лизиметре  в  течение  месяца  изучали  вре¬
менную  и  пространственную  вариабельность  чис¬
ленности  микроорганизмов.  Использовали  дер¬
ново-подзолистую  среднесуглинистую  почву,  ко¬
торая  в  течение  двух  лет  находилась  в  состоянии
черного  пара.  Образцы  отбирали  ежедневно  в
5-кратной  повторности  в  поверхностном  слое
почвы  (гор.  А1;  содержание  гумуса  2.27%,  pH  вод¬
ный  6.7)  и  на  глубине  30  см  (гор.  А2;  содержание
гумуса  2.25%,  pH  водный  7.1).
 В  качестве  основного  приема  предваритель¬
ной  обработки  образцов  для  микробиологическо¬
го  анализа  использовали  ультразвуковое  диспер¬
гирование  на  низкочастотном  диспергаторе  типа
УЗДН-1  (22  кГц,  0.44  А,  2  мин)  [9].
 Общее  количество  микроорганизмов  опреде¬
ляли  с  помощью  метода  люминесцентной  микро¬
скопии.  Препараты  готовили  обычным  способом
[13].  Суспензии  образцов  почвы  наносили  микро¬
пипеткой  на  тщательно  обезжиренные  предмет¬
ные  стекла  (0.01  мл  на  препарат  для  бактерий,
0.02  мл  на  препарат  для  грибов)  и  равномерно
распределяли  петлей  на  площади  4  см2.  Фиксиро¬
вание  препаратов  на  пламени  горелки  проводили
после  полного  их  высыхания.  Для  одного  образца
 92

РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ  ДАННЫХ  О  СТРУКТУРЕ  МИКРОБНЫХ  СООБЩЕСТВ
 93
 Численность  бактерий,  млрд  кл./г
 50  г 	т
 40
 30
 20
 10
 -і 	і_
 5 	10 	15 	20 	25 	30
 Сутки
 Рис.  1.  Динамика  численности  бактерий  в  дерново-
подзолистой  почве  в  поверхностном  слое  (7)  и  на  глу¬
бине  (2).
 готовили  12  препаратов.  При  количественном
учете  клеток  почвенных  бактерий  и  мицелия  ак-
тиномицетов  препараты  окрашивали  водным
раствором  акридина  оранжевого  (1:10000,  в  тече¬
ние  3  минут),  а  при  учете  мицелия  и  спор  грибов  -
калькофлуором  белым  в  течение  15  минут  [15].
 Расчет  количества  клеток  (спор,  мицелия)  на
1  г  почвы  проводили  по  формуле:
 N  =  SxanlvS2,
 где  N  -  число  клеток  (спор,  мицелия)  в  1  мл  сус¬
пензии;  5,  -  площадь  препарата  (мкм2);  а  -  коли¬
чество  клеток  (спор,  мицелия)  в  одном  поле  зре¬
ния  (усреднение  производится  по  всем  препара¬
там);  п  -  показатель  разведения  суспензии  (мл);
ѵ  -  объем  капли,  наносимой  на  стекло  (мл);  52  -
площадь  поля  зрения  микроскопа  (мкм2).
 Для  численности  бактерий  доля  среднего  квад¬
ратического  отклонения  (6„_j)  не  превышала  5%,
для  мицелия  и  спор  грибов,  а  также  актиномицет-
ного  мицелия  -  10%.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 Для  оценки  значимости  пространственного  и
временного  факторов  и  выявления  корреляции
между  различными  параметрами,  характеризую¬
щими  состояние  микробного  комплекса,  была
проведена  статистическая  обработка  получен¬
ных  результатов  и  оценена  периодичность  коле¬
баний  численности  почвенных  микроорганизмов.
На  рис.  1  представлена  динамика  численности
бактерий.  В  поверхностном  слое  почвы  числен¬
ность  бактерий  была  существенно  выше,  чем  на
глубине  30  см  и  наблюдались  более  значительные
флуктуации.
 На  рис.  2(A)  представлены  данные  по  динами¬
ке  длины  грибного  мицелия.  Как  и  в  случае  с  бак-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 Длина  грибного  мицелия,  м/г
 Рис.  2.  Динамика  длины  грибного  мицелия  (А)  и
спор  (Б)  в  дерново-подзолистой  почве,  в  поверхно¬
стном  слое  (7)  и  на  глубине  (2).
 териями,  в  поверхностном  слое  содержание  мице-
лия  существенно  выше,  чем  на  глубине,  более  вы¬
ражены  и  флуктуации  этого  показателя.  На
протяжении  месяца  наблюдались  4  выраженных
пика  численности  грибов.  Следует  сказать,  что  на
графике  отражено  среднее  квадратическое  от¬
клонение  (сигма).  Ошибка  среднего  была  бы  в
6  раз  меньше,  таким  образом,  полученные  дан¬
ные  достоверны.  На  рис.  2(Б)  показана  динамика
численности  грибных  спор.
 Проведенный  2-факторный  гнездовой  диспер¬
сионный  анализ  полученных  данных  [7]  показал,
что  пространственная  вариативность  в  численно¬
сти  бактерий  и  грибов  относительно  невелика  и
не  мешает  наблюдениям  колебаний  этих  параме¬
тров  во  времени  (табл.  1).  Так,  если  фактор  време¬
ни  в  колебаниях  численности  микроорганизмов
“весит”  обычно  свыше  95%,  то  для  пространствен¬
ной  вариативности  характерны  сопоставимые  ве¬
личины  значимости  изучаемого  фактора  и  слу¬
чайной  ошибки.
 В  табл.  2  приведена  оценка  корреляции  неко¬
торых  параметров,  характеризующих  состояние

94 	ПОЛЯНСКАЯ  и  др.
 Таблица  1.  Дисперсионный  анализ:  гнездовая  модель  ANOVA.  Сравнение  временного  и  пространственного
варьирования
 Объект
 Фактор
 Дисперсия
 Критерий
 руровень
 эффект
 ошибка
 Фишера
 Время
 1055.8
 Бактерии
 5.3
 200.1
 0.000
 Образцы
 6.9
 5.3
 1.3
 0.037
 Поверхность,
гор.  А1
 Время
 78513.0
 Грибы
 4550.7
 17.3
 0.000
 Образцы
 7666.3
 4550.7
 1.7
 0.000
 Время
 34.5
 Споры
 1.5
 22.6
 0.000
 Образцы
 1.9
 1.5
 1.3
 0.060
 Время
 264.0
 Бактерии
 1.6
 167.8
 0.000
 Образцы
 1.2
 1.6
 0.8
 0.949
 Глубина,
гор.  А2
 Время
 11131.2
 Грибы
 1251.4
 8.9
 0.000
 Образцы
 1586.5
 1251.4
 1.3
 0.054
 Время
 22.4
 Споры
 1.0
 23.0
 0.000
 Образцы
 1.3
 1.0
 1.3
 0.024
 Таблица  2.  Коэффициенты  корреляции  численности  бактерий,  актиномицетов,  спор  и  мицелия  грибов  и  факторов
внешней  среды  (температура  воздуха,  осадки  и  влажность  почвы)
 Поверхность,  гор.  А1
 Глубина,  гор.  А2
 Фактор
 Бактерии
 Мицелий
 грибов
 Споры
 грибов
 Водо¬
 росли
 Актино-
 мицеты
 Бактерии
 Мицелий
 грибов
 Споры
 грибов
 Актино-
 мицеты
 Температура
 0.05
 -0.13*
 0.24*
 0.12*
 -0.07
 -0.08*
 -0.20*
 -0.01
 0.03
 Осадки
 0.08*
 0.02
 -0.09*
 0.016*
 0.05
 -0.01
 0.14*
 -0.16*
 0.04
 Влажность
 почвы
 0.30*
 0.07
 -0.03
 0.38*
 0.22*
 0.16*
 0.16*
 0.15*
 0.30*
 *  Корреляция  достоверна  при  р  <  0.05  (N  =  720).
 микробного  комплекса  с  такими  факторами,  как
температура,  влажность  и  интенсивность  выпаде¬
ния  осадков.  Показано,  что  при  высокой  достовер¬
ности  полученных  данных  степень  корреляции  не¬
высока  как  на  поверхности,  так  и  на  глубине.
 Как  видно  из  табл.  3,  невысока  и  корреляция
численности  основных  групп  микроорганизмов.
Звездочками  отмечены  коэффициенты  корреля¬
ции,  отражающие  определенную  связь  между
численностью  разных  групп.  Наибольшие  значе¬
ния  коэффициента  отмечены  между  численнос¬
тями  водорослей  и  актиномицетов  в  поверхност¬
 ном  слое  почвы  (рис.  3,  А),  а  также  между  числен¬
ностями  актиномицетов  и  бактерий  (рис.  3,  Б).
 Рассмотрим  подробнее  вопрос  о  наличии  связи
между  численностями  основных  групп  микроор¬
ганизмов  при  сравнении  реальных  кривых  дина¬
мики  численности  разных  групп  микроорганиз¬
мов  и  кривых,  полученных  методом  случайных
чисел  с  соблюдением  нормального  распределе¬
ния  и  средних  квадратических  отклонений,  харак¬
терных  для  полученных  экспериментальных
данных.  Отмечено  (табл.  4)  8  случаев  высоких
значений  корреляции  между  численностями  мик¬
роорганизмов  для  реальных  экспериментальных
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ  ДАННЫХ  О  СТРУКТУРЕ  МИКРОБНЫХ  СООБЩЕСТВ
 95
 Таблица  3.  Коэффициенты  корреляции,  отражающие  связь  между  численностями  основных  групп  микроорганизмов
в  поверхностном  слое  почвы  и  на  глубине
 Группа
 Бак  П
 Бак  Г
 Гри  П
 Гри  Г
 Спо  П
 Спо  Г
 Вод  П
 Акт  П
 Бак  П
 Бак  Г
 0.18*
 Гри  П
 -0.09*
 -0.09*
 Гри  Г
 -0.18*
 0.05
 0.11*
 Спо  П
 0.17*
 0.13*
 -0.11*
 -0.13*
 Спо  Г
 -0.09*
 -0.03
 0.08
 0.02
 0.14*
 Вод  П
 0.37*
 -0.09*
 -0.10
 -0.11*
 0.22*
 0.12*
 Акт  ГТ
 0.42*
 0.03
 -0.14
 -0.06
 0.04
 0.03
 0.48*
 Акт  Г
 0.08*
 0.25*
 -0.09
 -0.05
 0.17*
 0.27*
 0.42*
 0.38*
 *  Корреляция  достоверна  при  р  <  0.05  (N  =  720).
 Примечание.  Обозначения  здесь  и  в  табл.  4:  Бак  П  -  бактерии  на  поверхности,  кл/г;  Бак  Г  -  бактерии  на  глубине,  кл/г;
Гри  П  -  мицелий  грибов  на  поверхности,  м/г;  Гри  Г  -  мицелий  грибов  на  глубине,  м/г;  Спо  П  -  споры  грибов  на  поверхности,
споры/г;  Спо  Г  -  споры  грибов  на  глубине,  споры/г;  Вод  -  водоросли  на  поверхности,  кл/г;  Акт  П  -  мицелий  актиномицетов
на  поверхности,  м/г;  Акт  Г  -  мицелий  актиномицетов  на  глубине,  м/г.
 Таблица  4.  Коэффициенты  корреляции  между  численностями  разных  групп  микроорганизмов  для  эксперимен¬
тальных  и  случайных  чисел
 Группа
 Бак  П
 Бак  Г
 Гри  П
 Гри  Г
 Спо  П
 Спо  Г
 Вод  П
 Акт  П
 Бак  П
Бак  Г
Гри  П
Гри  Г
Спо  П
Спо  Г
Вод  П
Акт  П
Акт  Г
 0.22
 -0.11
 -0.40*
 0.30
 -0.15
 0.41*
 0.54*
 0.10
 Экспериментальные  данные  (N  =  24)
 -0.14
 -0.12
 0.20
 -0.07
 -0.11
 0.04
 0.32
 0.47*
 -0.19
 0.05
 -0.18
 -0.24
 -0.27
 -0.38*
 0.05
 -0.25
 -0.13
 -0.15
 0.34
 0.36
 0.07
 0.35
 0.19
 0.04
 0.39
 0.62*
 0.50*
 0.54*
 Данные,  полученные  методом  случайных  чисел  (N  =  30)
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

96
 ПОЛЯНСКАЯ  и  др.
 Рис.  3.  Корреляция  между  длиной  мицелия  актиноми-
цетов  и  численностью  водорослей  (А)  и  между  чис¬
ленностью  бактерий  и  длиной  мицелия  актиномице-
тов  (Б)  в  поверхностном  слое  почвы.
 данных,  в  то  время  как  для  случайных  чисел  та¬
кое  значение  отмечено  лишь  однократно.
 Таким  образом,  общие  закономерности  коле¬
баний  численности  различных  групп  микроорга¬
низмов  все-таки  существуют  [19,  20].
 На  рис.  4  приведены  результаты  обработки
экспериментальных  данных  с  помощью  метода
автокорреляции.  Хотя  для  выявления  выражен¬
ной  периодичности  микроорганизмов  не  хватило
времени  наблюдения,  отмечается  тенденция  к  ав¬
токолебаниям  с  периодичностью  в  7  суток.  Для
того  чтобы  уверенно  судить  о  наличии  или  отсут¬
ствии  автоколебаний  в  системе,  необходимо  как
минимум  3-месячное  наблюдение.  Проблема  эта
давняя,  восходит  еще  к  работам  Я.П.  Худякова  и
представляет  и  на  сегодня  несомненный  теорети¬
ческих  и  практический  интерес.
 Таким  образом,  изучено  влияние  различных
факторов  на  численность  основных  групп  микро¬
организмов  в  парующей  почве.  Показано,  что  на¬
иболее  значимым  фактором  является  приурочен¬
ность  срока  отбора  пробы  к  определенной  стадии
сукцессии.  Показано,  что  в  условиях  эксперимен-
 Бактерии  на  поверхности,  млрд.кл/г
Шаг  г 	р
 1  +0.05
 1
 1
 1
 1  і
 0.75
 2-0.14
 !  Ш
 1
 1
 0.68
 3  +0.05
 і
 і
 я  1
4  і
 0.83
 4-0.18
 1
 1  V///A
 і
 і
 0.72
 5  -0.03
 \  1
 і
 0.84
 6+0.04
 і
 1  1
 0.90
 7  +0.43
 і
 0.19
 8+0.04
 1  i
 0.27
 9-0.10
 1  ш
 1
 	 1
 0.32
 10  +0.12
 1
 1
 	1 	1
 ^  1
V**  1
1 	1
 0.35
 Бактерии  на  глубине,  млрд.кл/г
 Рис.  4.  Выявление  периодичности  колебаний  числен¬
ности  микроорганизмов  с  помощью  метода  автокор¬
реляции  (р  -  уровень  достоверности;  г-  коэффициент
корреляции).
 та  (почва  находилась  в  состоянии  черного  пара)
пространственная  неоднородность  почвы  по  та¬
ким  показателям,  как  численность  основных
групп  микроорганизмов,  была  невелика  и  не  пре¬
пятствовала  наблюдению  динамики  численности
микроорганизмов  в  почве.  Наблюдалась  невысо¬
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

РЕПРЕЗЕНТАТИВНОСТЬ  ДАННЫХ  О  СТРУКТУРЕ  МИКРОБНЫХ  СООБЩЕСТВ
 97
 кая,  но  достоверная  корреляция  между  численно¬
стями  основных  групп  микроорганизмов  в  ходе
сукцессии  в  почве.  Отмечена  тенденция  к  перио¬
дичности  колебаний  численности  некоторых
групп  микроорганизмов  с  периодом  в  7  суток,  од¬
нако  этот  факт  требует  дополнительного  изуче¬
ния.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Афремова  В.Д.,  Горбенко  А.Ю.,  Паников  Н.С.
Ежедневная  и  внутрисуточная  динамика  интенсив¬
ности  дыхания  почвы  //  Тез.  докл.  VII  съезда  Всес.
общ.  почвоведов.  Ташкент,  1985.  С.  163.
 2. 	Аристовская  Т.В.  Микробиология  процессов  поч¬
вообразования.  Л.:  Наука,  1980.  187  с.
 3. 	Богоев  В.М.,  Гильманов  Т.Г.  Численность  и  био¬
масса  микроорганизмов  в  почвах  некоторых  зо¬
нальных  экосистем  //  Биологические  науки.  1982.
№  7.  С.  80-83.
 4. 	Голимбет  В.Е.  Временные  и  пространственные
изменения  некоторых  показателей  биологической
активности  дерново-подзолистой  почвы.  Дис.  ...
канд.  биол.  наук.  М.:  Изд-во  МГУ,  1980.  172  с.
 5. 	Головненко  АЗ.,  Полянская  Л.М.  Сезонная  дина¬
мика  численности  и  биомассы  микроорганизмов
по  профилю  почвы  //  Почвоведение.  1996.  №  10.
С.  1277-1233.
 6. 	Головненко  А.В.,  Полянская  Л.М.  Особенности
годовых  сукцессий  микроорганизмов  в  почвах  юж¬
ной  тайги  //  Почвоведение.  2000.  №  4.  С.  471-477.
 7. 	Дмитриев  Е.А.  Об  использовании  дисперсионного
анализа  при  изучении  пространственной  вариа¬
бельности  свойств  почв  //  Закономерности  прост¬
ранственного  варьирования  свойств  почв  и  инфор¬
мационно-статистические  методы  их  изучения.  М.:
Наука,  1970.  С.  81-95.
 8. 	Евдокимова  Г.А.  Динамика  биологической  про¬
дуктивности  бактериальных  сообществ  в  ризосфе¬
ре  злаков//  Почвоведение.  1976.  №  12.  С.  97-102.
 9. 	Звягинцев  Д.Г.  Взаимодействие  микроорганизмов
с  твердыми  поверхностями.  М.:  Изд-во  МГУ,  1973.
175  с.
 10. 	Звягинцев  Д.Г.  Почва  и  микроорганизмы.  М.:  Изд-
во  МГУ,  1987.  256  с.
 11. 	Звягинцев  Д.Г.,  Голимбет  В.Е.  Кратковременные
изменения  биомассы  грибов  и  бактерий  в  дерново-
подзолистой  почве  //  Микробиология.  1979.  Т.  43.
No  6.  С.  1082-1085.
 12. 	Карпаневский  Л.О.  Пестрота  почвенного  покрова
в  лесном  биогеоценозе.  М.:  Изд-во  МГУ,  1977.
312  с.
 13. 	Методы  почвенной  микробиологии  и  биохимии.
М.:  Изд-во  МГУ,  1991.  303  с.
 14. 	Никитин  Д.И.,  Никитина  Э.С.  Процессы  само¬
очищения  окружающей  среды  и  паразиты  бакте¬
рий.  М.:  Изд-во  МГУ,  1978.  202  с.
 15. 	Полянская  Л.М.  Прямой  микроскопический  под¬
счет  спор  и  мицелия  грибов  в  почве  //  Изучение
грибов  в  биогеоценозах.  Свердловск,  1988.  С.  30.
 16. 	Полянская  Л.М.  Микробная  сукцессия  в  почве.
Автореф.  дис.  ...  докт.  биол.  наук.  М.:  Изд-во
МГУ,  1996.  96  с.
 17. 	Полянская  Л.М.,  Полянский  М.Р.,  Гейдебрехт  В.В.
Современные  представления  о  функционировании
микробных  сообществ  в  почвах  //  Тр.  Всерос.
конф.  "Перспективы  развития  почвенной  микро¬
биологии”.  М.:  МАКС  Пресс,  2001.  С.  171-177.
 18. 	Худяков  Я.П.  Периодичность  процессов  в  почве  и
ее  причины  //  Вопросы  численности,  биомассы  и
продуктивности  микроорганизмов.  Л.,  1972.  С.  20-
37.
 19. 	Baath  Е.,  Soderstrom  В.  Seasonal  and  spatial  variation
in  fungal  biomass  in  a  forest  soil  //  Soil  Biol.  Biochem.
1982.  V.  14.  P.  353-358.
 20. 	Behara  N.,  Pati  D.P.,  Basu  S.  Ecological  studies  of  soil
microfungi  in  a  tropical  forest  soil  of  Orissa,  India  //
Tropical  Ecology.  1991.  V.  32.  P.  136.
 Representativeness  of  Data  on  the  Structure  of  Microbial  Communities
 L.  M.  Polyanskaya,  V.  V.  Geidebrekht,  I.  Yu.  Chernov,
 T.  N.  Pochatkova,  and  D.  G.  Zvyagintsev
 The  effects  of  different  factors  on  populations  of  the  main  groups  of  soil  microorganisms  were  studied.  It  was
shown  that  time  is  the  most  significant  factor.  Under  experimental  conditions,  the  spatial  heterogeneity  of  the
soil  with  respect  to  the  numbers  of  the  main  groups  of  soil  microorganisms  was  small.  A  significant  correlation
was  observed  between  the  numbers  of  the  main  groups  of  soil  microorganisms  in  the  course  of  the  succession:
the  highest  correlation  was  observed  between  the  numbers  of  algae  and  actinomycetes,  as  well  as  between  the
numbers  of  actinomycetes  and  bacteria.  A  tendency  for  periodical  fluctuations  of  the  populations  of  some
groups  of  microorganisms  with  a  period  of  seven  days  was  recorded.
 7  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  М  1,  с.  98-103
 БИОЛОГИЯ
 ПОЧВ
 УДК  541.127+517.215+631.4
 О  МЕТОДИКЕ  ОПРЕДЕЛЕНИЯ  КАТАЛАЗНОЙ  АКТИВНОСТИ  ПОЧВ
 ©  2005  г.  К.  А.  Мартиросян,  М.  Г.  Геворкян
 Химический  факультет  Ереванского  государственного  университета,  375025
Армения,  Ереван,  ул.  Алека  Манукяна,  1
Поступила  в  редакцию  28.03.2002  г.
 При  стерилизации  почв  происходит  инактивация  каталазы  и  сложные  превращения  органических
компонентов  почв  с  образованием  веществ,  реагирующих  с  Н202  с  возникновением  титруемых  гид¬
ропероксидов  и  поглощением  02.  Необходимо  исключить  термообработку  почв  и  ингибировать  ка¬
талазу  под  действием  специфических  ингибиторов,  индифферентных  к  остальным  компонентам  си¬
стемы.  Кинетика  каталазной  реакции  обыкновенного  чернозема  при  30°С  и  [Н202]  <1.2  моль/л
удовлетворяет  уравнению  Михаэлиса-Ментен  с  постоянными  Ѵт  =  2.84  млО2/мин/0.5  г  почвы  и
Кт  =  0.27  моль/л.  Гидроксиламин  сернокислый  ингибирует  действие  почвенной  каталазы  по  некон¬
курентному  механизму  с  Kt  =  4.4  х  10_3  моль/л,  а  мочевина  вызывает  замедление,  но  не  ингибирова¬
ние  процесса.
 ВВЕДЕНИЕ
 В  процессах  превращения  веществ  и  энергии  в
почве  важную  роль  играют  оксиредуктазы,  в  ча¬
стности,  каталаза  и  пероксид  аза  [2,  17].
 При  автоокислении  многих  органических  ве¬
ществ  в  организмах,  а  также  в  почвах  в  значи¬
тельных  количествах  образуются  Н202,  пергид-
 роксильный  НОО-,  а  также  супероксидный  02  -
радикалы,  что  может  привести  к  неуправляемым
радикальным  и  окислительным  процессам,  нару¬
шающим  нормальный  обмен  веществ  и  представ¬
ляющим  опасность  для  организмов  [2,  9,  15,  17].
Эти  активные  радикалы  уничтожаются  специ¬
альным  ферментом  -  супероксиддисмутазой
(СОД):
 2Н00'^~Н202  +  02,
 202  -555*  0\  +  02,
 02’  +  2Н+—►  Н202,
 а  Н202  разрушается  под  действием  каталазы  и  пе-
роксидазы  по  уравнениям:
 2Н202  каталаза.  2Н20  +  02,
 2АН  +  Н202  пероксидаза-  А-А  +  2НА
 где  АН  -  субстрат  -  восстановитель,  а  А-А  -  про¬
дукт  его  окисления.
 Простетической  группой  каталазы  и  перокси-
дазы  является  гем-1,3,5,8-тетраметил-2,4-диви-
нил-6,7-дипропионовокислый  порфин  [15].  Гем¬
содержащие  белки  и  ферменты  обладают  разно¬
 образным  физиологическим  действием  и
участвуют  во  многих  процессах,  происходящих  в
животных  и  растительных  организмах,  а  конфор¬
мация  белка  определяет  специфичность  процесса
[9,  15].
 В  стандартных  методах  определения  каталаз¬
ной  активности  почв  считается,  что  Н202  в  при¬
сутствии  почвы  разлагается  под  каталитическим
действием  биологического  (каталаза)  и  не  биоло¬
гических  катализаторов  (переменно-валентные
катионы).  Для  учета  расхода  субстрата  под  дейст¬
вием  небиологических  катализаторов  в  почвен¬
ной  энзимологии  принято  проводить  контроль¬
ные  измерения  расхода  Н202  в  суспензиях  сте¬
рильной  (то  есть  нагретой  при  180°С  в  течение
трех  часов)  почвы  [2,17].  Каталазную  активность
почвы  определяют  по  разности  скоростей  выде¬
ления  02  или  расхода  Н202  при  его  взаимодейст¬
вии  с  нестерильной  и  стерильной  почвами  [2,17].
 Однако  каталазная  активность  различных
почв,  определенная  по  принятым  методикам,  при¬
водит  к  противоречивым  результатам.  Кинетика
действия  почвенной  каталазы  изучалась  по  на¬
чальным  скоростям  и  путем  интегрального  ана¬
лиза  скорости  образования  02  [13].  Показано,  что
интенсивность  ферментативного  процесса  в  поч¬
ве  со  временем  уменьшается.  Сделано  предполо¬
жение  об  инактивации  фермента  под  действием
субстрата;  для  учета  инактивации  фермента
предложено  определять  каталазную  активность
почвы  не  один,  а  два  раза  через  30  и  60  сек.  В  ра¬
боте  Машли  с  соавт.  [22]  сопоставлены  опреде¬
ленные  различными  методами  активности  ката¬
лазы  в  водных  растворах  и  показано,  что  данные
газометрического  метода  составляют  ~40%  от
данных  титрометрического.  Предполагается,  что
 98

О  МЕТОДИКЕ  ОПРЕДЕЛЕНИЯ  КАТАЛАЗНОЙ  АКТИВНОСТИ  ПОЧВ
 99
 избыток  Н202  в  реакционной  смеси  инактивирует
каталазу  [21].  В  работе  Фейнштейна  [18]  в  каче¬
стве  субстрата  каталазы  предлагается  использо¬
вать  перборат  натрия,  который  в  водных  раство¬
рах  разлагается  с  образованием  “постоянно  ма¬
лой  концентрации  настоящего  субстрата
каталазы  -  Н202”.  Однако  для  количественных
исследований  вряд  ли  целесообразно  использо¬
вать  NaB03.
 Разработан  метод  определения  активности  ка¬
талазы  почвы  с  использованием  пербората  в  ка¬
честве  субстрата  в  реакционной  смеси  [14].  При
этом  для  остановки  реакции  через  5  минут  взаи¬
модействия  Н202  с  почвой,  а  также  для  определения
расхода  Н202  по  неферментативному  пути  каталазу
инактивируют  одномолярным  раствором  H2S04.
Однако  обработка  почвы  H2S04  =  1  моль/л  может
вызвать  не  только  инактивацию  каталазы,  но
также  и  деструкцию  органического  компонента
почвы  с  образованием  веществ,  способных  взаи¬
модействовать  с  Н202,  что  может  привести  к  не¬
корректным  данным.
 Изучена  кинетика  разложения  пероксида  во¬
дорода  препаратом  каталазы,  культурами  микро¬
организмов  и  другими  природными  объектами  с
применением  различных  предварительных  обра¬
боток  [16].  Сделано  предположение,  что  в  таеж¬
ных  ландшафтах  уровень  биогенной  составляю¬
щей  каталазной  активности  почв  обусловлен  в
большой  степени  активностью  бактериального,  а
не  грибного  пула.
 В  работах  [4,  6]  нами  было  показано,  что  в
процессе  стерилизации  почвы  происходит  не
только  инактивация  ферментов,  но  также  и  дест¬
рукция  органических  компонентов  почвы  с  обра¬
зованием  веществ,  взаимодействующих  с  Н202  с
возникновением  титруемых  гидропероксидов  (ГП)
и  поглощением  02  (третий  путь  расхода  Н202).  В
этих  условиях  измеряется  скорость  расхода  Н202
или  выделения  02,  будучи  алгебраической  сум¬
мой  указанных  сложных  процессов,  приводит  к
противоречивым  результатам.  При  этом  ско¬
рость  каталазной  реакции  почв,  а  также  концент¬
рационный  интервал  субстрата,  в  котором  приме¬
нимо  уравнение  Михаэлиса-Ментен  (то  есть  в  ко¬
тором  превалирует  ферментативный  процесс),  в
случае  использования  разных  методов  не  совпа¬
дают  [7].  Поскольку  колориметрический  метод
специфичен  для  Н202  [10],  а  перманганатометри¬
чески  титруются  все  имеющиеся  в  пробе  ГП,  в
том  числе  и  не  прореагировавший  Н202  и  ГП,  об¬
разовавшиеся  при  взаимодействии  Н202  с  органи¬
ческими  компонентами  почвы,  то  по  разности  ко¬
лориметрически  и  перманганатометрически  опре¬
деленных  скоростей  образования  и  распада  ГП  [4].
 Установлено,  что  относительная  доля  расхода
Н202  по  третьему  пути  увеличивается  в  почвах  с
 низкой  биологической  активностью,  а  также  с
глубиной  [7,  20].  При  этом  за  счет  преобладания
побочных  процессов  кинетические  кривые  взаи¬
модействия  Н202  с  почвами  становятся  S-образ¬
ными,  а  в  некоторых  случаях  “скорость  фермен¬
тативного  процесса”  оказывается  отрицатель¬
ной.  Следовательно,  для  объективной  оценки
активности  почвенной  каталазы  необходимы  но¬
вые  подходы.  Поскольку  причиной  искажения
данных  каталазной  активности  почв  является  ее
стерилизация,  возникает  необходимость  исклю¬
чить  термообработку  почвы  и  инактивировать
каталазу  специфическими  ингибиторами.
 Во-первых,  целесообразно  установление  кон¬
центрационной  области  субстрата,  в  которой
применимо  уравнение  Михаэлиса-Ментен,  а  так¬
же  определение  различными  методами  значение
констант  этого  уравнения,  что  позволит  оценить
соотношение  ферментативного  и  побочных  про¬
цессов  при  взаимодействии  Н202  с  различными
типами  почв.
 Во-вторых,  необходим  подбор  специфических
высокоэффективных  ингибиторов  почвенной  ка¬
талазы,  индифферентных  к  остальным  компо¬
нентам  системы,  и  изучение  в  их  присутствии  в  ус¬
ловиях  применимости  уравнения  Михаэлиса-
Ментен  кинетики  ингибирования  почвенной  ка¬
талазы.
 В  работе  [3]  перманганатометрически  и  коло¬
риметрически  изучена  кинетика  ингибирования
каталазной  реакции  горной  каштановой  почвы
(1  г  почвы  +  10  мл  водной  фазы)  под  действием
H2S04  (H2S04  <  0.025  моль/л),  а  также  колоримет¬
рически  под  действием  ингибитора  каталазы  в
водных  растворах  -  гидроксиламина  сернокисло¬
го  (ГА)  [1].  Использование  H2S04  в  качестве  инги¬
битора  обусловлено  тем,  что  распад  Н202  катала¬
зой  осуществляется  под  действием  кислотно-ос¬
новных  групп  активного  центра  фермента,
проявляющих  свойства  донора  и  акцептора  про¬
тона  [12].  Показано,  что  в  обоих  случаях  ингиби¬
рование  неконкурентное  и  рассчитаны  соответст¬
вующие  константы  ингибирования  [3].  Известно,
что  каталазы  из  различных  природных  источни¬
ков  состоят  из  слабо  связанных  друг  с  другом  че¬
тырех  субъединиц,  каждая  из  которых  в  качестве
простетической  группы  содержит  гем-группу
[15].  Под  воздействием  различных  агентов,  в  том
числе  и  мочевины  [23],  происходит  диссоциация
нативной  каталазы  на  мономеры.  Последние  про¬
являют  пероксидазную,  но  не  каталазную  актив¬
ность  [23].  Учитывая,  что  каталаза  -  металло-
фермент,  для  инактивации  почвенной  каталазы
использован  также  ЭДТА.  Показано,  что  ЭДТА
и  мочевина  ингибируют  процесс  выделения  02  при
взаимодействии  Н202  с  выщелоченным  черноземом
по  неконкурентному  механизму  соответственно  с
Кі  =  3.3  х  10"3  моль/л  и  Kt  =  0.34  моль/л  [5].  Такое
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 7*

100
 МАРТИРОСЯН,  ГЕВОРКЯН
 ДГ0
 Рис.  1.  Зависимость  начальной  скорости  каталазной
реакции  обыкновенного  чернозема  (AVq)  от  концент¬
рации  Н2О2.
 высокое  значение  кажущейся  константы  ингиби¬
рования  мочевиной  объяснено  иммобилизован-
ностью  почвенной  каталазы,  уменьшающей,  как
и  в  случае  трипсина  и  его  производных,  чувстви¬
тельность  фермента  к  действию  мочевины  [19].
Приведенные  немногочисленные  результаты  [3,
5]  показывают  перспективность  предложенного
подхода  при  определении  каталазной  активности
почв  и  могут  служить  основой  для  проведения  но¬
вых  исследований  в  этой  области.
 Целью  данной  работы  является  изучение  ки¬
нетики  каталазной  реакции  обыкновенного  чер¬
нозема  -  в  отсутствие  и  присутствии  ингибиторов
каталазы  гидроксиламина  сернокислого  и  моче¬
вины.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ
 Исследование  проведено  на  образцах  обыкно¬
венного  чернозема  Армении  (район  Арагацотн),
приготовленных  принятым  в  почвенной  энзимо-
 Таблица  1.  Значения  постоянных  уравнения  Михаэлиса-
Ментен  каталазной  реакции  обыкновенного  чернозема
(г  =  30°С,  погрешность  определения  ±5%)
 Координаты  уравнений
 Параметр
 Лайнуивера-
 Берка
 Иди
 Вульфа-
 Хейнса
 Ѵт,  отн.  ед.,  мл
 2.86
 2.84
 2.82
 О^/мин/0.5  г  почвы
 Кт,  моль/л
 0.26
 0.28
 0.27
 логии  способом  [2,  17].  Почва  -  горный  обыкно¬
венный  чернозем  (гор.  А,  0-15  см)  среднесуглини¬
стого  гранулометрического  состава;  содержание
гумуса  6.1%,  pH  водной  суспензии  8.0;  сумма  по¬
глощенных  оснований  37.5  мг-экв/100  г  почвы,
легкогидролизуемый  азот  0.6,  подвижный  фосфор
(по  Мачигину)  2.4,  обменный  калий  34  мг/100  г  поч¬
вы.  Горные  черноземы  характеризуются  высо¬
кой  биологической,  в  том  числе  и  каталазной  ак¬
тивностью  [2].
 Кинетика  каталазной  реакции  почвы  изуча¬
лась  газометрически  в  зависимости  от  времени  ее
взаимодействия  с  Н202.
 Газометрические  измерения  проведены  мето¬
дом  Галстяна  с  видоизмененным  реактором  (объ¬
ем  реактора  220  мл)  в  условиях  термостатирова-
ния  (t  =  30  ±  0.05°С)  и  постоянного  перемешива¬
ния  реакционной  смеси  со  скоростью  500  об/мин.
Было  показано,  что  скорость  выделения  02  по
мере  увеличения  скорости  перемешивания  до
500  об/мин  растет,  а  дальнейшее  ее  увеличение
уже  не  влияет  на  скорость  процесса.
 На  основании  полученных  данных  по  выделе¬
нию  02  при  взаимодействии  Н202  с  нестерильной
и  стерильной  почвами  строили  соответствующие
кинетические  кривые  и  определяли  начальные
скорости  процессов.  По  разности  показателей  не¬
стерильного  и  стерильного  образцов  почв  опре¬
деляли  начальную  скорость  каталазной  реакции
почв.
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 В  широкой  области  исходных  концентраций
субстрата  изучена  кинетика  выделения  02  при
взаимодействии  Н202  с  нестерильным  и  стериль¬
ным  образцами  обыкновенного  чернозема  и  рас¬
считаны  начальные  скорости  каталазной  реак¬
ции  при  различных  концентрациях  субстрата.
Оказалось,  что  при  Н202  <1.2  моль/л  кинетичес¬
кие  данные  удовлетворяют  уравнению  Михаэли-
са-Ментен  (рис.  1).  Линеаризация  этих  данных  в
координатах  Лайнуивера-Берка,  Иди  и  Вульфа-
Хейнса  позволила  рассчитать  значения  постоян¬
ных  Ѵт  и  Кт  (табл.  1).  Рассчитанные  при  исполь¬
зовании  различных  систем  координат  значения
постоянных  уравнения  Михаэлиса-Ментен  прак¬
тически  совпадают.
 Эти  данные  свидетельствуют  о  том,  что  в  ука¬
занных  условиях  относительная  доля  фермента¬
тивного  процесса  превалирует  над  побочными
процессами,  то  есть  изученная  нами  почва  харак¬
теризуется  достаточно  высокой  каталазной  ак¬
тивностью.
 В  этом  же  концентрационном  интервале  суб¬
страта  (S  <  1.2  моль/л)  изучена  кинетика  ингиби¬
рования  каталазной  реакции  исследуемой  почвы
под  действием  гидроксиламина  сернокислого.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

О  МЕТОДИКЕ  ОПРЕДЕЛЕНИЯ  КАТАЛАЗНОЙ  АКТИВНОСТИ  ПОЧВ
 101
 На  рис.  2  кинетические  данные  каталазной  ре¬
акции  обыкновенного  чернозема  в  отсутствие
(кривая  1)  ив  присутствии  различных  концентра¬
ций  ГА  (кривые  2-5)  представлены  в  координатах
двойных  обратных  величин.  Из  полученных  дан¬
ных  видно,  что  с  изменением  концентрации  инги¬
битора  (/)  меняется  только  значение  максималь¬
ной  скорости  реакции  (Ѵт),  а  значение  констан¬
ты  Михаэлиса  (Кт)  остается  постоянным.  Это
свидетельствует  о  том,  что  действие  ингибитора
(I)  ГА  в  изучаемом  процессе  подчиняется  меха¬
низму  неконкурентного  ингибирования  [8],  сле¬
довательно:
 Ѵт
 Ѵт(каж)  =  1  +  [іук- 	(1)
 где  Ѵт(каж)  -  кажущаяся  максимальная  скорость
процесса  при  данной  концентрации  ингибитора.
 Преобразуя  уравнение  (1),  получим
 ѵт(каж)  vm  KtVm
 Значения  1/Ѵт(каж)  определяли  по  отрезкам,  от¬
секаемым  на  оси  ординат  прямыми  при  соответ¬
ствующих  концентрациях  ГА.
 Из  линейной  зависимости  1/Ѵт(каж)  -[/]  рассчиты¬
вается  кажущаяся  константа  ингибирования  ката¬
лазной  реакции  обыкновенного  чернозема  под  дей¬
ствием  ГА.  Кі  оказалась  равной  4.35  х  10-3  моль/л.
 Представлением  кинетических  данных  в  коор¬
динатах  Диксона  (1/АѴ0  -  [/])  для  кажущейся  кон¬
станты  ингибирования  процесса  получено  значе¬
ние  Кі  =  4.4  х  10-3  моль/л.  Таким  образом,  рассчи¬
танные  различными  методами  значения  Kt
совпадают.
 Также  изучено  влияние  мочевины  на  скорость
изучаемого  процесса.
 Данные  по  влиянию  мочевины  на  начальную
скорость  выделения  02  в  обыкновенном  чернозе¬
ме  представлены  в  табл.  2.  Как  видно,  при  малых
концентрациях  мочевины,  меньшей  0.75  моль/л  с
ростом  ее  начальной  концентрации,  наблюдается
резкое  уменьшение,  а  при  концентрации  мочеви¬
ны  больше  0.75  моль/л  -  небольшое  и  незаконо¬
мерное  изменение  начальной  скорости  процесса.
 Таким  образом,  оказалось,  что  характер  влия¬
ния  мочевины  на  каталазную  реакцию  двух  под¬
типов  чернозема  различный:  в  обыкновенном
черноземе  в  отличие  от  выщелоченного  [5]  на¬
блюдается  лишь  уменьшение  скорости  процесса,
но  не  ингибирование  его.  При  этом  ингибирую¬
щий  эффект  мочевины  и  в  случае  выщелоченно¬
го  чернозема  значительно  слабее  (Kt  на  1-2  по¬
рядка  больше),  чем  ингибирующий  эффект  ЭДТА
в  этой  же  почве  [5],  а  также  действие  ГА  и  H2S04
в  горной  каштановой  почве  [3].  Интересно  отме-
 1/ДѴо
 1/S,  (моль/л)
 Рис.  2.  Кинетические  данные  по  инпібированпю  поч¬
венной  каталазы  при  различных  концентрациях  ГА
(хКГ3  моль/л);  1  -  0;  2  -  1.0;  3  -  2.0;  4  -  4.0;  5  -  8.0.
 тить,  что  все  использованные  ингибиторы  в  поч¬
ве  действуют  по  неконкурентному  механизму,  то
есть  они  не  влияют  на  стадию  образования  фер-
мент-субстратного  комплекса,  а  только  уменьша¬
ют  скорость  его  продуктивного  распада.
 Значения  Kt  использованных  ингибиторов,  за
исключением  мочевины,  (ЭДТА,  ГА,  H2S04)  не¬
зависимо  от  метода  изучения  кинетики  каталаз¬
ной  реакции,  а  также  типа  (или  подтипа)  почвы
находятся  в  пределах  от  3  х  10~3  до  23  х  10_3  моль/л
(табл.  3).  Известно,  что  значения  Кі  ферментов  в
водных  растворах  значительно  меньше  [11].  Это
различие  может  быть  обусловлено  адсорбцией
ингибиторов  почвой.
 Для  количественной  оценки  ингибирования
ферментов  в  водных  растворах  помимо  кон¬
стант  ингибирования  Kt  используют  также  ве¬
личину  /50,  то  есть  концентрацию  ингибитора
(см.  уравнение  2),  при  которой  происходит  50-
процентное  уменьшение  каталитической  актив¬
ности  фермента  [11].  При  этом  показано,  что  про¬
цесс  ингибирования  уреазы  рядом  ионов  двухва¬
лентных  металлов  не  зависит  от  концентрации
 Таблица  2.  Влияние  мочевины  на  начальную  скорость
выделения  02  (мл/мин/0.5  г  почвы)  в  образцах  несте¬
рильного  обыкновенного  чернозема  при  различных
концентрациях  субстрата  (г  =  30°С)
 Мочевина,
 моль/л
 Н202,  моль/л
 0.445
 0.697
 0
 375
 2.25
 0.5
 1.9
 1.5
 0.75
 1.26
 1.28
 1
 1.6
 1.35
 1.5
 1.05
 1.5
 1.75
 1.36
 1.63
 2.5
 1.02
 1.31
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

102
 МАРТИРОСЯН,  ГЕВОРКЯН
 Таблица  3.  Значения  констант  ингибирования  (Kj)  и  величин  ^50  (t  =  30°С)  каталазной  реакции  некоторых  почв
в  присутствии  различных  ингибиторов  (пояснения  относительно  /50  см.  в  тексте)
 Почва
 Ингибитор
 Метод*
 Кі
 ho
 [Н2О2]0
 Источник
 моль/л
 Горная
 H2S04  <  0.025  моль/л
 кл
 0.011
 0.018
 0.16
 [3]
 каштановая
 H2S04  <  0.025  моль/л
 пр
 0.023
 0.015
 0.16
 [3]
 ГА
 кл
 0.019
 0.029
 0.15
 [3]
 Выщелоченный
 ЭДТА
 гм
 0.0033
 0.0053
 0.17
 [5]
 чернозем
 Мочевина
 гм
 0.34
 0.42
 0.17
 [5]
 Обыкновенный
 ГА
 гм
 0.0044
 0.039
 0.2
 чернозем
 Мочевина
 гм
 -
 0.53
 0.445
 *  Методы  изучения  каталазной  реакции  почв:  кл  -  колориметрический,  пр  -  перманганатометрический,  гм  -  газометрический.
 фермента,  продолжительности  инкубации  с  рас¬
твором  соли  металла.
 В  случае  ингибирования  почвенной  каталазы  с
изменением  начальной  концентрации  субстрата
([Н2о2]0)/50  меняется,  причем  в  различных  систе¬
мах  по-разному.  Например,  при  газометрическом
методе  изучения  кинетики  ингибирования  ката¬
лазной  реакции  обыкновенного  чернозема  в  при¬
сутствии  ГА  с  увеличением  [Н202]о  ho  уменьшает¬
ся,  а  в  выщелоченном  черноземе  в  присутствии
ЭДТА  -  увеличивается  (рис.  3).
 С  целью  проверить  возможность  использова¬
ния  І5о  Для  количественной  характеристики  инги¬
бирования  почвенной  каталазы  в  табл.  3  пред¬
ставлены  полученные  нами  значения  и  /50  в  раз¬
личных  почвах  с  использованием  разных
ингибиторов  [3,  5].  Чтобы  исключить  влияние
[Н2О2]0  на  значение  /50,  сравнение  значений  Kt  и  /50
 Ѵі/Vq  х  100%
 Рис.  3.  Определение  значений  /50  на  основании  кине¬
тических  данных  по  ингибированию  каталазной  ре¬
акции  выщелоченного  чернозема  под  действием
ЭДТА  при  различных  начальных  концентрациях
субстрата  -  [Н2О2]0,  моль/л:  1  -  0.58;  2  -  0.47;  3  -  0.38;
4  -  0.285;  5  -  0.17;  6  -  0.09.
 проведено  при  достаточно  близких  (за  исключе¬
нием  обыкновенного  чернозема  в  присутствии
мочевины)  [Н2О2]0  =  0.15-0.2  моль/л.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Значения  К(  зависят  от  типа  почвы,  ингиби¬
тора,  а  также  от  метода  изучения  реакции.
 2. 	При  [Н2О2]0  =  0.2  моль/л  имеется  соответст¬
вие  между  значениями  К;  и  ho-  Однако  поскольку
значение  ho  неоднозначно  зависит  от  [Н2О2]0,  его
использование  для  характеристики  почвенной  ка¬
талазы  менее  целесообразно.
 3. 	Мочевина  не  является  специфическим  инги¬
битором  для  почвенной  каталазы.  При  газомет¬
рическом  методе  изучения  кинетики  каталазной
реакции  характер  влияния  мочевины  в  разных
подтипах  чернозема  различный:  в  выщелоченном
черноземе  наблюдается  ингибирование,  но  с  низ¬
ким  сродством  ее  к  ферменту  (высокие  значения
Кі),  а  в  обыкновенном  -  наблюдается  лишь  замед¬
ление  процесса.
 Имеющиеся  кинетические  данные  по  ингиби¬
рованию  почвенной  каталазы  для  выработки  ко¬
личественных  критериев  каталазной  активности
почв  недостаточны.  Поэтому  необходимы  даль¬
нейшие  исследования  с  целью  накопления  новых
количественных  данных.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Березовский  Ю.В.  Физико-химические  особеннос¬
ти  проявления  действия  изоферментов  //  Биофизи¬
ка.  1984.  Т.  29.  Вып.  3.  С.  370-371.
 2. 	Галстян  А.Ш.  Ферментативная  активность  почв
Армении  //  Тр.  НИИ  почвоведения  и  агрохимии
МСХ  Арм.  ССР,  Ереван:  Айастан,  1974.  Вып.  8.
275  с.
 3. 	Геворкян  М.Г.,  Бейлерян  Н.М.,  Асатурян  М.З.
Изучение  кинетики  ингибирования  каталазной  ак¬
тивности  горно-каштановой  почвы  Армении  под
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

О  МЕТОДИКЕ  ОПРЕДЕЛЕНИЯ  КАТАЛАЗНОЙ  АКТИВНОСТИ  ПОЧВ
 103
 влиянием  H2S04  и  гидроксиламина  сернокислого  //
Ученые  записки  ЕГУ.  1999.  №  1.  С.  59-64.
 4. 	Геворкян  М.Г.у  Галстян  А.Ш.,  Бейлерян  Н.М.  Вли¬
яние  различных  факторов  на  скорость  разложения
Н202  почвой  //  Ученые  записки  ЕГУ.  1983.  №  3.
С.  80-84.
 5. 	Геворкян  М.Г.у  Мартиросян  КА.  Кинетика  инги¬
бирования  каталазной  реакции  выщелоченного
чернозема  под  действием  ЭДТА  и  мочевины  //  Ин¬
формационные  технологии  и  управление.  Специ¬
альный  выпуск,  Ереван.  2001.  С.  86-88.
 6. 	Геворкян  М.Г.у  Налбандян  Дж.М.,  Бейлерян  Н.М.,
Абрамян  С.А.  Кинетика  хемилюминесценции  в  си¬
стеме  почва  -  Н202  //  Биолог,  журн.  Армении.
1983.  Т.  35.  X®  5.  С.  397^102.
 7. 	Геворкян  М.Г.,  Яврян  С.Ш.,  Галстян  А.Ш.,  Бейле¬
рян  Н.М.  Кинетика  выделения  кислорода  при  ка¬
талазной  реакции  в  горно-луговой  почве  //  Биолог,
журн.  Армении.  1984.  Т.  36.  X®  5.  С.  394—398.
 8. 	Келети  Т.  Основы  ферментативной  кинетики.  М.:
Мир,  1990.  398  с.
 9. 	Кнорре  Д.Г.,  Мызина  СД.  Биологическая  химия.
М.:  Высшая  школа,  1992.  416  с.
 10. 	Коростелев  П.П.  Приготовление  растворов  для
химических  аналитических  работ.  М.:  Наука,  1964.
275  с.
 11. 	Медянцева  3.77.,  Вертлиб  М.Г.,  Будников  Г.К.  Ио¬
ны  металлов  как  эффекторы  ферментов  //  Успехи
химии.  1998.  Т.  67.  X®  3.  С.  252-260.
 12. 	Нагиев  Т.М.  Механизм  каталазной  реакции  //  Ве¬
стник  Моек,  ун-та.  Сер.  2,  химия.  1990.  Т.  31.  №  3.
С.  237-245.
 13. 	Паников  Н.С.,  Алиев  Р.А.У  Ванярхо  B.A.f  Воробье¬
ва  ЕЛ.у  Хлебникова  Г.М.  Кинетика  действия  поч¬
 венной  каталазы  //  Вестник  Моек,  ун-та.  Сер.  17,
почвоведение.  1984.  X®  4.  С.  25-31.
 14. 	Петерсон  H.B.t  Курыляк  Е.К.,  Франнук  Е.К.  Оп¬
ределение  активности  каталазы  почв  //  Микробио¬
логический  журнал.  1984.  Т.  46.  X®  2.  С.  85-87.
 15. 	Пратт  Дж.  Каталаза  и  пероксидаза  //  Методы  и
достижения  бионеорганической  химии.  (Ред.  К.
Мак-Олифф).  М.:  Мир,  1978.  С.  194-228.
 16. 	Семиколенных  АЛ.  Каталазная  активность  почв
северной  тайги  (Архангельская  область)  //  Почво¬
ведение.  2001.  №  1.  С.  90-96.
 17. 	Хазиев  Ф.Х.  Методы  почвенной  энзимологии.  М.:
Наука,  1990.189  с.
 18. 	Feinstein  R.  Perborate  as  substrate  in  new  assay  of  cata¬
lase  //  J.  Biol.  Chem.  1949.  V.  180.  X®  3.  P.  1197.
 19. 	Gabel  D.  The  denaturation  by  urea  and  guanidinium
chloride  of  trypsin  and  N-acetylatedtrypsin  derivatives
bound  to  sephadex  and  agarose  //Eur.  J.  Biochem.  1973.
V.  33.  X®  2.  P.  348.
 20. 	Guevorkian  M.Gu.,  Beylerian  N.M.,  Yavrian  S.Sh.  Ki¬
netics  of  the  interaction  of  H202  with  natural  and  re¬
claimed  soline  soils  of  Ararat-plain  (Armenia)  //J.  Sur¬
face  Sci  Technol.  1995  (issue  1997).  V.  11.  X®  1^1.  P.  9-
20.
 21. 	Luck  H.  Inactivierung  der  katalasa  durch  H202.  Untersu-
chungen  bber  die  von  Enzyme  maximal  spaltbare
Menge  //  Biochem.  Z.  1957.  B.  329.  X»  2.  S.  165-174.
 22. 	Machly  A.C.,  Chance  B.  The  assay  of  catalase  and  per¬
oxidases//Methods  of  biochemical  analysis.  1957.  V.  1.
P.  357.
 23. 	Takeda  A.,  Nirano  K.,  Shiroga  Yo.f  Samejima  T.  On  the
denaturation  of  porcine  erythrocyte  catalase  with  alkali,
urea,  guanidine  hydrochloride  in  relation  to  its  subunit
structure  //  J.  Biochem.  1983.  V.  93.  J4®  4.  P.  967-975.
 On  the  Methodology  of  Determining  the  Catalase  Activity  of  Soils
 K.  A.  Martirosyan  and  M.  G.  Gevorkyan
 Sterilization  of  soils  results  in  the  inactivation  of  catalase,  complex  transformation  of  organic  components  with
the  formation  of  substances  reacting  with  H202,  production  of  titrated  hydroperoxides,  and  oxygen  absorption.
Thermal  treatment  of  soils  should  be  excluded,  and  specific  inhibitors  that  are  indifferent  to  the  rest  of  the  sys¬
tem  components  should  inhibit  catalase.  The  kinetics  of  the  catalase  reaction  of  an  ordinary  chernozem  at  30°C
and  an  [H202]  concentration  equal  to  or  less  than  1.2  mol/1  follows  the  Michaelis-Menten  equation  with  con¬
stant  Vm  (2.84  ml  O2/min/0.5  g  soil)  and  Km  (0.27  mol/1).  Hydroxylamine  sulfate  inhibits  the  action  of  soil  cat¬
alase  in  accordance  with  the  noncompetitive  mechanism  (Kt  =  4.4  x  10-3  mol/1).  Urea  retards  but  does  not  in¬
hibit  the  process.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Jfc  7,  с.  704-772
 АГРОХИМИЯ
И  ПЛОДОРОДИЕ  ПОЧВ
 УДК  631.466.1:631.417.2:631.8
 ИЗМЕНЕНИЕ  СВОЙСТВ  ПОЧВЫ  И  ПРОДУКТИВНОСТИ
АГРОЦЕНОЗОВ  ПРИ  ДЛИТЕЛЬНОМ  ПРИМЕНЕНИИ
РАЗЛИЧНЫХ  СИСТЕМ  УДОБРЕНИЙ
 ©  2005  г.  М.  Ф.  Овчинникова1,  Н.  Ф.  Гомонова2,  Г.  М.  Зенова2
 Учебно-опытный  почвенно-экологический  центр  МГУ  им.  М.В.  Ломоносова.
141592,  Московская  обл.,  Солнечногорский  р-н,  піо  Ударный
2Факулътет  почвоведения  МГУ  им.  М.В  Ломоносова.  119899,  М.,  Ленинские  горы
 Поступила  в  редакцию  07.04.2003  г.
 Длительное  применение  различных  систем  удобрений  на  дерново-подзолистой  почве  привело  к  со¬
зданию  агроэкосистем,  дифференцированных  по  характеристикам  химических,  биологических
свойств  почвы,  ее  гумусного  состояния,  структуры  актиномицетного  комплекса,  биопродуктивнос¬
ти.  Признаки  дифференциации  агроэкосистем  по  многим  показателям  сохранялись  в  период  после¬
действия  удобрений,  однако  были  менее  выраженными.
 Длительное  применение  различных  систем
удобрений  и  химических  мелиорантов  существен¬
но  влияет  на  продуктивность  агроценозов  и  свой¬
ства  почвы.  В  зависимости  от  состава,  свойств,
дозы  и  длительности  применения  агрохимичес¬
ких  средств  изменения  отдельных  показателей
почвенного  плодородия  могут  быть  как  позитив¬
ными,  так  и  негативными.  Для  оценки  эффектив¬
ности  систем  удобрений  и  экологических  послед¬
ствий  их  применения  необходима  комплексная
характеристика  показателей  биопродуктивности,
свойств  почвы  и  населяющих  ее  организмов.
 Нами  изучена  эффективность  минеральных,
известково-минеральных,  известково-органо-ми-
неральных  систем  удобрений  и  последствий  их
применения  на  основе  комплексной  характерис¬
тики  продуктивности  агроценозов,  химических,
биологических  свойств  почвы,  ее  гумусного  со¬
стояния,  особенностей  структурной  перестройки
микробного  сообщества  на  примере  актиноми¬
цетного  комплекса  как  специфичного  показателя
экологической  обстановки.
 МЕТОДИКА  ИССЛЕДОВАНИЙ
 Комплексные  исследования  выполнены  в  ста¬
ционарном  агрохимическом  опыте,  заложенном  в
1950  г.  на  территории  учебно-опытного  почвен¬
но-экологического  центра  МГУ  “Чашниково”
(Московская  обл.,  Солнечногорский  р-н).  Почва
дерново-подзолистая,  среднесуглинистая.  Почво¬
образующая  порода  -  покровный  суглинок,  под¬
стилаемый  красно-бурой  мореной.
 До  закладки  опыта  (1950  г.)  показатели
свойств  почвы  были  следующие:  pH  солевой  вы¬
тяжки  4.3;  pH  водной  вытяжки  5.1;  гидролитичес¬
кая  кислотность  4.7;  обменная  кислотность
 0.42  мг-экв  на  100  г  почвы;  подвижный  алюминий
 3.8 	мг/100  г  почвы;  сумма  поглощенных  основа¬
ний  3.7  мг-экв  на  100  г  почвы;  гумус  по  Тюрину
2.08%;  Р205  по  Кирсанову  5  мг/100  г  почвы;  К20  -
4  мг/100  г  почвы.
 С  1950  по  1991  гг.  в  почву  вносили  аммиачную
селитру,  хлористый  калий  и  двойной  суперфос¬
фат.  За  41  год  в  почву  внесено  в  кг/га
N3830P3160K3840;  проведено  5-кратное  извест¬
кование  по  1  гк  (1955,  1961,1969,1976,1987  гг.);  в
1983,  1987  и  1991  гг.  внесены  органические  удоб¬
рения  (навоз)  в  количестве  90  т/га  за  ротацию  се¬
вооборота.  С  1992  г.  по  настоящее  время  агрохи¬
мические  средства  не  применяли.  Исследование
проводили  в  вариантах  без  удобрений,  NK  и  NPK
на  трех  фонах:  1  -  контроль  (кислая  почва),  2  -  из¬
весть,  3  -  известь  +  навоз  (с  1984  г.).  С  1950  по
1991  гг.  исследование  проводили  в  4-польном  се¬
вообороте  с  чередованием  культур:  подсолнеч¬
ник  (кукуруза),  ячмень  (овес),  вико-овсяная
смесь,  озимая  пшеница  (озимая  рожь).  В  1994—
1996  и  2000  гг.  возделывали  многолетние  травы.
 Площадь  делянок  40  м2,  повторность  трех¬
кратная.  Продуктивность  агроценозов  оценивали
по  урожаю  зерна  ячменя  в  течение  7  ротаций  се¬
вооборота:  в  1974,  1981,  1985,  1989  гг.  -  в  период
применения  удобрений  и  в  1993,  1997,  1999  гг.  -  в
период  их  последействия.  Для  изучения  агрохими¬
ческих  свойств  и  гумусного  состояния  почвы  об¬
разцы  отбирали  один  раз  в  сезон  (в  июне),  для
изучения  биологических  свойств  -  три  раза  в  се¬
зон  по  фазам  вегетации  растений  (для  ячменя  -  в
фазы  цветения,  молочной  и  восковой  спелости).
Действие  удобрений  на  агрохимические  и  биоло¬
гические  свойства  характеризовали  по  усреднен¬
ным  данным  1985г.,  последействие  -  по  усреднен¬
 104

ИЗМЕНЕНИЕ  СВОЙСТВ  ПОЧВЫ  И  ПРОДУКТИВНОСТИ  АГРОЦЕНОЗОВ
 105
 ным  данным  и  1999  г.  (год  возделывания  ячменя);
для  характеристики  биологических  свойств  ис¬
пользовали  к  тому  же  среднесезонные  значения.
Показатели  фракционно-группового  состава  гу¬
муса  изучены  в  образцах  1984  и  2000  гг.,  характе¬
ристики  актиномицетного  комплекса  -  в  образ¬
цах  1985  и  1998  гг.  Детально  изучено  последействие
извести,  примененной  отдельно  и  в  сочетании  с  ми¬
неральными  удобрениями,  на  структуру  стрептоми-
цетного  и  актиномицетного  комплексов.
 В  образцах  почвы  определяли  pH  солевой  вы¬
тяжки  потенциометрическим  методом,  гидроли¬
тическую  кислотность  по  Каппену,  содержание
подвижного  фосфора  (Р205)  и  обменного  калия
(К20)  по  Кирсанову,  содержание  гумуса  по  Тюри¬
ну  в  модификации  Орлова,  Гриндель  [6]  и  Ники¬
тина  [5],  групповой  и  фракционный  состав  гумуса
по  Тюрину  в  модификации  Пономаревой  и  Плот¬
никовой  [7].  Гумусное  состояние  оценивали  по  си¬
стеме  показателей  Гришиной  и  Орлова  [2].  По¬
движность  системы  гумусовых  кислот  характери¬
зовали  по  соотношению  фракций  подвижных  и
прочносвязанных  с  минеральной  частью  почвы:
С[гк1  +  фк(1а  +  1)]/С[(гк  +  фк)2  +  3].  Оценку  на¬
пряженности  биологических  процессов  проводи¬
ли  по  интенсивности  разложения  клетчатки,  нит¬
рифицирующей  способности  почв,  активности
ферментов  -  аспарагиназы,  амилазы  и  дегидроге¬
назы  [8].  Для  характеристики  структуры  ком¬
плекса  актиномицетов  использовали  методику,
основанную  на  дифференцированном  учете  вы¬
деляемых  из  почвы  актиномицетов  и  применении
количественных  критериев  для  оценки  родовой  и
видовой  представленности  актиномицетов  в  поч¬
ве  -  индекса  разнообразия  Шеннона  [4],  коэффи¬
циента  сходства  Соренсена  [4],  пространственной
и  временной  частот  встречаемости  родов  и  видов
актиномицетов  [3].  Совместное  использование
последних  двух  показателей  позволяет  диффе¬
ренцировать  виды  в  комплексе  на  типичные  до¬
минирующие  (оба  показателя  превышают  50%),
типичные  частые  (оба  показателя  превышают
30%),  типичные  редкие  (пространственная  часто¬
та  встречаемости  более  30%,  временная  -  менее
30%)  и  случайные  (оба  показателя  менее  30%).
 Структура  комплекса  почвенных  актиномице¬
тов  определяется  составом  и  численностью  ти¬
пичных  родов  и  видов,  величиной  родового  и  ви¬
дового  спектров.  Использовали  традиционный
метод  поверхностного  посева  из  разведений  на
плотные  питательные  среды  -  казеин-глицерино-
вый  агар  и  среду  с  пропионатом  натрия  [3].
 РЕЗУЛЬТАТЫ  И  ОБСУЖДЕНИЕ
 В  результате  многолетнего  применения  мине¬
ральных  удобрений  на  кислой  дерново-подзолис¬
той  почве  по  фону  с  известью  и  фону  известь  +
 навоз  созданы  агроэкосистемы,  дифференциро¬
ванные  по  характеристикам  химических,  биоло¬
гических  свойств  почвы,  ее  гумусного  состояния,
величине  урожая  зерна  ячменя.  При  использова¬
нии  физиологически  кислых  азотно-калийных
удобрений  уже  в  первый  год  их  применения  на  не¬
известкованной  почве  зафиксирована  тенденция
к  усилению  неблагоприятных  природных  качеств
дерново-подзолистой  почвы,  что  проявилось
прежде  всего  в  повышении  кислотности,  особен¬
но  гидролитической  [1].  Через  35-39  лет  гидроли¬
тическая  кислотность  (Нг)  в  этом  варианте  воз¬
росла  в  1.8  раза,  а  величина  pH  солевой  умень¬
шилась  на  0.5  единиц  по  сравнению  с  вариантом  на
кислой  почве,  где  удобрения  не  применяли  (табл.  1).
Для  почвы  варианта  с  NK  характерны  ослабление
напряженности  биохимических  процессов  по
всем  изученным  показателям,  слабая  степень  гу¬
мификации  органического  вещества  на  фоне  не¬
значительного  преимущества  в  общем  уровне  гу¬
мусированное™,  существенное  повышение  по¬
движности  системы  гумусовых  кислот  (табл.  1,  2).
Высокая  чувствительность  к  изменению  условий
среды  отмечена  для  актиномицетов.  Длительное
применение  NK-удобрений  на  кислой  почве  при¬
вело  к  уменьшению  разнообразия  актиномицетов
(индекс  разнообразия  Шеннона  уменьшился,
табл.  1),  пространственной  и  временной  частот
встречаемости  видов  стрептомицетов  [3].  Уро¬
жаи  культур,  наиболее  чувствительных  к  кислот¬
ности,  начали  уменьшаться  с  11-го  года  примене¬
ния  NK-удобрений;  в  отдельные  годы  наблюда¬
лось  выпадение  культур  (в  том  числе  ячменя,
1985  г.)  во  всех  вариантах  на  кислой  почве.  В  пе¬
риод  применения  минеральных  удобрений  на  про¬
тяжении  трех  ротаций  севооборота  (1974,  1981,
1989гг.)  в  варианте  с  NK  отмечена  устойчивая
тенденция  к  уменьшению  урожая  зерна  ячменя  по
сравнению  с  вариантом  без  удобрений  на  кислой
почве  (табл.  3),  несмотря  на  преимущество  в
уровне  гумусированное™  и  обеспеченности  рас¬
тений  подвижным  калием.
 Применение  суперфосфата  в  составе  полного
минерального  удобрения  (NPK)  благодаря  связы¬
ванию  подвижных  соединений  алюминия  и  мар¬
ганца  [1]  способствовало  снижению  кислотности
(обменной  и  гидролитической),  повышению  раз¬
нообразия  актиномицетов  по  сравнению  с  вари¬
антом  NK,  активизации  биохимических  процес¬
сов  при  сопоставлении  с  обоими  вариантами  на
кислой  почве  (табл.  1).  Интенсивность  процессов,
связанных  с  превращением  азотсодержащих  ве¬
ществ  (нитрифицирующая  способность,  актив¬
ность  аспарагиназы),  возросла  на  43-55%  по  срав¬
нению  с  вариантом  без  минеральных  удобрений  и
на  69-71%  по  сравнению  с  вариантом  NK;  актив¬
ность  дегидрогеназы,  определяющей  направлен¬
ность  синтеза  и  распада  гумусовых  веществ,  соот¬
ветственно  на  34  и  56%;  интенсивность  разложе-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

106 	ОВЧИННИКОВА  и  др.
 Таблица  1.  Влияние  длительного  применения  удобрений  на  свойства  пахотного  слоя  дерново-подзолистой  поч¬
вы  (1985  г.)
 Показатель
 Кислая  почва
 Известь
 Известь  +  навоз
 НСР05
 О*
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 pH  солевой
 4.5
 4.0
 4.2
 5.7
 5.4
 5.5
 6.4
 5.8
 6.5
 0.4
 Нг,  мг-экв/100г
 3.6
 6.4
 5.6
 1.6
 2.6
 2.4
 1.6
 2.7
 2.6
 0.7
 К20,  мг/ІООг
 5.0
 21.5
 13.5
 3.3
 8.7
 10.7
 2.5
 16.2
 18.7
 1.3
 Р205,  мг/100г
 4.7
 3.7
 10.0
 5.0
 8.2
 18.5
 9.7
 12.0
 28.0
 2.0
 Гумус,  %
 1.9
 2.2
 2.0
 2.0
 2.3
 2.1
 2.8
 3.0
 3.3
 0.1
 Разложение  клетчатки,  %
 15
 8
 19
 17
 10
 22
 18
 15
 24
 3.9
 Нитрифицирующая  способность,
мг  N-NO3/100r
 3.1
 2.0
 6.9
 8.2
 8.2
 8.7
 11.2
 7.7
 13.2
 1.6
 Аспарагиназа,  мг  ННз/100г/24  ч
 3.9
 2.1
 6.8
 4.5
 6.4
 9.5
 4.8
 5.8
 10.0
 1.1
 Амилаза,  мг  мальтозы/1г/24  ч
 1.4
 0.9
 1.4
 1.5
 1.6
 1.7
 1.7
 2.0
 2.0
 0.2
 Дегидрогеназа,  мг  ТФФ/100г/24  ч
 2.1
 1.4
 3.2
 2.5
 1.8
 3.8
 3.6
 4.2
 6.2
 0.6
 Разнообразие  актиномицетов,  Н
 1.6
 1.2
 1.6
 2.4
 2.0
 2.0
 2.1
 1.6
 2.5
 0.2
 *  Здесь  и  далее  О  -  вариант  без  минеральных  удобрений.
 Таблица  2.  Влияние  34-летнего  применения  удобрений  на  некоторые  показатели  фракционно-группового  соста¬
ва  гумуса  в  зависимости  от  фона  (гор.  А  пах).  Данные  1984  г.
 Показатель
 Кислая  почва
 Известь
 Известь  +  навоз
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 С  общ,  %
 1.09
 1.26
 1.17
 1.14
 1.36
 1.23
 1.62
 1.76
 1.93
 С  гк,  %  от  С  общ
 21.1
 19.0
 23.0
 21.9
 23.5
 28.4
 25.0
 24.2
 26.5
 С  гк  :  С  фк
 0.51
 0.59
 0.55
 0.58
 0.67
 0.78
 0.69
 0.73
 0.71
 Тип  гумуса
 гуматно-фульватный
 С  гкі,  %  от  С  гк
 52.1
 62.3
 51.7
 50.0
 43.2
 37.0
 48.0
 48.8
 41.5
 С  гк2,  %  от  С  гк
 17.5
 20.9
 18.7
 26.8
 25.4
 34.5
 26.0
 28.5
 33.6
 С[гк1  +  фк(1а  +  1)]
С[(гк  +  фк)2  +  3]
 1.06
 1.70
 1.30
 0.97
 0.94
 0.82
 0.94
 1.01
 0.73
 Таблица  3.  Урожай  зерна  ячменя  в  периоды  длительного  применения  и  последействия  удобрений  (ц/га)
 Год
 Кислая  почва
 Известь
 Известь  +  навоз
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 1974
 3.9
 2.4
 7.0
 8.0
 20.2
 25.6
 Не  опр.
 1981
 4.0
 2.5
 14.5
 7.0
 22.4
 29.0
 »
 1985
 выпад
 5.2
 14.3
 16.6
 13.5
 15.3
 18.2
 1989
 3.5
 3.2
 8.6
 14.0
 12.4
 20.5
 23.1
 26.3
 28.5
 1993
 5.8
 0.6
 9.2
 10.8
 8.2
 16.4
 16.5
 20.0
 30.2
 1997
 6.2
 0.4
 8.4
 14.4
 9.0
 20.6
 14.2
 10.2
 24.0
 1999
 4.6
 3.6
 12.6
 16.8
 8.6
 20.4
 18.2
 18.6
 29.6
 НСР05  2.2  (для  сравнения  частных  средних)
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ИЗМЕНЕНИЕ  СВОЙСТВ  ПОЧВЫ  И  ПРОДУКТИВНОСТИ  АГРОЦЕНОЗОВ
 107
 ния  клетчатки  -  на  17  и  56%.  Можно  полагать,
что  отмеченная  в  варианте  NPK  тенденция  к  воз¬
растанию  степени  гумификации  органического
вещества  по  сравнению  с  другими  вариантами  на
кислой  почве  (табл.  2)  является  следствием  более
высокой  напряженности  биохимических  процес¬
сов.  Положительные  изменения  свойств  почвы  в
варианте  NPK  благоприятствовали  формирова¬
нию  более  высокого  урожая  ячменя,  превысив¬
шего  соответствующие  величины  в  других  вари¬
антах  на  кислой  почве  в  2.5-5.6  раза  (табл.  3).
 Следует,  однако,  отметить,  что  суперфосфат
полностью  не  снимал  отрицательное  действие  по¬
вышенной  кислотности,  вызванное  длительным
применением  NK-удобрений:  реакция  почвенной
вытяжки  оставалась  сильнокислой,  показатели
гидролитической  кислотности  и  подвижности  си¬
стемы  гумусовых  кислот  были  выше,  чем  в  вари¬
анте  без  удобрений  (табл.  1,  2).  Эффективным
средством  нейтрализации  избыточной  кислотно¬
сти  дерново-подзолистых  почв,  как  природной,
так  и  вызванной  длительным  применением  физи¬
ологически  кислых  минеральных  удобрений,  яв¬
ляется  известкование.  После  4-кратного  извест¬
кования  в  дозе  по  1  гк  с  интервалом  в  6-8  лет  во
всех  вариантах  отмечены  слабокислая  или  близ¬
кая  к  нейтральной  реакция  среды;  2-3-кратное
уменьшение  показателей  гидролитической  кис¬
лотности;  активизация  биологической  деятельно¬
сти  (табл.  1).  Интенсивность  отдельных  звеньев
ферментативных  процессов  возросла  на  10-76%
по  сравнению  с  соответствующими  вариантами
на  кислой  почве,  при  этом  максимальный  эффект
в  большинстве  случаев  наблюдали  в  варианте
NK.  В  вариантах  с  минеральными  удобрениями  на
известкованном  фоне  снизилась  подвижность  гу¬
мусовых  кислот  (в  1.6-1.8  раза),  возросла  степень
гумификации  органического  вещества,  повыси¬
лось  соотношение  Сгк:  Сфк  (от  0.55-0.59  до  0.67-
 0.78)  без  изменения  типа  гумуса  (табл.  2).  Среди
фракций  гуминовых  кислот  наиболее  четко  вы¬
раженной  реакцией  на  изменение  агрофона  ха¬
рактеризуются  фракции  ГК1  и  ГК2.  Во  всех  вари¬
антах  известкованного  фона  в  сравнении  с  соот¬
ветствующими  вариантами  неизвесткованного
фона  содержание  ГК1  уменьшилось  от  52-62  до
37-50%,  в  то  же  время  содержание  агрономичес¬
ки  ценной  фракции  гуматов  возросло  от  18-21  до
25-35%  от  суммы  ГК.  Положительное  влияние
извести  на  процесс  накопления  гумуса  во  всех  ва¬
риантах  наблюдалось  в  основном  в  виде  тенден¬
ции.
 Известкование  способствовало  существенно¬
му  увеличению  разнообразия  выделяемых  акти-
номицетов  (табл.  1),  что  связано,  очевидно,  с  их
кальциефильностью  [3].  В  актиномицетном  ком¬
плексе  известкованной  почвы  выявлены  предста¬
вители  рода  Mikromonospora,  которые  не  были
обнаружены  в  образцах  кислой  почвы.  Для  изве¬
 сткованной  почвы  характерно  увеличение  числа
и  изменение  состава  доминантных  и  часто  встре¬
чающихся  видов,  расширение  видового  спектра
представителей  комплекса,  широкое  распростра¬
нение  вида  стрептомицетов  Streptomyces  roseolila-
ceus.  В  известкованной  длительно  удобряемой
почве  изменяется  соотношение  типичных  и  ред¬
ких  видов  [3].
 Среди  вариантов  известкованного  фона  по  ря¬
ду  показателей  гумусного  состояния  и  биологиче¬
ской  активности  (табл.  1,  2)  сохраняется  преиму¬
щество  варианта  с  полным  минеральным  удобре¬
нием.
 При  совместном  применении  извести  и  навоза
наблюдалось  повышение  уровня  гумусированно-
сти  почвы  на  30-57%  по  сравнению  с  известко¬
ванным  фоном  и  на  40-65%  по  сравнению  с  неиз-
весткованным  фоном  (табл.  2).  Наибольший  эф¬
фект  (57  и  65%)  получен  при  использовании
полного  минерального  удобрения,  наименьший
(30  и  40%)  -  в  варианте  с  NK.  Существенного  из¬
менения  состава  и  подвижности  гумусовых  кис¬
лот  во  всех  вариантах  фона  известь  +  навоз  в
сравнении  с  известкованным  фоном  не  отмечено.
 Изменения  в  структуре  актиномицетного  ком¬
плекса  при  совместном  применении  извести  и  на¬
воза  прослежены  лишь  на  уровне  случайных,  ред¬
ких  и  иногда  частых  видов  [3].
 Заметная  активизация  отдельных  звеньев
ферментативных  процессов  во  всех  вариантах
фона  известь  +  навоз  в  сравнении  с  соответствую¬
щими  вариантами  известкованного  фона  просле¬
жена  в  отношении  амилазы,  катализирующей
превращение  богатых  углеводами  органических
соединений,  и  дегидрогеназы,  катализирующей
превращение  гумусовых  веществ.  Оба  фермента
являются  диагностическими  показателями  уров¬
ня  гумусированности  почвы  [9].  Среди  вариантов
фона  известь  +  навоз  наиболее  высоким  уровнем
биологической  активности  по  большинству  изу¬
ченных  показателей  характеризуется  вариант  с
NPK  (табл.  1).
 Для  агроценоза,  созданного  при  длительном
применении  полного  минерального  удобрения  в
сочетании  с  периодическим  известкованием  и
внесением  органических  удобрений,  характерны
наиболее  высокие  величины  урожая  зерна  ячме¬
ня  (табл.  3),  достигнутые  благодаря  сочетанию
оптимальных  параметров  показателей  кислотно¬
сти,  содержания  гумуса,  его  качества,  обеспечен¬
ности  растений  элементами  минерального  пита¬
ния,  показателей  биологической  активности  и  би¬
оразнообразия  актиномицетного  комплекса
(табл.  1,2).
 Различия  между  агроэкосистемами  по  многим
изученным  показателям  сохранялись  и  после  от¬
мены  агрохимических  средств.  На  неизвесткован¬
ной  почве  негативное  последействие  NK-удобре-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

108 	ОВЧИННИКОВА  и  др.
 Таблица  4.  Последействие  длительного  применения  удобрений  на  свойства  дерново-подзолистой  почвы
(гор.  А  пах).  Данные  2000  г.
 Показатель
 Кислая  почва
 Известь
 Известь  +  навоз
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 О
 NK
 NPK
 pH  солевой
 4.3
 4.0
 4.1
 6.6
 6.5
 6.6
 6.7
 6.7
 6.7
 Нг,  мг-экв/100  г
 3.7
 6.2
 5.7
 1.2
 1.3
 1.2
 1.0
 1.2
 1.1
 К20,  мг/100  г
 4.9
 14.1
 14.7
 11.0
 16.4
 15.8
 5.7
 14.2
 14.3
 Р205,  мг/100  г
 5.0
 4.3
 13.8
 6.0
 6.2
 16.9
 9.0
 7.0
 22.1
 Гумус,  %
 2.0
 2.0
 2.2
 2.3
 2.3
 2.4
 3.0
 3.1
 3.2
 Разложение  клетчатки,  %
 17
 12
 19
 19
 13
 24
 19
 19
 28
 Нитрифицирующая  способность,
мг  N-NCtylOOr
 3.2
 2.4
 7.4
 8.0
 8.6
 9.3
 11.6
 12.8
 13.9
 Аспарагиназа,  мг  NH3/100r/24  ч
 9.0
 8.9
 7.2
 10.0
 9.8
 10.4
 12.4
 12.8
 15.2
 Амилаза,  мг  мальтозы/1г/24  ч
 1.4
 1.2
 1.6
 1.6
 1.8
 1.8
 1.8
 2.1
 2.2
 Дегидрогеназа,  мг  ТФФ/100г/24  ч
 3.2
 2.6
 6.3
 2.9
 2.0
 6.0
 4.2
 4.8
 7.5
 Разнообразие  актиномицетов,  Н
 1.4
 1.3
 1.3
 1.4
 2.3
 1.4
 1.5
 1.7
 1.6
 ний  на  показатели  кислотности  четко  прослежи¬
валось  по  крайней  мере  на  протяжении  6-8  лет,
что  препятствовало  формированию  полноценно¬
го  урожая  ячменя  в  этом  агроценозе.  Отмена  NK-
удобрений  заметно  активизировала  процесс  раз¬
ложения  клетчатки,  деятельность  аспарагиназы,
амилазы  и  дегидрогеназы,  однако  уровень  актив¬
ности  этих  ферментов  (кроме  аспарагиназы)  ос¬
тавался  ниже  по  сравнению  с  другими  вариантами
на  кислой  почве.  По  многим  показателям  биоло¬
гической  активности  почвы  (кроме  активности
аспарагиназы)  после  отмены  минеральных  удоб¬
рений  преимущество  сохранялось  за  вариантом  с
последействием  NPK  (табл.  4).
 Положительное  последействие  извести,  а  так¬
же  извести  в  сочетании  с  органическими  удобре¬
ниями  на  показатели  биологической  активности
почвы  (за  исключением  активности  дегидрогена¬
зы  по  фону  с  известью)  в  сравнении  с  соответст¬
вующими  вариантами  на  кислой  почве  прослежи¬
валось  через  10-12  лет  после  проведения  послед¬
него  (пятого)  известкования  и  через  6-8  лет  после
внесения  навоза  в  известкованную  почву.  Разли¬
чия  между  известкованными  и  неизвесткованны¬
ми  вариантами  в  период  последействия  извести  и
органических  удобрений  по  сравнению  с  перио¬
дом  их  применения  оставались  на  прежнем  уров¬
не  либо  незначительно  уменьшались,  в  отдель¬
ных  случаях  усиливались.
 В  период  последействия  извести  и  минераль¬
ных  удобрений  сохранялась  дифференциация
свойств  почвы  по  характеристикам  актиномицет-
ного  комплекса;  отмечена  относительная  устой¬
чивость  структуры  комплекса  каждого  агрофона.
В  кислой  почве  структура  актиномицетного  ком¬
плекса  практически  не  изменилась  на  протяже¬
 нии  14  лет  (с  1985  по  1998  гг.):  доминирующими
остаются  виды  стрептомицетов,  принадлежащих
к  секции  Cinereus  сериям  Achromogenes,  Chromo¬
genes,  Chrysomallus,  Violaceus;  секции  Albus  и  /m-
perfectus.  Отличия  структуры  комплекса  почвен¬
ных  стрептомицетов  в  вариантах  с  минеральны¬
ми  удобрениями  на  кислой  почве  от  структуры
комплекса  варианта  без  удобрений  по  таким  по¬
казателям,  как  состав  типичных  доминантных  и
типичных  частых  видов,  соотношение  доминант¬
ных  и  случайных  видов,  видовой  спектр  стрепто¬
мицетов,  сохранялись  после  отмены  минераль¬
ных  удобрений,  однако  в  значительной  мере  сгла¬
живались,  что  проявлялось  в  более  редкой  смене
доминантных  видов  в  структуре  комплекса  (рис.  1).
 Характерные  особенности  структуры  актино¬
мицетного  комплекса  известкованной  почвы  -
появление  типичного  доминирующего  рода  Мі-
cromonospora  (в  дополнение  к  типичному  домини¬
рующему  роду  Streptomyces),  частое  и  обильное
выделение  других  родов  (Actinomadura,  Saccha-
ropolyspora,  Streptosporangium)  -  сохранялись,  по
крайней  мере,  на  протяжении  11  лет  после  прове¬
дения  последнего  известкования  (рис.  2).  Измене¬
ния  таксономического  состава  актиномицетного
комплекса  в  вариантах  с  минеральными  удобре¬
ниями  на  известкованном  фоне  после  отмены
удобрений  также  сохранялись,  однако  имели  ме¬
нее  выраженный  характер  по  сравнению  с  перио¬
дом  интенсивного  применения  удобрений.
 После  отмены  внесения  удобрений  между  из¬
весткованными  и  неизвесткованными  варианта¬
ми  сохранялись  существенные  различия  показа¬
телей  содержания  и  состава  гумусовых  кислот,
обусловленные  особенностями  их  трансформа¬
ции  в  зависимости  от  фона.  В  вариантах  известко-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ИЗМЕНЕНИЕ  СВОЙСТВ  ПОЧВЫ  И  ПРОДУКТИВНОСТИ  АГРОЦЕНОЗОВ 	109
 Рис.  1.  Структура  комплекса  стрептомицетов  в  дерново-подзолистой  почве  в  период  последействия  удобрений.  I  -  Сі-
nereus  Achromogenes,  II  -  С.  Chromogenes,  III  -  C.  Chrysomallus,  IV  -  C.  Violaceus,  V  -  Albus  Albus,  VI  -  Helvolo-flavus  Hel-
volus,  VII  -  Roseus  Fradiae,  VIII  -  Imperfectus\  0  -  вид  не  обнаружен,  2  -  случайные  виды,  4  -  типичные  редкие  виды,  6  -
типичные  частые  виды;  К  -  контроль,  NK  -  азотно-калийное  удобрение,  NPK  -  полное  минеральное  удобрение,  КИ,
NKH,  NPKM  -  известкованные  варианты  опыта.
 ванного  фона  и  фона  известь  +  навоз  с  1984  по  С  общ),  увеличение  отношения  С  гк  :  С  фк  (от
2000  г.  отмечены  возрастание  размеров  накопле-  0.58-0.78  до  1.30-1.51)  со  сменой  гуматно-фуль-
ния  гуминовых  кислот  (от  22-28  до  30-38%  от  ватного  типа  гумуса  на  фульватно-гуматный,
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

по
 ОВЧИННИКОВА  и  др.
 Рис.  2.  Структура  комплекса  актиномицетов  в  дерново-подзолистой  почве  в  период  последействия  удобрений.  I  -
Sterptomyces,  II  - 	Micromonospora,  III  - 	Actinomadura,  IV  -  Saccha  V- 	VI  -  Nocardia.  Другие
 обозначения  см.  рис.  1.
 уменьшение  содержания  подвижных  фракций  гу¬
миновых  кислот  (от  37-50  до  31-37%  от  суммы
ГК),  возрастание  количества  гуматов  кальция  (от
25-35  до  40-47%  от  суммы  ГК),  в  отдельных  вари¬
антах  -  тенденция  к  уменьшению  подвижности
 системы  гумусовых  кислот  (табл.  2,5).  Усилению
положительных  качеств  гумуса  известкованной
почвы  с  1984  по  2000  г.  способствовало  проведе¬
ние  пятого  известкования  (в  1987  г.),  а  также
 4-летнее  возделывание  многолетних  трав  (  1994-
 почвоведение  №  1 	2005

ИЗМЕНЕНИЕ  СВОЙСТВ  ПОЧВЫ  И  ПРОДУКТИВНОСТИ  АГРОЦЕНОЗОВ
 111
 Таблица  5.  Последействие  длительного  применения  удобрений  на  показатели  фракционно-группо-вого  состава
гумуса  (гор.  А  пах).  Данные  1999  г.
 Показатель
 Кислая  почва
 Известь
 Известь  +  навоз
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 о
 NK
 NPK
 С  общ,  %
 і.іб
 1.17
 1.28
 1.33
 1.31
 1.38
 1.72
 1.77
 1.86
 С  гк,  %  от  С  общ
 25.0
 24.7
 23.8
 38.2
 37.0
 38.3
 31.6
 30.3
 33.2
 С  гк  :  С  фк
 0.58
 0.56
 0.51
 1.36
 1.48
 1.50
 1.30
 1.35
 1.51
 Тип  гумуса
 гуматно-фульватный
 <
 зульватно-гуматный
 С  гкі,  %  от  С  гк
 51.6
 51.4
 56.1
 31.7
 35.7
 37.3
 31.3
 36.0
 34.3
 С  гк2,  %  от  С  гк
 11.2
 10.9
 13.9
 44.8
 41.4
 42.8
 47.2
 39.9
 43.7
 С[гк1  +  фк(1а  +  1)]
С[(гк  +  фк)2  +  3]
 0.84
 1.03
 0.84
 0.81
 0.84
 0.85
 0.80
 0.92
 0.84
 1996  и  2000  гг.),  повышающих  интенсивность
процесса  гумификации.
 В  вариантах  на  кислой  почве  за  тот  же  период
(с  1984  по  2000  гг.)  отношение  С  гк:  С  фк  практи¬
чески  не  изменилось,  тип  гумуса  оставался  гумат-
но-фульватным.  После  отмены  минеральных
удобрений  подвижность  гумусовых  кислот  снизи¬
лась  в  1.5-1.7  раза;  больший  эффект  от  отмены
наблюдался  в  варианте  с  последействием  NK,  тем
не  менее  система  гумусовых  кислот  в  этом  вари¬
анте  оставалась  наиболее  подвижной  (табл.  5).  Во
всех  вариантах  контрольного  фона  с  1984  по
2000  гг.  в  составе  гуминовых  кислот  уменьшилось
содержание  гуматов  кальция  (в  1.3-1.9  раза),  что
по  всей  вероятности  связано  с  непрекращающим¬
ся  процессом  выщелачивания,  наиболее  харак¬
терным  для  неизвесткованной  почвы.
 В  период  последействия  удобрений  (1993,1997,
1999  гг.)  между  агрофонами  и  отдельными  вари¬
антами  в  пределах  каждого  агрофона  сохраня¬
лись  различия  по  урожаю  зерна  ячменя,  что  в  зна¬
чительной  мере  связано  с  сохранением  положи¬
тельного  последействия  извести  (примененной
отдельно  и  в  сочетании  с  минеральными  и  орга¬
ническими  удобрениями)  и  негативного  после¬
действия  NK-удобрений.  Прекращение  внесения
удобрений,  как  и  в  период  их  применения,  мини¬
мальные,  неустойчивые  во  времени  величины
урожая  зерна  ячменя  зафиксированы  в  варианте  с
последействием  NK  на  кислой  почве,  максималь¬
ные  -  в  варианте  с  последействием  NPK  по  фону
известь  +  навоз.
 ЗАКЛЮЧЕНИЕ
 При  длительном  применении  агрохимических
средств  в  различных  сочетаниях  созданы  агро¬
экосистемы,  дифференцированные  по  характе¬
ристикам  питательного  режима,  химических
свойств  почвы,  биологической  активности,  гу-
мусного  состояния,  биоразнообразия  актиноми-
 цетного  комплекса.  Изученные  показатели  пло¬
дородия  и  биологической  активности  почвы  адек¬
ватно  изменяются  в  зависимости  от  особенностей
агрофона.  Возрастание  продуктивности  агроце¬
нозов  связано  с  положительными  изменениями
большинства  показателей  свойств  почвы,  опреде¬
ляющих  ее  плодородие.  На  неизвесткованной
почве  главным  фактором,  препятствующим  фор¬
мированию  полноценного  урожая  ячменя,  явля¬
ется  кислотность.  На  агрофонах  с  применением
извести  (отдельно  и  в  сочетании  с  органическими
удобрениями)  в  условиях  слабокислой  или  близ¬
кой  к  нейтральной  реакции  среды  усиливается
положительная  роль  гумуса,  его  качества,  пита¬
тельного  режима,  биологической  деятельности.
Максимальной  продуктивностью  характеризу¬
ется  агроценоз,  созданный  при  длительном  вне¬
сении  в  почву  полного  минерального  удобрения
в  сочетании  с  периодическим  известкованием  и
применением  органических  удобрений,  где  от¬
мечено  сочетание  оптимальных  параметров  по¬
казателей  кислотности,  питательного  режима,
содержания  и  качества  гумуса,  биологической  ак¬
тивности,  биоразнообразия  актиномицетного
комплекса.
 Дифференциация  агроценозов  по  урожаю  зер¬
на  ячменя  отмечена  через  8  лет  после  отмены
удобрений  и  через  12  лет  после  проведения  по¬
следнего  поддерживающего  известкования,  что
явилось  следствием  сохраняющейся  диференциа-
ции  свойств  почвы  по  многим  изученным  показа¬
телям.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Аренс  И.П.  Изменение  свойств  дерново-подзолис¬
той  почвы  под  влиянием  систематического  приме¬
нения  удобрений  //  Повышение  плодородия  почв
нечерноземной  полосы.  М.:  Изд-во  МГУ,  1961.
С.  103-121.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

112
 ОВЧИННИКОВА  и  др.
 2. 	Гришина  ЛА.,  Орлов  Д.С.  Система  показателей
гумусного  состояния  почв  //  Проблемы  почвоведе¬
ния.  М.,  1978.  С.  42-47.
 3. 	Звягинцев  Д.Г.,  Зенова  ГМ.  Экология  актиноми-
цетов.  М.:  ГЕОС,  2001.  257  с.
 4. 	Мэгарран  Э.  Экологическое  разнообразие  и  его
измерение.  М.:  Мир,  1992.  181  с.
 5. 	Никитин  Б  А.  Методика  определения  содержания
гумуса  в  почве  //  Агрохимия.  1972.  Mb  3.  С.  123-125.
 6. 	Орлов  Д.С.,  Гринделъ  НМ.  Спектрофотометриче¬
ское  определение  содержания  гумуса  в  почве  //
Почвоведение.  1967.  Mb  1.  С.  112-122.
 7. 	Пономарева  В.В.,  Плотникова  ТА.  Сравнитель¬
ное  изучение  принятых  в  СССР  схем  определения
группового  и  фракционного  состава  гумуса  //  Поч¬
воведение.  1972.  Mb  7.  С.  46-54.
 8. 	Практикум  по  агрохимии.  М.:  Изд-во  МГУ,  2001.
689  с.
 9. 	Раськова  Н.В.  Изменение  биологической  активно¬
сти  почв  в  процессе  их  окультуривания  //  Пути  по¬
вышения  эффективности  удобрений  и  плодородия
в  нечерноземной  зоне.  М.:  Изд-во  МГУ,  1986.
С.  130-141.
 Changes  in  the  Soil  Properties  and  Productivity  of  Agrocenoses
upon  Long-Term  Application  of  Different  Fertilization  Systems
M.  F.  Ovchinnikova,  N.  F.  Gomonova,  and  G.  M.  Zenova
 Long-term  application  of  different  fertilization  systems  to  a  soddy-podzolic  soil  has  resulted  in  the  formation
of  agroecosystems  differentiated  with  respect  to  their  chemical  and  biological  properties,  humus  status,  the
structure  of  their  actinomycetal  complexes,  and  the  bioproductivity  of  the  soil.  These  differences  were  pre¬
served  during  the  period  of  the  fertilizer  aftereffect,  though  they  became  less  pronounced.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  JMb  1
 2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Ml,  с.  113-121
 АГРОХИМИЯ
И  ПЛОДОРОДИЕ  ПОЧВ
 УДК  633.63:631.432:631.582:631.8
 ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  И  ЭЛЕМЕНТЫ
ВОДНОГО  РЕЖИМА  ЧЕРНОЗЕМА  ВЫЩЕЛОЧЕННОГО
ПРИ  РАЗНЫХ  СПОСОБАХ  ОСНОВНОЙ  ОБРАБОТКИ  И  ВНЕСЕНИЯ
 УДОБРЕНИЙ  В  СЕВООБОРОТЕ
 ©  2005  г.  О.  К.  Боронтов,  И.  М.  Никульников,  В.  И.  Кураков,  А.  И.  Сумин
 Всероссийский  НИИ  сахарной  свеклы  и  сахара  им.  АЛ.  Мазлумова,  п.  Рамонъ,  Воронежской  обл.
 Поступила  в  редакцию  25.02.2003  г.
 В  полевом  стационарном  опыте  установлено,  что  под  влиянием  органо-минеральной  системы  удобре¬
ний  и  глубокой  вспашки  под  сахарную  свеклу  снизились  коэффициент  водопотребления  и  транспира¬
ция,  увеличились  наименьшая  влагоемкость,  общая  пористость,  уменьшилась  плотность  сложения.
 Длительное  сельскохозяйственное  использова¬
ние  черноземов  привело  к  значительным  изменени¬
ям  содержания  гумуса,  азота,  фосфора,  калия  в  поч¬
ве,  ухудшению  физических  свойств.  Основной  при¬
чиной  этого  процесса  является  переуплотнение
почвы  и  разрушение  ее  структуры  [2,9].
 Обеспеченность  растений  влагой  является  не¬
пременным  условием  почвенного  плодородия,  а  в
зоне  неустойчивого  и  недостаточного  увлажне¬
ния  данное  положение  особенно  актуально.
 В  последние  годы  широко  изучаются  различ¬
ные  способы  обработки  почвы  и  их  влияние  на
влагообеспеченность  растений  [3,  6,  11,  12,  14,
18].  В  практике  утвердились  две  принципиально
различные  технологии  обработки  почвы  -  от¬
вальная  и  безотвальная.  Так,  в  ряде  работ  указы¬
вается  на  преимущество  безотвальной  обработки
в  сохранении  влаги  [3,  8,  10,  19],  особенно  в  засу¬
шливые  годы.  Однако  есть  данные  о  положитель¬
ном  влиянии  отвальной  вспашки  на  запасы  влаги
в  почве  по  сравнению  с  плоскорезной  обработкой
[9,11,  13]  или  об  их  равнозначности  [4,12,17].  Ис¬
следователями  также  отмечается  высокая  эф¬
фективность  комбинированных  обработок  поч¬
вы  [1,  6,  12,  16,  19]  и  удобрений  [11,  14]  в  регули¬
ровании  режима  влажности  почвы.
 Таким  образом,  высокая  зависимость  урожай¬
ности  культур  от  условий  влагообеспеченности
делает  изучение  элементов  водного  режима  чер¬
нозема  выщелоченного  актуальной  задачей.
 ОБЪЕКТЫ  И  МЕТОДЫ  ИССЛЕДОВАНИЙ
 Исследование  проводили  в  девятипольном  се¬
вообороте  со  следующим  чередованием  культур:
черный  пар,  пшеница  озимая,  свекла  сахарная,
ячмень  с  подсевом  клевера,  клевер,  пшеница  ози¬
мая,  свекла  сахарная,  горох,  кукуруза.  Опыт  зало¬
жен  методом  расщепленных  блоков  и  включает
 следующие  варианты  систем  обработки  почвы  в
севообороте:
 А  -  глубокая  отвальная:  под  зерновые  культу¬
ры  вспашка  на  глубину  20-22  см;  под  черный  пар
и  кукурузу  -  25-28  см;  под  свеклу  применялась
улучшенная  зябь:  лущение  дисковое  на  глубину
6-8  см,  лемешное  или  плоскорезное  лущение  на
12-14  см,  вспашка  плугом  на  30-32  см;
 Б  -  мелкая  отвальная:  под  зерновые  культуры
вспашка  на  глубину  12-16  см;  под  черный  пар  и
кукурузу  -  20-22  см;  под  свеклу  -  улучшенная
зябь,  дисковое  лущение  на  глубину  6-8  см,  ле¬
мешное  или  плоскорезное  лущение  на  12-14  см,
отвальная  вспашка  -  20-22  см;
 В  -  отвальная:  соответствует  варианту  А,  но  под
свеклу  обработка  по  схеме  полупара:  после  диско¬
вого  лущения  вспашка  ярусным  плугом  на  30-32  см;
 Г  -  плоскорезная:  под  зерновые  культуры  на
глубину  12-16  см;  под  черный  пар  и  кукурузу  -
25-27  см,  под  свеклу  -  лущение  дисковое  на  глу¬
бину  6-8  см,  плоскорезное  рыхление  сначала  на
глубину  12-16  см,  затем  на  30-32  см;
 Д  -  комбинированная:  под  зерновые  обработ¬
ка  идентична  варианту  Г,  под  пар,  кукурузу  и
свеклу  -  варианту  А.
 Влияние  обработок  почвы  изучали  на  неудоб¬
ренном  (0)  и  удобренном  (1)  фонах,  где  минераль¬
ные  удобрения  получают  все  культуры  севооборо¬
та  по  рекомендации,  доза  по  севообороту  за  год  со¬
ставила  N530P560K530,  навоз  вносили  50  т/га  в  пару
и  50  т/га  под  сахарную  свеклу  в  звене  с  клевером.
 Почва  -  чернозем  выщелоченный  тяжелосуг¬
линистого  гранулометрического  состава,  средне¬
мощный  с  содержанием  гумуса  в  пахотном  слое
5.1-6.0  %,  pH  солевой  вытяжки  5.0-5.5,  гидроли¬
тической  кислотностью  5.4-7.3  мг-экв/100  г  поч¬
вы,  со  средним  уровнем  обеспеченности  пита-
 8  ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №
 2005

114
 БОРОНТОВ  и  др.
 Таблица  1.  Погодные  условия  в  период  вегетации  сахарной  свеклы
 Годы
 Средняя
температура,
воздуха,  °С
 Сумма  осадков,
мм
 Коэффициенты
 увлажнения
 гидротермический
 Нормальные:  1991,1992,1998,1999
 16.7
 267.0
 0.55
 1.03
 Влажные:  1993,  2001
 16.4
 422.5
 0.90
 1.05
 Сухой:  1996
 20.2
 194.4
 0.36
 0.72
 тельными  веществами  и  благоприятными  агро¬
физическими  свойствами  [16].
 В  опыте  определяли:  влажность  почвы  весо¬
вым  методом,  плотность  ее  сложения  -  методом
цилиндров  объемом  500  см3  (по  Долгову),  плот¬
ность  твердой  фазы  -  пикнометрическим  мето¬
дом  (по  Долгову),  наименьшую  влагоемкость
(НВ)  -  методом  насыщения  образцов  с  ненару¬
шенным  сложением  в  цилиндрах  (по  Новаку),
максимальную  гигроскопичность  (МГ)  (по  Нико¬
лаеву),  водопотребление  сахарной  свеклы  (по
Долгову),  влажность  устойчивого  завядания  (ВЗ)  -
по  максимальной  гигроскопической  влажности
(1.34  МГ),  рассчитывали  диапазон  активной  влаги
(ДАВ)  [5,15].  Учет  урожайности  -  по  учетным  де¬
лянкам  сбор  сухого  вещества  по  влажности  кор¬
неплодов  и  ботвы.
 Погодные  условия  были  различными  по  го¬
дам.  Так,  1991,1992,1998,1999  годы  характеризо¬
вались  как  годы  с  количеством  осадков  в  вегета¬
ционном  периоде  в  пределах  среднемноголетних
значений  (табл.  1);  1993,  2001  -  годы  с  избыточ¬
ным  увлажнением  и  1996  -  засушливый.
 Агротехника  возделывания  культур,  общепри¬
нятая  для  Центрально-черноземной  зоны,  кроме
изучаемых  агроприемов.  Повторность  опыта  -
3-кратная,  наблюдений  -  3-6,  площадь  делянки  -
 Таблица  2.  Водно-физические  показатели  почвы  опыт¬
ного  участка,  1986  г.
 Глубина,
 см
 МГ
 ВЗ
 НВ
 Плотность
 сложения,
 г/см3
 %  от  массы
 0-10
 10.4
 13.9
 42.8
 1.00
 10-20
 10.4
 13.9
 40.4
 1.15
 20-30
 11.3
 15.1
 35.3
 1.15
 30-40
 11.9
 15.9
 32.5
 1.19
 40-50
 11.4
 15.3
 30.8
 1.26
 50-60
 10.7
 14.3
 31.0
 1.28
 60-70
 10.3
 13.8
 30.8
 1.30
 70-80
 10.3
 13.8
 29.4
 1.35
 80-90
 10.1
 13.6
 30.1
 1.35
 90-100
 10.1
 13.6
 30.2
 1.35
 336  м2,  учетной  -  27  м2.  Статистическая  обработ¬
ка  результатов  исследований  проведена  диспер¬
сионным  методом  [7].
 РЕЗУЛЬТАТЫ  ИССЛЕДОВАНИЙ
 В  1986  г.  были  определены  значения  МГ  и  ВЗ  -
их  величины  зависят  от  удельной  поверхности,
которая  в  свою  очередь  определяется  грануломе¬
трическим  составом  и  содержанием  гумуса,  НВ  и
ДАВ,  которые  тесно  связаны  не  только  с  удель¬
ной  поверхностью  почв,  но  также  и  с  их  характе¬
ром  сложения  (табл.  2).
 Для  расчета  запасов  влаги  одновременно  с  оп¬
ределением  влажности  почвы  ежегодно  изуча¬
лась  плотность  сложения  пахотного  слоя  почвы.
Установлено,  что  плотность  сложения  пахотного
слоя  варьировала  в  широких  пределах  от
0.98  г/см3  для  глубины  0-10  см  при  комбиниро¬
ванной  обработке  почвы  (Д)  до  1.34  г/см3  для  глу¬
бины  30-40  см  при  вспашке  (А).  Средние  значе¬
ния  для  слоя  0-30  см  показывают  динамичность
этого  показателя  (табл.  3).
 Весной  значения  плотности  сложения  в  паро¬
вом  звене  севооборота  были  ниже,  чем  в  клевер¬
ном,  а  к  концу  вегетации  изменялись.  При  плос¬
корезной  обработке  (Г)  плотность  сложения  вы¬
ше  на  0.01  г/см3,  чем  при  глубокой  вспашке  (А).
Однако  плотность  сложения  пахотного  слоя  в  те¬
чение  вегетации  находилась  в  оптимальных  для
сахарной  свеклы  значениях.  Плотность  сложения
подпахотных  слоев  по  данным  трех  измерений  со¬
ставляла  1.19-1.35  г/см3  и  незначительно  изменя¬
лась  в  течение  вегетации  (табл.  2).  Также  опреде¬
лялась  плотность  сложения  под  другими  культу¬
рами  севооборота.
 Определение  влажности  почвы  под  культура¬
ми  севооборота  показало,  что  различные  спосо¬
бы  основной  обработки  почвы  и  удобрения  суще¬
ственно  не  влияют  на  запасы  влаги  в  почве  в  начале
вегетации  (табл.  4,5).  Различия  наблюдались  между
культурами  севооборота,  что  объяснимо  их  разным
развитием  и,  следовательно,  разным  водопотребле-
нием.  Так,  клевер,  обладая  большим  листовым  ап¬
паратом,  расходовал  большее  количество  воды,  по¬
этому  запасы  влаги  под  клевером  на  20.3-37.8  мм
меньше,  чем  под  другими  культурами.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  И  ЭЛЕМЕНТЫ  ВОДНОГО  РЕЖИМА
 115
 Таблица  3.  Плотность  сложения  пахотного  (0-30  см)
слоя  почвы  на  посевах  сахарной  свеклы  (удобренный
вариант)  1986-1996  гг.,  НСР05  0.04
 Звено  сево¬
оборота
 Срок
 опреде¬
 ления
 Системы  обработки  почвы
 А
 Б
 В
 г
 Д
 Парозимые
 весна
 1.15
 1.18
 1.15
 1.18
 1.14
 свекла
 осень
 1.20
 1.22
 1.21
 1.23
 1.18
 Клеверозимые
 весна
 1.23
 1.24
 1.22
 1.19
 1.19
 свекла
 осень
 1.20
 1.16
 1.23
 1.21
 1.16
 Изучение  режима  влажности  почвы  на  посе¬
вах  сахарной  свеклы  показало,  что  запасы  влаги
в  начале  вегетации  не  зависели  от  вносимых  удо¬
брений  и  основной  обработки  почвы  (табл.  5).
Так,  в  полуметровом  слое  почвы  запасы  состави¬
ли  464.3-536.8  мм.  Влажность  почвы  перед  убор¬
кой  заметно  уменьшалась,  поэтому  запасы  влаги
составили  387.2-409.0  мм  в  паровом  звене  сево¬
оборота  и  413.5-328.8  мм  в  клеверном,  при
НСР05  -  30.0.
 Суммарное  водопотребление  из  слоя  почвы  0-
150  см,  складывающиеся  из  транспирации  расте¬
ний  плюс  испарение  с  почвы,  составило  348.9-
401.3  мм  и  было  выше  на  13-20%  на  фоне  органи¬
ческих  и  минеральных  удобрений,  что  связано  с
лучшим  развитием  растений  на  удобренном  фоне,
чем  на  контроле  и,  значит,  большим  их  водопо-
треблением.
 Доля  осадков  в  водопотреблении  сахарной
свеклы  на  неудобренных  вариантах  составила  72-
79%,  а  на  вариантах  с  применением  удобрений  на
3-8%  ниже.  Доля  участия  в  водопотреблении  за¬
пасов  влаги  в  почве  составила  21—31%  или  71.4—
 123.8 	мм.  Установлено,  что  сахарная  свекла  ис¬
пользовала  влагу  осадков  и  запасов  метрового
слоя  почвы.  На  их  долю  приходилось  95-96%  по¬
требленной  влаги.  Роль  глубоких  слоев  почвы
(100-150  см)  в  водопотреблении  сахарной  свеклы
в  1991-1992  гг.  (годы  с  достаточным  количеством
осадков)  составили  1-5%  или  4.3-20.5  см.  Корне¬
вая  система  сахарной  свеклы  распространяется  до
глубины  1.7-2.0  м,  поэтому  роль  глубоких  слоев
почвы  в  водопотреблении  сахарной  свеклы  мо¬
жет  увеличиваться  в  засушливых  условиях.
 Выпадающие  в  течение  вегетации  осадки  су¬
щественно  влияют  на  продуктивность,  так  как  са¬
харная  свекла  интенсивнее  растет  во  второй  по¬
ловине  вегетации,  когда  весенние  запасы  влаги
исчерпаны  (табл.  6).  Недостаточное  количество
осадков  резко  снижает  урожайность.  Так,  во
влажные  годы  урожайность  сахарной  свеклы  бы¬
ла  в  2  раза  выше,  чем  в  сухие  на  неудобренных  ва¬
риантах.  Вносимые  удобрения,  повышая  продук¬
тивность  сахарной  свеклы,  сглаживали  влияние
условий  водообеспеченности,  и  различия  между
сухими  и  влажными  годами  составили  21%.
 Более  эффективными  обработками  оказались
отвальная  глубокая  обработка  (варианты  А,  В,
Д),  так  как  она  позволяла  получить  максималь¬
ную  урожайность  при  любых  погодных  условиях.
Так,  на  варианте  с  комбинированной  системой
обработки  почвы  (Д)  урожайность  свеклы  соста¬
вила  во  влажные  годы  37.2-39.4,  в  нормальные
34.2-34.9,  в  засушливые  30.0-30.1  т/га.  Соответст¬
венно  изменялся  и  сбор  сухого  вещества.
 Суммарное  водопотребление  сахарной  свеклы
в  значительной  мере  зависело  от  выпадающих
осадков  (табл.  7).  Оно  увеличивалось  во  влажные
годы  и  составляло  427-458  мм  и  уменьшалось  до
254  мм  в  сухие  из  метрового  слоя  почвы,  следова-
 Таблица  4.  Общие  запасы  влаги  под  культурами  севооборота  (III  декада  мая)  1989-1995  гг.,  мм
 Система
 обработки
 почвы
 Глубина,
 см
 Озимая  пшеница  по
 Ячмень
 Горох
 Клевер
 Пар
 пару
 клеверу
 А
 0-50
 133.8
 138.3
 153.0
 143.6
 128.5
 163.2
 0-100
 301.0
 300.2
 320.1
 315.8
 292.3
 340.4
 Б
 0-50
 131.0
 129.9
 151.0
 144.8
 130.8
 170.3
 0-100
 300.2
 306.3
 316.7
 295.0
 287.1
 337.1
 В
 0-50
 133.2
 133.0
 151.0
 138.5
 130.7
 162.1
 0-100
 196.3
 296.2
 320.0
 305.8
 282.3
 350.4
 Г
 0-50
 129.0
 129.9
 150.0
 142.0
 133.6
 161.9
 0-100
 291.5
 293.5
 314.1
 308.4
 288.1
 339.6
 д
 0-50
 138.1
 130.6
 147.5
 145.2
 128.2
 160.7
 0-100
 300.7
 287.2
 307.1
 312.6
 277.4
 342.4
 Примечание.  НСРо5  для  слоя  0-50  см  -  8;  для  слоя  0-100  см  -  18.  А,  Б,  В,  Г,  Д  -  см.  в  тесте.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005
 8*

116
 БОРОНТОВ  и  др.
 Таблица  5.  Запасы  и  расход  влаги  из  почвы  на  посев  сахарной  свеклы  (1991-1992  гг.)
 Системы
 Запасы  влаги
в  150  см  слое
 Водопотребление
 обработки
 удобрений
 суммарное
 в  том  числе  за  счет
 посева
 суммарное
 осадков
 запасов  горизонтов,  см
 S
 S
 %  к  сум¬
марному
 0-50
 50-100
 100-150
 0-150
 S
 S
 %  к  сум¬
марному
 %  к  сум¬
марному
 j
 %  к  сум¬
марному
 S
 S
 %  к  сум¬
марному
 Звено  пар-озимые-свекла
 А
 0
 464.3
 392.9
 348.9
 277.5
 79
 33.6
 10
 29.8
 9
 8.0
 2
 71.4
 21
 1
 500.4
 387.2
 390.7
 277.5
 71
 46.0
 12
 48.3
 12
 18.9
 5
 113.2
 29
 Б
 0
 487.9
 395.5
 374.3
 277.5
 74
 38.1
 11
 41.8
 11
 16.9
 4
 96.8
 26
 1
 517.0
 393.2
 401.3
 277.5
 69
 46.9
 12
 59.5
 15
 17.4
 4
 123.8
 31
 Г
 0
 492.0
 403.2
 366.3
 277.5
 76
 41.4
 И
 30.6
 9
 16.8
 4
 88.8
 24
 1
 498.0
 409.0
 366.5
 277.5
 76
 38.5
 11
 48.2
 13
 2.3
 1
 89.0
 24
 Звено  клевер-озимые—свекла
 А
 0
 528.5
 423.3
 382.7
 277.5
 72
 42.1
 11
 58.8
 15
 4.3
 2
 105.2
 28
 1
 536.6
 413.5
 400.6
 277.5
 69
 43.2
 И
 59.4
 15
 20.5
 5
 123.1
 31
 Г
 0
 517.4
 415.8
 369.1
 277.5
 75
 39.8
 11
 44.0
 12
 7.8
 2
 91.6
 24
 1
 536.8
 428.8
 385.3
 277.5
 72
 38.4
 10
 54.2
 14
 15.4
 4
 108.0
 28
 Примечание:  НСР05  21.3  ;  30.4.
 Таблица  6.  Продуктивность  сахарной  свеклы  в  зависимости  от  условий  увлажнения  (т/га)
 Системы
 Урожайность
 Сухое  вещество
 Урожайность
 Сухое  вещество
 обра¬
 удоб-
 в
 н
 С
 в
 н
 С
 в
 н
 С
 в
 н
 С
 ботки
 рений
 звено  пар-озимые-свекла
 звено  клевер-озимые-свекла
 А
 0
 30.0
 25.2
 16.6
 9.8
 8.4
 5.7
 29.3
 23.4
 16.8
 11.2
 9.0
 6.0
 1
 38.1
 35.5
 30.9
 12.6
 13.0
 11.7
 36.9
 34.7
 30.0
 12.5
 13.0
 11.2
 Б
 0
 28.5
 24.6
 17.6
 10.3
 9.0
 6.1
 29.2
 24.8
 17.1
 10.5
 9.2
 5.9
 1
 35.8
 33.0
 28.8
 12.4
 11.4
 10.9
 35.2
 34.0
 30.8
 12.4
 13.1
 11.6
 В
 0
 30.4
 25.4
 15.9
 10.4
 8.9
 5.4
 27.8
 24.2
 15.4
 9.4
 9.2
 5.4
 1
 35.8
 34.1
 32.2
 12.4
 13.0
 11.2
 37.0
 35.6
 30.7
 13.7
 13.7
 10.3
 Г
 0
 26.7
 24.1
 16.6
 9.2
 '8.7
 5.6
 23.4
 20.8
 13.4
 8.6
 7.7
 4.5
 1
 35.6
 32.0
 27.6
 11.9
 12.2
 11.1
 33.5
 32.0
 27.5
 12.1
 12.1
 9.9
 д
 0
 27.0
 25.1
 16.9
 9.1
 9.3
 5.7
 26.4
 24.5
 17.2
 9.4
 9.2
 6.3
 1
 39.4
 34.9
 30.1
 15.0
 12.9
 10.7
 37.2
 34.2
 30.0
 13.3
 12.9
 10.0
 Примечание,  в  -  годы  влажные,  с  -  годы  сухие,  и  -  нормальные  годы,  HCP0j  по  урожайности:  фактор  предшественника  0.6  т/га;
обработки  почвы  0.9  т/га;  удобрений  0.8  т/га;  для  частных  различий  1.8  т/га.
 тельно,  в  среднем  за  сутки  вегетации  сахарной
свеклы  с  1  га  посевов  израсходовалось  2.76  мм  во¬
ды  во  влажные  годы,  1.97  мм  в  годы  с  нормаль¬
ным  увлажнением  и  1.70  мм  в  сухие  годы,  что  не
противоречит  выводам  других  исследователей  [3,
10,  12,16,19].
 Чем  засушливее  год,  тем  большая  доля  в  сум¬
марном  водопотреблении  свеклы  приходилась  на
влагу  из  запасов  почвенных  горизонтов.  Так,  во
влажные  годы,  в  среднем  с  посевов  сахарной
свеклой  израсходовалось  20  мм  почвенной  влаги
и  422  мм  осадков,  в  годы  с  нормальным  увлажне-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  И  ЭЛЕМЕНТЫ  ВОДНОГО  РЕЖИМА
 117
 Таблица  7.  Водопотребление  сахарной  свеклы  в  зависимости  от  условий  увлажнения
 Системы
 Водопотребление
 Коэффициент,  мм/т
 суммарное
 в  том  числе  за  счет  запасов  влаги  почвенных  слоев,  см
 водопо-
 требления
 транспира¬
 ции
 обработки
 удобрений
 0-50  50-100
 0-100
 ММ
 %  от  суммарного
 Звено  пар-озимые-свекла
Влажные  годы
 А
 0
 427.5
 1.8
 3.2
 5.0
 1.2
 14.2
 43.6
 1
 451.6
 17.6
 11.5
 29.1
 6.4
 11.9
 35.8
 Б
 0
 427.5
 2.5
 2.5
 5.0
 1.2
 15.0
 41.5
 1
 433.3
 4.0
 6.8
 10.8
 2.5
 21.1
 34.9
 В
 0
 429.4
 4.5
 2.4
 6.9
 1.6
 14.1
 41.3
 1
 438.9
 12.8
 3.6
 16.4
 3.7
 12.0
 35.4
 г
 0
 433.8
 5.7
 5.6
 11.3
 2.6
 16.2
 47.2
 1
 437.3
 8.8
 6.0
 14.8
 3.4
 12.2
 36.7
 д
 0
 429.2
 3.0
 3.7
 6.7
 1.6
 15.9
 47.1
 1
 443.5
 9.6
 Нормг
 11.4
 льно  увлажі
 21.0
 ценные  года
 4.7
 >і
 11.3
 29.6
 А
 0
 309.2
 16.3
 25.7
 42.0
 13.6
 12.3
 36.8
 1
 310.8
 14.3
 29.3
 43.6
 14.0
 8.7
 23.9
 Б
 0
 312.2
 14.8
 30.2
 45.0
 14.4
 12.7
 36.5
 1
 317.5
 17.7
 32.6
 50.3
 15.8
 9.6
 27.9
 В
 0
 315.8
 18.7
 29.9
 48.6
 15.4
 12.4
 35.5
 1
 317.0
 19.4
 30.4
 49.8
 15.7
 9.2
 24.4
 г
 0
 309.5
 14.9
 27.4
 42.3
 13.7
 12.8
 35.6
 1
 313.7
 16.0
 30.5
 46.5
 14.8
 9.8
 25.7
 д
 0
 309.0
 14.2
 27.6
 41.8
 13.5
 12.3
 33.2
 1
 309.4
 13.0
 29.2
 Сухие  го
 42.2
 ДЫ
 13.4
 8.8
 23.9
 А
 1
 263.6
 9.4
 59.8
 69.2
 26.3
 8.5
 22.3
 Б
 1
 257.9
 14.7
 50.6
 65.3
 25.1
 9.0
 23.8
 В
 1
 263.5
 9.4
 59.7
 69.1
 26.2
 8.2
 23.5
 Г
 1
 254.3
 5.3
 54.6
 59.9
 23.6
 9.2
 23.1
 д
 1
 254.3
 11.4
 Звено
 48.5
 клевер-ози
Влажныеі
 59.9
 ;мые-свеклг
 годы
 23.6
 і
 8.4
 23.8
 А
 0
 430.6
 4.7
 3.4
 8.1
 1.9
 14.7
 38.4
 1
 457.5
 12.8
 22.5
 35.0
 7.7
 12.4
 36.6
 Б
 0
 431.8
 2.8
 6.5
 9.3
 7.7
 12.4
 41.1
 1
 440.6
 16.1
 2.0
 18.1
 4.1
 12.5
 35.5
 В
 0
 435.5
 7.3
 6.7
 13.0
 3.0
 15.7
 46.3
 1
 439.6
 9.1
 8.0
 17.1
 3.9
 11.9
 32.1
 Г
 0
 434.3
 5.3
 6.5
 11.8
 2.7
 18.6
 50.5
 1
 441.1
 12.5
 6.1
 18.6
 4.2
 13.1
 36.4
 д
 0
 438.3
 4.1
 11.7
 15.8
 3.6
 16.6
 45.6
 1
 457.9
 15.6
 Норма
 19.8
 льно  увлаж:
 35.4
 ненные  годе
 7.7
 >і
 12.3
 34.4
 А
 0
 315.8
 18.2
 30.4
 48.6
 15.4
 13.5
 35.1
 1
 322.1
 20.3
 34.6
 54.9
 17.0
 9.3
 24.8
 Б
 0
 313.2
 16.6
 29.4
 40.0
 14.7
 12.6
 33.2
 1
 319.9
 26.8
 25.9
 52.7
 16.5
 9.4
 24.4
 В
 0
 316.9
 13.3
 36.4
 49.7
 15.7
 13.1
 34.4
 1
 316.4
 14.9
 34.3
 49.2
 15.5
 11.3
 23.1
 Г
 0
 310.5
 15.4
 27.2
 43.3
 13.9
 14.9
 40.3
 1
 317.0
 17.8
 32.0
 49.8
 15.7
 9.9
 26.2
 д
 0
 313.7
 14.0
 32.8
 46.5
 14.8
 12.8
 34.0
 1
 316.2
 12.8
 36.2
 Сухие  го
 49.0
 ДЫ
 15.5
 9.2
 24.5
 А
 1
 289.4
 24.6
 70.4
 95.0
 32.8
 9.6
 25.8
 Б
 1
 275.9
 20.9
 60.6
 81.5
 29.5
 9.0
 23.8
 В
 1
 291.1
 25.2
 71.5
 96.7
 33.2
 9.4
 28.3
 Г
 1
 282.6
 24.8
 63.4
 88.2
 31.2
 10.3
 28.5
 д
 1
 273.7
 16.8
 62.5
 79.3
 29.0
 9.1
 27.3
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

118 	БОРОНТОВ  и  др.
 Таблица  8.  Водно-физические  свойства  черноземов  в  зависимости  от  удобрений  и  обработки  почвы  перед  посевом
(звено  с  паром,  1997-1999  гг.)
 Глубина,
 см
 Плотность
 Пористость
 общая,
 %
 НВ
 ДАВ
 Запасы  влаги
 сложения,
 г/см3
 общие
 продуктивной
 мм
 Обработка  глубокая  без  удобрений  (О,  А)
 0-10
 1.15
 54.4
 49.7
 33.7
 28.3
 12.2
 10-20
 1.17
 53.8
 42.4
 26.3
 32.1
 15.8
 20-30
 1.18
 53.7
 40.5
 22.6
 33.4
 15.6
 Обработка  глубокая  +  NPK  (1,  А)
 0-10
 1.08
 58.1
 46.4
 31.7
 27.2
 12.5
 10-20
 1.12
 55.7
 41.8
 26.2
 30.2
 14.7
 20-30
 1.20
 52.9
 42.5
 24.4
 34.7
 16.6
 Обработка  плоскорезная  без  удобрений  (О,  Г)
 0-10
 1.18
 53.2
 46.1
 29.7
 28.0
 11.6
 10-20
 1.23
 51.3
 43.8
 26.7
 32.0
 14.8
 20-30
 1.24
 51.2
 42.9
 24.1
 34.1
 15.3
 Обработка  плоскорезная  4
 ■  NPK  (1,  Г)
 0-10
 1.12
 55.0
 47.0
 31.5
 26.9
 11.3
 10-20
 1.21
 51.6
 43.0
 26.1
 33.6
 16.8
 20-30
 1.22
 51.6
 42.7
 24.3
 33.6
 15.2
 Обработка  комбинированная  без  удобрений  (0,  J\
 )
 0-10
 1.07
 57.5
 45.1
 30.3
 26.0
 11.3
 10-20
 1.13
 55.2
 41.8
 26.1
 30.8
 15.1
 20-30
 1.22
 52.0
 44.0
 25.6
 34.9
 16.5
 Обработка  комбинированная  +  NPK  (1,  Д)
 0-10
 1.09
 56.9
 47.2
 31.2
 26.2
 11.0
 10-20
 1.11
 56.3
 42.8
 27.4
 30.7
 15.3
 20-30
 1.19
 53.3
 45.6
 27.5
 34.2
 16.2
 Примечание.  HCPq.5  0.02.
 нием  48  и  276  мм,  в  сухие  годы  77  и  194  м  соответ¬
ственно.  Доля  запасов  почвенной  влаги  слоя  0-
100  см  в  суммарном  водопотреблении  составила
1.2-7.7%  во  влажные  годы,  13.4-16.5%  -  в  нор¬
мально  увлажненные  и  23.6-32.2  -  в  сухие.
 При  этом  неравнозначна  доля  участия  слоев
почвы  в  водопотреблении  свеклы.  Во  влажные
годы  возрастала  роль  верхних  горизонтов  почвы,
в  засушливые  -  нижних.  Так,  во  влажные  годы  из
слоя  50-100  см  использовалось  2-12  мм  влаги
почвенных  запасов,  в  годы  нормального  увлажне¬
ния  25-36,  а  в  засушливые  годы  этот  показатель
увеличивался  до  71  мм.
 Основная  обработка  почвы  в  меньшей  мере,
чем  удобрения,  влияла  на  водопотребление  са¬
харной  свеклы.  Например,  во  влажные  годы  сум¬
марное  водопотребление  при  глубокой  обработке  с
 внесением  удобрений  составило  451.6  мм,  при  ком¬
бинированной  -  443.5,  при  плоскорезной  -  437.3.
 Итак,  в  течение  первой  ротации  севооборота
установлено,  что  водопотребление  сахарной
свеклы  зависело  в  значительной  степени  от  усло¬
вий  увлажнения  и  в  меньшей  от  агротехники.
 Коэффициент  водопотреблении  также  изме¬
нялся  в  зависимости  от  условий  увлажнения,  фо¬
на  удобренности  и  способов  обработки  почвы.
Так,  при  вспашке  на  глубину  20-22  см  (Б)  в  звене
клевер-озимые-свекла  в  варианте  с  внесением
удобрений  он  составлял  во  влажные  годы  12.5,  в
годы  со  средним  увлажнением  9.4,  в  сухие  9.0  мм/т.
При  применении  удобрений  коэффициент  водопо-
требления  снижался  на  20-40%.  Так,  в  звене  сево¬
оборота  с  паром  при  вспашке  на  30-32  см  во  влаж¬
ные  годы  без  удобрений  он  составлял  14.2  мм/г,  а  на
удобренном  фоне  -  11.9  мм/т.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  И  ЭЛЕМЕНТЫ  ВОДНОГО  РЕЖИМА
 119
 Таблица  9.  Влияние  звена  севооборота  и  обработки  почвы  на  водно-физические  свойства  чернозема  перед  по¬
севом  свеклы  (удобренный  фон,  1999-2000  гг.)
 Глубина,
 см
 Плотность
 Пористость
 общая,
 НВ
 ДАВ
 Запасы  влаги
 сложения,
 г/см3
 общие
 продуктивной
 /0
 мм
 Звено  пар-озимые-свекла
Обработка  улучшения  глубокая  (А)
 0-10
 1.00
 60.5
 43.2
 29.1
 18.9
 5.0
 10-20
 1.08
 57.3
 41.9
 26.9
 28.7
 13.7
 20-30
 1.16
 54.5
 43.2
 25.6
 32.0
 14.5
 Обработка  полупаровая,  ярусным  плугом  (В)
 0-10
 1.03
 59.3
 44.6
 30.3
 19.7
 5.4
 10-20
 1.14
 55.1
 43.6
 27.4
 28.3
 12.4
 20-30
 1.21
 52.5
 44.0
 25.8
 33.0
 14.8
 Обработка  комбинированная  (Д)
 0-10
 1.03
 59.3
 45.4
 31.1
 20.8
 6.5
 10-20
 1.10
 56.7
 45.4
 30.1
 27.3
 12.3
 20-30
 1.19
 53.3
 44.9
 31.1
 32.5
 14.5
 Звено  клевер-озимые-свекла
Обработка  глубокая  (А)
 0-10
 1.09
 56.9
 46.0
 30.8
 10-20
 1.13
 55.3
 41.1
 25.4
 20-30
 1.20
 52.9
 42.6
 24.5
 Обработка  полупаровая,  ярусным  плугом  (В)
 7.3
 12.8
 14.3
 0-10
 1.10
 56.5
 46.3
 31.0
 22.6
 7.2
 10-20
 1.18
 53.5
 42.5
 26.0
 31.3
 14.9
 20-30
 1.26
 50.6
 44.0
 24.9
 33.8
 14.7
 Обработка  комбинированная  (Д)
 0-10
 1.10
 56.5
 47.8
 32.6
 23.1
 7.8
 10-20
 1.16
 54.3
 43.8
 27.7
 31.2
 15.1
 20-30
 1.22
 52.0
 43.3
 24.9
 34.9
 15.3
 Примечание.  HCPq  5  0.03
 Обработка  почвы  в  меньшей  мере,  чем  удоб¬
рения,  влияла  на  коэффициент  водопотребления.
Так,  в  нормально  увлажненные  годы  при  приме¬
нении  удобрений  в  звене  с  клевером  она  составляла
при  глубокой  обработке  (А)  -  9.3,  мелкой  (Б)  -  9.4,
полупаровой  (В)  -  11.3,  плоскорезной  (Г)  -  9.9,  ком¬
бинированной  (Д)  -  9.2  мм/т.  В  звене  севооборота
с  паром  коэффициент  водопотребления  ниже,
чем  в  звене  с  клевером.  Самым  низким  коэффи¬
циентом  водопотребления  оказался  при  комбини¬
рованной  обработке.  Такой  же  зависимости  под¬
чинялся  и  коэффициент  транспирации.
 В  начале  второй  ротации  севооборота  (1997-
2001  гг.)  перед  севом  свеклы  были  определены
водно-физические  свойства  чернозема  выщело¬
 ченного  на  разных  вариантах  опыта  (табл.  8,  9).
Установлено,  что  вносимые  органические  и  ми¬
неральные  удобрения  и  комбинированная  обра¬
ботка  почвы  уменьшали  плотность  сложения,
тем  самым  улучшая  водно-физические  свойства
чернозема.  Так,  плотность  сложения  при  комби¬
нированной  обработке  была  наименьшей  и  соста¬
вила  для  глубины  0-10  см  1.07  г/см3  (табл.  8).
 Определение  наименьшей  влагоемкости  пока¬
зало,  что  эта  величина  для  пахотного  слоя  выше
при  комбинированной  обработке  на  удобренных
вариантах  и  составляет  для  слоя  почвы  0—10  см
43.3%,  для  10-20  см  -  38.6,  для  20-30  см  -  38.3%.
 Величина  диапазона  активной  влаги  оказалась
самой  значительной  при  внесении  удобрений  на
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

120
 БОРОНТОВ  и  др.
 фоне  комбинированной  системы  обработки  поч¬
вы  и  составила  для  слоя  0-10  см  32.1  мм,  для  10-
20  см  -  27.4  и  для  20-30  см  -  27.5.
 Запасы  продуктивной  влаги  при  посеве  мало
различались  по  вариантам  опыта  и  были  доста¬
точными  для  получения  хороших  всходов  даже  в
сухие  годы.  Так,  в  1997-1999  гг.  в  слое  0-30  см  они
составили  41.7—43.8  мм,  а  в  1996  г.  -  30.7-42.4  мм.
 Водно-физические  свойства  чернозема  в  звене
с  черным  паром  незначительно  отличаются  от
звена  с  клевером.  Например,  наименьшая  влаго¬
емкость  в  паровом  звене  при  глубокой  обработке
для  слоя  0-10  см  составила  43.2%,  для  слоя  10-
20  см  -  38.8%,  для  20-30  см  -  37.2%,  а  для  звена  с
клевером  соответственно  42.2;  36.4;  35.5%,  диапа¬
зон  активной  влаги  изменялся  в  паровом  звене  от
31.1  мм  в  слое  почвы  0-10  см  до  25.6  мм  для  слоя
20-30  см,  а  в  звене  с  клевером  -  от  32.6  до  24.5%.
 ВЫВОДЫ
 1. 	Внесение  органических  и  минеральных  удоб¬
рений  увеличивало  водопотребление  сахарной
свеклы  за  счет  почвенной  влаги,  но  при  этом  сни¬
жался  коэффициент  водопотребления  и  транспира¬
ции  в  1.2-1.5  раза.  В  звене  севооборота  с  клевером
водопотребление  сахарной  свеклы  и  коэффициент
водопотребления  выше,  чем  в  звене  с  паром.
 2. 	Влагообеспеченность  и  продуктивность  сахар¬
ной  свеклы  выше  при  глубокой  отвальной  и  комби¬
нированной  системах  основной  обработки  почвы  с
внесением  органических  и  минеральных  удобрений.
 3. 	Суммарное  водопотребление  сахарной  свеклы
во  влажные  годы  увеличивается,  а  в  засушливые
уменьшается.  При  этом  роль  запасов  влаги  в  почве
в  водопотреблении  возрастает  с  уменьшением  осад¬
ков.
 Сахарная  свекла  во  влажные  годы  использует
влагу  из  метрового,  а  в  сухие  -  из  более  глубоких
слоев  почвы.
 4. 	Водно-физические  свойства  выщелоченного
чернозема  находятся  в  оптимальных  значениях.
При  применении  органических  и  минеральных  удо¬
брений,  а  также  комбинированной  обработки  поч¬
вы  повышалась  влагоемкость,  расширялся  диапа¬
зон  активной  влаги  за  счет  уменьшения  плотности
сложения.
 СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ
 1. 	Акентьева  Л.И.,  Чижова  М.С.  Почвозащитная  об¬
работка  и  использование  влаги  на  черноземах  //
Земледелие.  1989.  №  12.  С.  36-37.
 2. 	Ахтырцев  Б.П.,  Лепилин  ИА.  Водно-физические
свойства  типичных  черноземов  Среднерусской
возвышенности  в  условиях  интенсивного  исполь¬
зования  //  Почвоведение.  2001.  №  4.  С.  444-454.
 3. 	Беляев  Ю.А.  Влияние  обработок  и  удобрений  на
влажность  почвы  при  возделывании  сахарной
свеклы  в  условиях  Курской  области  //  Тез.  докл.  в
4  Международной  научной  конференции  СО-
ИСАР  “Биологический  азот  в  растениеводстве”.
Москва,  6-7  мая  1996  г.,  посвященной  130-летию
Моек.  с.-х.  академии.  М.,  1996.  С.  159-160.
 4. 	Бойко  П.И.,  Гаврилюк  М.С.,  Шаповал  И.С.  Нужны
длительные  многофакторные  опыты  //  Земледе¬
лие.  1987.  №3.  С.  11-14.
 5. 	Вадюнина  А.Ф.,  Корчагина  З.А.  Методы  исследо¬
вания  физических  свойств  почв  и  грунтов.  М.:  Выс¬
шая  школа.  1973.400  с.
 6. 	Гулидова  В.А.  Оптимизация  обработки  почвы  в
севообороте  с  рапсом  //  Земледелие.  1969.  №  5.
С.  28-29.
 7. 	Доспехов  Б.А.  Методика  опытного  дела.  М.:  Агро-
промиздат,  1985.  351  с.
 8. 	Евдокимов  В.В.,  Рясиченко  И.К.,  Саввин  Н.И.  Ва¬
рианты  обработки  почвы  под  кукурузу  //  Земледе¬
лие.  1991.  №6.  С.  51-52.
 9. 	Иванов  НМ.,  Бойко  В.П.,  Витер  А.Ф.  Обработки
почвы  и  применение  удобрений.  М.:  Россельхоздат,
1971.  126  с.
 10. 	Калинин  А.Т.,  Никулъников  И.М.  Системы  от¬
вальной  и  плоскорезной  обработки  почвы  под  са¬
харную  свеклу  //  Пути  повышения  эффективности
свеклосахарного  производства  России  в  условиях
рыночной  экономики.  Тез.  докл.  Всероссийской
научно-практической  конференции,  посвященной
100-летию  со  дня  рождения  А.Л.  Мазлумова.  Ра-
монь,  1996.  Ч.  V.  С.  36-38.
 11. 	Каргин  И.Ф.,  Моисеев  А.Н.,  Жабаева  Т.В.У  Кар-
гин  В.И.  Влияние  систематического  применения
удобрений  на  влагообеспеченность  сельскохозяй¬
ственных  культур  //  Почвоведение.  1998.  №  12.
С.  1476-1479.
 12. 	Кривонос  Г.А.,  Сиротенко  Н.Н.У  Букреев  П.Т.
Влияние  обработки  на  запасы  воды  в  почве  и  эф¬
фективность  ее  использования  сахарной  свеклой
на  различных  фонах  плодородия  //  Тр.  Куб.  ГАУ.
1995.  N2  344.  С.  28-32.
 13. 	Лысенко  П.В.,  Кочетов  И.С.,  Машков  А.И.,  Ган-
лей  Ш.А.  Влияние  разных  способов  заделки  удоб¬
рений  на  продуктивность  сахарной  свеклы  в  усло¬
виях  Центрально-черноземной  зоны  //  Докл.
ТСХА.  1995.  №  266.  С.  47-56.
 14. 	Лядин  СД.  Влияние  приемов  основной  обработки
серой  лесной  почвы  в  сочетании  с  удобрениями  на
влагообеспеченность  и  продуктивность  ячменя  //
Сб.  статей  по  материалам  научной  конференции
“32  Евсеевских  чтения”.  16—17  апреля  1996  г.  Са¬
ранск,  1996.  С.  93-94.
 15. 	Методическое  руководство  по  изучению  почвен¬
ной  структуры  /  Под  ред.  И.Б.  Ревута  и  А.Н.  Роде.
А.:  Колос,  1969.  527  с.
 16. 	Никулъников  И.М.  Пути  воспроизводства  плодо¬
родия  почв,  повышения  урожайности  и  качества
культур  в  севообороте.  Автореф.  дис.  ...  д-ра  с.-х.  н.
Рамонь,  2002.  39  с.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  И  ЭЛЕМЕНТЫ  ВОДНОГО  РЕЖИМА
 121
 17. 	Полевщиков  С.И.  Водный  режим  сахарной  свеклы
в  зависимости  от  способа  обработки  почвы  //  Ме¬
лиорация  и  водное  хозяйство.  1997.  X®  2.  С.  38-39.
 18. 	Хазиев  Ф.Х.,  Рамазанов  Р.Я.,  Багаутдинов  Ф.Я.,
Богданов  Ф.М.  Влияние  сельскохозяйственного
использования  на  некоторые  свойства  чернозема
 типичного  карбонатного  //  Почвоведение.  1998.
 3.  С.  328-333.
 19. 	Черкашин  М.В.  Совершенствование  основной  об¬
работки  почвы  под  сахарную  свеклу  в  условиях  ле¬
состепи  Центрально-черноземной  зоны.  Автореф.
...  канд.  с.-х.  н.,  Воронеж,  1987.  20  с.
 The  Water-Physical  Properties  and  Water  Regime  of  Leached  Chernozems
under  Different  Tillage  and  Fertilization  Practices  in  Crop  Rotation
 О. 	K.  Borontov,  I.  M.  Nikul’nikov,  V.  I.  Kurakov,  and  A.  N.  Sumin
 Stationary  field  experiments  have  shown  that  application  of  organic  and  mineral  fertilizers  combined  with  deep
soil  plowing  for  sugar  beet  cultivation  reduce  the  soil  water  consumption  by  plants  and  transpiration  from  the
soil  surface.  The  field  capacity  and  total  porosity  of  the  soil  increase,  whereas  the  soil  bulk  density  decreases.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №  1,  с.  122-124
 =  РЕЦЕНЗИИ 	=
 УДК  631.4
 ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЙ  ТРУД  В  ОБЛАСТИ  ТЕОРИИ
И  МЕТОДОВ  ИЗУЧЕНИЯ  ПОЧВЕННОГО  ПОКРОВА*
 ©  2005  г.  И.  А.  Крупеников
 Институт  почвоведения  и  агрохимии  им.  НЛ.Димо.  Республика  Молдова,
277070,  Кишинев,  ул.  Яловенская,  100
Поступила  в  редакцию  07.07.2004  г.
 Я  не  был  близко  знаком  с  Феликсом  Иванови¬
чем  Козловским,  я  просто  знал  его.  Он  был  мне
мил  и  симпатичен  своей  внешностью,  манерой  го¬
ворить  -  открытой,  очень  индивидуальной.  Это
был  прирожденный  оратор,  не  прибегавший  к
внешним  эффектам,  но  покорявший  слушателей
силой  своего  тонкого  понимания  той  проблемы,
которая  обсуждалась.  На  ученых  собраниях
встречающиеся  изредка  друг  с  другом  люди  поч¬
ти  всегда  полушепотом  беседуют  о  своих  делах.
Когда  выступал  Феликс  Иванович,  в  зале  царила
тишина.  Он  говорил  об  очень  сложном  с  подкупа¬
ющей  простотой,  доверительно,  подчиняя  слуша¬
телей,  я  бы  сказал,  завораживал  их.  Импонирова¬
ло  его  отличное  знание  математики,  остроумное
ее  приложение  к  почвоведению  и  географии.
 В  середине  90-х  годов  известный  энтузиаст
черноземной  проблемы  А.П.  Щербаков  привлек
ряд  исследователей  к  ее  решению.  Среди  них  ока¬
зались  Ф.И.  Козловский  и  я.  В  1996  г.  увидела
свет  наша  небольшая  коллективная  книга  “Веко¬
вая  динамика,  экологические  проблемы  и  пер¬
спективы  использования  черноземов”.  В  2000  г.
на  Суздальский  съезд  почвоведов  привезли  из  Во¬
ронежа  еще  пахнувшую  типографской  краской
солидную  монографию  “Антропогенная  эволю¬
ция  черноземов”  (412  с).  В  обеих  этих  публикаци¬
ях  скрестились  дороги  Ф.И.  Козловского  и  мои.  Я
узнал  его  идеи  об  антропогенной  составляющей
такого  грандиозного  явления,  как  эволюция
почв,  его  стремление  внести  систематику  и  поря¬
док  в  этот  сложный  и  слабо  изученный  отрезок
истории  почвенного  покрова.
 Казалось  бы,  я  узнал  Ф.И.  Козловского  как
ученого  в  полной  мере.  Но  вот  я  открываю
500-страничную  книгу  его  избранных  трудов  и
передо  мной  возникает  широкий  мир  знаний,
творческих  поисков  и  раздумий  действительно
выдающегося  ученого-натуралиста.  Я  понял,  что
мое  знакомство  с  ним  было  до  этого  ограничен¬
ным,  не  полным.  Проштудировав  книгу,  очень
обогатился  новыми  знаниями,  ощутил  глубокую
 *  Козловский  Ф.И.  Теория  и  методы  изучения  почвенного
покрова.  М.:  Геос,  2003.535  с.
 благодарность  автору  и  решил  написать  рецен¬
зию.  Однако  понимаю,  что  она  будет  в  какой-то
мере  односторонней,  так  как  в  книге  много  не
сходящихся  сюжетов.  Вероятно,  на  нее  нужно  на¬
писать  несколько  рецензий.
 Прежде  всего,  мне  хочется  отметить  бескоры¬
стное  участие  в  издании  книги  В.О.  Таргульяна  и
С.В.  Горячкина  -  долголетних  сотрудников
Ф.И.  Козловского,  написавших  “Слово  о  друге  и
учителе”,  особенно  -  его  супруги  Н.П.  Сороки¬
ной,  а  также  двух  директоров  институтов  -  Гео¬
графии  РАН  и  Почвенного  им.  Докучаева
РАСХН.  Интересно  написано  введение  в  книгу
М.А.  Глазовской  и  Е.И.  Панковой,  хорошо  знав¬
ших  ученого  и  “твердо  уверенных,  что  идеи,  ме¬
тодология  и  методики  научных  исследований
Ф.И.  Козловского  найдут  последователей”.  Мне
хочется  разделить  с  ними  эту  уверенность.
 Избранные  труды  Ф.И.  Козловского  включа¬
ют  его  монографию  “Современные  естественные
и  антропогенные  процессы  эволюции  почв”,
представляющую  собой  его  докторскую  диссер¬
тацию  (1987  г.),  изданную  в  1992  г.  малым  тира¬
жом  и  ставшую  уже  библиографической  редкос¬
тью.  Включены  также  циклы  статей  по  теории
структуры  почвенного  покрова;  почвенно-геохи¬
мическим  и  литогеоморфологическим  процес¬
сам;  моделированию  агропедогенеза  на  Русской
равнине;  методам  изучения  почв  и  почвенного  по¬
крова.  Число  включенных  в  книгу  публикаций  со¬
ставляет  17  из  общего  числа  его  печатных  работ,
равного  73.  Таким  образом,  перед  нами  далеко  не
полное  собрание  сочинений  Козловского,  а  лишь
избранных,  но  не  им  самим,  а  людьми,  хорошо
знавшими  его  научное  творчество  и,  как  мне
представляется,  сделавшим  это  удачно.  В  книге
ее  автор  предстает  во  всех  своих  научных  ипоста¬
сях.
 Не  отрицая  достижений  археологического
почвоведения,  Козловский  понимает  ограничен¬
ность  этого  пути  изучения  эволюции  почв.  В  са¬
мом  деле,  археологическое  почвоведение,  осо¬
бенно  в  лице  “кургановедения”,  оперирует  боль¬
шими  отрезками  времени,  в  течение  которых
могли  происходить  те  или  иные  существенные,
 122

ФУНДАМЕНТАЛЬНЫЙ  ТРУД  В  ОБЛАСТИ  ТЕОРИИ  И  МЕТОДОВ  ИЗУЧЕНИЯ
 123
 быть  может,  и  обратимые  изменения  почв.  При
этом  трудно  судить  об  эволюции  почвенного  по¬
крова,  так  как  строители  курганов  предпочитали
плакорные,  возвышенные  пространства,  занятые
зональными  почвами,  и  избегали  таких  элемен¬
тов  рельефа  (понижения,  депрессии,  склоны),  на
которых  были  распространены  интразональные
почвы  (солонцовые,  засоленные,  гидроморф-
ные).  Исключение  составляют  почвы  под  валами,
которые  вынужденно  пересекают  различные
формы  рельефа.  Но  валы  более  редки,  чем  курга¬
ны  -  публикации  по  ним  единичны.  Кроме  того,
валы  относятся  к  поздним  отрезкам  голоцена,
имеют  обычно  возраст  не  более  2-3  тысяч  лет.
 Но  главное  не  в  этом.  Эволюция  почв  -  про¬
цесс  непрерывный,  относящийся  не  только  к  про¬
шлому,  но  к  настоящему  и  будущему.  Глобаль¬
ное,  мощное  и  неумолимое  вторжение  в  жизнь
почв  антропогенного  фактора  в  последние  два
столетия  резко  ускорило  их  эволюцию,  придало
ему  зачастую  форму  контрэволюции  (эрозия,  де¬
гумификация,  вторичная  карбонатизация  и  др.).
Ф.И.  Козловский  выдвигает  совершенно  новое
научное  направление  -  моделирование  эволюции
почв.  В  основу  его  положены  элементарные  поч¬
венные  процессы  (ЭПП)  и  элементарные  ланд¬
шафтные  процессы  (ЭЛП),  имея  в  виду  их  относи¬
тельную  длительность  или  кратковременность.
 Использована  концепция  характерного  време¬
ни,  взятая  из  физики  и  в  применении  к  географии
у  Д.Л.  Арманда  и  В.О.  Таргульяна.  Идея  ЭПП,
выдвинутая  И.П.  Герасимовым,  у  Козловского,
по  его  выражению,  облекается  в  “количествен¬
ную  версию”.  Выделяются  ЭПП  быстрые  (менее
10  лет),  средние  (10—100  лет),  медленные  (более
100  лет).  Примером  первых  служат  засоление,  ог-
леение;  вторых  -  дегумификация,  уплотнение,
лессиваж,  водная  эрозия  и  др.,  третьих  -  оглини-
вание,  выщелачивание,  карбонатизация  и  др.  Тут
возникают  некоторые  сомнения:  например,  вод¬
ная  эрозия  нередко  проявляется  как  ЭПП  быст¬
рый  и  даже  очень  быстрый.  Козловский  видит
один  общий  изъян  разделения  ЭПП  по  характер¬
ному  времени,  а  именно  их  сопряженность,  боль¬
шое  взаимодействие,  как  в  случае  слитизации  и
уплотнения  или  эрозии  и  карбонатизации.
 Хочу  высказаться  по  вопросу  слитогенеза.  Од¬
новременно  с  рассматриваемой  книгой  на  мой  ра¬
бочий  стол  легла  книга  Н.Б.  Хитрова  о  слитых
почвах  Ставрополья.  Ее  объем,  содержание,  оби¬
лие  фактического  материала,  посвященность  од¬
ному  лишь  региону  (а  слитоземы  рассеяны  по  все¬
му  миру)  заставляют  усомниться,  что  речь  идет  о
ЭПП,  напротив,  мы  имеем  дело  с  процессом,
сложным  и  древним.  Он  происходил  в  литораль¬
ной  фации  морей  еще  в  мезозое.  Многие  почвы
этого  класса  имеют  геологически  унаследован¬
ную  слитость.
 В  целом,  однако,  использование  ЭПП  для  по¬
нимания  эволюции  почв  надо  считать  прогрессив¬
ным  и  привлекательным.  Ф.И.  Козловский  гово¬
рит  о  необходимости  большой  работы  в  области
понимания  самой  сути  ЭПП,  выявления  новых  их
видов.  Он  также  напоминает  мысль  А.А.  Роде
(1947  г.)  о  почвенных  микропроцессах,  то  есть,
как  я  понимаю,  объединении  с  количественными
параметрами  экологических  функций  почв  в
этом  состоит  одна  из  фундаментальных  перспек¬
тив  теоретического  почвоведения.  Правда,  в  этом
случае  термин  “элементарный”  нужно  будет  за¬
менить  каким-то  другим.  Однако  это  дискуссион¬
но.  Возвращаясь  к  книге  Козловского,  отметим
очень  интересное  его  предложение  оценивать
эволюцию  почв  по  “парным  соотношениям
ЭПП”.  Им  выделено  5  пар  таких  ЭПП  по  принци¬
пу  обратной  связи:  уплотнение  -  трещиноватость,
гумификация  -  дегумификация  и  др.  В  специаль¬
ной  таблице  (с.  209)  представлено  7  типов  и  под¬
типов  степных  почв  и  показан  состав  и  соотноше¬
ние  агрогенных  ЭПП  в  горизонтах  А  пах  и  В  под-
пах.  В  компактной  форме  изображена  сложная
картина  возможного  агрогенеза  почв  до  глубины
1  м  под  влиянием  поступательного  (знак  “+”)  и  об¬
ратного  ему  процесса  (знак  “-”).
 Эту  модель  можно  использовать  для  количест¬
венной  оценки  агрогенной  стадии  эволюции  почв
других  природных  зон.  В  этом  находит  свое  выра¬
жение  “письма  в  будущее”,  по  мысли  авторов
“слова  о  друге”,  что  справедливо  и  для  ряда  дру¬
гих  идей  Ф.И.  Козловского.  Нужно  еще,  чтобы
тот,  кто  захочет  взять  эти  “письма”  на  вооруже¬
ние,  обладал  хотя  бы  долей  исключительной  на¬
туралистической  наблюдательности,  которая
была  присуща  Феликсу  Ивановичу.  Он  глубоко
проникал  в  многогранность  антропогенной
трансформации  профиля  почвы,  в  ее  структуру  и
бесструктурность,  плотность  и  трещиноватость,
умел  в  поле  количественно  выразить  эти  не  по¬
стоянные  по  своей  сути  атрибуты  почвы.  Модели¬
рование  эволюции  почв  автор  проводит,  приме¬
няя  специальный  математический  аппарат  -  до¬
вольно  сложный.  Но  при  некотором  напряжении
сил  он  может  быть  освоен  и  будет  полезным  для
тех,  кто  интересуется  общими  проблемами  эво¬
люции  почв,  антропогенным  педогенезом,  коли¬
чественной  оценкой  ЭПП  и  их  сочетаний.
 Тут  стоит  обратиться  к  предпоследнему  разде¬
лу  книги  “Моделирование  агропедогенеза  на  Рус¬
ской  равнине”,  особенно  к  статье  “Агродеграда¬
ция  черноземов”.  Таких  видов  деградации  не¬
сколько  и  все  они  при  естественном  ходе  событий
необратимы.  Не  отрицается  большое  значение
структуры  почвы.  Но  выдвигается  мысль,  что  на
пашнях  она  разрушена  и  практически  земледелие
ведется  на  бесструктурных  почвах.  Наиболее  от¬
рицательным  фактором  для  обрабатываемых
черноземов  и  других  степных  почв  служит  их  вы-
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  Н>  1 	2005

124
 КРУПЕНИКОВ
 сокая  и  все  возрастающая  плотность  пахотного  и
еще  больше  подпахотного  слоя  (плужная  подош¬
ва).  Это  снижает  водопроницаемость,  затрудняет
рост  корней  и  в  конечном  счете  ведет  к  падению
урожайности.  Причин  переуплотнения  почвы  не¬
сколько,  в  главном  они  порождаются  иллюзией
технического  могущества  современного  земледе¬
лия.  В  условиях  целины  и  на  первых  порах  вовлече¬
ния  степных  почв  в  земледелие  они  имели  опти¬
мальную  равновесную  плотность  ниже  1.3  г/см3.
Применение  тяжелой  техники  -  тракторов  Т-150  -
привело  к  значительному  росту  плотности.  Это
не  компенсируется  трещиноватостью,  на  что  при¬
стальное  внимание  обратил  В.В.  Медведев  (Укра¬
ина),  а  в  обобщенном  виде  -  Ф.И.  Козловский  и
В.А.  Чаплин.  Они  провели  тщательные  полевые
наблюдения  за  состоянием  почв  и  посевов,  обра¬
ботали  математически  полученные  данные  и  со¬
ставили  пятибалльную  школу  агрофизической
деградации  степных  почв  по  величине  плотности
(V,  г/см3)  горизонтов  А  (его  пахотной  и  подпахот¬
ной  частей)  и  соответственно  В1  и  В2.  Эта  шкала
(табл.  1,  с.  443)  представляет  собой  емкое  обоб¬
щение  плотностной  оценки  почв.
 Существенное,  математически  достоверное
снижение  средней  продуктивности  зерновых
культур  четко  коррелирует  с  выделенными  гра¬
дациями  плотности  почв.  При  этом  выявляется
роль  генетического  фактора:  у  черноземов  обык¬
новенных  физическая  деградация  относительно
наименьшая,  у  южных  она  возрастает  и  у  кашта¬
новых  почв  наибольшая.  Для  земледельческой
практики  очень  интересны  легко  наблюдаемые
морфологические  признаки  деградации  чернозе¬
мов  и  каштановых  почв  (табл.  2,  с.  445).  Ф.И.  Коз¬
ловский  суммарно  эту  деградацию  почв  обозна¬
чает  как  их  “выпаханность”,  включая  сюда  дегу¬
мификацию  и  другие  ущербы.  Термин
“выпаханность”  не  всем  нравится,  но  он  народ¬
ный  и  использовался  В.В.  Докучаевым.  Рассмот¬
рена  также  территориальная  дифференциация
степени  выпаханности  по  зонам  -  лесостепной,
степной,  сухостепной.  Таким  образом,  это  пост¬
роение  представляет  интерес  для  весьма  широко¬
го  круга  сельскохозяйственных  работников.  Под¬
черкивается,  что  борьба  с  выпаханностью  степ¬
ных  почв  при  существующих  сейчас  условиях
ведения  сельского  хозяйства  может  носить  лишь
паллиативный  характер.  Радикальное  преодоле¬
ние  агродеградации  степных  почв  потребует  пол¬
ной  перестройки  всех  условий  природопользова¬
ния,  включая  его  экологические  и  социальные  ас¬
пекты.  Таков  важнейший  и  предостерегающий
 вывод  государственного  значения.  Это  показано
и  доказано  в  книге  многосторонне  и  многократ¬
но.
 Важный  для  меня  вопрос  понимания  сути  вод¬
ной  эрозии  почв.  В  книге  она  трактуется  как
ЭПП  (с.  102-109).  Но  лучше  ее  понимать  как  бо¬
лее  широкий  ландшафтный  процесс,  но  не  эле¬
ментарный,  поскольку  его  результатом  является
не  только  радикальное  изменение  почв,  но  и  ре¬
льефа,  а  при  линейных  формах  (ложбины,  овра¬
ги)  и  ландшафта  в  целом.  Следует  иметь  в  виду
изменение  растительного  покрова  и  гидрологиче¬
ского  режима  территории.  Есть  еще  один  инте¬
ресный  штрих:  образование  делювиальных  гуму¬
сированных  почв  -  антитезы  эродированных.
 Много  внимания  Ф.И.  Козловский  уделяет  од¬
ному  из  своих  любимых  вопросов  -  засоления  и
рассоления  почв.  При  их  описании  с  большой  чет¬
костью  выступают  главные  принципы  автора  -
количественная  версия  ЭПП,  а  также  один  из
важнейших  принципов  кибернетики  -  принцип
обратной  связи.  Впрочем,  этот  принцип  использу¬
ется  и  при  рассмотрении  других  сторон  характе¬
ристики  почв  и  почвенного  покрова.  Наравне  с
В.А.  Ковдой  и  Н.И.  Базилевич,  Ф.И.  Козловский
был  одним  из  классиков  галургии  почв.
 Книгу  Ф.И.  Козловского  отличает  широкая
амплитуда  научных  сюжетов:  от  методов  опреде¬
ления  почвенного  индивидуума  до  характеристи¬
ки  целых  природных  зон;  от  детального  разбора
отдельных  ЭПП  до  трактовки  эволюции  почв,  в
том  числе  и  агрогенной,  как  сочетания  ЭПП;  от
новых  методов  моделирования  развития  почв  во
времени  до  метода  ускоренного  определения  в
них  карбонатов;  от  своего  понимания  сущности
ЭПП  до  нового  функционального  понимания
структуры  почвенного  покрова.  Книгу  характе¬
ризует  методическая  строгость  понимания  и
оценки  результатов  полевых  наблюдений  и  лабо¬
раторных  анализов,  умелое  использование  мате¬
матических  методов,  логических  суждений  и  ут¬
верждений.
 Очень  органичны  9  фотографий  на  внутрен¬
них  сторонах  обложки  книги,  отмечающих  яркие
рабочие  моменты  жизни  Козловского,  честь  и
хвала  тому,  кто  их  так  подобрал  и  расположил.
Почвоведам  -  молодым  и  не  молодым  тоже  -  на¬
до  считать  себя  его  учениками.  Вспомнил  афо¬
ризм  одного  эллинского  мудреца:  “Ученик  не  со¬
суд,  который  надо  наполнить,  а  факел,  который
надо  зажечь”.  Думаю,  что  Феликс  Иванович  мог
и  наполнить  и  зажечь!
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  №1,  с.  125-126
 РЕЦЕНЗИИ
 УДК  631.461:459.2
 НОВАЯ  КНИГА  О  МИКРООРГАНИЗМАХ
АНТРОПОГЕННО-ПРЕОБРАЗОВАННЫХ  ПОЧВ
ЗАПАДНОЙ  СИБИРИ*
 ©  2005  г.  Д.  Е.  Полонская
 Красноярский  государственный  аграрный  университет,  660049,  Красноярск,  ул.  Мира,  88
 Поступила  в  редакцию  18.02.2004  г.
 Книга  В.С.  Артамоновой  является  итогом  ее
многолетних  исследований  почв  и  почвоподоб¬
ных  образований  юго-восточной  части  Западной
Сибири.  В  монографию  включена  обширная  ин¬
формация  о  текущем  состоянии  микробных  ком¬
плексов  разных  сред  обитания  в  пределах  фоно¬
вых,  загрязненных  и  нарушенных  территорий,  о
прогнозе  развития  и  степени  опасности  микроор¬
ганизмов  для  человека  и  других  живых  объектов.
 Эколого-микробиологическая  оценка  текуще¬
го  и  будущего  статуса  почв  в  сибирском  регионе,
характеризующемся  одновременно  насыщеннос¬
тью  уникальными  природными  ресурсами,  слож¬
ностью  геоморфологии,  особенностями  климата,
формированием  крупных  агломераций,  пока  за¬
труднительна,  поскольку  существующие  сведе¬
ния  о  микробиологическом  состоянии  почв  про¬
мышленных  освоенных  территорий  и  их  окрест¬
ностей  в  условиях  Сибири  являются  довольно
скудными.
 В  книге  впервые  для  сибирского  региона  пред¬
ставлены  материалы  по  микробиологическому
состоянию  почв,  вовлеченных  в  городское  и  при¬
городное  пользование.  Автором  разработана
концепция  антропогенной  экологии  почвенной
микробиоты,  согласно  которой  трансформация
почвенной  среды  обитания  обусловливает  изме¬
нение  экологических  взаимоотношений  и  адап¬
тивных  способностей  микроорганизмов.
 В  первой  главе  монографии  изложены  основ¬
ные  представления  о  почвенных  средах  урбанизи¬
рованных  территорий.  Показано,  что  в  результа¬
те  антропогенной  нагрузки  на  естественные  при¬
родно-территориальные  комплексы  происходит
быстрая  утрата  их  исходного  вида  и  приобрете¬
ние  новых  черт.  При  этом  в  основу  описания  ант¬
ропогенной  эволюции  почв  автором  положена
оценка  происходящих  микробиологических  изме¬
нений  в  почвах  с  частичным  профилем  и  в  почво¬
 *  В.С.  Артамонова  “Микробиологические  особенности  ант¬
ропогенно  преобразованных  почв  Западной  Сибири"  /
Отв.  ред.  чл.-корр.  РАН  И.М.  Гаджиев.  Новосибирск:
Изд-во  СО  РАН,  2002.  225  с.
 подобных  образованиях  -  эмбриоземах,  органо-
земах,  урбаноземах.
 Многообразие  антропогенного  воздействия  на
почву  в  регионе  обеспечило  накопление  микро¬
биологических  данных.  Это  позволило  показать
спектр  негативных  преобразований,  не  регистри¬
руемых  другими  методами.  Такой  подход  ранее
не  применялся.
 В  главе  2  на  основании  многолетних  исследо¬
ваний  ИПА  СО  РАН  подробно  представлена  гео¬
графия  объектов  наблюдений,  дифференциация
почвенного  покрова  Новосибирской  обл.  по  сте¬
пени  нарушенности,  спектр  антропогенного  воз¬
действия  на  почвы  урбанизированных  террито¬
рий.  Показано,  что  на  исследуемой  территории
распределение  почв  имеет  сложный  характер.  Ес¬
тественная  полигенетичность  почвенного  покро¬
ва,  обусловленная  исходно  сложной  ландшафт¬
ной  зональностью,  дополняется  антропогенной.
 В  главах  3  и  4  представлены  ответные  реакции
микробного  сообщества  на  антропогенные  на¬
грузки  с  учетом  особенностей  изменений  среды
обитания,  показаны  последствия  современной
многосторонней  эксплуатации  почв.  На  примере
типичных  агрогенных  нагрузок  (распашка,  оро¬
шение,  выпас,  водная  эрозия)  и  их  комбинаций
показан  спектр  реакций  микробиоты  сибирских
почв  на  изменение  среды  обитания:  сдвиг  в  мик¬
робиологическом  составе,  численности  содержа¬
ния,  активности  жизнедеятельности  альго-  и  мик-
робоценозов.  Так,  длительное  ненормированное
орошение  обусловливает  перестройки  структуры
альгоцианобактериального  сообщества.  Распаш¬
ка  способствует  развитию  широкого  эколого¬
трофического  спектра  микробиоты  только  на  на¬
чальных  этапах,  через  25-30  лет  освоения  чернозе¬
мов  наблюдается  биодеградация  гумусовых  ве¬
ществ.  Культурный  выпас  и  нормированное  ороше¬
ние  способствуют  распространению  микробного  и
альгологического  профилей  в  глубь  почвы.
 Автором  подробно  рассмотрен  спектр  микро¬
биологических  явлений  в  почвах  и  почвоподоб¬
ных  образованиях,  испытывающих  последствия
рубки  и  транспортировки  леса,  осушения  болот,
 125

126
 ПОЛОНСКАЯ
 угле-  и  золотодобычи,  складирования  техноген¬
ных  и  биогенных  шламов.  При  лесопользовании
поверхностная  трансформация  почв  сопровожда¬
ется  снижением  активности  микробной  деструк¬
ции  органического  вещества.
 Агрогенные  и  другие  виды  трансформации  не
катастрофического  характера  автор  определяет
по  наличию  признаков  деградации:  снижению
физиологического  разнообразия  (споровых  бак¬
терий,  актиномицетов),  продуктивности  функци¬
ональных  групп  (фото-  и  гетеротрофных  азот-
фиксаторов),  конкуренции.
 Оригинальной  по  приему  изложения  и  новой
по  содержанию  является  глава  5,  посвященная  ди¬
агностике  микробиологического  статуса  почв  и
урбаноземов  в  пределах  земель  рекреационного,
селитебного,  резервного  назначений.  На  примере
функциональных  зон  г.  Новосибирска  и  его  окре¬
стностей  рассматриваются  современные  ситуа¬
ции  трансформации  микробных  сообществ  в  го¬
родских  почвах.  Особое  внимание  уделяется  сани¬
тарно-микробиологическому  состоянию  почв
населенных  мест,  экологии  токсинообразующих
микроорганизмов.
 Рекреационные  нагрузки  на  почву  вызывают
снижение  микробной  активности  в  органогенном
слое,  что  выражается  в  сокращении  численности
и  видового  разнообразия  сапрофитных  бактерий.
Наиболее  устойчивы  к  рекреационному  прессу
первичные  и  вторичные  продуценты  органичес¬
кого  вещества  (диатомовые  водоросли,  циано¬
бактерии  и  грибы).
 Впервые  для  почв  урбанизированных  террито¬
рий  Сибири  представлены  сведения  о  механизмах
формирования  в  почвах  токсигенного  микробно¬
го  пула,  позволяющие  оценить  потенциальную
патогенную  опасность  для  человека,  животных,
растений.  Продемонстрированы  особенности  ми¬
кробиоты  на  разных  сукцессионно-возрастных
стадиях  техноземов.  Найдено,  что  структурно
функциональная  организация  микробо-  и  альго-
ценозов  в  условиях  пригородного  агрогенного  ис¬
пользования  указывает  на  признаки  выпаханнос-
ти,  эродированности,  иррагационной  и  пастбищ¬
ной  деградации  почв.
 Шестая  глава  является  обобщающей.  В  ней  ав¬
тор  заключает,  что  изменения  структурно-функ¬
циональной  организации  почвенной  микробиоты,
связанные  с  антропогенным  воздействием,  усу¬
губляют  и  без  того  повышенную  уязвимость  поч¬
венных  экосистем  Сибири,  чутко  реагирующих
на  антропогенные  нагрузки.  Естественные  экоси¬
стемы,  ранее  характеризовавшиеся  определен¬
ной  прочностью,  обеспечивающейся  способнос¬
тью  к  авторегуляции  (гомеостазу),  при  меняю¬
 щихся  внешних  условиях  утрачивают  это  ценное
свойство.
 Разнообразное  землепользование  исследуе¬
мой  территории  Сибири  обусловливает  антропо¬
генную  изменчивость  эволюционно  сложившихся
почвенных  экосистем  и  их  биотической  составля¬
ющей.  Микроорганизмы  обнаруживают  различ¬
ные  адаптивные  возможности  к  трансформации
исходной  среды  обитания,  обеспечивающие  им
освоение  новых  экологических  ниш.  Выявлен¬
ные  автором  ответные  реакции  микробиоты  на
антропогенные  трансформации  почвенных  сред
обитания  положены  в  основу  диагностической
системы  признаков  антропогенного  развития  и
эволюции  почв  на  урбанизированной  террито¬
рии.  Она  включает  (кроме  поверхностного  и  глу¬
бокого  вариантов  изменения  почвы)  качественно
новый  вариант,  формирующийся  под  воздействи¬
ем  урбанизации:  химических  и  биологических
агентов  загрязнения  токсигенного  характера.  У
организмов  в  такой  среде  обитания  начинают
формироваться  внутривидовые  и  видовые  адап¬
тации.
 Сведения,  приведенные  в  данной  главе,  могут
быть  положены  в  основу  стратегии  поддержания
здорового  состояния  почв,  охраны  их  от  деграда¬
ции,  токсикоза,  микробного  загрязнения.  Полу¬
ченные  данные  расширяют  представления  о  вли¬
янии  антропогенных  факторов  и  их  комбинаций
на  состояние  окружающей  среды  исследуемого
региона,  отражая  ранние  и  поздние  проявления
антропогенных  нагрузок.
 Книга  указывает  на  важность  обсуждаемой
проблемы  микробиологического  мониторинга,
содержит  много  новых  теоретических  положе¬
ний,  предлагает  практически  важные  подходы  к
диагностике  состояния  почв.  Монография  явля¬
ется  ценным  вкладом  в  исследование  микробио¬
логических  свойств  почв  и  почвоподобных  тел  с
позиций  современной  экологии  и  эволюции.  Она
может  быть  рекомендована  для  корректировки
методик  анализа  экологической  безопасности
объектов  окружающей  среды,  контроля  качества
почв  территорий  городского  и  пригородного  зем¬
лепользования.
 Монография  выпущена  тиражом  300  экземпля¬
ров,  список  цитируемой  литературы  составляет
355  источников  на  русском  и  39  на  иностранных
языках.  Она  прекрасно  иллюстрирована,  сопро¬
вождается  уникальными  фото-  и  компьютерными
изображениями  и  по  сути  является  энциклопедиче¬
ским  справочным  изданием,  полезным  широкому
кругу  специалистов  природоохранных  центров,
агрохимических  лабораторий,  санитарных  ин¬
спекций,  градостроительных  служб,  а  также  пре¬
подавателям  и  студентам  -  биологам,  экологам,
почвоведам.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  Ѣ  1 	2005

ПОЧВОВЕДЕНИЕ,  2005,  Л&  1,  с.  127-128
 ТРЕБОВАНИЯ  К  РУКОПИСЯМ,
ПРЕДСТАВЛЯЕМЫМ  В  ЖУРНАЛ  “ПОЧВОВЕДЕНИЕ”
 Статьи,  направляемые  в  журнал  “Почвоведение”,
должны  удовлетворять  следующим  требованиям:
 1. 	Статьи  представляются  в  двух  экземплярах  на
русском  языке  в  комплекте  с  авторскими  договорами
(информация  об  авторских  договорах  размещена  на
сайте  МАИК  и  журнала);  обязательно  должны  иметь
направление  от  учреждения,  в  котором  выполнена
данная  работа,  акт  экспертной  комиссии,  дискету  с
полной  версией  статьи;  на  отдельной  странице  необхо¬
димо  указать  фамилии,  имена  и  отчества  всех  авторов,
их  полные  почтовые  адреса,  адреса  электронной  поч¬
ты,  места  работы,  телефоны.  Последняя  страница  ста¬
тьи  должна  быть  подписана  всеми  авторами.
 2. 	Объем  статьи  не  должен  превышать  18-20  стра¬
ниц  машинописного  текста  (40  тыс.  печатных  знаков,
включая  пробелы)  отпечатанного  на  компьютере
(шрифтом  Times  New  Roman  не  менее  14-го)  через
1.5  интервала,  на  белой  бумаге  (формат  290  х  210  мм)
с  одной  стороны  листа.  Текст  должен  занимать  28-
29  строк,  слева  должно  быть  оставлено  поле  25  мм.  Все
листы  в  статье  вместе  с  вложенными  в  текст  таблицами
(лист,  следующий  после  листа  с  первой  ссылкой  на  таб¬
лицу)  должны  быть  пронумерованы.
 3. 	Начало  статьи  оформляется  по  образцу:  индекс
статьи  по  Универсальной  десятичной  классификации
(УДК);  название;  инициалы  и  фамилии  авторов;  пол¬
ное  название  учреждений,  в  которых  выполнялось  ис¬
следование,  их  почтовые  и  электронные  адреса;  дата
поступления.  Например:
 УДК  631.411.6
 Подвижность  ионов  калия  в  типичных  сероземах
 А.  И.  Петров1,  Б.  В.  Иванов2,  М.  П.  Сидорова3
 Факультет  почвоведения  МГУ  им.  М.В.  Ломо¬
носова.  119899,  М.,  Воробьевы  горы
 2Почвенный  институт  им.  В.В.  Докучаева  Рос¬
сийской  академии  сельскохозяйственных  наук,
109017,  М.,  Пыжевский  пер.,  7
 3Институт  общей  и  экспериментальной  биоло¬
гии  СО  РАН,  670047,  Улан-Удэ,  ул.  Сахьяновой,  6
 e-mail:  author@host.ru
 Поступила  в  редакцию
 Далее  следует  аннотация,  объемом  5-10  строк.
 4. 	В  статье  должны  сжато  и  четко  излагаться:  совре¬
менное  состояние  вопроса,  описание  методики  исследо¬
вания  и  обсуждение  полученных  данных.  Заглавие  ста¬
тьи  должно  полностью  отражать  ее  содержание.  Статьи
должны  быть  тщательно  отредактированы.  Рекоменду¬
ется  стандартизировать  структуру  статьи,  используя
подзаголовки:  ВВЕДЕНИЕ,  ОБЪЕКТЫ  И  МЕТО¬
ДЫ,  ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНАЯ  ЧАСТЬ,  РЕЗУЛЬТА¬
ТЫ  И  ИХ  ОБСУЖДЕНИЕ,  ЗАКЛЮЧЕНИЕ  или
ВЫВОДЫ,  СПИСОК  ЛИТЕРАТУРЫ.
 5. 	При  указании  номенклатуры  почв,  индексов  го¬
ризонтов  и  классификационного  положения  почв  сле¬
дует  ссылаться  на  опубликованные  классификацион¬
ные  системы.  Если  названия,  индексы  или  классифи¬
кационный  ранг  авторские,  их  следует  обосновать.
Индексы  горизонтов  рекомендуется  писать  на  строке
(правильно:  Alca,  Bth).
 6. 	В  статье  должны  использоваться  физические
единицы  и  обозначения,  принятые  в  Международной  си¬
стеме  единиц  СИ  (ГОСТ  9867-61),  и  относительные
атомные  массы  элементов  по  шкале  12С.  Желательно  из¬
бегать  употребления  внесистемных  единиц  (например,
центнер).  В  расчетных  работах  необходимо  указывать
авторов  используемых  программ.  При  названии  различ¬
ных  соединений  желательно  использовать  терминоло¬
гию  ИЮПАК.  Транскрипция  географических  названий
должна  соответствовать  атласу  последнего  года  издания.
При  описании  видового  состава  растительности  необхо¬
димо  приводить  русские  и  латинские  названия.
 7. 	Все  сокращения  должны  быть  расшифрованы.
 8. 	В  связи  с  тем,  что  статьи,  публикуемые  в  журнале
“Почвоведение”,  одновременно  переводятся  на  анг¬
лийский  язык  и  публикуются  в  журнале  Eurasian  Soil
Science,  следует:
 - 	привести  оригинал  цитируемого  текста  из  за¬
рубежных  источников  и  оригинальное  написание
фамилий  зарубежных  авторов;
 - 	указать  написание  ФИО  авторов  на  английском
языке,  употребляемое  в  зарубежных  изданиях;
 - 	при  упоминании  иностранных  учебных  заведе¬
ний,  фирм,  фирменных  продуктов  и  т.д.  в  русской
транскрипции  в  скобках  должно  быть  дано  их  ори¬
гинальное  написание;  желательно  приложить  к
статье  список  основных  терминов  и  их  перевод.  Это
особенно  касается  статей,  в  которых  широко  ис¬
пользуется  зарубежный  опыт.
 9. 	При  оформлении  формул  рекомендуется  соблю¬
дать  следующие  правила:
 - 	все  формулы  и  буквенные  обозначения  долж¬
ны  быть  напечатаны  на  компьютере  с  четкой  раз¬
меткой  всех  индексов  и  пояснениями  на  полях;
 - 	во  всех  материалах,  включая  рисунки  и  надписи
на  фотографиях,  должна  соблюдаться  единообразная
разметка  всех  формул,  символов.  Необходимо  уни¬
фицировать  те  математические  знаки  и  символы,  в
употреблении  которых  встречаются  разнобой  и  нео¬
пределенность  (знак  пропорциональности,  знак  при¬
близительного  равенства  и  т.п.);
 - 	при  написании  и  разметке  формул  следует:
 а) 	прописные  и  строчные  буквы  всех  алфавитов,
имеющие  одинаковое  начертание,  подчеркивать
простым  карандашом:  большие  -  двумя  чертами
 127

128
 ТРЕБОВАНИЯ  К  РУКОПИСЯМ
 снизу  (например,  S,  Р),  маленькие  -  двумя  чертами
 сверху  (например,  s,  р);
 б) 	показатель  степени  и  индексы  выделять  про¬
стым  карандашом  дужкой  (например,  С^1,  Сіу^);
 в) 	все  переменные  величины  подчеркивать  вол¬
нистой  линией  (курсив);  это  же  касается  латинских
названий  (например,  V  (коэффициент  вариации),
 И  (повторность),  Streptomyces  cinereus).  Все  посто¬
янные  -  прямой  скобкой  снизу  (например,  П  (по¬
ристость));
 г) 	буквы  греческого  алфавита  подчеркивать
красным  карандашом,  готического  -  синим.  Эти  же
буквы  выносятся  и  поясняются  (пишется,  как  они
произносятся)  один  раз  на  странице,  например  £
(кси),  С,  (дзета);
 д) 	для  похожих  по  начертанию  букв  необходимо
давать  пояснения  простым  карандашом  на  полях
(например,  е  (не  ель);  1  (эль);  0  (ноль);  О  (буква)  и  т.д.);
 е) 	по  возможности  избегать  значков  ~  (волна),  о
(кружок),  лѵ  (крышки)  над  и  под  буквами;
 ж) 	математические  символы  типа  sin,  lim,  log,
max,  exp,  а  также  химические  элементы  отмечать
квадратной  скобкой  снизу,  например,  log  1  =  0;  Fe  .
 10. 	Оформление  числового  материала  должно  со¬
ответствовать  следующим  требованиям:
 - 	числовой  материал  следует  давать  в  форме
таблиц;
 - 	таблицы  нумеруются  по  порядку  упоминания
их  в  тексте  арабскими  цифрами.  После  номера
должно  следовать  название  таблицы;
 - 	все  графы  в  таблицах  и  сами  таблицы  должны
иметь  заголовки  и  быть  разделены  вертикальными
линиями;
 - 	сокращения  слов  в  таблицах  не  допускается;
 - 	цифровой  материал  по  строкам  должен  быть
четко  размечен  горизонтальными  линиями,  прове¬
денными  карандашом;
 - 	количество  таблиц  в  статье  не  должно  превы¬
шать  пяти,  каждая  таблица  печатается  на  отдель¬
ном  листе;
 - 	не  допускается  повторения  одних  и  тех  же  дан¬
ных  в  таблицах,  графиках  и  тексте  статьи;
 - 	табличные  данные  необходимо  приводить  с
точностью,  соответствующей  точности  метода.
 11. 	Оформление  иллюстраций  должно  соответст¬
вовать  следующим  требованиям:
 - 	рисунки  представляются  в  двух  экземплярах
размером  не  менее  5  х  6  см  и  не  более  9  х  12  см;
 - 	рисунки  и  фотографии  в  текст  рукописи  не
следует  вклеивать,  их  надо  приложить  отдельно  в
конце  статьи;
 - 	каждый  рисунок  должен  быть  выполнен  на  бе¬
лой  бумаге  черной  тушью  (чернилами)  или  с  помо¬
щью  компьютерной  техники.  Рисунок  должен  быть
четким  и  понятным,  надписи  размечены  в  соответ¬
ствии  с  текстом;
 - 	следует  максимально  сокращать  пояснения  на
полях  рисунка,  переводя  их  в  подписи;
 - 	карты  должны  быть  выполнены  на  географи¬
ческой  основе  ГУГК  -  это  должны  быть  контурные
или  бланковые  карты;
 - 	фотографии  представляются  на  глянцевой  бу¬
маге  в  двух  экземплярах  (в  качестве  второго  эк¬
земпляра  ксерокопия  не  допускается)  без  повреж¬
дений.  Необходимые  подписи  делаются  только  в
одном  экземпляре;
 - 	на  оборотной  стороне  рисунка  или  фотогра¬
фии  карандашом  должны  быть  указаны  фамилия
автора  и  порядковый  номер  рисунка;
 - 	объяснение  рисунков  и  фотографий  в  тексте  и
подписи  к  ним  должны  соответствовать  содержа¬
нию  рисунков.
 12. 	Место  размещения  иллюстраций  и  таблиц  в  текс¬
те  указывается  на  полях  рукописи  простым  карандашом.
 13. 	Оформление  списка  литературы  должно  соот¬
ветствовать  следующим  требованиям:
 - 	цитируемая  литература  приводится  под  заго¬
ловком  СПИСОК  ЛРГГЕРАТУРЫ  в  конце  статьи
на  отдельной  странице  (страницах);
 - 	работы  располагаются  в  алфавитном  порядке,
по  фамилиям  авторов.  Отдельные  работы  одного  и
того  же  автора  располагаются  в  алфавитном  по¬
рядке  их  названия;
 - 	сначала  приводятся  работы  на  русском,  затем  -
на  иностранных  языках  (названия  на  японском,  ки¬
тайском  и  других  языках,  использующих  нелатин¬
ский  шрифт,  пишутся  в  русской  транскрипции);
 - 	для  журнальных  статей  указываются:  фами¬
лии  и  инициалы  авторов,  название  статьи,  название
журнала,  год  издания,  том,  номер  (выпуск),  страни¬
цы  (например:  Иванов  Б.П.  Гранулометрический
состав  черноземов  южных,  орошаемых  минерали¬
зованных  водами  реки...  //  Почвоведение.  1998.
№  10.  С.  53-64.);  для  книг  указываются:  фамилии  и
инициалы  авторов,  название  книги,  город,  изда¬
тельство,  год  издания,  общее  количество  страниц
(например:  Иванов  Б.П.  Минералогический  состав
почв.  Новосибирск:  Наука.  Сиб.  отд-ние,  1998.526  с.);
 -допускаются  только  общепринятые  сокращения;
 - 	в  тексте  в  квадратных  скобках  указывается  по¬
рядковый  номер  работы,  на  которую  дается  ссылка;
 - 	все  приведенные  в  статье  цитаты  должны
быть  выверены  по  первоисточникам;
 - 	указание  в  списке  литературы  всех  цитируе¬
мых  в  статье  работ  обязательно;
 - 	цитирование  двух  и  более  работ  под  одним  но¬
мером,  одной  и  той  же  работы  под  разными  номе¬
рами  не  допускается.
 14. 	При  направлении  редакцией  статьи  для  исправ¬
ления  и  доработки  автору  предоставляется  шестиме¬
сячный  срок,  по  истечении  которого  возвращенная  ав¬
тором  статья  рассматривается  как  вновь  поступившая.
 15. 	Корректура  авторам  не  высылается.
 16. 	Статьи  следует  отправлять  в  редакцию  только
простой  бандеролью.
 Отклоненные  статьи  авторам  не  возвращаются.
 Редколлегия  оставляет  за  собой  право  не  рассмат¬
ривать  статьи,  оформленные  с  нарушением  правил.
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  №  1 	2005