Текст
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
Н. А. КАРАВАЕВА
ПОЧВЫ ТАЙГИ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ
Н. А. КАРАВАЕВА
ПОЧВЫ ТАЙГИ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
МОСКВА
1973
УДК 635.51
Караваева Н. Л. Почвы тайги Западной Сибири.
Книга содержит новые материалы по генезису и географии почв
малоизученной территории средней тайги Западной Сибири. Рас¬
сматриваются основные проблемы почвенно-генетического и почвен¬
но-географического изучения территории, основные особенности при¬
родной обстановки. Приводится систематический список почв иссле¬
дованной территории, являющийся основой для классификации
почв. Выделено пять надтиповых почвенных групп для внепоймен-
ных территорий.
Ответственный редактор
академик И. П. ГЕРАСИМОВ
К
0434—0164
042(02)-73
977-73
ОСНОВНЫЕ ПРОБЛЕМЫ
ПОЧВЕННО-ГЕОГРАФИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
ТАЕЖНОЙ ЗОНЫ
И КРАТКИЙ ОБЗОР ПОЧВЕННЫХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Среди природных зон Западной Сибири наибольшая площадь
приходится на таежную зону, и в то же время она является наи¬
менее изученной. В последние годы были опубликованы рабо¬
ты, касающиеся почв и почвенного покрова только ее наиболее
южной части. Средняя и северная подзоны оставались практи¬
чески неизученными.
Изложенные в настоящей книге материалы получены в ре¬
зультате пятилетних полевых работ автора в среднетаежной под¬
зоне (в Сосьвинской Приобье) в составе экспедиций Института
географии Сибири и Дальнего Востока СО АН СССР и Инсти¬
тута географии АН СССР. Эти исследования позволили выявить
ряд почвенно-генетических и почвенно-географических законо¬
мерностей, касающихся этой подзоны и в то же время опреде¬
лить важные задачи дальнейшего изучения почв и почвенного
покрова западносибирской тайги в целом.
Основная особенность Западно-Сибирской равнины— общая
переувлажненность и замедленный сток — накладывает отпе¬
чаток и на зональное почвообразование. Плакорные таежные
почвы, как правило, оглеены, и подзолистый процесс в этих ус¬
ловиях проявляется слабо, а в некоторых случаях он совсем по¬
давлен. В связи с этим главная почвенно-генетическая пробле¬
ма заключается в определении соотношения длительного повер¬
хностного оглеения почв и относительно короткого и слабо¬
го по интенсивности элювиального процесса, формирующего
лишь при определенных условиях профили подзолистого типа.
Далее, в настоящее время еще неясно, существует ли прямая
связь между переувлажнением этих почв и режимом их промер¬
зания— протаивания, или же оно объясняется главным образом
воздействием литолого-геоморфологических условий, обуслов¬
ливающих слабый и замедленный поверхностный и грунтовый
сток. Поэтому другой задачей является выяснение роли мерзло¬
ты в почвообразовании и роли мерзлотных почв в почвенном
покрове западносибирской тайги.
Многие исследователи таежной зоны Западно-Сибирской
равнины отмечали не только ее сильную заболоченность, но и
интенсивное современное заболачивание суходольных террито¬
5
рий. Прогрессивное развитие современного заболачивания сред¬
ней тайги во многом определяет свойства суходольных почв,,^ со¬
став и структуру почвенного покрова и .географию почв подзо¬
ны в целом. Такие же процессы, очевидно, происходят в южной
и северной тайге. Изучение этих процессов, их связи с грунто¬
выми водами, их интенсивности, механизма и распространения
в пределах таежной зоны представляет третью проблему иссле¬
дования почвенного покрова западносибирской тайги, имеющую
не только теоретическое, но и практическое значение.
Известно, что слабая дренированность З’ападно-Сибирской
равнины является причиной сложного мозаичного почвенного
покрова в ее степной и лесостепной зонах. Исследования таеж¬
ной зоны показывают, что сложность и мозаичность почвенного
покрова здесь не уменьшаются, но значительно видоизменяются
в зависимости от рельефа и микрорельефа, процессов заболачи¬
вания, наличия или отсутствия грунтовых вод. Поэтому важной
задачей является выяснение состава и структуры почвенного
покрова, ее изменчивости в пределах таежной зоны в зависи¬
мости от биоклиматических, литолого-геоморфологических и
гидрологических факторов.
Слабая изученность почв западносибирской тайги не позво¬
ляет с полной уверенностью решить вопросы почвенной клима¬
тической зональности и провинциальности — фациальности, тем
более, что повсеместно выраженный гидроморфизм почв значи¬
тельно затушевывает подзональные биоклиматические границы,
так как свойства оглеенных плакорных таежных почв меняются
в пределах средне- и северотаежной подзон очень мало. Поэто¬
му основным критерием для выделения почвенных подзон здесь,
по-видимому, будет не изменение свойств плакорных почв по
территории, а анализ почвенного покрова в целом — соотноше¬
ния отдельных компонентов почвенного покрова, появления но¬
вых компонентов (не обязательно плакорных), изменения его
структуры, которые можно связать с биоклиматическими усло¬
виями.
По;ка неясны также фациально-провинциальные причины са¬
мобытности почв рассматриваемой территории. Является ли она
следствием изменений биоклиматических условий в меридио.-
нальном направлении или следствием своеобразия литолого-
геоморфологических и палеогеографических условий Западно-
Сибирской равнины, сказать пока трудно. Этот вопрос также
нуждается в изучении. И, наконец, очень важно выяснить влия¬
ние на свойства почв хозяйственной деятельности человека, т. е.
использования угодий под пашни и луга, лесоустроительных ме-,
роприятий, жилого и дорожного строительства.
Первые данные по географии почв тайги Западной Сибири
принадлежат Б. Н. Городкову и С. С. Неуструеву (1923). Вслед¬
ствие слабой изученности этой территории приведенные ими све¬
дения отличаются схематичностью, но установленные основные
6
закономерности в общем подтверждены более поздними иссле¬
дованиями. Городков и Неуструев отмечали, что из-за сильной
заболоченности зональные почвы развиваются только по узким
дренированным приречным краям водоразделов, центральные
части которых заняты сфагновыми болотами. Подзолообразо¬
вание ослаблено, что связано с низкими температурами почв и
относительно небольшим количеством осадков. В зависимости
от степени выраженности подзолистого процесса таежная зона
разделена ими на две ¡подзоны: южную (до 60° с. ш.) — типично
подзолистую с более четким проявлением подзолообразования и
северную (до 65° с. ш.) —подзолисто-болотную, или слабопод¬
золистую с затухающим подзолистым процессом и развитием в
ее северной части скрытоподзолистых почв на суглинках. Эти
исследователи указали на различие почвообразования на сугли¬
нистых и песчаных породах, так как почвы на последних всегда
имеют четкий подзолистый профиль, а также на оглеенность
нижних горизонтов почвы на суглинисто-глинистых породах и
сплошную заболоченность таежной зоны, что связано с плос¬
ким рельефом территории и низкими температурами воздуха.
Все последующие работы не касались общих вопросов гео¬
графии почв западносибирской тайги и посвящены главным об¬
разом описаниям своеобразных плакорных почв на суглинках-
глинах.
А. А. Завалишин (1944) описал плакорные почвы Ивдель-
ского района, сформированные на глинах, и высказал ряд пред¬
положений относительно их генезиса. Он охарактеризовал эти
почвы как слабоподзолистые, находящиеся на первых стадиях
подзолообразования, и связал слабую степень их оиодзоленно-
сти с богатством минералогического состава почвообразующих
пород, активным физическим выветриванием верхних горизон¬
тов и холодным климатом (краткостью активного периода поч¬
вообразования). А. А. З'авалишин отметил слабую разрушен¬
ность минеральной части в горизонте Аг, его текстурный харак¬
тер, слабую выраженность горизонта В, его периодическую ог¬
леенность и повышенную гумусность верхних горизонтов. Он
указал также, что почвы на глинах являются поверхностно за¬
болоченными и что второй гумусный горизонт, повсеместно вы¬
раженный в почвах южнотаежной подзоны, на этой территории
в почвах водоразделов отсутствует.
А. П. Мершин (1942) и К. В. Калашников (1959) описали
плакорные почвы на суглинистых и супесчаных породах вблизи
Ханты-Мансийска (южная часть средней тайги), а М. Ф. Мар¬
кова (1959) —распределение почв по рельефу от водораздела
до речной поймы. Почвы на песках описаны как песчаные под¬
золы. В почвах на суглинках отмечается глееватость верхней
части профиля и стабильная оглеенность нижних горизонтов и
подпочвы. Указывается также на наличие белесой присыпки
в почвенном мелкоземе, прослеженной в профиле до глубины
7
более 1 м, и этот признак связывается с подзолистым процес¬
сом. Авторы называют почвы глубокоподзолистыми, хотя и под¬
черкивают слабую морфологическую и химическую дифферен¬
циацию почв по подзолистому типу.
В работе О, С. Морозова, С. С. Полякова и Г. М. Терешкова
(1961) охарактеризованы почвы на суглинистых и песчаных по¬
родах вдоль среднего течения Оби — от Сургута до Кондинского.
Почвы на песках-супесях эти авторы назвали мощными подзо¬
лами. В почвах на суглинках они отметили разную степень про¬
явления подзолообразования, в зависимости от механического
состава. Почвообразующие суглинистые породы отличаются,
согласно их данным, невысоким абсолютным содержанием или¬
стой фракции, что .благоприятствует проявлению оподзоливания.
Глубокие почвенные горизонты (1—1,5 м) стабильно оглеены.
Наиболее распространен болотный тип почвообразования, за
ним следует подзолисто-болотный. К подзолисто-болотным от¬
несены почвы с мощностью горизонта Ао от 25 до 60 см. Они
дали также краткую характеристику дерновых и дерново-глее-
вых почв поймы Оби, как наиболее перспективных сельскохо¬
зяйственных угодий.
Основным особенностям почвенного покрова южной и сред¬
ней тайги на территории Обь-Иртышского междуречья посвяще¬
на работа К. А. Уфимцевой (1966). Она называет среднюю тай¬
гу подзоной подзолистых иллювиально-железистых глееватых и
глубоко-глееватых почв и подчеркивает роль возраста поверх¬
ностей в проявлении степени оподзоливания. Толщи с широким
распространением белесой присыпки в таежных автономных по¬
чвах, прослеживающейся обычно от горизонта В на большую
глубину, К. А. Уфимцева трактует как мощные реликтовые под¬
золистые горизонты суглинистых подзолистых почв, верхняя
часть которых была перемыта в связи с близостью этой терри¬
тории к границе самаровского оледенения. Подзональную поч¬
венную границу между южной и средней тайгой К. А. Уфимце¬
ва проводит по южной границе самаровского оледенения, счи¬
тая, что отчетливость первой связана с резкой сменой литоло¬
гии отложений по границе оледенения.
Е. П. Смолоногов и В. П. Фирсова (1966), характеризуя лесо¬
растительные условия на возвышенности Люлин-Вор (среднее
течение Северной Сосьвы), описали почвы этой территории. Поч¬
вы на легких породах охарактеризованы как подзолистые. Для
почв на суглинках отмечается оглеение с поверхности, наличие
слабо или совсем невыраженного подзолистого горизонта. Поч¬
вы названы глеево-подзолистыми. Для плоских водоразделов,
по мнению авторов, характерно прогрессирующее заболачива¬
ние лесов.
Л. С. Долгова и И. П. Гаврилова (1969) подчеркивают, что
подзолистые почвы средней и северной тайги приурочены толь¬
ко к легким породам и отличаются малогумусностью. На тяже¬
8
лых породах почвы формируются под воздействием поверхност¬
ного оглеения, характеризуются кислой реакцией, ненасыщен-
ностью, малой гумусностыо, выносом окислов железа и некото¬
рым накоплением окислов алюминия. Эти почвы выделены в ка¬
честве особого типа — таежно-поверхностно-глеев^х. Среднета¬
ежным подтипом этого типа являются подзолисто-элювиально-
глееватые почвы. Эти исследователи подчеркивают, что зональ¬
ные почвы имеют ярко выраженные провинциальные черты,
связанные с повышенным увлажнением территории.
С. М. Овчинников (1969) характеризует почвы дренирован¬
ных элементов рельефа в бассейне Ваха (среднетаежная подзо¬
на) как подзолистые, а слабодренированных — как глееватые и
глеевые варианты подзолистых почв. Он выделяет также разно¬
образные болотные и аллювиальные почвы. Имеются данные по
окультуренным среднетаежным илакорным почвам (Кошелева и
Толстухина, 1957),
Анализируя литературу, посвященную почвам западносибир¬
ской тайги в целом, можно отметить следующие важные поло¬
жения: 1) слабое развитие подзолообразования на суглинисто¬
глинистых породах; 2) формирование на суглинисто-глинистых
породах специфических почв, характеризующихся слабыми при¬
знаками оподзоливания или их отсутствием, наличием глубокой
белесой присыпки, глееватостыо верхних горизонтов и стабиль¬
ным оглеением нижней части почвенного профиля; 3) формиро¬
вание на легких породах подзолистых почв; 4) преобладание в
почвенном покрове болотных и полуболотных почв при незначи¬
тельном развитии плакориых почв; 5) развитие процессов забо¬
лачивания под лесами на водоразделах, сложенных суглинисто¬
глинистыми отложениями.
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ сосьвинского
ПРИОБЬЯ и ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ
ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Природные условия Сосьвинского Приобья детально освещены
в ряде опубликованных работ. Поэтому ниже мы остановимся
только на тех составляющих отдельных компонентов природной
среды, которые определяют характер почвообразования и поч¬
венный покров этой территории.
Для Сосьвинского Приобья характерен очень высокий коэф¬
фициент увлажнения, он достигает (по Н. Н. Иванову) 1,5, а
иногда и большей величины. Общее увлажнение деятельного
слоя почвы составляет, как указывает Э. Г. Коломыц (1971),
800—850 мм, что на 22—24% превышает годовое количество
осадков. Наибольшая величина увлажнения почво-грунтов наб¬
людается весной, к осени она постепенно уменьшается; в холод¬
ный период величина увлажнения наименьшая. Для рассматри¬
ваемой территории характерны резкие переходы от крайне избы¬
точного увлажнения почвы во влажные годы к оптимальному
или недостаточному в засушливые. Снежный цокров обычно ус¬
танавливается с наступлением отрицательных температур возду¬
ха, что препятствует глубокому и сильному охлаждению почвен¬
но-грунтовой толщи. В целом же по климатическим условиям
тайга Западной Сибири мало отличается от тайги Европейской
территории СССР. При их сравнении выясняется, что Сось-
винское .Приобье аналогично в этом отношении северной части
среднетаежной подзоны Европейской части нашей страны
(табл. 1).
Основная черта рельефа Сосьвинского Приобья — его выпо-
ложенность. Развитые на этой территории морфоскульптуры
представляют в генетическом отношении современные и древние
озерно-аллювиальные террасы, ледниково-аккумулятивные и
эрозионно-денудационные поверхности. Они заметно различают¬
ся по абсолютным и относительным высотам. Наиболее припод¬
нятые части территории имеют значительные абсолютные отмет¬
ки: Люлин-Вор—150—300 м, Северо-Сосьвинская возвышен¬
ность—100.—250 м, Верхне-Вольинские увалы—100—200 м.
Отметки разделяющих их низменностей варьируют от 20 до
100—120 м. Несмотря на различие относительных высот, все
элементы рельефа повсюду сохраняют крайнюю выположен-
10
ность и весь этот район
слабо дренирован, что
сильно затрудняет по¬
верхностный и грунтовый
сток.
Территория сложена
мощной толщей песков,
супесей, суглинков и глин.
Обычно они многократно
слоисты даже в пределах
нескольких верхних мет¬
ров, переувлажнены и ог-
леены, часто встречаются
включения перегнойно-
торфяных линз. Наблю¬
даются и гравийно-галеч¬
ные разности этих же по¬
род.
Сочетание значитель¬
ного атмосферного пере¬
увлажнения и плоского
рельефа определяет вла-
гооборот Сосьвинского
Приобья (как и всей За¬
падно-Сибирской равни¬
ны) , характеризующийся
в связи с подпором совре¬
менной речной сети еже¬
годной консервацией вла¬
ги на поверхности водо¬
разделов в количестве от
5—10 до 80—85 'мм (Вен-
дров и др., 1966). Эта вла¬
га аккумулируется в ос¬
новном в торфяной тол¬
ще болотных массивов и
способствует распростра¬
нению болот на суходоль¬
ные пространства. Еже¬
годное заболачивание,
по-видимому, захватыва¬
ет в таежной зоне пло¬
щадь не меньше 45 тыс. га
(там же). ^
Глубина залегания ^
почвенно-грунтовых вод *
на водоразделах можег ^
быть различной. На ^
11
супесчано-песчаных водоразделах она обычно не превышает 1 —
3 ж, так как растущие массивы торфяников и постоянный подъ¬
ем в них уровня болотной верховодки вызывают при слоистости
слагающих водоразделы отложений и замедленном грунтовом
стоке беспрепятственный и быстрый подъем уровня почвенно¬
грунтовых вод на прилегающих суходольных территориях. По¬
скольку почти все водоразделы изобилуют болотными массива¬
ми, сферы влияния болот постепенно сливаются и весь супес¬
чано-песчаный водораздел оказывается под воздействием
неглубоко залегающих и постепенно поднимающихся к поверх¬
ности почвенно-грунтовых вод. На суглинисто-глинистых водо¬
разделах горизонт почвенно-грунтовых вод обычно расположен
на глубине более 3 ж, и только вблизи болотных массивов, по
ближайшей периферии, почвообразование протекает под их
влиянием. В связи с частой слоистостью пород и слабой водо¬
проницаемостью суглинков и глин в почвенной толще нередко
возникает временный горизонт верховодки, оказывающий боль¬
шое влияние на почвообразование генетически самостоятельных
таежных почз.
На суглинистых породах зональные растительные ассоциа¬
ции Сосьвинского Приобья представлены среднетаежными ело¬
во-кедровыми кустарничково-зеленомошными лесами. В северной
части территории (бассейн Вогулки) эти ассоциации имеют пе¬
реходный средне-северотаежный характер. В связи с частыми
лесными пожарами коренные леса встречаются редко и обычно
замещены производными сосновыми лесами с примесью других
пород — березы, лиственницы, ели и кедра (в зависимости от
стадии восстановления леса после пожара). На песчано-супес¬
чаных породах развиваются коренные сосновые кустарничко-
во-лишайниково-зеленомошиые леса. Из-за сильной заболочен¬
ности территории зональные (плакорные) таежные ассоциации
по площади значительно уступают заболоченным лесам с кус-
тарничково-долгомошно-сфагновым напочвенным покровом, а
также верховым осоково-сфагновым и кустарничково-осоково-
сфагновым болотам.
Сосьвинское Приобье располагается в подзоне «мерзлых тор¬
фяников», т. е. в пределах территории с распространением мно¬
голетнемерзлых пород, приуроченных к некоторым торфяным
массивам (Геокриологические условия Западно-Сибирской низ¬
менности, 1967). В литературе отмечается, что в этом районе па
определенным местообитаниям, например, в замшелых переув¬
лажненных лесах на первых надпойменных террасах, может воз¬
никать и новообразованная многолетняя мерзлота (там же).
Особенности природы Сосьвинского Приобья, как и всей За¬
падно-Сибирской равнины, в значительной степени связаны и
с некоторыми условиями ее развития в четвертичное время, а
именно с длительным существованием здесь в прошлом усло¬
вий озерно-болотно-аллювиально слабодренированной равнины.
12
В голоцене Западно-Сибирская равнина отличалась значительно
большей по сравнению с современной обводненностью, отраже¬
нием которой являются многочисленные водоемы и торфяники,
а также глубокая оглеенность рыхлых почвообразующих толщ,
начинающаяся в пределах верхних Г,—2 м и прослеживающая¬
ся на большую глубину. Унаследованные торфяники и образую¬
щиеся на месте водоемов торфяные толщи, их рост и развитие
определили гидроморфизм природы таежной зоны Западной Си¬
бири и активное проявление в современный период процессов
заболачивания. Аэровизуальные наблюдения показывают, что
многие элементы рельефа, включая возвышенности, сохраняют
молодой «пойменный» облик (Орлов, 1968). Этому способствует
слабая дренированность, препятствующая осушению уровней,
поднятых на значительные относительные высоты. Озерно-болот¬
ные массивы по очертаниям в основном повторяют древнюю
озерно-речную сеть. В голоцене рельеф на территории Сосьвин-
ского Приобья в общем также был плоским, слаборасчленен-
ным. периоды наибольших изменений климата и смещения
природных зон ландшафты все же оставались таежными. Поэ¬
тому можно полагать, что эта территория в течение длительного
времени развивалась б условиях сильно заболоченной тайги и
что эти условия были близки к современным.
Таким образом, специфику почвообразования в западноси¬
бирской тайге определяют геолого-геоморфологические, гидроло¬
гические и палеогеографические условия. Слабая дренирован¬
ность территории, слабая водопроницаемость почвообразующих
пород, специфический влагооборот, унаследованные сильная об¬
водненность и заболоченность увеличивают переувлажнение тер¬
ритории и, сочетаясь с атмосферной переувлажненностыо, опре¬
деляют обстановку, в которой протекает почвообразование и
формирование почвенного покрова.
ОСНОВНЫЕ ГРУППЫ почв
Изучение почв Сосьвинского Приобья показало, что переувлаж¬
нение и глеевые процессы являются непременными, если не ос¬
новными процессами автономного таежного почвообразования.
Эти же факторы обусловливают широкое развитие кислых орга¬
ногенных аккумуляций (кислого торфонакопления). Кислое гле-
евое и кислое органогенное почвообразование являются веду¬
щими процессами для средней тайги Западной Сибири
В условиях переувлажнения и оглеения на почвообразование,
как известно, большое влияние оказывают те факторы, которые
облегчают или затрудняют сброс избыточной влаги поверхност¬
ным, грунтовым или боковым внутрипочвенным стоком. Такими
факторами являются характер почвообразующих пород (меха¬
нический состав, степень водопроницаемости, литология) и рель¬
еф (степень дренированности).
На территории Сосьвинского Приобья по механическому со¬
ставу четко выделяются три группы почвообразующих пород:
супеси и пески, суглинки и глины, торф. Общее переувлажнение
преломляется в этих породах по-разному и в разной степени
влияет на почвообразование.
Супесчано-песчаные породы обладают хорошей водопроница¬
емостью и небольшой влагоемкостыо, хорошим внутренним дре¬
нажем, и при условии литологической однородности толщи и
достаточно глубокого залегания почвенно-грунтовых вод обеспе¬
чивают отток избыточной почвенной влаги. Поэтому на легких
породах переувлажнение и оглеение почв не возникают; эти
явления наблюдаются только на контактах слоев разного меха¬
нического состава или при неглубоком залегании почвенно-грун¬
товых вод, в сфере капиллярной каймы (в последнем случае
происходит грунтово-глеевое почвообразование). Благодаря хо¬
рошему дренажу на легких породах развивается подзолистый
процесс в алюмо-железисто-гумуеовой форме — образуются А1—
Бе-гумусовые почвы (Таргульян, 1967).
Суглинисто-глинистые породы отличаются значительно мень¬
шей водопроницаемостью, большей влагоемкостью и в условиях
атмосферного переувлажнения, слабого поверхностного и грун¬
тового оттока обычно переувлажнены и стабильно оглеены уже
14
в 1—2 м от поверхности, причем их оглеениость часто прослежи¬
вается на большую глубину, что значительно ухудшает их внут¬
реннюю дренированность. Глубокое оглееиие, по-видимому, свя¬
зано с гидроморфным генезисом почвообразующих озерно-аллю¬
виальных толщ. В настоящее время это глубокое оглееиие под¬
держивается климатическими условиями и слабой дренирован-
ностью территории. Кроме того, суглинисто-глинистые толщи
часто литологически неоднородны, слоисты даже в пределах не¬
скольких верхних метров, что также снижает их водопроница¬
емость. Поэтому в сформировавшихся из них почвах создаются
благоприятные условия для развития процессов оглеения, проте¬
кающих благодаря переувлажнению атмосферными осадками
(без участия в нем грунтовых вод) в условиях замедленного от¬
тока из почвенной толщи продуктов почвообразования. Подоб¬
ный процесс, названный И. С. Кауричевым (1965) элювиальным
оглеением, преобладает в период талого состояния почв. Он за¬
трудняет подзолообразование и на подобном фоне может проте¬
кать только в те периоды, когда в почвенном .профиле происхо¬
дит активный нисходящий ток почвенных вод.
Следовательно, в почвах, развитых на суглинках и глинах,
развиваются два процесса: элювиальное кислое оглееиие с мед¬
ленным оттоком веществ и оподзоливание (включая лессиваж).
Тенденция к преобладанию того или другого процесса зависит
от степени дренированности почвенной толщи, которая в свою
очередь зависит от общих условий дренированности территории
и механического состава почв.
Третья группа почвообразующих пород — древний и совре¬
менный торф — широко распространена в таежной зоне Запад¬
ной Сибири. На торфяных толщах почвой может считаться толь¬
ко очень маломощная верхняя часть залежи, в которой про¬
должает совершаться биологический круговорот веществ
(Скрынникова, 1954). Вся лежащая ниже часть торфяной зале¬
жи является законсервированным торфом, выключенным из сов¬
ременного 'биологического цикла. И. Н. Скрынникова считает эту
толщу торф-органогенной породой. В связи с этим торфяные
залежи, достигшие определенной мощности (1м и больше),
можно рассматривать как особую почвообразующую породу,
на которой происходит современный почвообразовательный
процесс.
Эта порода и формирующиеся на ней почвы по вещественно¬
му составу, физическим и другим свойствам очень специфичны.
Торф состоит из органического вещества, обладает высокой вла-
гоемкостью и набухаемостью и в то же время быстро теряет во¬
ду, просыхает и подвержен легкому механическому разрушению.
Формирующиеся на подобном субстрате почвы сохраняют при¬
сущие ему свойства, несмотря на происходящие в них процессы.
Это позволяет лишь условно рассматривать их как самостоятель¬
ные почвенные образования.
15
Охарактеризованные выше группы почвообразующих пород
играют решающую роль в генетически самостоятельном почвооб¬
разовании в средней тайге. При генетически подчиненном поч¬
вообразовании их значение уменьшается (иногда вообще не про¬
является) и определяющую роль играют почвенно-грунтовые и
болотно-грунтовые воды, в зависимости от влияния которых и
выделяются группы генетически подчиненных почв.
Все почвы, описанные на левобережье Оби в пределах сред¬
нетаежной подзоны, можно подразделить, основываясь на их
генетических свойствах, на следующие группы, типы и подтипы 1.
I группа — глеевые кислые
Тип 1 —элювиально-глееватые кислые *.
Подтипы: а) собственно элювиально-глееватые,
б) торфянисто-элювиально-глеевые *.
Тип 2 — подзолистые элювиально-глееватые (элювиально-глееватые кислые
с дифференцированным профилем) *.
Подтипы: а) собственно подзолистые элювиально-глееватые,
б) торфянисто-подзолистые элювиально-глеевые *.
II группа — подзолистые А1—Fe-rумусовые
Тип I1 — подзолистые А1—Fe-гумусовые.
Тип 2 — подзолистые А1—Fe-гумусовые контактно-глеевые.
III группа — органогенные кислые
Тип 1—растущие торфяники.
Тип 2 — минерализованные торфяники.
IV группа — торфяно (грунтово) - глеевые кислые
Тип I —верховые торфяно-глеевые (до 0,7 м).
Подтипы: а) торфянисто-глеевые,
б) торфяно-глеевые.
V группа — подзолистые. А1—Fe-r умусовые
грунтово-глеевые
Тип 1 — подзолистые А1—Fe-гумусовые грунтово-глеевые.
Подтипы: а) грунтово-глееватые,
б) грунтово-глеевые.
Тип 2 — грунтово-глеевые ортзандовые.
ГЛЕЕВЫЕ КИСЛЫЕ ПОЧВЫ
Эти почвы формируются на междуречьях, сложенных суглини¬
сто-глинистыми породами и занятых елово-кедровыми и елово-
кедрово-сосновыми кустарничково-зеленомошными лесами. Не¬
благоприятные условия разложения органического опада приво¬
дят к формированию грубогумусиого (торфяйистого) органо-ак¬
кумулятивного горизонта небольшой мощности (около 10 см),
1 Из-за слабой изученности почвенного покрова некоторые почвенные типы не
удалось разделить на подтипы, а некоторые типы выделены условно.
Названия почвенных типов, отмеченные звездочкой, приняты почвоведами
географического факультета МГУ.
16
залегающего на поверхности глеевой минеральной толщи. Сте¬
пень оглеения почв возрастает с увеличением глубины. В нижней
части профиля глеевые горизонты постепенно сменяются ста¬
бильно глеевой почвообразующей породой.
В зависимости от степени внутреннего дренажа в минераль¬
ном глеевом профиле создаются или не создаются условия для
проявления вертикальной дифференциации минеральных компо¬
нентов и ила. Это позволяет выделить в данной группе почв две
подгруппы, которые, по-видимому, можно рассматривать как дца
самостоятельных почвенных типа.
Элювиально-глееватгде кислые почвы
Эти почвы приурочены преимущественно к тяжелосуглинисто-
глииистым породам, но в условиях слабодренированных место¬
обитаний или при наличии залегающих близко от поверхности
литологически неоднородных слоев, затрудняющих внутренний
дренаж, встречаются и на средних суглинках. Они распростра¬
нены на возвышенных внутренних частях междуречий, включа¬
ющих разновозрастные геоморфологические уровни — от самого
относительно древнего (эрозионно-денудационный, абсолютная
высота 150—300 м) до наиболее молодых (верхние надпоймен¬
ные террасы, 20—30 м)9 но встречаются также на приречных на¬
иболее дренированных частях водоразделов. Внутренние части
междуречий заняты коренными елово-кедровыми кустарничково-
зеленомошными лесами или производными сосновыми лесами с
елью, кедром и лиственницей, также с кустарничково-зелено-
мошным напочвенным покровом.
Собственно элювиально-глееватые почвы об¬
разуют хорошо очерченные контуры, сочетаясь с торфянисто-
элювиально-глеевыми и торфянисто- и торфяно-глеевыми почва¬
ми верховых болот. В некоторых случаях на обширных участках
водоразделов они образуют сложные сочетания с подзолистыми
элювиально-глееватыми почвами и частые, но мелкие пятнистые
вкрапления в контуры последних.
Разрез 88. Правый берег р. Ляпин, в 8—9 км от зимовья
Мезы. Обширная эрозионно-денудационная поверхность (абсо¬
лютная высота 180—190 м)9 в пределах которой плоские пони¬
жения чередуются с невысокими грядами (относительная вы¬
сота гряд 3—5 Му ширина 30—50 м). Разрез заложен на гряде
в елово-кедровом старом разреженном лесу с примесью березы
и хвощево-кустарничково-зеленомошным напочвенным покровом;
из кустарничков распространены багульник, брусника, единич¬
но встречаются морошка и пятна кладоний.
А0 0—8 см. Темно-бурый, торфянистый, влажный; переход ясный.
В*, 8—12 см. Влажный тяжелый суглинок, неоднородно окрашенный — корич¬
нево-бурые и бурые пятна, очень редко встречаются мелкие седовато-бу¬
рые пятна; переход между разноокрашенными участками очень постепен¬
ный, а к расположенному ниже горизонту очень неясный, условный.
2 Н. А. Караваева
17
В^2 И—25 см. Бурый тяжелый суглинок с еле заметными коричневатыми гу¬
мусовыми потеками и мелкими сизоватыми пятнами, мелкие конкреции,
очень влажный, много корней; переход очень постепенный.
Вдз 25—80 см. Бурый тяжелый суглинок, с бледными сизыми и коричнево¬
ржавыми разводами, очень влажный, пластичный, мелкие конкреции,
есть корни; переход постепенный.
ВС£ (или С£) 80—150 см. Бурый тяжелый суглинок с неяркими сизыми и
ржавыми пятнами и разводами, сырой, корней нет.
Разрез 7 4. Правобережье Северной Сосьвы в ее среднем
течении, междуречье Северной Сосьвы и Тунтлама. Низкая озер¬
но-аллювиальная равнина (абсолютная высота около 30 м),
довольно ровная 'поверхность, слабо наклоненная к долине Се¬
верной Сосьвы. Разрез заложен в сосново-кедрово-еловом лесу
с примесью березы и единичными лиственницами, с густым зе-
леномошным напочвенным покровом, изредка встречаются хвощ
и линнея.
А0 0—10 см. Темно-бурый, торфянистый, очень влажный; переход резкий.
В£10—27 см. Неоднородно окрашенный суглинок с бледными сизо-бурыми и
ржаво-бурыми разводами, микрослоистого сложения, очень влажный,
много корней; переход малозаметный.
6^2 27—50 см. Тот же суглинок, пятнистость окраски почти пропадает, тонко¬
слоистого сложения, очень влажный, единичные корни; переход посте¬
пенный.
ВС£ 50—80 см. (дно разреза). Сизовато-бурый суглинок, тонкослоистого сло¬
жения, сырой.
Из приведенных описаний следует, что профиль этих почв
состоит из двух частей: грубогумусного (торфянистого) орга¬
ногенного горизонта небольшой мощности (порядка 8—12 см) и
сменяющей его минеральной глеевой толщи, очень монотонной,
морфологически характеризующейся только усилением степени
оглеения с глубиной.
Мощность и степень разложения органогенного горизонта
могут значительно варьировать в связи с периодически повто¬
ряющимися, по-видимому, довольно частыми низовыми пожара¬
ми. Для минеральной толщи этих почв характерно, что, в отли¬
чие от других групп автономных почв, она вся охвачена глеевы-
ми процессами. Ее верхняя часть (до глубины 40—50 см) гле-
еватая и характеризуется разобщенными сизыми и ржавыми
пятнышками и примазками на общем морфологически неогле-
енном фоне. При этом морфологическая глееватость верхней
части минеральной толщи, непосредственно примыкающей к
органогенному горизонту (горизонт средняя мощность 5—
15 см), более четко выражена, чем подстилающего ее глеевато-
го горизонта Вё2. На глубине от 40 до 80 см (в пределах 4С—
100 см) глееватые горизонты постепенно переходят в стабильно
глеевые темно-сизые горизонты, сменяющиеся столь же сильно
оглеенной почвообразующей породой.
В почве довольно часто обнаруживается верховодка, появле¬
ние которой связано с периодами выпадения обильных дождей.
18
В первое время она залегает в верхней части минеральной тол¬
щи почвы, часто непосредственно под органогенным горизонтом,
а затем опускается в нижнюю часть профиля, где может сохра¬
няться в стабильно глеевой и слабоводопроницаемой части про¬
филя в течение длительного времени (продолжительность ее стоя¬
ния зависит от погодных условий). Если почва литологически не¬
однородна, то длительное стояние верховодки бывает приурочено
к контакту слоев разного механического состава, независимо от
глубины их залегания. В засушливый 1967 г. верховодки в поч¬
венном профиле не наблюдалось.
Морфология элювиально-глееватых кислых почв заметно из¬
меняется после пожаров, частично или полностью уничтожаю¬
щих древесный ярус, что сильно нарушает водный баланс поч¬
венной толщи, уменьшая его расходную часть. Если после по¬
жара не наступает необратимое заболачивание, а происходит
постепенное восстановление древесного яруса, в почвенном про¬
филе на всех стадиях восстановления лесной растительности
наблюдаются признаки значительно более сильного переувлаж¬
нения и оглеения, чем под ненарушенным древесным пологом.
Менее оглеенный горизонт (Вёг) в средней части профиля обыч¬
но нельзя выделить, так как оглеение верхних слоев (под орга¬
ногенным горизонтом) сливается с оглеенностью нижних слоев
и возникает сплошная глеевая толща. Как правило, в этом слу¬
чае верховодку можно фиксировать не глубже 1 м от поверх¬
ности. Очень часто переувлажнение настолько велико, что на¬
блюдаются тиксотропные явления. Последние чаще отмечаются
в верхней части профиля, но иногда охватывают и всю почвен¬
ную толщу.
Увеличение переувлажнения почвенной толщи приводит к
временной смене зеленомошного напочвенного покрова долго-
мошным и долгомошно-сфагновым. Следствием этого является
повышенная мощность органогенного горизонта (до 15 см) него
меньшая разложенность, часто наблюдающиеся в период вос¬
становления древесного яруса после пожаров. Эти изменения
имеют временный характер и исчезают при восстановлении
древесного полога. Однако следует учитывать, что связанные
с периодически повторяющимися пожарами временные измене¬
ния морфологии почвенного профиля, несомненно, имеют гене¬
тическое значение, так как отражают периоды почти застойного
водного режима и сплошного оглеения почвенного профиля,
поступление большего по маосе и более кислого опада и т. д.
Поэтому при полевом исследовании элювиально-глееватых кис¬
лых почв всегда необходимо оценивать состояние древесного, по¬
лога в отношении стадии его восстановления.
Имеющиеся аналитические данные в целом подтверждают
слабую морфологическую дифференциацию профиля элювиаль¬
но-глееватых кислых почв (табл. 2 и 3).
2*
19
Таблица 2
Механический состав элювиально-глееватых кислых почв
Разрез
Глубина, см
Гигроскоп ическа я
влага. %
Потери от
обработки
НС1,%
Содержание фракций, % (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
88
8—11
3,87
4
2
9
41
9
8
27
44
11—21
3,06
4
2
10
42
8
8
26
42
25—35
3,34
4
2
5
45
10
6
28
44
50—60
2*87
3
2
7
44
10
8
26
44
80—90
2,80
4
2
4
44
9
И
26
46
140—150
2,83
4
2
2
44
10
12
26
48
74
10—20
2,85
4
0
49
* 7
6
7
27
40
27—37
3,08
4
0
' 10
50
4
6
26
36
38—48
3,16
4
0
29
32
4
7
24
35
70—80
3,31
2
0
51
13
4
6
24
34
'аблица 3
бщие свойства элювиально-глееватых кислых почв
Горизонт
Глубина, см
Гумус, %
—
pH
Поглощенные катионы по
Гедройцу, мг-экв на 100 г
почвы
и
а
Вытяжка по Там¬
му, % на абсолютно
сухую навеску
вод¬
ный
соле¬
вой
Са-
н-
сумма
Ре2Оа
АЬОэ
эю2
' Ао
0— 8
Не опр.
4,1
3,5
18,6
10,0
Не определя¬
Не определялись
лись
Вь
8— И
6,0
4,4
3,7
3,5
3,3
2,2
9,0
24
0,88 |
0,69
0,10
в&
И— 21
3,0
5,0
4,0
9,7
3,6
1,0
14,3
7
1,10
0,70
0,Ь2
бёз
25— 35
1,0
5,5
4,5
13,3
8,2
0,0
21,5
Нет
0,80
0,34
0,21
50— 60
0,4
6,4
5,8
12,9
6,6
0,0
19,5
»
0,50
0,29
0,24
ВСб
80— 90
0,6
6,4
5,8
13,8
8,1
0,0
21,9
»
0,39
0,23
0,20
Се
140—150
0,3
6,0
5,3
19,3
14,6
0,0
33,9
»
0,14
0,24
0,06
^ А0
0— 10
Не опр.
4,5
3,4
Не
определялись
0,32
0,36
Не опр.
Вв1
10— 20
0,6
4,6
3,6
3,6
1,3
3,8
8,7
43
1,11
1,14
»
Вбг
27— 37
0,7
4,9
4,0
4,0
1,9
3,0
8,9
33
0,62
0,56
»
в&
38— 48
0,6
5,8
4,8
3,6
1,9
0,7
6,2
И
0,73
0,59
»
ВСЕ
70— 80
0,6
4,9
3,9
4,0
1,4
0,8
6,2
12
0,72
0,45
»
Почва разреза 88 формируется на тяжелосуглинистой толще,
очень однородной в пределах почвенного профиля, а разрез 74
отличается более легким механическим составом (средний сугли¬
нок) и литологической неоднородностью; в пределах первого
метра от поверхности наблюдаются по крайней мере два (или
три) разных слоя (на глубине 20—27, 48—70 см и, по-видимому,
37 см), т. е. практически на границах всех выделенных генетиче¬
ских горизонтов. В связи с этим более репрезейтативным следует
считать разрез 88. Толща этой почвы кислая до почвообразую¬
щей породы. Обращает на себя внимание небольшая глубина
относительно сильной выщелоченное™ почвенного профиля
(верхние 30—40 см), в то время как реакция лежащих ниже
почвенных горизонтов слабокислая, близкая к нейтральной. То
же наблюдается и в составе поглощающего комплекса на протя¬
жении всего почвенного профиля. Ненасыщенное™ поглощаю¬
щего комплекса и его пониженная емкость характерны для
сравнительно маломощной верхней части толщи (25 см)\ нижние
горизонты профиля насыщены основаниями, хотя емкость -по¬
глощающего комплекса здесь все-таки меньше, чем в почвооб¬
разующей породе (горизонт Сё).
Верхняя часть минеральной толщи, лежащая непосредствен¬
но под подстилкой (до глубины 20—40 см), обильно пропитана
гумусовыми соединениями (морфологически бесцветными).
21
В располагающихся ниже горизонтах содержание гумуса резко
снижается. Его распределение довольно четко коррелирует с
изменениями величины pH по профилю: уменьшение содержа¬
ния гумуса до десятых долей процента совпадает с уменьше¬
нием кислотности в тех же горизонтах. Между распределением
поглощенных оснований и гумуса наблюдается обратная связь.
Это указывает прежде всего на кислый подвижный характер
образующихся гумусовых соединений.
Большое содержание гумуса в верхней части минеральной
толщи может быть связано как с характером разложения орга¬
нических остатков в условиях длительного периода переувлаж¬
нения, так и с периодически повторяющимися циклами времен¬
ного заболачивания в связи с пожарами. Эти причины могут
воздействовать, как сопряженно, так и каждая в отдельности.
Резкий спад содержания гумуса на глубине 20—40 см9 по-види-
мому, обусловлен как быстрой нейтрализацией органических
соединений в слаборазрушенной и выщелоченной минеральной
толще, так и резким снижением водопроницаемости и скорости
фильтрации почвенных растворов на этом уровне, который явля¬
ется переходом от горизонтов относительно менее влажных- и
более водопроницаемых к горизонтам, переувлажненным значи¬
тельно сильнее.
Рассмотренные свойства свидетельствуют о том, что процес¬
сы нисходящего перемещения почвенных растворов наиболее
активно проявляются лишь до небольшой глубины — до 40 см;
Таблица 4
Валовой состав элювиально-глееватых кислых почв, % на прокаленную навеску
Раз¬
рез
Гори¬
зонт
Глубина,
см
Потери
при
прока¬
лива¬
нии, %
510*
Ре2Оа
А1*Оа
СаО
МдО
Сумма
Мо
О!
810*
лекуля
•ношеш
БЮ*
|рные
1Я
эк*
>
Ре*Оэ
А1*Оэ
м.
88
Вё:
8— И
Не опр.
74,10
4,18
15,43
1,17
1,58
96,46
47,5
8,2
7,0
Вёг
И— 21
»
72,37
5,82
15,77
1,56
1,64
97,16
33,5
7,8
6,3
25— 35
»
71,30
6,01
15,93
1,67
1,63
96,57
31,2
7,6
6Д
Вёз
50— 60
»
72,46
5,91
14,75
2,06
1,98
97,16
32,6
8,3
6,6
ВС3
80- 90
»
71,85
6,15
14,14
1,85
2,31
93,30
31,5,
8,6
6,9
Сё
140—150
»
71,48
5,86
14,01
2,27
2,11
95,73
32,2
8,7
6,8
74
Вё1
10— 20
3,96
74,55
4,82
13,73
1,55
1,06
95,71
41,4
9,2
7,5
Вёз
27— 37
2,21
74,77
4,78
13,89
1,67
1,09
93,20
41,5
9,1
7,5
Вёз
38— 48
1,48
73,26
5,22
14,15
1,55
1,53
95,61
37,0
8,8
7,1
ВСё
70— 80
2,45
73,95
5,10
13,93
1,45
1,37
95,83
38,5
9,0
7,3
22
Таблица 5
Валовой состав илистой фракции элювиально-глееватых кислых почв,
разрез 88, % на прокаленную навеску
Глубина,
см
Потери
при про¬
каливании,
%
ею,
Ре20*
А12о,
СаО
МёО
Сумма
Молекулярные отно¬
шения
ЭЮ*
810*
вю2
Ре*Оа
А12Оэ
8- И
22,71
59,68
10,69
24,28
0,59
2,04
97,28
14,1
4,0
3,1
11— 21
22,75
57,17
12,19
24,21
0,59
2,22
96,38
12,5
4,0
3,0
25— 35
18,53
56,97
12,62
22,37
0,70
2,75
93,41
12,0
4,3
3,2
50— 60
18,50
57,27
12,70
22,30
0,83
2,85
95,95
12,1
4,3
3,2
80— 90
18,39
56,46
12,87
22,23
0,94
2,83
95,33
11,7
4,3
3,2
140-150
18,67
57,09
13,00
21,77
1,00
2,71
95,57
11,7
4,4
3,2
лежащие ниже слои трансформированы ими в значительно
меньшей степени.
. Морфологически и химически исследуемые почвы являются
недифференцированными по элювиально-иллювиальному типу,
как это видно из приведенных описаний разрезов и из данных
анализа валового состава почв (табл. 4 и 5).
Анализ валового состава почв разреза 88 показывает, что
несколько обедненным по содержанию Ре203 и обогащенным
БЮ2 является маломощный горизонт Вёь залегающий непо¬
средственно под подстилкой. Вынос Ре203 составляет около
1,5%. Небольшое обеднение горизонта Bgl А1203 прослеживает¬
ся по молекулярным отношениям.
Очень стабилен валовой состав почв разреза 74, но ввиду его
литологической неоднородности мы воздерживаемся от каких-
либо рассуждений.
По данным валового анализа илистой фракции почв разре¬
за 88 горизонт В£1 в общем также несколько обеднен железом
при относительном обогащении его БЮ2. Содержание в этом же
горизонте А120з, напротив, свидетельствует о некотором обо¬
гащении глиноземом верхних горизонтов по сравнению с лежа¬
щими ниже. Содержание по профилю слабоокристаллизованных
окислов железа в вытяжке по Тамму (см. табл. 3) соответствует
данным валового состава, подтверждая их слабый вынос из
горизонта В£1 в горизонт Bg2.
Таким образом, все анализы минеральной части этих почв
показывают незначительную по интенсивности и глубине элюви¬
ально-иллювиальную дифференциацию профиля, проявляющую¬
ся в выносе главным образом Ре203 и относительном накоплении
БЮ2. Эта дифференциация в количественном отношении на¬
столько незначительна, что не приводит к формированию соот-
23
Бедствующих морфологических горизонтов профиля. Элювиаль¬
ный процесс протекает в кислых глеевых условиях; наиболее
подвижны соединения железа, которые и вовлекаются в элюви-
ально-глеевый процесс.
Рассмотренные аналитические данные свидетельствуют о
замедленном нисходящем перемещении веществ, слабой и незна¬
чительной по глубине трансформации толщи почвообразователь¬
ным процессом. Наиболее четко выражено в профиле пропиты¬
вание его подвижными гумусовыми соединениями и изменение
состояния поглощающего комплекса верхних минеральных
горизонтов под воздействием кислых органических веществ
в условиях переменного окислительно-восстановительного режи¬
ма. Такой комплекс свойств можно рассматривать как пред-
подзолистую стадию, когда кислая реакция и изменения погло¬
щающего комплекса уже отмечаются, но в вещественном составе
минеральной части почв еще не начались превращения, свойст¬
венные подзолистому процессу. По существу эти свойства,
по-видимому, сходны с соответствующими свойствами начальной
стадии развития подзолистых почв. Но условия существования
элювиально-глееватых кислых почв — довольно короткий период
активного почвообразования, глееватость и оглеение всего про¬
филя, слабая водопроницаемость и замедленный характер нисхо¬
дящего перемещения веществ позволяют считать, что при неиз¬
менности этих условий комплекс их генетических свойств
достаточно устойчив.
В целом элювиально-глееватые кислые почвы западносибир¬
ской тайги можно до некоторой степени рассматривать как
определенную стадию развития почвенного покрова таежной
зоны. В недавнем прошлом эта сильно обводненная территория
подверглась некоторму дренированию благодаря усилившему¬
ся врезу речной сети и тектоническим поднятиям. Сильно огле-
енные почвообразующие породы испытали небольшое осушение,
проявившееся в большинстве случаев только в пределах 1 —1,5 м
от поверхности. Протекавший одновременно процесс почвообра¬
зования должен был на начальной стадии совершаться в усло¬
виях большего переувлажнения, чем наблюдающееся в настоя¬
щее время в дренированных местообитаниях. С таких чисто
теоретических позиций элювиально-глееватые кислые почвы
представляют стадию автономного почвообразования, отмечае¬
мого в наиболее переувлажненных и глеевых условиях. Возмож¬
но, что какая-то часть автономных суглинистых почв, имеющих в
настоящее время дифференцированный профиль (подзолистые
элювиально-глееватые см. ниже), прошла стадию почвообразо¬
вания, которая сейчас характерна для элювиально-глееватых
кислых почв. Но в тех случаях, когда осушение происходило
относительно быстро, эта стадия могла и не быть достаточно
выраженной в развитии автономных суглинистых почв с диффе¬
ренцированным профилем.
24
Торфянисто-элювиально-глеевые почвы разви¬
ваются в еще хуже дренируемых местообитаниях: на плоских и
слегка пониженных элементах рельефа, в нижней половине скло¬
нов, на слабо выраженных склонах к болотным массивам и в
других подобных местах. В почвенном покрове водоразделов
они всегда сопутствуют собственно элювиально-глееватым кис¬
лым почвам, образуя с последними и с почвами молодых верхо¬
вых болот сочетания, развитые на плохо дренированных сугли¬
нисто-глинистых водоразделах.
Генетически эти почвы представляют первый член ряда
автономного заболачивания элювиально-глееватых кислых почв.
Для морфологии торфянисто-элювиально-глеевых кислых
почв в отличие от почв описанного выше подтипа характерны,
во-первых, большая мощность органо-аккумулятивного торфя¬
нистого горизонта (15—20 см) и другой видовой состав торфо-
образователей, участие небольшого количества долгомошных
и сфагновых мхов (мощность горизонта А0 широко варьирует
в связи с частыми пожарами) и, во-вторых, оглеенность всего
минерального профиля почв, отсутствие толщи с незначительным
оглеением (глееватостыо) в верхней части; в этих почвах под
органо-аккумулятивным горизонтом лежит периодически окис¬
ленный глеевый горизонт неоднородной окраски, имеющий раз¬
ную мощность и сменяющийся ниже стабильно глеевой толщей.
Разрез 33. Верховья Лесмиегана, правого притока Сыни.
Нижний уровень возвышенности Софьины Горы (абсолютная
высота 100—ПО м). Слабо наклоненная на восток-юго-восток
поверхность (шириной 200—300 м) у подножия уступа покрыта
лиственнично-еловым разреженным угнетенным лесом с при¬
месью березы, в подлеске можжевельник, ива, шиповник, ряби¬
на, напочвенный покров голубично-лишайниково-долгомошно-
зеленомошный, встречаются брусника, морошка, хвощ, осоки.
Ао 0—9 см. Темно-бурый, торфянистый, совсем не разложившийся, зелено-
мошно-долгомошного состава, сильновлажиый, следы большого пожара
у нижней границы; переход резкий.
В^1 9—13 см. Буровато-серо-сизоватый суглинок, отчетливо видна иллювиаль¬
но-гумусовая прокраска, значительное количество мелких конкреций, сы¬
рой, вязкий, слаботиксотропный, много корней; переход неясный.
В&2 13—25 см. Буровато-сизый суглинок, с бледными ¡ржавыми разводами,
значительное количество мелких конкреций, сырой, очень вязкий, слабо¬
тиксотропный; переход ясный.
В^з 25—100 см. Сизо-бурый вязкий слаботиксотропный тяжелый суглинок^
несколько менее влажный, чем предыдущий.
ВС^ 100—140 см (дно разреза). Ржаво-сизый пятнистый тяжелый суглинок,
менее влажный, чем предыдущий, тиксотропии нет.
Эта почва развита на средне-тяжелосуглинистой почвообра¬
зующей породе, достаточно однородной в пределах почвенного
профиля. Илистая фракция распределена по всем горизонтам
равномерно (табл. 6).
25
Таблица 6
Механический состав торфянисто-элювиально-глеевых кислых почв, разрез 33
Гори¬
зонт
Глубина,
см
Гигро¬
скопи¬
ческая
влага,
%
9— 13
3,02
ВЕг
13- 25
3,14
Вбз
23— 35
3,45
60— 70
4,05
ЪСш
100—115
4,16
Потери
от об¬
работки
НС1, %
Содержание фракций, % (
1—0,25
0^25—
0,05
0,05—
0,01
0,01—
0,005
5
5
5
5
5
19
22
17
12
19
44
43
40
45
44
5
4
8
7
5
0,005—
0,001
6
10
и
7
<0,001
25
23
24
24
25
<0,0!
36
33
42
42
37
Кислая реакция верхней части профиля довольно быстро
сменяется слабокислой, близкой к нейтральной (с глубины около
50 см). В этом отношении указанные почвы аналогичны элюви-
ально-глееватым, но последние имели более кислую реакцию
в верхней части профиля. Сопряженно с кислотностью распреде¬
ляется ненасыщенность поглощающего комплекса, которая
отмечается только в самой приповерхностной части профиля;
преобладающая часть почвенной толщи насыщена основания¬
ми. По составу поглощающего комплекса в профиле не выделя¬
ется толщи, заметно обедненной основаниями, как в профиле
элювиально-глееватых почв. Состав поглощающего комплекса
достаточно однороден на протяжении всего профиля.
Торфянисто-элювиально-глеевые почвы, так же как и элю-
виально-глееватые (разрез 88), отличаются повышенным содер¬
жанием иллювиального гумуса в минеральной толще под под¬
стилкой (до глубины 25 см) и быстрым уменьшением его
содержания в лежащих ниже горизонтах. В минеральном
профиле этих почв отмечаются зачатки очень слабой дифферен¬
циации, проявляющейся только по молекулярным отношениям
¿¡СЬ/РегОз и БЮг/АЬОз. Слабоокристаллизованные ИгОз, из¬
влекаемые вытяжкой Тамма, максимально сконцентрированы
именно в приповерхностных минеральных горизонтах, т. е. не
имеют черт элювиально-иллювиальной дифференциации
(табл. 7 и 8).
Таким образом, сравнивая элювиально-глееватые и торфянис¬
то-элювиально-глеевые почвы, можно обнаружить в них ряд об¬
щих важных генетических признаков: 1) проявление кислой ре¬
акции только в самой верхней маломощной толще профиля и
быстрое падение кислотности с глубиной, сопряженное с полной
насыщенностью поглощающего комплекса; 2) пропитывание
верхних минеральных горизонтов подвижным бесцветным гуму¬
сом до глубины 30—40 см с последующим резким падением его
26
Таблица 7
Общие свойства торфяниСтб*элювиаЛьн(>-гЛеевых почв, разрез 33
Горизонт
Глубина, см
Гумус, %
pH
Поглощенные катионы по Гедройцу,
мг-экв на 100 г почвы
Ненасы [цен¬
ность, %
Вытяжка по Тамму, %
на абсолютно сухую на¬
веску
водный
солевой
Са-
Мег-
н-
сумма
Рс,0,
А12о3
БЮг
А<р
0— 9
Не. опр.
5,1
4,1
36,3
17,7
12,8
66,8
19
1
0,42
0,98
0,12
Вй1
9— 13
3,6
5,3
4,3
15,9
8,6
2,1
26,6
7
0,77
0,22
0,19
В§2
13— 25
1,3
5,6
4,7
13,1
8,7
1,5
23,3
6
0,70
0,05
0,22
25— 35
0,6
6,0
5,0
15,4
4,9
1,0
21,3
4
0,43
0,25
0,15
В£з
60— 70
0,4
6,3
5,2
16,2
9,3
Нет
25,5
Нет
0,28
0,22
0,24
ВС
100—115
0,5
6 7
5,6
16,9
5,8
»
22,7
»
0,27
0,20
0,27
Баловой состав торфяиисто-элювиально-глеевых кислых почв, разрез 33, % на прокаленную навеску
содержания в лежащих ни¬
же горизонтах; 3) фактиче¬
ская недифференцирован-
ность (слабые зачатки диф¬
ференциации) минерально¬
го профиля почв.
Различия между обоими
подтипами выражаются в
более ясной тенденции к
дифференциации у элюви-
ально-глееватых почв, что
связано с лучшими условия¬
ми дренирования их почвен¬
ной толщи. Эта тенденция
проявляется в более кислой
реакции верхних горизонтов
почв этого подтипа, в нали¬
чии некоторой «разрушен¬
ности» поглощающего комп¬
лекса в их верхнем мине¬
ральном горизонте, в более
ясно выраженной дифферен¬
циации минерального про¬
филя по валовому составу и
особенно по распределе¬
нию слабоокристаллизован-
ных соединений железа (в
вытяжке Тамма), тогда как
торфянисто-элювиально-гле-
евые почвы отличаются
обычно большей мощностью
торфа и более гидрофиль¬
ным ботаническим составом
торфянистого горизонта, бо¬
лее юильным оглеением (час¬
то токсотропией) верхней
минеральной толщи.
В условиях средней и се¬
верной тайги торфянисто-
элювиально-глеевые почвы
могут, по-видимому, являть¬
ся динамичным почвенным
образованием в связи с по¬
явлением в напочвенном по¬
крове таких активных тор-
фообразователей, как мхи
долгомошники и сфагновые.
В средне- и северотаежной
подзонах Западной Сибири в условиях нарастающего увлажне¬
ния междуречий и прогрессирующего заболачивания их эти поч¬
вы, как правило, динамичный и неустойчивый компонент поч¬
венного покрова, развивающийся в направлении усиления гид¬
роморфизма основных почвенных признаков и сменяющийся
с течением времени торфяно-глеевыми почвами верховых бо¬
лот.
Представляет интерес вопрос о месте элювиально-глееватых
кислых почв в общей системе почв таежной зоны. По нашему
мнению, эти почвы генетически близки к описанным в Европей¬
ской части СССР неоподзоленным оглеенным почвам, развитым
на тяжелых суглинках — глинах (Лазарева, 1970; Руднева,
1970). Однако причины, обусловливающие формирование сход¬
ных профилей, по-видимому, различны. В Европейской части
СССР такими причинами являются свойства самой почвообразу¬
ющей породы, обеспечивающие оглеение, слабую водопроница¬
емость и другие характерные признаки, а в З'ападной Сибири —
общий затрудненный дренаж междуречий, унаследованная
оглеенность почвообразующей породы и сравнительно короткий
период активного почвообразования.
Генетические связи этих почв, по-видимому, не ограничива¬
ются подзонами средней и северной тайги (в южной тайге фор¬
мирование этих почв вряд ли возможно). Очевидна их связь с
гомогенно-глеевыми немерзлотными и мерзлотными почвами
тундровой зоны. В пределах указанных подзон таежной зоны
также, несомненно, развиты как немерзлотные, так и мерзлотные
варианты этих почв; последние неоднократно описаны для тайги
Средней и Восточной Сибири под разными названиями. В запад¬
ных частях таежной ^зоны элювиально-глееватые кислые почвы
существуют как специфический литогенный вариант; по мере
продвижения к в-остоку и северу характерные черты этих почв
все больше определяются биоклиматическими условиями, вызы¬
вающими оглеение профиля, появление торфянистых и кислых
органогенных аккумуляций и невозможность дифференциации
минерального профиля почв.
Подзолистые элювиально-глееватые почвы
Подтип собственно подзолистых элювиально-гле¬
еватых почв развивается на наиболее дренированных место¬
положениях суглинисто-глинистых водоразделов — на приреч¬
ных участках междуречий, террасах, вершинах и хорошо выра¬
женных склонах с холмисто-увалистым рельефом. Для подоб¬
ных местоположений характерны коренные елово-кедровые или
елово-кедрово-лиственнично-сосновые леса с кустарничково-зеле-
номошным напочвенным покровом. В связи с сильной заболо¬
ченностью водоразделов подзолистые элювиально-глееватые
почвы занимают в среднетаежной подзоне, где они наиболее
29
распространены, небольшие площади (они развиты также в се¬
верной тайге и лесотундре). Кроме того, благодаря прогрессив¬
ному заболачиванию они очень редко встречаются в виде цель¬
ных контуров, а, как правило, образуют трехчленное сочетание
с более гидроморфными торфянисто-подзолистьгми элювиально-
глеевыми почвами (на плоских и переходных к болотам участ¬
ках) и с верховыми торфяно-глеевыми почвами молодых
сфагновых болот (по понижениям микрорельефа). В случае раз¬
вития прогрессивного заболачивания все три члена этого сочета¬
ния .представляют (при усилении гидроморфизма почвообразо¬
вания) единый генетический ряд.
Поскольку степень дренированности местообитаний и связан¬
ный с ней внутренний дренаж*, почвенной толщи значительно
варьируют от места к месту, морфолого-химические свойства под¬
золистых элювиальио-глееватых почв также не всегда одно¬
значны.
Почвы данного подтипа представляют наиболее «сухой» ва¬
риант автономного почвообразования на суглинистых породах в
средней и северной тайге З'ападной Сибири. Это так называемые
зональные плакорные почвы средней тайги, являющиеся своего
рода эталоном при изучении почв этой подзоны и подзональных
смен автономного почвообразования. Их изучение позволяет так¬
же выявить различия в автономном почвообразовании в преде¬
лах всех таежных областей.
Разрез 73. Правый берег Северной Сосьвы в ее среднем
течении, участок между ее притоками Тунтлам и Мус, в 6 км
к запад-юго-западу от пос. Харсим-Пауль. Озерно-аллювиальная
равнина (абсолютная высота 120—130 м), очень слабо накло¬
ненная на восток. Разрез заложен в высокоствольном кедрово¬
сосновом лесу с примесью березы, лиственницы и ели, в подлес¬
ке немного ольхи. Напочвенный покров хвощово-кустарничково-
лишайниково-зеленомошный. Из кустарничков распространены
багульник, брусника и черника.
Ао 0—6 см. Темно-бурый, торфянистый, слоеватый, степень разложения от сла¬
бой до средней, сильновлажный, плотно переплетен корнями, много ли¬
стового ольхового опада; переход резкий.
А2% 6—9 см. Седовато-светло-серый тяжелый суглинок с ржаво-буроватыми
бледными пятнами, явно поверхностно глееват, сильновлажный, тонко-
слоеватый, много корней; переход неровный, но ясный, глубже толща
слабо дифференцирована.
В1 9—«20 см. Интенсивно бурый тяжелый суглинок, местами почти ярко-бурый,
неясно слоеватый, икрянистый, мелкие конкреции, сильновлажный, много
древесных корней; переход неясный.
В2 20—35 см. Бурый тяжелый суглинок, несколько менее яркой окраски, силь¬
новлажный, корней меньше, сходен с предыдущим; переход неясный.
Bg 35—65 см. Тож же суглинок, немного темнее окрашенный из-за большей
влажности, сырой, вязкий, более ясно слоеватый, при раздавливании
мелкоореховатый, сходный с предыдущим; переход прослеживается по
влажности и текстуре.
ВСд 65—90 см. Темновато-бурый тяжелый суглинок с бледными ржаво-корич¬
невыми и сизоватыми пятнами и разводами, сырой, тонкослоеватый и
30
мелкоореховатый, глянцевые стенки структурных отдельностей, корней:
почти нет; переход отмечается по влажности.
С& 90—190 см. Тот же суглинок, мокрый.
Разрез 8. Левый берег Северной Сосьвы в ее нижнем тече-
нии, в 2 км к запад-юго-западу от пос. Шайтанский Мыс. Озерно¬
аллювиальная равнина (абсолютная высота 20—25 м) с плоским
рельефом, изредка встречаются неглубокие 'балки без водотоков.
Разрез заложен в кедрово-березово-еловом старом лесу с багуль-
никово-хвощово-зеленомошно-долгомошным напочвенным по¬
кровом, много брусники, встречаются голубика, местами пятна
сфагнума и мертвопокровные участки.
Ао 0—7 см. Темно-бурый, торфянистый, рыхлый, увлажненный; переход ясный..
А1А2 7—10 см (и меньше, местами выклинивается). Седовато-светло-бурыйг
рыхлый, порошистый, с большим количеством неразложившихся расти¬
тельных остатков, увлажненный; переход ясный.
А2 10—18 см (карманы до 24 см). Белесо-светло-бурый увлажненный сугли¬
нок, пронизан мелкими корнями, листоватый, непрочного сложения,,
рыхлый; переход ясный.
А2В£ 18(24)—30 см. Неравномерно окрашенный увлажненный суглинок, сла¬
боуплотненный, с бледными сизоватыми и охристыми пятнами и разво¬
дами на светло-буром фоне, с белесой присыпкой по слоям; переход
постепенный.
В*| 30—82 см. Светло-бурый увлажненный и уплотненный суглинок с неясны¬
ми сизоватыми и охристыми пятнами, тонкослоеватый с белесой присып¬
кой, мелкоореховатый, неплотного сложения. До глубины 82 см распро¬
странена основная масса корней. Переход ясный.
В^2 82—106 см. Неравномерно окрашенный тяжелый суглинок, на сизовато¬
светло-буром фоне неяркие охристые разводы, самый плотный в профи¬
ле, почти слитой, с неясной слоеватостьр и белесой присыпкой, сильно¬
влажный; переход ясный.
BCg 106—150 см. Неравномерно окрашенный (по окраске сходный с предыду¬
щим) тяжелый суглинок с ясно выраженной слоеватостью и с белесой
присыпкой, мелкоореховато-плитчатый, влажный; переход ясный.
Cg 150—400 см. Сизый с ржавыми пятнами тяжелый суглинок, с глубины
250 см линзы плохо разложившихся растительных остатков, в верхней
части тонкослоеватый, мелкоореховато-плитчатый с белесой присыпкой,
влажный, с глубины 250 см вязкий, сильновлажный.
Р а з р е з 3 (описан 22 июля). Озерно-аллювиальная слабовол¬
нистая равнина с общим уклоном на северо-запад (абсолютная
высота 30 м)у в 1,5 км к юго-западу от пос. Березово. Разрез
заложен на наиболее высоком участке в кедрово-сосново-еловом
низкорослом (7—8 м) угнетенном лесу северотаежного облика
с примесью березы и осины, выходящих иногда в первый ярус,
в подросте — ель и кедр. Напочвенный покров багульниково-брус-
нично-зеленомошный, встречаются голубика и вороника. Микро¬
рельеф неясно бугорковатый, биогенный, высота бугорков 20 см
поперечник 0,5—2,5 м.
А0 0—8 см. Темно-бурый, торфянистый, слоеватый, по составу кустарничково-
зеленомошный, плотно переплетен корнями, сильно влажный после дож¬
дя; переход резкий.
Аг£ 8—12(14) см. Светло-серый суглинок с бледными ржавыми пятнами, силь¬
но влажный после дождя, много корней, встречаются угольки, тонко¬
слоеватый; переход ясный, неровный.
Bgi 12(14)—27(37) см. Самый яркий в профиле суглинок с облаковидными
рыже-бурыми пятнами, чередующимися с сизовато-бурыми, много тол¬
стых корней, тонкослоеватый, неяснр ореховатый, сильновлажный, мел¬
кие конкреции по верхней границе, встречаются угольки; переход посте¬
пенный, неровный.
Bg2 27(37) 70 см. Бурый суглинок с редкими бледными сизоватыми и рыже¬
ватыми, местами с темными гумусированными пятнами (возможно, кор¬
невой выворот до глубины 45 см), менее влажный, тонкослоистый, неяс¬
но ореховатый, уплотненный, корней значительно меньше; переход ясный.
Dgj 70—103 см. Легкий суглинок, выделяющийся по ясному осветлению окрас¬
ки, сизовато-светло-бурый с бледными мелкими ржавыми пятнами, ясная
слоеватость с белесой присыпкой, мелкоореховатый, корни единичные,
мерзлота в виде отдельных мелких кристаллов и изморози, между слоя¬
ми встречаются мелкие обугленные остатки корней; переход ясный.
Dg2' ЮЗ—128 см. Пятнистый суглинок с сизыми и ржавыми пятнами и про¬
слоями преимущественно горизонтального простирания, самый плотный
в профиле, слоеватость более крупная, обильная белесая присыпка,
мерзлота в виде отдельных мелких кристаллов, много темных лятнышек
от обугленных остатков корней, встречаются мелкие темные конкреции.
Dg2" 128—160 см. Суглинок с сизыми и ржавыми пятнами и прослоями, ,слое-
ватость еще более крупная с белесой присыпкой, мелкоореховатый, зна¬
чительно менее плотный, мерзлота в виде отдельных мелких кристаллов.
Разрез 72. Правый берег Северной Сосьвы в ее среднем
течении, в 5 км к югу от устья Тунтлама. Озерно-аллювиальная
равнина (абсолютная высота 40 м). Разрез заложен в елово-кед-
рово-сосновом лесу с отдельными лиственницами, осинами и бере¬
зами. Напочвенный покров хвощово-кустарничково-зеленомош-
ный. Из кустарничков распространены багульник, брусника и
черника.
А0 0—6 см. Темно-бурый, торфянистый, плохо разложившийся, сильновлаж¬
ный; переход ясный.
A2g 6—12 см. Седовато-светло-серый легкий суглинок, редкие сизоватые и
рыжеватые пятна, тонкослоеватый; переход неровный, ясный.
Bi 12—22 см. Охристо-бурый легкий суглинок, сильновлажный, тонкослоева¬
тый, мелкие конкреции, много корней; переход постепенный, неровный.
В2 22—31 см. Бурый средний суглинок, сильновлажный, тонкослоеватый; пе¬
реход постепенный.
Bg 3i—67 см. Бурый суглинок с еле заметными сизоватыми пятнами, сильно¬
влажный, много корней; переход неясный.
BCg (или Dgi) 67—100 см. Бурый более тяжелый суглинок с сизоватыми пят¬
нами, сырой, пластичный, единичные корни; переход прослеживается по
оглеению и механическому составу.
Сg (или Dg2) 100—115 см (дно разреза). Бурый тяжелый суглинок с неярки¬
ми сизоватыми и рыжеватыми пятнами, ореховато-слоеватый, сырой.
Описания разрезов показывают, что морфология профиля под¬
золистых элювиально-глееватых почв значительно варьирует по
основным показателям, к которым мы относим следующие: мощ¬
ность и степень разложенности горизонта Ао, характер и мощ¬
ность осветленного горизонта А2 и верхнего горизонта Вь глуби¬
ну залегания глееватых и стабильно глеевых горизонтов, морфо¬
логию белесой присыпки, ее наличие или отсутствие, и наличие
или отсутствие в профиле длительно сезонной и многолетней
мерзлоты.
Приведенная ниже табл. 9,
составленная по данным, по¬
лученным по 39 глубоким раз¬
резам этих почв, дает пред¬
ставление о степени изменения
некоторых основных морфоло¬
гических показателей и наибо¬
лее часто встречающихся со¬
четаниях их. Она отражает все
пределы варьирования основ¬
ных признаков, позволяет выя¬
вить существующие между ни¬
ми связи, а также определить
место выбранных неописанных
выше четырех разрезов.
Табл. 9 показывает, что
преобладающая мощность ор¬
гано-аккумулятивного горизон¬
та А0 варьирует в пределах
5—10 см. Очень редко встре¬
чающаяся мощность его в 10—
15 см связана с верховыми по¬
жарами и низовыми палами,
после которых при восстанов¬
лении напочвенного покрова
временное участие в нем при¬
нимают долгомошно-сфагно-
вые мхи, что обеспечивает по¬
вышенную мощность этого го¬
ризонта и его более слабую
разложенность. Последний
признак, часто отмечаемый и в
горизонте А0 мощностью 5—
10 см, также бывает обуслов¬
лен именно пожарами.
Выбранные нами четыре
разреза имеют нормальную
мощность горизонта А0 (6—
8 см). По степени его разложе¬
ния они разделяются на две
группы. Разрезы 8 и 3 приуро¬
чены к старым еловым, давно
не горевшим лесам, их под-
сгилка хорошо разложена.
Разрезы 72 и 73 заложены в
лесах с сосновым ярусом, от¬
ражающим длительную стадию
восстановления после пожара;
05
СО
з:
ч
\о
со
Н
3 Н. А. Караваева
33
их подстилка разложена слабо. В целом резкое преобладание
мощности подстилки в 5—10 см говорит о том, что она не оказы¬
вает (в пределах ее варьирования) на остальные рассматривае¬
мые признаки существенного влияния. Из данных табл. 9 следует
также, что в подзолистых элювиально-глееватых почвах освет¬
ленный горизонт А2 (чаще А2ё) обычно очень маломощен (3—
5 см), значительно реже (около 25% общего числа случаев) его
мощность колеблется в пределах 5—10 см, в единичных случаях
она превышает 10 см, но все же остается небольшой. Среди вы¬
бранных нами разрезов три имеют наиболее часто встречающую¬
ся мощность горизонта А2 (3—5 см), а в одном (разрез 8), она
достигает 8 см, являясь максимальной для всех разрезов почв,
описанных нами (всего более 100 разрезов) в средней тайге
Западной Сибири. Эго обусловлено благоприятными в этом
разрезе условиями внутреннего дренирования, что выражается
в отсутствии признаков глееватости в горизонте А2 и максималь¬
но глубоком (начиная со 150 см) для этих почв залегании ста¬
бильно глеевой толщи. Эти особенности связаны с условиями
рельефа, обеспечивающими хорошее дренирование местообита¬
ния,— находящийся поблизости обрыв к Северной Сосьве, нали¬
чие неглубоких балок, врезанных в поверхность, на которой был
описан разрез 8.
Горизонт А2, как это видно из табл. 9, часто бывает глееват.
Этот признак выражается в наличии ржавых, ржаво-бурова¬
тых и сизоватых мелких пятнышек, рассеянных по общему
осветленному фону. Для этого горизонта очень характерна тек-
стурность, уплотненность, тяжелый механический состав —
признаки, противоположные признакам подзолистых суглини¬
стых почв, описанных в Европейской части СССР. Подзолистые
горизонты последних всегда отличаются рыхлостью, бесструк-
турностыо, пластинчатостью (листоватостью), имеют более лег¬
кий механический состав, что указывает на значительную раз¬
рушенность минеральной массы. У подзолистых элювиально-
глееватых почв в горизонте А2 часто выражена тонкая слоева-
тость, но она замаскирована. При этом по мере увеличения глу¬
бины слоеватость становится все более -четкой. По-видимому,
она обусловлена характером литогенеза этих озерно-аллювиаль¬
ных суглинистых толщ, а не процессом почвообразования, ко¬
торый, наоборот, способствует уничтожению этого признака, О:
чем свидетельствует более четкая выраженность его на большей
глубине.
Из четырех выбранных нами разрезов три имеют признаки
глееватости, отмечается текстурность и уплотненность горизон¬
та А2; в разрезе 8 благодаря лучшим условиям внутреннего дре¬
нажа этот горизонт не имеет признаков оглеения, отличается
рыхлым сложением и некоторой листоватостью минеральной
массы. Литогенная слоеватость, проявляющаяся в лежащей ниже
"34
толще, в горизонте А2, по-видимому, почти уничтожена почвооб¬
разовательным процессом.
Микроморфологическое изучение шлифов из горизонта А2
показывает значительное содержание в нем полуразложивших-
ся органических остатков, сильно ожелезненных и обугленных,
очевидно, в связи с преобладанием анаэробных условий разло¬
жения. Встречаются и углистые частицы, присутствие которых
следует связывать с пожарами. Растительные остатки довольно
инертны к минеральной массе. Наблюдается большое количест¬
во подвижного органического вещества, равномерно пропиты¬
вающего минеральную массу горизонта.
Структурные отдельности в шлифах -выглядят как четко
очерченные агрегаты, в большинстве случаев с плотными стен¬
ками, но встречаются и рыхлые, разрушающиеся стенки. Скелет
горизонта А2 состоит преимущественно из слабоокатанных зе¬
рен кварца. Их распределение в почвенной массе гнездовое; ме¬
стами в порах наблюдаются скопления кварцевых зерен. Изред¬
ка на их поверхности встречаются несплошные глинистые плен¬
ки. Вообще же последних в горизонте А2 очень мало и они очень
тонкие. Чаще всего пленки встречаются во внутриагрегатных
порах и очень редко — на поверхности агрегатов и в межагре¬
гатных пустотах. Вокруг наиболее крупных растительных остат¬
ков также встречаются тонкие чешуйки ориентированной глины.
В шлифах фиксируется незначительное количество органо-же¬
лезистых новообразований, не обнаруженных при макроморфо-
логическом описании. Это плохо оформленные по краям конкре¬
ции, имеющие облаковидное, колониальное строение. Они имеют
окраску разной интенсивности, в зависимости от стадии образо¬
вания. Нечеткая оформленность конкреций свидетельствует,
по-видимому, о плохо выраженном в горизонте А2 периоде окис¬
ления. Вся почвенная масса горизонта пропитана аморфными
железистыми соединениями, местами образующими диффузные
сгущения.
Таким образом, микроморфологическое изучение горизон¬
та А2, в целом подтверждая данные макроморфологического
описания, указывает на преобладание по времени анаэроб¬
ных условий разложения растительных остатков, на отмытость
горизонта от ориентированных глин и на наличие небольшого ко¬
личества плохо оформленных органо-железистых новообразова¬
ний и диффузных сгущений железа, свидетельствующих о плохо
выраженном периоде окисления.
Признаки горизонта В1 также заметно варьируют. Измене¬
нию подвержен главным образом цвет, а также оглеенность
и конкреции (обнаруживаемые морфологически), которые или
наблюдаются, или не наблюдаются. При общей небольшой мощ¬
ности и наиболее часто встречающейся яркой охристо-или ржа¬
во-бурой окраске горизонт В1 выглядит как ржавая оторочка
снизу осветленного горизонта А2. Его яркий цвет, несомненно,
35
3*
обусловлен свежевыпавшими и плохо окристаллизованными со¬
единениями железа. Чаще всего в нем обнаруживаются призна¬
ки слабой глееватости (см. табл. 9).
В разрезе 8 горизонт В1 имеет наименее яркую окраску.
При наличии в нем глееватости он все-таки оглеен всегда мень¬
ше, чем горизонт А2. Иногда морфологически горизонт В1 не
имеет признаков глееватости, тогда как горизонт А2, как прави¬
ло, глееват, т. е. в любом случае на границе этих горизонтов
происходит изменение окислительно-восстановительного потен¬
циала, что вызывает выпадение из растворов ряда веществ, в
том числе и органо-железистых соединений. Неустойчивость
окислительных условий в горизонте В^ не способствует дегид-
рации этих соединений и сообщает ему характерную яркую
окраску свежевыпавших окислов железа.
Важной особенностью горизонта В1 является отсутствие в
нем повышенной уплотненности и соответствующей структуры
иллювиального горизонта. Он, как правило, довольно рыхлый,
не имеет четко оформленных структурных агрегатов и обладает
слоеватостью, характерной, по-видимому, как мы уже упоминали
выше, для суглинистых отложений, на которых эти почвы разви¬
ты. Эти свойства в целом указывают на слабую интенсивность
иллювиального процесса в подзолистых элювиально-глееватых
почвах.
Микроморфологическое изучение шлифов горизонта В1 по¬
казывает наличие в нем тех же обугленных и ожелезненных
растительных остатков, которые наблюдались в горизонте А2.
Они приурочены к порам. Отмечаются и углистые мелкие части¬
цы (результат пожаров или унаследование от породы), кото¬
рые рассеяны по всей массе горизонта. Почвенная масса про¬
питана органо-железистыми растворами, придающими ей в
шлифах коричневато-бурую и темно-красно-коричневую окрас¬
ку. Видна микроагрегация этими растворами почвенной массы
в виде округлых микроотдельностей с тонкими пленками глины
на их поверхности. Наблюдаются разные стадии развития этой
микроагрегации.
Сложение агрегатов обычно плотное, внутриагрегатная по-
розность плохая. Если отложения, на которых сформирована
почва, содержат белесую присыпку, то все свободные межагре¬
гатные пространства бывают заполнены мелкими обломками
кварца и светлых полевых шпатов.
Скелет горизонта состоит из мелкораздробленных и слабо-
окатанных зерен, главным образом кварца. Скелет выветрен
слабо и распределен гнездами. На поверхности зерен часто на¬
блюдаются чешуйки ориентированной глины.
Горизонт В1 содержит значительное количество органо-желе¬
зистых новообразований разных стадий развития, разной формы
и с разной концентрацией железа. Наиболее распространены
диффузные скопления с небольшой концентрацией гидроокиси
.36
железа, слабоокрашенные и нечеткой формы. В отдельных ред¬
ких случаях встречаются мелкие, очень темноокрашенные микро-
ортштейны, хорошо отграниченные от почвенной массы. Ориен¬
тированные глины содержатся в .горизонте в значительном ко¬
личестве. В основном развиты кольцевые формы по поверхности
микроагрегатов, чешуйчатые формы по поверхности зерен мине¬
ралов и глинистые натеки вокруг разлагающихся растительных
остатков.
Таким образом, изучение макроморфологии профиля пока¬
зывает, что иллювиальный характер горизонта В1 слабо выра-‘
жен и проявляется в основном в его окраске. Это подтверждают
и микроморфологические исследования. О правильности этого
вывода свидетельствует пропитывание почвенной массы органо¬
железистыми растворами, а также наличие значительных по
сравнению с горизонтом А2 количеств тонких пленок ориентиро¬
ванной глины и органо-железистых новообразований, морфоло¬
гия которых подтверждает неустойчивость окислительно-восста¬
новительных условий в горизонте Вь
Вся почвенная толща, лежащая ниже горизонта Вь харак¬
теризуется буроватой неяркой окраской и дифференцируется на
горизонты главным образом по нарастанию двух признаков —
увлажнения и оглеения. Эта толща, как правило, переувлажне¬
на, бесструктурна, глеевата, имеет характерную для всего про¬
филя тонкую (литологическую) слоеватость.
Микроморфологическое изучение показывает, что окраска
этой толщи не только более светлая (оглеение), но и более
равномерная по сравнению с горизонтом В1. Локально наблю¬
дается ее потемнение по границе некоторых пустот, где происхо¬
дит, по-видимому, выпадение веществ из растворов. Раститель¬
ных остатков очень мало; они содержатся также в сильно
обугленном виде, но ожелезнения их не наблюдается (оглеение) р
наряду с этим встречается много мелких углистых частиц, оче¬
видно, унаследованных от породы.
Вещества, выпадающие из растворов по краям некоторых
пустот и пропитывающие вокруг них почвенную массу, не спо¬
собствуют ее агрегированию. Горизонты в целом бесструктурны.
Скелет того же состава и характера, что и в лежащих выше го¬
ризонтах, распределен гнездами, а на отложениях с белесой
присыпкой образует вытянутые горизонтально скопления по пу¬
стотам и трещинам. Ориентированных глин немного, значитель¬
но меньше, чем в горизонте Вь Они встречаются в нескольких
формах: во-первых, спутанно-волокнистые и чешуйчатые — по
всему шлифу, во-вторых, неясно струйчатые или кольцеобраз¬
ные— вокруг конкреций и малочисленных структурных агрега¬
тов и, в-третьих, в виде пленок вокруг зерен скелета (на зернах,
которые образуют горизонтально вытянутые или гнездовые скоп¬
ления, глинистые пленки отсутствуют).
37
В небольшом количестве распространены органо-железистые
конкреции. Среди них чаще встречаются крупные облаковидные
сгущения с небольшой концентрацией гумуса и железа. Единич¬
но представлены крупные конкреции темной окраски, сквозь ко¬
торую просвечивает минеральный скелет. В целом в этой толще
органо-минеральных новообразований значительно меньше, чем
в горизонте Вь На определенной глубине эта глееватая, слабо
дифференцированная на горизонты толща сменяется стабильно
глеевой, в которой и совершается малозаметный переход от ниж¬
них почвенных горизонтов к почвообразующей породе. Глубина
залегания стабильно глеевой толщи чаще фиксируется в интер¬
вале от 50 до 150 см (в преобладающем числе разрезов в интер¬
вале 100—150 см) и реже на глубине 150—200 см. В трех из рас¬
сматриваемых разрезов она залегает на средней глубине; в р‘аз-
резе 8 верхняя граница стабильного оглеения опущена в связи с
лучшими условиями дренирования рельефа, о чем уже упомина¬
лось выше.
Верховодка в большинстве случаев отсутствует (до глуби¬
ны 200 см), но может встречаться как в пределах верхнего
метра, так и в интервале глубин от 100 до 200 см, причем глуби¬
на ее залегания может в каждом конкретном разрезе заметно
варьировать.
Среди важных морфологических признаков подзолистых элю-
виально-глееватых почв мы отмечали наличие или отсутствие в
профиле белесой присыпки. Этот признак отмечается и большин¬
ством исследователей, изучавших эти почвы. В свое время это
послужило причиной предположений об их очень глубокой со¬
временной или реликтовой оподзоленности (Мершин, 1942; Ка¬
лашников, 1959; Уфимцева, 1^6).
Оба предположения основывались на ярком морфологиче¬
ском проявлении белесой присыпки в профиле, что является
следствием подзолистого процесса в ряде хорошо изученных
почв, хотя в подзолистых элювиально-глееватых почвах оподзо-
ленность толщи, имеющей белесую присыпку, не подтвержда¬
лась аналитическими данными.
Морфология и распространение белесой присыпки в изучае¬
мых и в подзолистых и серых лесных почвах существенно раз¬
личны.
В подзолистых элювиально-глееватых почвах белесая присып¬
ка в первоначальном залегании образует параллельные горизон¬
тальные микропрослойки и гнезда. Ее слоистость соответствует
литологической слоистости (и микрослоистости) отложений.
Микрослои присыпки разделяют более темноокрашенные слои
породы, имеющие тот же скелет, но распределенный равномерно
в массе слоя. В профилях почв можно наблюдать и вертикаль¬
ное расположение присыпки, обсыпание ею граней структурных
отдельностей (особенно в горизонте В1). По-видимому, такое рас¬
положение присыпки следует считать вторичным, образовав¬
38
шимся в результате механического засыпания ее или захвата
нисходящим током почвенных растворов и в связи с этим пере-
отложением по вертикальным пустотам.
Белесая присыпка имеет кварц-полевошпатовый состав с
преобладанием кварца; в нее включены также крупные чешуйки
светлых слюд. Гранулометрический состав присыпки выровнен.
Иногда вниз по профилю можно наблюдать его общее укрупне¬
ние. .Присыпка, как правило, появляется в горизонте В! и далее
вниз по профилю фиксируется до стабильно глеевых горизон¬
тов. Наиболее четко она выражена в средней части этой толщи;
к поверхностным горизонтам (благодаря почвообразованию) и к
стабильно глеевым (благодаря оглеению) ее морфологическое
проявление ослабляется.
В пределах одной и той же почвенно-грунтовой толщи, лито¬
логически слоистой, могут быть встречены слои с белесой при¬
сыпкой и без нее (разрез 3).
Глубина распространения присыпки в почве и подпочве до¬
статочно велика. В очень сухое лето 1967 г., когда наблюдалось
временное подсыхание и локальное окисление верхней части
стабильно глеевой толщи, мы фиксировали в почвенном разрезе
"белесую присыпку до глубины 230 см (верхняя граница ее по¬
явления располагалась на глубине 24 см от поверхности). Боль¬
шая вертикальная мощность толщи, имеющей присыпку, застав¬
ляет считать предположение о связи последней с глубокой опод-
золенностыо этих почв необоснованным, а нахождение присып¬
ки па глубине, значительно превышающей среднюю глубину се¬
зонного промерзания-протаивания, убеждает в отсутствии связи
между ее появлением и процессами, сопутствующими ежегодно¬
му промерзанию почвенной массь1 (мерзлотная сортировка ма¬
териала, возникновение мерзлотной плитчатости и др.).
Белесая присыпка встречалась в разрезах подзолистых элю-
виально-глееватых почв, заложенных на всех геоморфологиче¬
ских уровнях, от высокой поймы до эрозионно-денудационных
поверхностей (абсолютная высота 150—300 м). Особенно инте¬
ресен факт распространения ее в молодых, слабо затронутых
почвообразованием отложениях высокой поймы, например в раз¬
резе 49.
Разрез 4 9. Правый берег Северной Сосьвы, несколько ни¬
же пос. Шайтанский Мыс. Высокая пойма. Высота над урезом
3—4 ж, уступ к реке крутой. Разрез был заложен на мысу, в ме¬
сте впадения в Северную Сосьву ее притока, на высокотравном
осоково-канареечном лугу с разнотравьем и отдельными ивовы¬
ми кустами. Ширина мыса в месте заложения разреза око¬
ло 100 ж.
А 0—8 см. Плохо выделяется по окраске и хорошо по задернеиию, бурый с
отдельными ржавыми пятнами и темно-бурыми прогумусированными
прослойками, сильиовлажный; переход прослеживается по уменьшению
задернения.
39
С£ 8—70 см. Неоднородно окрашенный суглинок, серовато-сизые и темно-ржа¬
вые пятна и разводы, много мелких ортштейнов и облаковидных темных
сгустков, сырой, вязкий, ясная тонкая слоеватость с белесой присыпкой
(начинается с глубины 15 см).
с 70 см. Сизый сырой мелкозернистый песок. Почва аллювиальная дерно-
во-глеевая суглинистая, слаборазвитая.
Важно подчеркнуть, что наряду с почвами, имеющими беле¬
сую присыпку, на тех же геоморфологических уровнях развива¬
ются почвы того же генезиса, но не имеющие в профиле белесой
присыпки. Например, из 39 разрезов подзолистых элювиально-
глееватых почв в 18 разрезах она отсутствовала. Какой-то опре¬
деленной приуроченности присыпки к тем или иным местополо¬
жениям, уровням, вариациям растительности и ландшафтам ус¬
тановить не удалось.
Изложенное позволяет высказать предположение, что беле¬
сая присыпка имеет литогенное происхождение и свойственна
определенным фациям рыхлых суглинистых отложений разного
возраста. Она не оказывает видимого влияния на почвообразо?
вание, так как заметной разницы в генетических свойствах анало¬
гичных почв, имеющих присыпку и не имеющих ее, обнаружить
не удалось. В процессе почвообразования морфологическое про¬
явление белесой присыпки видоизменяется и часто затушевыва¬
ется. Видоизменение заключается в разрушении ее правильного
горизонтального залегания и в засыпании по вертикальным пу¬
стотам. Ослабление морфологического проявления присыпки
связано с прокрашиванием верхних горизонтов профиля органи¬
ческими и органо-минеральными соединениями, деятельностью
фауны и другими факторами, способствующими постепенному
«слиянию» ее прослоек с почвенной массой окружающих участ¬
ков горизонта.
В разрезе 8 белесая присыпка наблюдается почти по всему
профилю (с глубины 18 см). В литологически неоднородном раз¬
резе 3 она отмечается только в нижнем слое. В разрезах 72 и 73
белесая присыпка не была обнаружена. Таким образом, описан¬
ные разрезы являются примером разнообразных вариантов про¬
явления присыпки, что облегчит в дальнейшем, при разборе ана¬
литических данных, рассмотрение вопроса о ее влиянии на поч¬
вообразование.
Последним важным морфологическим признаком подзоли¬
стых элювиально-глееватых почв является наличие или отсутст¬
вие в профиле горизонтов длительно сезонной или многолетней
мерзлоты. В трех из описанных разрезов горизонтов длительно¬
сезонной или многолетней мерзлоты не было, а разрез 3 имел в
профиле горизонт многолетней мерзлоты. Его верхняя граница
была зафиксирована на небольшой глубине, и его верхнюю часть
безусловно следует считать длительно сезонномерзлой, так как
в многолетнемерзлых минеральных почвах, встречающихся на
этой территории, средняя глубина протаивания достигает 1,2—
1,5 м.
40
В целом наши полевые работы в Сосьвинском Приобье по¬
зволяют говорить о том, что плакорное (автономное) таежное
почвообразование (подзолистые элювиально-глееватые и элюви-
ально-глееватые кислые почвы) протекает здесь в основном без
участия многолетней или длительно сезонной мерзлоты; на про¬
тяжении пяти полевых сезонов эти явления не были зафиксиро¬
ваны в профилях почв, за исключением одного случая (см. ни¬
же). В связи с этим интересно рассмотреть рис. 1, характеризу¬
ющий термический режим элювиально-глееватой почвы вблизи
метеостанции Березово за период с 1964 по 1966 г. Эти данные,
конечно, нельзя распространить на все аналогичные почвы ис-
1964 г 1965г
Рис. I. Термический режим подзолистой элювиально-глееватой почвы
Температура: /—0—5°; 2—5—10°; 3—10—15°; 4—15—20°; 5—0 5°; 6 5 10°; 7
-15°; 8 15 20°; 9 20 25°; 10— ниже —25°
41
следованной территории, так как почвы развиваются под разными
типами лесов и на разных орографических элементах. Однако
поскольку Березово расположено в наиболее северной части ис¬
следованного района, то все же можно сделать следующие ос¬
новные выводы относительно термического режима почв Сось-
винского Лриобья.
1. Почва промерзает зимой на глубину около 1 ж (80—120см)
и целиком протаивает в летний период.
2. Промерзание почв начинается в октябре и протекает до¬
статочно постепенно, захватывая всю толщу в январе-феврале,
иногда в марте; оттаивание начинается в мае и в течение июня
заканчивается.
3. В зимний период наиболее сильному охлаждению подвер¬
гается только верхняя 20-сантиметровая толща, в которой на¬
блюдается резкое падение температур от —5° на глубине 15—
20 см до —30° на поверхности почвы; вся лежащая ниже мерз¬
лая часть почвенного профиля охлаждена очень незначитель¬
но— на глубине 40—80 см преобладают температуры от —0,1
до —2° (в связи с чем почвы относительно быстро протаивают).
4. Летом (в июне — августе) прогревание почв до 10° захва¬
тывает толщу в 50—80 см; более высокие температуры (15—
20°) характерны только для верхней 20-сантиметровой толщи.
В наиболее холодные годы прогревание почв до 10° может быть
огваничено только верхней 20-сантиметровой толщей.
5. Данная почва принадлежит к разряду сезонномерзлых —
незачительно охлаждаемых зимой и недостаточно глубоко про¬
гревающихся летом.
Следует отметить, что в полевой сезон 1967 г. в конце июля
в некоторых профилях подзолистых элювиально-глееватых почв
можно было обнаружить на глубине 100—120 см отдельные лин¬
зочки длительно сезонной мерзлоты в виде рассыпающегося су¬
глинка, на некоторых гранях которого наблюдались мелкие
кристаллики льда; на воздухе они почти немедленно таяли. Это
была малольдистая мерзлота с температурой близкой к 0°, хо¬
рошо водопроницаемая. Факт длительного сохранения в сугли¬
нистой почве нерастаявших линз можно, по-видимому, связы¬
вать с малоснежной зимой 1966/67 г. и очень сухой весной. В ре¬
зультате талых вод было очень мало и они не сыграли своей роли
в оттаивании замерзшей почвы. В то же время этот факт указы¬
вает на то, что в отдельные годы в почвах вблизи нижней гра¬
ницы промерзания до конца лета могут сохраняться линзы не¬
растаявшего мелкозема. Иными словами, они могут переходить
в разряд длительно сезонномерзлых, хотя это состояние можно
рассматривать как эпизодическое на фоне общего термического
режима почв.
Представления о термическом режиме этих почв значительно
дополняют наблюдения, проведенные на Тугрском стационаре
Института географии Сибири и Дальнего Востока Сибирского
42
отделения Академии наук СССР (Федорова, 1970). Здесь, на тер¬
ритории, расположенной к югу от исследованного нами района
(по линии Ивдель — Обь, водораздел Конды и Северной Сось-
вы), в заповедных еловых и кедровых лесах на тяжелосуглини¬
стых почвах длительно сезонная мерзлота является достаточно
устойчивым признаком. Можно предполагать, что это явление
связано с характером господствующих здесь лесов и создавае¬
мым ими макроклиматом.
Кондо-Сосьвинский заповедник — старый, достаточно боль¬
шой лесной массив. Это перестойный лес, сильно затененный, поч¬
ти без подроста, с мощным моховым покровом, в составе которо¬
го нередки сфагнум и долгомошник. Микроклимат в этих лесах,
несомненно, значительно более суровый, чем в осветленных лесах
Сосьвинского Приобья, где в связи с частыми пожарами корен¬
ные елово-кедровые леса представлены незначительными по пло¬
щади участками, а преобладают сосновые, лиственнично-сосно¬
вые, кедрово-елово-сосновые. Подстилка в этих лесах также не¬
однократно горелая. Развитые в районе КондонСосьвинского за¬
поведника почвы отличаются, как указывалось выше, тяжелым
механическим составом, что в сочетании с подобным типом леса
приводит к еще более суровому термическому режиму. Напом¬
ним, что в Сосьвинском Лриобье даже на почвах тяжелого меха¬
нического состава длительно сезонная мерзлота не была зафик¬
сирована. ;
Эти, на первый взгляд разноречивые, факты говорят, по-ви¬
димому, о том, что вопрос о наличии мерзлоты (длительно сезон¬
ной или многолетней) в средней тайге Западной Сибири не может
быть решен однозначно. Поскольку нижняя часть почвенного про¬
филя прогревается в летний период недостаточно, то в термиче¬
ском режиме плакорных таежных суглинисто-глинистых почв,
очевидно, существует состояние как бы неустойчивого равновесия:
сезонная мерзлота — длительно сезонная мерзлота (см. рис. 1).
В настоящее время почвы большей частью сезонномерзлые,
но, по-видимому, в них возможны эпизодические длительно се¬
зонномерзлые явления. В определенных условиях (Кондо-Сось¬
винский заповедник) длительно сезонная мерзлота может стать
устойчивым признаком; в отдельных случаях в почвах формиру¬
ется многолетняя мерзлота (разрез 3 вблизи Березова).
Эти предварительные выводы согласуются с последним геокри¬
ологическим районированием Западно-Сибирской равнины, по ко¬
торому Сосьвинское Приобье отнесено к подзоне талых суглини¬
стых грунтов с отдельными массивами многолетнемерзлых пород,
приуроченных к некоторым торфяникам. В то же время подчерки¬
вается, что в этой подзоне при определенных условиях может воз¬
никать новообразованная многолетняя мерзлота. Сдвиги в про¬
явлении мерзлотного фактора тесно связаны с устойчивым зале¬
ганием снежного покрова, а поэтому — с пожарами, рубками и
разнообразными хозяйственными мероприятиями, влияющими
43
на древесный ярус. Мы наблюдали в северной части Сосьвин-
ского Приобья, как лесные пожары способствуют повышению
уровня многолетней мерзлоты по периферии болотных массивов.
Возможно, что близкое залегание многолетней мерзлоты в тай¬
ге в окрестностях Березова связано с длительными рубками
вблизи этого поселения, одного из наиболее старых в Сосьвин-
ском Приобье. На некоторых местоположениях под определенны¬
ми типами леса в настоящее время формируется многолетняя
мерзлота, например, на первых надпойменных террасах Север¬
ной Сосьвы и Малой Сосьвы с мощным моховым покровом и на
затененных северных склонах узких речных долин на возвышен¬
ности Люлин-Вор.
Таким образом, в Сосьвинском Приобье ввиду неустойчивости
термического режима почв этот фактор почвообразования доста¬
точно динамичен. Различные в отношении мерзлотности состоя¬
ния почв могут сменять одно другое во времени и пространстве
(сезонномерзлые, длительно сезонномерзлые), может возникать
и многолетняя мерзлота.
Возникает вопрос о генетической роли длительной сезонной и
многолетней мерзлоты в почвообразовании на территории Сось-
винского Приобья. Появление длительной сезонной мерзлоты в
таежных плакорных почвах Тугрского стационара и многолетней
мерзлоты в окрестностях Березова не меняет заметно их морфо¬
логических и, как >мы увидим ниже, химических свойств. Она не
вносит качественно новых специфических признаков по сравнению
с сезонномерзлыми таежными почвами — подзолистыми элюви-
ально-глееватыми и элювиально-глееватыми кислыми, распро¬
страненными на территории Сосьвииского Приобья. Следует иметь
в виду, что мерзлота этих почв малольдистая и хорошо водопро¬
ницаемая, не создает в профиле дополнительного водоупора и
связанных с ним специфических свойств. При глубоком (>1 м)
залегании многолетней мерзлоты и относительной дренирован-
ности территории в этих почвах наблюдается слабая элювиаль¬
но-иллювиальная дифференциация минеральной толщи и они
сходны с подзолистыми элювиально-глееватыми почвами. При
близком залегании мерзлоты (60—80 см) почвы имеют недиф¬
ференцированный глеевато-глеевый профиль и сходны с торфя-
нисто-элювиально-глеевыми почвами на суглинках — глинах.
Возможно, что4 в условиях слабодренированиой тайги Запад¬
ной Сибири (при повсеместном развитии оглеения, слабых нис¬
ходящих миграциях веществ) роль длительно сезонно- или
многолетнемерзлого горизонта в нижней части профиля или за
его пределами почти не проявляется, так как те признаки, которые
появляются при мерзлотном водоупоре в почвенном профиле
(глееватость, слабая дифференциация минеральной толщи), уже
развиты здесь и в почвах без мерзлоты. Последняя может только
несколько количественно усилить их, но к появлению качественно
новых мерзлотных свойств не приводит.
44
Таким образом, в результате исследования таежных почв
Западной Сибири получены новые важные данные относительно
влияния мерзлотного фактора на почвообразование в этих специ¬
фических условиях. К сожалению, их малочисленность пока не
позволяет значительно расширить рамки обсуждения столь важ¬
ной проблемы.
Рассмотрим теперь химические, физико-химические, минера¬
логические и другие свойства этих почв (табл. 10).
Все разрезы имеют значения pH в пределах кислых — слабо¬
кислых значений. В верхней части профиля реакция кислая, в
нижней — кислая и слабокислая, почвоо'бразующая порода обла¬
дает елабокислой реакцией. Нейтрализация кислотности сверху
вниз происходит без резких изменений величин. Органогенный
горизонт (А0) может быть наиболее кислым (разрезы 8 и 36),
может не отличаться по величине кислотности от лежащего ниже
горизонта А2 (разрез 3). Наконец, в горизонте А0 может наблю¬
даться сравнительно с горизонтом А2 (разрезы 72 и 73) неболь¬
шая нейтрализация кислотности. Очевидно, эти различия связа¬
ны с некоторой разницей в условиях и степени разложения
растительного опада. В осветленных сосновых лесах более све¬
жие, хуже разложенные подстилки менее выщелочены от основа¬
ний (разрезы 72 и 73), чем хорошо сформированные и разложен¬
ные органогенные горизонты в более старых и затененных елово¬
кедровых лесах.
В южной части среднетаежной подзоны меньшая кислотность
горизонта А0 по сравнению с горизонтом А2) по-видимому, встре¬
чается часто, так как здесь в соответствующую сторону изменя¬
ются условия разложения, обусловленные не временными, а био-
климатическими причинами (Уфимцева, 1969). В минеральной
части профиля подзолистых элювиально-глееватых почв распре¬
деление величин pH несколько варьирует. В одной группе раз¬
резов (8, 3, 36) значительной разницы между величинами pH
в горизонтах А2 и В1 не наблюдается, они оба одинаково кислые.
В другой группе разрезов (73, 72) отмечается довольно резкое
уменьшение кислотности при пересечении границы осветленного
и иллювиального горизонтов. Нейтрализация кислотности до ве¬
личин, характерных для почвообразующей породы, наблюдается
в разных разрезах на разной глубине. В наиболее сильно выще¬
лоченных почвах (разрезы 72,73) эта глубина равна 130—150 см,
в наименее выщелоченных (разрез 36, северная тайга)—всего
90 см, ‘ *
В изменении сум.мы поглощенных кальция и магния обнару¬
живается одна общая закономерность — небольшое увеличение
ее в подстилке, уменьшение в верхней части минерального про¬
филя и постепенное увеличение книзу, где с определенной глуби¬
ны эта величина становится почти постоянной. В генетических
горизонтах А2 и В1 сумма кальция и магния распределяется
по-разному: в одних случаях заметной разницы в величинах
45
Таблица 10
Общие свойства подзолистых элювиально-глееватых почв
Разрез
Горизонт
Глубина,
см
Гумус, %
pH
Поглощенные катионы по Гедропцу,
мг-экв па 100 г почвы
Нена-
ОЫ1ЦСН-
пость,
%
Вытяжка по Тамму. % на абсо¬
лютно сухую лавеоку
водный
солевой
Са- |
Мв-
н*
су .мм а
Ге203
А1*Ов
БЮг
73
А„
о-
•6
Не опр-
4,8
3,7
Не определялись
0,31
0,46
0,11
А2е
6-
-9
7,2
4,2
3,3
3,4
3,0
2.0
8,4
23
0,59
0,64
0,16
В!
9-
•19
1.5
5,2
4,2
3,2
3,1
1.3
7,6
17
0,72
0,64
0,16
в,
20-
-30
0,9
5,4
4,3
4,4
3,8
0,8
9,0
8
0,41
0,45
0,26
40-
-50
0,5
5,2
4,1
7,4
2,6
0,5
10,5
4
0,36
0,40
0,28
ВСб
70-
-80
0,4
5,5
4,5
1^,1
2,6
0,1
12,8
Нет
0,24
0,40
0,13
се
100-
-110
0,3
5,8
4,6
’ 7 .7
2,1
0,0
9,8
»
0,22
0,34
0Д4
480—
-190
0,5
6,3
5,2
9,1
2,3
0,0
11,4
»
0,24
0,33
0,12
8
Ао
о-
*6
Не опр.
3,4
2,9
7,9
1,3
23,1
32,3
71
4,20
0,22
0,98
Аг
ю-
•18
5,5
4,4
3,5
3.0
0,6
14,2
17,8
79
0,61
1,05
0,08
А2Вг
18-
-28
1,8
4,8
3,8
6,5
1 ,6
.9,0
17,1
52
1,05
0,76
0,12
В81
зо-
-40
0,8
4,8
3,7
7,6
2,0
7,2
16,8
42
0,78
0,60
о,оэ
70—80
0,3
5,3
4,0
13,1
2,3
1,6
17,0
9
0,32
0,21
0,14
Вбг
85-
-90
0,3
5,4
4,2
13,1
3,5
1,2
17,8
6
0,33
0,21
0,14
ВСй
110—
-120
0.2
5,7
4,3
14,1
4,4
0,8
19,3
4
0,49
0,37
0,18
140—
-150
0,5
6,1
4,4
13,8
3,7
0,8
18,3
4
0,37
0,25
0,12
се
190—
-200
0,8
6,3
4,9
14,1
4,0
0,2
18,3
1
0,31
0,18
0,15
250-
-260
0,1
6,1
5,0
14,3
5,5
0,2
20,0
1
0,19
0,12
0,18
390—400
0,6
6,0
5,0
10,8
3,8
0,2
14,8
1
Не
определялись
Ao
0—8
He onp.
4,3
3,5
12,9
4,5
27,3
44,7
61
0,28
0,44
0,11
A2g
8-14
4,7
4,2
3,4
2,8
0,2
18,2
21,2
86
0,31
0,35
0,32
Bgi
14—20
1,5
4,7
3,7
3,2
0,5
13,4
17,1
78
0,60
0,51
0,11
Ц§2
30—40
0,5
4,9
3,9
4,4
1,3
10,0
15,7
64
0,34
0,13
0,12
60—70
0,3
5,2
4,1
11,5
2,5
3,6
17,6
34
0,24
0,43
0,10
Dg!
80—90
0,2 *
5,5
4,3
10,3
3,2
2,4
15,9
15
0,20
0,45
0,11
Dg's
110—120
0,5
6,0
4,9
12,6
4,2
1,6
18,4
9
0,31
0,18
0,17
Dg''s
150—160
0,3
6,1
5,0
12,4
2,5
1,4
16,3
9
0,20
0,20
0,07
Ao
0—6
He onp.
4,3
3,4
Не определялись
0,15
0,31
0,05
A2g
6—12
2,9
4,0
3,0
3,9
1,1
4,3
9,3
46
0,21
0,40
0,08
Bi
12—22
0,7
5,1
4,0
3,4
2,8
2,0
8,2
24
0,61
0,62
0,12
Bs
22—31
0,8
5,2
4,2
5,7
2,4
1,6
9,7
16
0,43
0,53
0,11
Bg
35—45
0,5
4,9
4,0
5,0
1,6
0,5
7,1
7
0,30
0,33
0,37
57—67
0,5
5,1
4,1
5,2
2,1
0,0
7,3
Нет
0,31
0,39
0,22
BCg (Dgi)
90—100
0,4
5,1
4,0
5,7
2,0
0,0
7,7
»
0,42
0,39
0,14
Cg (Dgs)
105—115
0,6
5,0
4,1
7,3
2,0
0,0
9,3
»
0,36
0,43
0,18
Ao
0—6
He onp.
4,2
3,2
14,1
11,1
14,6
39,8
36
0,18
0,91
0,12
Asg
6—11
3,4
4,4
3,3
5,2
3,5
14,2
22,9
62
0,46
0,42
0,14
Bi
11-18
1,0
4,8
3,7
6,4
5,3
16,4
28,1
58
0,64
0,48
0,31
B2
18—28
0,6
5,0
4,0
7,3
5,9
5,4
18,6
29
0,43
0,29
0,11
40—50
0,5
5,2
4,1
15,4 .
6,1
0,9
22,4
4
0,43
0,25
0,18
Bg
51—61
0,5
5,4
4,3
18,2
6,5
0,8
25,5
3
0,41
0,27
0,21
76—86
0,5
5,7
4,6
18,3
5,5
0,1
23,9
Нет
0,30
• 0,20
0,18
BCg
90—100
0,6
6,0
5,0
21,3
9,0
0,2
30,5
»
0,27
0,83
0,30
130-140
0,6
6,2
5,2
23,4
10,0
0,2
33,6
»
0,47
0,18
0,40
Cg
190- 200
0,6
6,4
5,3
22,0
11,3
0,2
33,5
»
0,47
0,11
0,36
между этими горизонтами (разрезы 73, 3) не наблюдается или
она очень незначительна (разрез 72), в других — она значитель¬
на (разрезы 8, 36). Но в обоих случаях максимум содержания
поглощенных оснований кальция и магния приходится не на
верхнюю часть иллювиального горизонта, а смещен значитель¬
но ниже, при этом в разных разрезах на разную глубину. Наи¬
большая глубина (ПО—120 см) залегания этого максимума на¬
блюдается в почвах разреза 8; в разрезе 73 он приходится на
глубину 70—80 сму а в разрезе 3 в связи с его литологической
неоднородностью фиксируется на границе смены слоев (60 см).
Ниже этого максимума наблюдается небольшое уменьшение
суммы поглощенных кальция и магния.
В целом наиболее сильный вынос кальция и магния из
верхней части профиля по сравнению с породой наблюдается
в разрезах 36, 3 и 8; в разрезе 73 он значительно меньше, при
этом и сама порода содержит меньшее количество поглощен¬
ных оснований, чем в остальных разрезах.
Поглощающий комплекс подзолистых элювиально-глееватых
почв является ненасыщенным в верхней части профиля и насы¬
щенным с определенной глубины. Степень ненасыщенное™ и
мощность ненасыщенной толщи в разных разрезах заметно
варьируют. Наиболее ненасыгцеины по этим двум показателям
почвы разрезов 73, 36 и 72.
Гумусовые профили всех исследуемых почвенных разрезов
достаточно однотипны. Для них характерно обильное пропиты¬
вание бесцветным гумусом осветленного горизонта А2 и гори¬
зонта В]. С глубиной содержание гумуса резко падае^ до 0,1 —
0,6%. Абсолютные количества гумуса в горизонтах ЧА2 и В»
в разных разрезах различны, в .первом горизонте оно достигает
5—7%, а в горизонте В] уменьшается до 1—1,5%. Аналогичные
гумусовые профили подзолистых элювиально-глееватых почв
характерны и для южной части среднетаежной подзоны.
(Уфимцева, 1969).
Рассмотрение этих свойств и попытка их увязки между
собой показывают, что прямых корреляций между всеми коле¬
баниями их установить не удается. Наблюдаются только наибо¬
лее общие закономерности в их изменениях. Например, разрез 8
является наиболее кислым по глубине распространения соответ¬
ствующей величины pH; этот же разрез максимально по глубине
обеднен поглощенными основаниями, наиболее глубоко ненасы¬
щен; содержание гумуса в нем достигает значительной величины
в верхней части профиля и гумусовый профиль наиболее растя¬
нутый. Важно отметить также, что на фоне значительной выще¬
лоченное™ от поглощенных оснований верхней части профиля
(по сравнению с породой) разницы в величине pH между гори¬
зонтами А2 и В] не наблюдается (разрезы 8, 3, 36). И, напротив,
если верхняя часть профиля слабо обеднена поглощенными
основаниями, то разница значительна (разрезы 72, 73).
48
Рассмотренные свойства (позволяют судить также об интен¬
сивности соответствующих преобразований почвенной толщи,
а также о мощности почвенного профиля этих почв.
Небольшие величины кислотности и довольно быстрое умень¬
шение их с глубиной, небольшая в целом выщелоченность от
поглощенных оснований, быстрое падение степени ненасыщен¬
ное™ по мере увеличения глубины свидетельствуют о неглубо¬
ких по степени развития процессов и по мощности преобразова¬
ниях почвенной толщи. Мощность почвенного профиля, исходя из
рассмотренных свойств, исчерпывается 130—150 см в максималь¬
ном случае и примерно 100 см — в минимальном. В то же время
накопление поглощенных оснований значительно ниже горизон¬
та В, распространение в ряде разрезов горизонтов со значитель¬
ной величиной pH, но с насыщенным или слабоненасыщенным
поглощающим комплексом, большая вариабельность в глубине
проявления кислотности и ненасыщенное™ при одинаковом ге¬
нетическом расчленении верхней части профиля указывают, что
профили подзолистых элювиально-глееватых почв находятся
в процессе развития выщелачивания и дифференциации.
Механический состав рассматриваемых почвенных разрезов
представлен суглинками разной гранулометрии — от тяжелых
(разрез 8), переходных от средних к тяжелым (разрезы 73, 36)
до средних (разрез 3) и переходных от средних к легким (раз¬
рез 72). Для всех этих толщ характерно резкое преобладание
фракции крупной пыли и затем илистой фракции. В разрезе 3
верхняя, несколько более тяжелая по механическому составу
толща подстилается на глубине 70—80 см толщей несколько
более облегченной, «имеющей иные морфологические признаки.
Остальные разрезы не имеют явных признаков литологической
неоднородности в пределах профиля (табл. 11).
Как уже отмечалось, для почвенных профилей очень харак¬
терна микрослоистость или тонкая слоеватость .почвенной массы
почти всех генетических горизонтов, за исключением самых
верхних. Она может не приводить к резким различиям грануло¬
метрического состава, как в рассматриваемых нами однородных
разрезах, и поэтому механическим анализом четко не обнару¬
живается. Однако в ряде случаев наблюдаемая пестрота величин
механического анализа, по-видимому, связана именно с влияни¬
ем микрослоистости (например, в разрезах 73, 8 и др.). В раз¬
резе 72, как и в разрезе 3, на глубине около 1 ж, возможно,
также имеет место литологическая смена слоев.
Вообще подзолистые элювиально-глееватые почвы на лито¬
логически неоднородных толщах встречаются значительно чаще,
чём однородные .почвенные профили. Об этом свидетельствуют
не только наши, но и приводимые в литературе данные (Смоло-
ногов, Фирсова, 1966).
Рассматривая распределение илистой фракции по профилям,
следует обратить внимание на общие закономерности ее 44 Н. А. Караваева
49
Таблица 11
Механический состав подзолистых элювиально-глееватых почв
Разрез
Горизонт
Глубина, см
Гигроско¬
пическая
влага %
Потери от
обработки
HCl, %
Содержание фракций, % (размер частиц, ла<)
1-0,25
0,25-0,5
0,05—0,01
0,01—0,005
0,005—
0,001
<0,001
<0,01
73
A2g
7-9
3,16
3
1
10
45
8
9
24
41
Bi
9-19
2,59
3
1
7
49
8
8
24
40
в2
20—30
2,40
4
1
4
52
4
И
24
39
Bg
40—50
2,66
4
1
10
48
5
4
28
37
BCg
70—80
2,65
4
1
5
48
И
2
29
42
Cg
100—HO
2,76
4
1
6
51
И
1
26
38
180—190
2,49
5
0
10
44
12
1
28
41
8
a2
10—18
3,28
4
0
8
53
4
7
24
35
A2Bg
18-28
2,50
4
0
7
52
2
12
23
37
Rgi
30—40
2,71
4
0
6
54
2
7
27
36
^Sl
70—80
3,02
4
0
3
52
7
6
28
41
Bgo
85—90
3,04
4
0
6
48
9
6
27
42
0.5
BCg
110—120
3,00
5
0
4
44
7
9
31
47
140—150
3,06
5
0
0'
50
8
И
26
45
Со
190—200
2,82
5
0
0
46
12
9
28
49
250—260
2,70
5
0
0
51
И
13
20
44
390-400
2,74
5
0
. 6
39
И
14
25
50
3
Aog
8-14
2,47
5
0
14
46
8
8
19
35
Bgi
14—20
2,54
5
0
11
46
9
10
19
38
BfTo
30-40
2,60
3
0
11
47
9
13
17
39
60—70
2,20
4
0
9
47
12
11
17
40
Dgi
80—90
2,19
4
0
28
40
4
7
17
28
Dg2
110-120
2,94
4
0
15
44
9
6
22
37
Таблицы 11 (окончание)
Разрез
Горизонт
Глубина, см
Гигроско¬
пическая
влага, %
Потери от
обработки
HCl, %
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
1-0,25
0,25-0,05
0,05—0,01
0,01-0,005
0,005—
0,001
<0,001
<0,01
3
Dg^'
150-160
2,37
4
0
16
45
6
6
23
35
72
Aüg
6—12
5,03
2
2
24
45
8
5
14
27
Bi
12-22
3,71
4
2
16
51
7
7
13
27
в,
22—31
5,43
3
2
16
46
7
6
20
33
Bg
35-57
4,28
4
1
16
46
6
4
23
33
57—67
2,82
2
1
17
46
7
5
22
34
BCg (Dgl)
90—100
2,34
4
2
29
27
9
7
22
38
Cg (Dg2)
105-115
2,92
3
1
И
44
7
12
22
41
36
A2g
6-11
3,36
5
2
17
40
8
9
19
36
Bi
11-18
4,84
5
0
8
56
7
8
16
31
B2
18—28
4,35
6
0
9
54
6
7
18
31
40—50
5,46
6
0
5
50
7
9
23
39
Bg
51—61
4,50
6
1
2
44
8
И
28
47
76-86
4,01
6
0
10
39
10
8
27
45
BCg
90—100
5,79
5
1
7
41
9
13
24
46
130-140
6,67
5
2
8
39
6
14
26
46
Cg
190-200
5,51
5
9
6
39
7
9
25
41
распределения по всему профилю и на распределение ила в ос¬
ветленном и иллювиальном горизонтах.
В отношении общих закономерностей распределения ила по
профилю можно выделить два случая. Во-первых, некоторое
обеднение им верхней части почвенной толщи и увеличение его
содержания в нижней части. В разных разрезах это происходит
на разной глубине. В некоторых (разрез 73) оно довольно резкое,
в других (72 и 36) более постепенное. Во-вторых, в верхнем
слое литологически неоднородного разреза 3 колебания в содер¬
жании ила вообще практически не выражены.
Что касается распределения ила в осветленном и иллюви¬
альном горизонтах, то .максимум его содержания в профиле ни
в одном из разрезов не приурочен к горизонту В1 и четкая диф¬
ференциация на осветленный и иллювиальный горизонты проис¬
ходит или на фоне неизменного содержания ила (разрезы 73, 72
и до некоторой степени разрез 8), или на фоне некоторого уве¬
личения его количества в горизонте А2 (разрезы 3, 36). В таеж¬
ных почвах, развитых на плотных породах, формирование
осветленного и иллювиального горизонтов без соответствующей
дифференциации ила по профилю—довольно частое явление,
обычно связываемое с интенсивным выветриванием в первом из
них. В почвах, сформировавшихся на многократно переотложен-
ных рыхлых суглинистых отложениях, это явление, очевидно,
будет объясняться другими причинами.
Общее возрастание содержания ила в средней и нижней
частях профиля на фоне однородного механического состава
может быть связано со следующими тремя причинами.
1. Увеличение относительного количества ила .происходит на
месте и является результатом длительного или постоянного огле-
ения, способствующего диспергации минеральной массы. Эта
причина вполне вероятна для рассматриваемых почв, что под¬
тверждают данные Федоровой (19.70) по их гидротермическому
режиму, согласно которым нижняя часть профиля является
стабильно глеевой, а средняя представляет собой зону наиболее
активных фазовых превращений влаги в замерзшей почве.
2. Увеличение содержания ила происходит путем нисходя¬
щего переноса суспензий (лессиважа). Это объяснение особенно
уместно для тех разрезов, где максимум ила четко выражен в
средней части профиля, а ниже наблюдается спад его содержа¬
ния, все более возрастающий по ‘мере увеличения глубины.
Однако это обьясиение вызывает два возражения.
Во-первых, в горизонте Вь в котором содержание ила не
достигает максимума, микроморфологически наиболее четко
вскрывается присутствие ориентированной глины, в то время как
в лежащей ниже толще она содержится в значительно меньшем
количестве. Возможно, что в этой оглеенной толще признаки ее
иллювиирования уничтожаются в результате ежегодных процес¬
сов промерзания-протаивания, протекающих на фоне пере¬
52
увлажнения и оглеения, тем более что интенсивность лессиважа
в общем слабая.
Во-вторых, при таком объяснении возникает вопрос, почему
результаты лессиважа (если это современный процесс, захваты¬
вающий значительную толщу — до 50 см) не фиксируются в го¬
ризонте В1 повышением содержания ила, хотя именно этот
горизонт имеет наиболее четкие признаки «иллювиальности».
Может быть, процесс лессиважа в данных условиях в значитель¬
ной мере независим и распространяется на большую глубину,
чем те процессы, которые в основном формируют горизонты
Аг и Вь В то же время сопоставление небольшой мощности тол¬
щи, обедненной илом (и слабой степени обеднения), с большой
мощностью лежащей ниже толщи с повышенным содержанием
ила показывает, что предположение об обусловленности разли¬
чия в его содержании только процессом лессиважа вряд ли спра¬
ведливо. В этом случае процесс лессиважа должен быть интен¬
сивным, так же как и процесс внутрипочвенного выветривания
в верхней части, профиля, тогда как четких признаков этих
процессов не наблюдается.
3. Последней причиной могла бы быть литологическая
микрослоистость разрезов, но это объяснение не приложимо
даже к разрезам с максимумом ила в средней части профиля
(с последующим спадом к породе), так как его максимум фикси¬
руется только в верхней 50—60-сантиметровой толще. Если бы он
был обусловлен литологией, то мог бы быть встречен на любой
глубине. Таким образом, отсутствие корреляции между распре¬
делением ила и элювиально-иллювиальной дифференциацией
профиля является характерным свойством этих почв, не имею¬
щим, к сожалению, исчерпывающего объяснения ввиду их слабой
изученности.
Валовой химический анализ показывает однотипность хими¬
ческого состава почвообразующих пород всех рассматриваемых
разрезов. Это — рыхлые сиаллигные толщи с колебаниями со¬
держания основных компонентов в следующих пределах* БЮг—
70—74%, Ре203 — около 5%, А1203 — 13—16%, СаО — 1,5—2%,
]\^0—1—2%. Эти величины близки к тем показателям, кото¬
рые известны для покровных суглинков и глин Русской равнины.
Профили подзолистых элювиально-глееватых почв в целом слабо
дифференцированы по валовому составу. В этом процессе диф¬
ференциации разные компоненты ведут себя не однозначно,
часто не подчиняясь закономерностям, присущим подзолообра¬
зованию (табл. 12).
Рассмотрим прежде всего, такие компоненты валового соста¬
ва обусловливают образование осветленного (А2) и иллювиаль¬
ного (В]) горизонтов. Эти данные обобщены в табл. 13. В ней
отражено и распределение в почвах слабоокристаллизоваиных
соединений Ре203 и А1203 в вытяжке Тамма, непосредственно
связанных с процессом элювиально-иллювиальной дифферен-
53
Таблица 12
Валовой состав подзолистых элювиально-глееватых почв, % на прокаленную
навеску
Раз¬
рез
Горизонт
Глубина,
см
Потери
при
прока¬
лива¬
нии %
эю2
А1203
СаО
М£0
Сумма
Молеку
ОТНО!
ЭЮ2
\лярим
шения
БЮ,
Ре20,
А1,0,
73
А2б
6-
-9
8,95
76,25
4,46
13,85
1,57
1,13
97,26
47,0
9,3
Вг
9-
-19
4,02
73,17
5,22
14,27
1,38
1,56
95,60
38,1
8,7
в2
20-
-30
3,31
73,71
4,79
15,94
1,45
1,65
97,54
40,9
7,8
Вб
40-
-50
3,30
72,69
5,14
15,69
1,40
1,37
96,29
37,8
7,9
ВСё
70-
-80
3,05
72,15
5,54
14,41
2,10
2,24
96,44
35,3
8,5
с§
100-
-110
4,21
71,45
5,40
14,68
2,14
1,93
95,60
36,0
8,2
180-
-190
2,94
70,18
5,20
14,87
2,00
1,60
93,85
36,5
8,0
8
А0
0-
-6
89,35
71,36
6,48
13,52
6,85
1,89
100,10
29,7
8,9
а2
10-
-18
6,88
74,96
4,08
16,48
1,55
1,15
98,22
49,9
7,7
а2в§
18-
-28
6,83
74,02
4,71
15,79
1,67
1,78
97,97
42,5
7,9
В§1
30-40
3,51
74,22
5,22
14,38
1,55
1,46
96,83
38,6
8,7
70-
-80
3,42
73,81
5,70
15,92
1,66
1,55
98,64
35,1
7,8
В^2
85-
-90
3,01
73,43
5,00
15,68
1,18
1,73
97,02
39,4
7,9
вс§
110-
-120
2,97
72,83
5,10
16,07
1,67
1,62
97,99
39,1
7,6
140-
-150
3,18
74,32
5,45
16,25
1,84
1,27
99,13
36,3
7,7
С§
190-
-200
2,97
73,63
4,68
15,68
1,73
1,45
97,17
42,2
7,9
250-
-260
3,33
73,25
4,72
16,13
1,65
1,41
97,16
42,0
7,7
390-
-400
3,35
72,39
5,18
16,23
1,57
1,72
97,09
37,6
7,5
3
А0
0-
-8
91,16
71,25
4,64
10,74
7,92
2,79
97,34
40,9
И,2
Аа§
8-
-14
6,32
76,89
3,47
13,27
1,16
0,72
95,51
60,9
9,8
В01
14-
-20
3,85
75,22
4,74
15,59
1,46
2,02
98,02
43,1
8,1
В02
30-
-40
3,19
75,27
4,83
15,10
1,38
1,26
97,84
41,7
8,4
60-
-70
2,85
74,79
4,65
14,99
1,48
1,58
97,42
42,9 ,
8,4
72
80-
-90
2,53
77,31
4,68
13,5о
1,70
1,39
98,63
Не определя¬
110-
-120
5,88
78,41
4,68
11,64
2,07
1,82
98,62
лись
То же
ое;
150-
-160
3,53
77,60
3,88
14,33
1,76
1,26
98,63
>:
А2б
6-
-12
1,93
78,50
3,12
12,21
1,48
0,93
96,24
68,8
10,9
Вх
12-
-22
1,72
74,75
5,20
13,21
1,46
1,30
95,92
37,7
9,6
В£
35-
-45
1,03
73,80
4,62
14,48
1,80
1,26
95,96
42,4
8,6
57-
-57
2,64
74,79
4,99
14,28
1,81
1,38
97,25
40,2
8,9
веде*,)
90-
-100
3,02
72,93
5,05
14,59
1,92
1,42
95,91
37,9
8,5
Сй(о&)
105-
-115
3,16
73,95
4,93
14,31
1,90
1,54
93,63
39,7
8,8
36
Ао
0-
-6
57,73
76,29
3,53
11,91
3,97
0,48
93,18
57,73
10,83
а2§
6-
-11
10,14
76,99
3,57
12,72
1,66
. 1,01
95,95
' 58,27
10,26
Вх
11-
-18
7,20
77,17
4,27
12,19
1,58
; 0,95
96,16
■ 47,59
10,80
в2
18—28
6,92
75,45
4,36
12,69
1,69
1 1,11
95,30
| 46,52
10,13
40-
-50
8,14
73,17
5,03
13,80
1,85
к 1,46
> 95,ЗС
) 39,29
9,02
Bg
51-
-61
7,80
74,05
4,99
13,59
2,12
! 1,28
1 98,04
к 39,77
9,27
54
Таблица 12 (окончание)
Молекулярные
Потери
отношения
Раз¬
рез
Горизонт
Глубина,
см
при
прока¬
лила-
ЭЮг
ИегО,
А120,
СаО
мбо
Сумма
БЮ,
ЭЮ.
А1*СЭ
нии %
Ре2Оа
76—86
8,00
73,71
5,02
13,49
2,02
1,36
95,60
39,58
9,29
вс§
90—100
7,98
73.86
5,05
13,62
2,00
1,36
95,89
38,44
9,25
130—140
8,64
73,27
5,50
13,65
2; 07
1,27
95,76
35,88
9,10
С§
190-200
6,73
74,69
4,94
12,83
1,95
1,16
95,56
40,10
9,86
циации профиля (см. табл. 10). Эти данные раскрывают ряд
крайне интересных сторон дифференциации профиля этих почв.
Так, они показывают, что для появления осветленного и
иллювиального горизонтов необходимым и достаточным услови¬
ем является незначительный по количеству вынос окислов железа
(в пределах 1—1,5%) в горизонт Вь при этом в содержании
остальных компонентов сколько-нибудь заметных различий меж¬
ду горизонтами А3 и В] не обнаруживается (разрез 36). Именно
ведущая роль соединений железа в дифференциации профиля
позволяет расценивать эту дифференциацию прежде всего как
элювиально-глеевую. Затем из табл. 13 следует, что химическая
дифференциация профиля элювиально-глееватых кислых почв
по содержанию окислов железа может быть такой же и даже
количественно несколько большей; но, по-видимому, она обус¬
ловлена иными формами железа, благодаря чему морфологиче¬
ски не выражается появлением осветленного горизонта. Это
говорит о генетической близости рассматриваемых почв, о еди¬
ном генетическом ряде их развития, в котором элювиально-
Таблица 13
Изменение свойств при пересечении границы генетических горизонтов А2 и В
Почва
Разрез
Ре*Оэ
MgO
вало¬
вая
А1208
Ил
вало¬
вая
по
Тамму
вало¬
вая
по
Тамму
Подзолистая элювиаль-
но-глееватая
72
+
+
+
+
+
3
+
+
+
+
+
73
+
+
+
+
8
+
+
+
36
+
+
Элювиал ьно-г лее ватая
88
+
+
кислая
Примечание. Знак -|- указывает на изменение соответствующего свойства.
55
глееватые кислые почвы представляют .первый член ряда с зача¬
точными формами дифференциации, а подзолистые элювиально-
глееватые почвы являются последовательным этапом развития
той же дифференциации с вовлечением все большего числа
компонентов минеральной части почв. Эти последовательные
этапы дифференциации связаны с довольно активным разруше¬
нием первичных минералов и выносом окислов магния и
глинозема.
Если привлечь к рассмотрению этого вопроса данные по
распределению в профиле поглощенных кальция и магния, то
окажется, что они почти всегда вынесены глубже горизонта В1,
но на первых этапах элювиально-иллювиальной дифференциа¬
ции (разрезы 88, 36, 8) присутствуют в горизонте В1 в несколько
большем количестве, чем в горизонте А2, в то время как на
последующих этапах такого местного перераспределения этих
компонентов на фоне общего обеднения ими горизонтов А2 и
В1 уже не отмечается.
Последовательно развивающаяся дифференциация профиля
на первых этапах совершается по элювиально-глеевому типу, а
на последующих приобретает ряд черт, характерных для подзо¬
лообразования. Но даже при максимальном развитии этой диф¬
ференциации полный комплекс признаков, характерный для под¬
золообразования, не наблюдается. Не отмечается также и четко¬
го проявления процесса лессиважа. Напомним, что в дифферен¬
циации профиля на горизонты А2 и В\ распределение ила не
играет роли. Интересно отметить, что в большей части разрезов
обеднение почвенной толщи К203, СаО и Л^О по сравнению с
породой прослеживается глубже генетических горизонтов А2иВ1;
поскольку поглощенные основания и кислотные свойства рас¬
пределяются аналогичным образом, то это, возможно, свиде¬
тельствует о прогрессивном развитии процесса дифференциации
в глубь почвенного профиля. Это предположение вполне вероят¬
но, учитывая относительную «молодость» таежных водоразде¬
лов Западной Сибири — их недавнее и дифференцированное ос¬
вобождение от пойменно-аллювиально-озерного режима, дрени¬
рование их грунтовых толщ в связи со врезом речной сети.
Данные по химическому и минералогическому составу или¬
стых фракций подтверждают сказанное об особенностях диффе¬
ренциации минерального профиля подзолистых элювиально-глее-
ватых почв (табл. 14).
Для сравнения ниже приводятся аналогичные данные и по
элювиально-глееватым кислым почвам разреза 88, которые, как
было показано выше, имеют ясные генетические связи с подзоли¬
стыми элювиально-глееватыми почвами.
Валовой состав ила имеет одну четкую закономерность — в
осветленном (или подподстилочиом — разрез 8) горизонте умень¬
шается содержание главным образом Ре203 и отчасти РЛ§0 при
одновременном относительном увеличении содержания 8Ю2;
56
Таблица 14
Валовой состав илистой фракции подзолистых элювиально-глееватых почв, %
на прокаленную навеску
Разрез
Глубина,
см
Поте¬
ри при
прока¬
лива¬
нии, %
510*
Ре2Оэ
А1*Оз
СаО
що
Сумма
Молекулярные
отно шения
вЮг
ре203
ЭЮ*
А 1*0,
73
6-9
31,49
59,27
10,44
24,07
0,54
1,95
96,27
15,2
4,2
9-19
17,21
57,00
12,26
24,11
0,81
2,48
96,66
12,3
4,0
20—30
16,16
57,26
12,20
24,55
0,75
2,26
97,02
12,5
4,0
40-50
15,02
57,55
12,14
24,13
0,73
2,55
97,10
12,6
4,0
70-80
15,32
56,90
12,37
24,07
0,80
2,70
93,84
12,3
4,0
100-110
15,08
56,52
12,42
23,97
1,03
2,75
96,69
12,1
4,0
8
* 10—18
18,91
60,02
7,90
25,36
0,56
1,97
95,81
20,4
4,0
18—28
18,35
57,26
12,37
23,28
0,62
2,20
95,73
12,4
4,2
30-40
16,08
56,61
12,66
24,14
0,57
2,48
96,46
11,9
4,0
70—80
16,15
57,21
12,31
24,48
0,63
2,65
97,28
12,4
4,0
85—95
16,22
57,11
11,85
23,65
0,57
2,65
95,83
12,8
4,1
110-120
14,16
57,47
11,50
23,51
0,77
2,50
95,75
13,3
4,1
140—150
14,04
57,51
11,49
23,78
0,56
2,70
96,04
13,3
4,1
190—200
15,77
58,75
10,04
23,96
0,73
2,41
95,89
15,5
4,1
иногда в осветленном горизонте фиксируется даже некоторое
увеличение содержания глинозема. В остальной части профиля
отмечается постоянство химического состава ила.
По данным Б. П. Градусова (личное сообщение), минералоги¬
ческий состав илистых фракций всех исследованных разрезов
представлен одними и теми же глинистыми и высокодисперсными
минералами: смешаннослойными слюда-монтмориллонитовыми
образованиями — монтмориллонитом, гидрослюдой, хлоритом,
смешаннослойным хлорит-монтмориллонитом, каолинитом, квар¬
цем и (полевыми шпатами. В целом по профилю минералогиче¬
ский состав илистых фракций изменяется слабо. Фиксируются
лишь следующие изменения.
Вверх по профилям несколько уменьшается содержание хло¬
рита, в этом же направлении немного снижается и количество
Л^О. В верхних же горизонтах в фазе смешаннослойного слюда-
монтмориллонитового образования — монтмориллонита отмеча¬
ется уменьшение количества монтмориллонитовых межслоевых
промежутков. Особенно четко это выявляется в разрезе 8. В верх¬
них горизонтах фиксируется некоторое накопление каолинита,
что подтверждается и данными валового анализа ила: несмотря
на увеличение количества БЮг, содержание АЬОз остается по¬
стоянным или даже увеличивается, а не уменьшается, как содер¬
жание ГегОз. Опять-таки наиболее отчетливо это проявляется в.
57
разрезе 8. И, наконец, аморфные соединения железа выносятся из
верхних горизонтов.
Таким образом, общая тенденция изменения илистого мате¬
риала этих почв и дерново-подзолистых, развитых на Русской
равнине на четвертичных суглинках, совпадает, однако в таежных
суглинистых почвах Западной Сибири дифференциация значи¬
тельного развития не получает (Градусов и Палечек, 1968). При
этом в почвах южнотаежной подзоны Западной Сибири диффе¬
ренциация минералогического и химического состава ила выра¬
жена в еще меньшей степени, чем в почвах средней тайги. Но на¬
ряду с этим в профилях южнотаежных почв процессы переноса
ила в нижние почвенные горизонты протекают значительно ак¬
тивнее; в почвах же средней тайги процессы лессиважа выраже¬
ны, как было показано выше, достаточно слабо.
Свойства охарактеризованных нами наиболее распространен¬
ных в средней и северной тайге автономных почв на суглинистых
породах позволяют высказать ряд предположений относительно
процессов, формирующих их профиль.
Можно полагать, что процессы выветривания минеральной
массы (как первичных, так и вторичных минералов) происходят
замедленно в связи с краткостью теплого периода, достаточно
низкими температурами в преобладающей части профиля, его
переувлажнением и оглеением. Наиболее активно они протекают
в верхнем осветленном горизонте под подстилкой, что связано с
его лучшим прогреванием, наиболее переменным окислительно¬
восстановительным режимом и наибольшей подверженностью
воздействиям кислотных гумусовых веществ, фильтрующихся из
подстилки.
Как было показано, наряду с выветриванием первичных мине¬
ралов, главным образом полевых шпатов, в осветленном горизон¬
те происходят преобразования и глинистых минералов, содержа¬
щихся в породе,— изменения монтмориллонитовых структур,
образование каолинита, вынос аморфного железа, т. е. процессы,
свойственные подзолообразованию, но развитые в этих почвах
очень слабо.
В связи с неглубоким проникновением активных температур
в почвенный профиль распределение корней приурочено к при¬
поверхностным слоям, поступление опада в почву также имеет
наземный приповерхностный характер. Период его разложения
очень непродолжителен и отличается невысокими температурами
и переувлажнением, в результате формируются полуразложен-
ные кислые органогенные горизонты, состоящие главным обра¬
зом из двух частей — грубых торфянистых продуктов и высоко¬
дисперсного подвижного фульватного гумуса. Последний пропи¬
тывает верхнюю часть минеральной толщи, способствуя разложе¬
нию минералов и выносу мобильных продуктов разложения.
Все »перечисленные явления характерны для почвообразования
в холодном гумидном климате. Особенности же свойств подзоли¬
58
стых элювиально-глееватых почв объясняются, по-видимому, теми
условиями нисходящего переноса веществ, которые складываются
в их профиле.
Почвенные профили, как мы показали, в верхней однометро¬
вой толще являются глееватыми; глубже залегают стабильно
глеевые горизонты, переходящие в оглеенную почвообразующую
породу. Последняя оглеена на большую глубину, что обусловле¬
но ее генезисом, но оглеение ее верхних слоев (до 3 м) в значи¬
тельной мере поддерживается современным режимом промерза¬
ния— протаивания почвенной толщи (Федорова, 1970). Период
протаивания этих почв длится около двух месяцев; в связи с тем
что оттаивание начинается снизу, а оттаивание сверху запазды¬
вает, в почвенном профиле создаются два горизонта верховод¬
ки— подмерзлотный и надмерзлотный, резко ухудшающие дре¬
наж почвенной толщи в период оттаивания.
Период талого состояния профиля продолжается около четы¬
рех месяцев. Он совпадает с периодом выпадения максимального
количества осадков и максимальной десукции из профиля, что
при слабой водопроницаемости оглеенной суглинистой толщи
только на короткие отрезки времени создает благоприятные усло¬
вия для свободного передвижения жидкой влаги в нисходящем
направлении. В целом для почвенной толщи отмечается глубокое,
но очень слабое прогревание, обеспечивающее низкий энергети¬
ческий уровень почвообразования (Федорова, 1970).
Этими особенностями водного и температурного режимов
подзолистых элювиально-глееватых почв, по-видимому, объясня¬
ются их главные специфические черты — слабая и неглубокая
выщелоченность профиля и слабая,_и приповерхностная диффе¬
ренциация их минеральной части. Подтверждением являются
следующие свойства: невысокие значения кислотности и ее бы¬
страя нейтрализация с глубиной; слабая разрушенность погло¬
щающего комплекса, его небольшая ненасыщенность, также бы¬
стро исчезающая с глубиной; слабая по степени и глубине диф¬
ференциация профиля по валовому составу, проявляющаяся в
формировании осветленного и иллювиального горизонтов; боль¬
шая, часто решающая роль аморфных соединений железа в про¬
цессе этой дифференциации, происходящей на глеевом фоне;
слабоиллювиальный характер горизонта Вь выделяющегося
главным образом по окраске свежевыпавших окислов железа и
их накоплению, иногда по небольшому относительному накопле¬
нию других компонентов валового состава и по признакам сла¬
бого лессивирования глинистых суспензий.
Однако, как было показано выше, некоторые свойства под¬
золистых элювиально-глееватых почв, по-видимому, свидетель¬
ствуют о прогрессивном развитии процесса выщелачивания и
дифференциации почвенного профиля в глубину. Появление этих
свойств можно объяснить двояко. С одной стороны, они могут
быть вызваны более общей причиной — еще небольшой продол¬
59
жительностью этого автономного почвообразования в связи с не¬
давним освобождением водоразделов от озерно-аллювиально-
болотного режима и улучшением их дренирования благодаря
врезу речной сети. Эта причина могла бы объяснить и то геогра¬
фическое несоответствие, которое наблюдается между слабой вы-
щелоченностью и дифференцированностью подзолистых элюви-
ально-глееватых почв и значительно большей выраженностью
этих же свойств в почвах высоких широт — северной тайги, ле¬
сотундры и тундры, отличающихся еще более низкими темпера¬
турами профиля, большей переувлажненностью, более кратким
периодом активного почвообразования и часто имеющих в ниж¬
ней части профиля многолетнемерзлый горизонт.
С другой стороны, причиной появления таких свойств могут
быть колебания в многолетнем цикле периодов более активного
по интенсивности процессов и по глубине их проникновения и
менее активного почвообразования, что также вполне подтверж¬
дается заметными колебаниями климатических условий Запад¬
ной Сибири в многолетнем цикле. Возможно, могут иметь места
и обе эти причины, так как только последней нельзя объяснить
то географическое несоответствие, о котором было сказано выше.
Низкий энергетический уровень почвообразования и слабое
нисходящее передвижение растворов в переувлажненной почвен¬
ной толще не способствуют глубокому охвату ее почвообразова¬
нием. Почвенные профили являются довольно неглубокими для
таежной зоны (для немерзлотной ее части). Крайне ослабленные
признаки почвообразования фиксируются до 100—'150 см, в то
время как наиболее заметные колебания химического состава
ограничиваются толщей в 40—60 см и очень редко распростра¬
няются до 100 см.
Подзолистые элювиально-глееватые почвы на территории
Западной Сибири до последнего времени выделялись в типе под¬
золистых почв на правах особого фациального подтипа (Поч¬
венно-географическое районирование СССР, 1962; Уфимцева,
1966). Почвоведами географического факультета МГУ они были
выделены вначале как подзолистые элювиально-глееватые, за¬
тем— как таежные элювиально-глееватые (особый тип). При
этом руководствовались тем соображением, что ведущим про¬
цессом в них является элювиально-глеевый.
Рассмотрение свойств подзолистых элювиально-глееватых
почв показало, что многие процессы и явления, присущие этому
почвообразованию, аналогичны происходящим при подзолообра¬
зовании. Однако профили, которые можно было бы безошибочно
интерпретировать как подзолистые, в таежной зоне Западной
Сибири нами не были описаны. Развитие подзолистого процесса
тормозится рядом факторов; -среди них в первую очередь следует
отметить переувлажнение и оглеение профиля, связанные с осо¬
бым водным режимом этих почв. Последний не благоприятствует
активной нисходящей миграции веществ в почвенной тол¬
60
ще, чем обусловлены специфические свойства элювиально-глее-
ватых почв. Возможно, это связано с еще небольшой продол¬
жительностью почвообразования
Таким образом, можно отметить, с одной стороны, важную
генетическую общность исследованных почв с подзолистыми
почвами, а с другой — значительные отличия их свойств от
свойств подзолистых почв, обусловленные переувлажнением и
оглеением, придающим им элювиально-глеевые черты.
Подзолистые эллювиальнонглееватые почвы, по-видимому,
должны быть отделены от суглинистых подзолистых почв на пра¬
вах особого типа почв.
Торфянисто-подзолистые элювиально-глее¬
вые почвы формируются в условиях еще более затрудненного
дренажа и более повышенного переувлажнения и оглеения поч¬
венно-грунтовой толщи. Такие условия создаются на очень плос¬
ких участках суглинистых водоразделов, в небольших понижени¬
ях рельефа, в переходной полосе от относительно дренирован¬
ной приречной части водораздела к болотному массиву. Эти поч¬
вы не образуют сплошных контуров, а чаще встречаются в соче¬
таниях с подзолистыми элювиально-глееватыми и торфяно-глее-
выми почвами. Но в целом их контуры более однородны, чем
контуры наиболее распространенных подзолистых элювиально-
глееватых почв. Ниже приводится морфологическое описание двух
разрезов торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых почв.
Разрез 16 (описан 5 августа). Правый берег Северной
Сосьвы в ее среднем течении, водораздел Тунтлама и Муса.
Озерно-аллювиальная равнина (абсолютная высота 80—90 м)
с грядово-волнистым рельефом. Разрез заложен на понижении
(врез 5—7 м), занятом заболоченным кедрово-еловым лесом
с примесью лиственницы, подрост в основном еловый. Напочвен¬
ный покров бруснично-долгомошно-сфагновый с небольшим
участием зеленых мхов, встречаются осока и хвощ.
Ао' 0—17 см. Почти неразложившийся светло-рыжий сфагновый торф, влаж¬
ный, плотно переплетенный корнями; переход ясный.
А0" 17—27 см. Темно-бурая торфянистая зеленомошная подстилка, сильно-
влажная, плотно переплетена корнями, по нижней границе много углей;
переход резкий.
27—33 см. Суглинок с серовато-сизыми и темно-буро-ржавыми разво¬
дами, сырой, много корней; переход ясный.
Вё2 33—56 см. Суглинок сизовато-ржавый, окраска пятнами и разводами, сы¬
рой, много тонких корней; переход ясный.
С 56—70 см (дно разреза). Сизый суглинок с бледным ржавым налетом, дли¬
тельно сезонномерзлый, довольно плотно сцементированный мерзлотой,
тонкослоеватый, с небольшим количеством слабоокрашенных мелких
конкреций.
Разрез 2 8. Правый берег Северной Сосьвы в ее среднем
течении, водораздел Тунтлама и Кырсима. Озерно-аллювиаль¬
ная равнина (абсолютная высота 60 м). Ровная поверхность,
обрывающаяся уступом к Тунтламу. Разрез заложен примерно
61
в 300 м от уступа в пределах переходной полосы (шириной око¬
ло 50 м) от незаболоченного леса к болотному массиву, которая
почти нигде не сплошная, а протягивается языками и пятнами.
Лес заболоченный кедрово-елово-сосновый, багульниково-сфаг-
ново-долгомошный, встречаются Кассандра, голубика, черника,
осока.
А</ 0—20 см. Долгомошно-сфагновый неразложившийся торф, сырой; переход
постепенный.
А0" 20—30 см. Зеленомошно-кустарничковый темно-бурый торф, сырой, в ниж¬
ней части сильно горелый.
Ао"' 30—32 см. Минерализованная перегнойная, горелая нижняя часть под¬
стилки, сырая; переход резкий.
Аъ£ 32—42 см. Сизо-серый оглеенный суглинок, сырой; переход ясный.
В%\ 42—60 см. Ржаво-сизый, пятнистый, тиксотропный суглинок, сохранилась
тонкая слоеватость и белесая присыпка, глубже переходы между гори¬
зонтами не ясны.
В%2 60—70 см. Сизо-бурый тиксотропный суглинок.
ВСд 70—200 см. Сизовато-бурый суглинок, значительно суше предыдущего,
сильиовлажный, со 100 см сырой; грунтовых вод не обнаружено.
Из приведенных описаний следует, что торфянисто-подзо¬
листые элювиально-глеевые почвы заметно отличаются от под¬
золистых элювиально-глееватых почв повышенной гидроморфно-
стыо основных морфологических свойств и представляют собой
первый член в ряду заболачивания подзолистых элювиально-
глееватых почв. В одном случае (разрез 16) заболачивание
обеспечивается застоем поверхностных вод в понижении релье¬
фа, в другом случае (разрез 28) — воздействием этого же фак¬
тора и внедряющейся в профиль болотной верховодки. Послед¬
няя оказывает влияние только в случае достаточно близкого
расположения почв от болотного массива.
Основные морфологические отличия торфянисто-подзолистых
элювиально-глеевых почв от подзолистых элювиально-глееватых
заключаются в следующем.
Органогенный горизонт значительно более мощный и хуже
разложенный. Эти новые качества подстилки связаны с тем, что
гидрофильные мхи, главным образом сфагновые, заместившие в
напочвенном покрове зеленые мхи, растут очень быстро и не
успевают разлагаться. По своему сложению' подстилки этих
почв могут быть двух типов. Первый тип представлен довольно
однородным по ботаническому составу горизонтом — кустарнич¬
ками, зелеными мхами, долгомошником, сфагнумом. Это наблю¬
дается в том случае, когда смена мхов в связи с нарастающим
увлажнением происходит довольно постепенно. Поэтому такие
подстилки больше разложены, чем подстилки второго типа.
Второй тип подстилок обусловлен быстрым нарастанием ув¬
лажнения и резкой сменой торфообразователей, а именно зеле¬
ных мхов долгомошно-сфагновыми. Часто причиной таких рез¬
ких смен являются низовые пожары, после которых сфагновые
мхи сменяют частично или полностью сгоревшую кустарничко-
62
во-зеленомошную подстилку без промежуточных стадий усиле¬
ния гидрофильности напочвенного покрова. Подстилки этого ти¬
па характеризуются четким разделением на два слоя: нижний —
кустарничково-зеленомошный, представляющий подстилку неза¬
болоченного леса, мощностью около 10 см (в общем уже релик¬
товую) и верхний — долгомошно-сфагновый, разной мощности
(обычно в пределах 20 см), являющийся современной подстил¬
кой заболоченного леса (разрезы 16, 28). В процессе современ¬
ного заболачивания суходольных лесов эти нижние слои кустар-
ничково-зеленомошной подстилки консервируются под довольно*
мощными верховыми залежами, свидетельствуя об их суходоль¬
ном происхождении.
Горизонт Аг в процессе нарастающего увлажнения теряет
четкую морфологическую выраженность, приобретает сизый от¬
тенок и общую неравномерную пятнистую окраску. Только освет-
ленность этой толщи свидетельствует об ее происхождении из го¬
ризонта Аг; морфологически она больше похожа на тюверхност-
но-глеевый горизонт. Горизон В1 приобретает ярко-ржавую и
также пятнистую окраску, значительно большую влажность,
иногда он может находиться в тиксотропном состоянии. В част¬
ности, в разрезе 28 внедрение болотной верховодки на глубине
42—70 см обусловило тиксотропность всей этой толщи, в то вре¬
мя как горизонты, лежащие ниже, оказались значительно менее
увлажненными. С Глубины 50—70 см располагаются стабильно*
глеевые горизонты, т. е. они лежат значительно выше, чем в
подзолистых элювиально-глееватых почвах.
В северной части среднетаежной подзоны, на переходе к се¬
верной тайге, именно в торфянисто-подзолистых элювиально-
глеевых почвах, тяготеющих к болотным массивам, и в самих
болотных массивах, широко распространена длительно сезонная
мерзлота, при благоприятных условиях (нарастание торфа) эво¬
люционирующая в многолетнюю мерзлоту. Это связано с тем,
что болота и их периферии являются по термическому режиму
наиболее суровыми местообитаниями. В данном случае в раз¬
резе 16 фиксируется только длительно сезонная мерзлота. Ле¬
том 1967 г., когда этот разрез был описан, остатки такой мерз¬
лоты отмечались и во многих разрезах подзолистых элювиаль¬
но-глееватых почв в связи с малым количеством зимних и лет¬
них осадков.
Аналитические данные также показывают, что торфянисто-
подзолистые элювиально-глеевые почвы отличаются от подзо¬
листых элювиально-глеевых (табл. 15—17). Они значительно*
более кислые и ненасыщенные как по величине, так и по глу¬
бине проникновения этих признаков. Это, несомненно, следует
связывать с наличием очень кислой мощной подстилки и филь¬
трующихся из нее растворов. Изменения в распределении илис¬
той фракции, происходящие при заболачивании, нельзя охарак¬
теризовать с уверенностью, так как в .подзолистых элювиально-
Таблица 15
Механический состав торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых почв
Разрез
Глубина,
см
Поте¬
ри от
обра¬
ботки
НС1, %
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
1—0,25
0,25—
0,05
0,05—
0,01
0,01—
0,005
0,005—0,001
<;0,001
<0,01
16
27—33
4
0
17
46
8
7
18
33
33-43
3
0
14
50
6
6
21
33
50-60
5
0
17
43
6
10
19
35
60—70
5
0
16
44
6
8
21
35
28
32-42
4
0
18
49
8
10
И
29
42-52
4
0
18
44
9
8
17
34
70—80
4
0
18
45
7
6
20
33
глееватых почвах распределение ила отличается значительной
пестротой. Можно отметить некоторое уменьшение количества
ила в осветленном горизонте, но унаследовано ли это от подзо¬
листой, элювиально-глееватой почвы, или является результатом
почвообразования в более кислых и более глеевых условиях —
сказать трудно.
Степень дифференциации минерального профиля обоих раз¬
резов различная. В разрезе 16, формирующемся в более автоном¬
ных условиях (вне зависимости от болотной верховодки), ос¬
ветленный горизонт обеднен валовым и слабоокристалли-
зованными соединениями железа (в вытяжке Тамма). В разре¬
зе 28, напротив, признаки подобной дифференциации проявля¬
ются очень слабо. Как и в предыдущем случае с илистой фрак¬
цией, здесь трудно расчленить унаследованные и вновь приоб¬
ретенные черты. В процессе заболачивания изменения свойств
суглинистых почв таежной зоны не являются однозначными, так
как определяются рядом факторов: особенностями режима вер¬
ховодки и ее химическим составом, химическим составом поч¬
вообразующих пород и др. (Зайдельман, 1969).
В условиях широкого распространения современного забола¬
чивания водоразделов в средней тайге Западной Сибири торфя¬
нисто-подзолистые элювиально-глеевые почвы являются первым
членом в ряду заболачивания подзолистых элювиально-глеева-
тых почв и по существу представляют переходную, относитель¬
но кратковременную стадию почвообразования, быстро сменяю¬
щуюся торфяно-глеевым почвообразованием молодых болот.
Особенно кратковременна и динамична она вблизи растущих
болотных массивов, так как эти почвы развиваются под влия¬
нием болотной верховодки. В сочетаниях с преобладанием под¬
золистых элювиально-глееватых почв они эволюционируют зна¬
чительно медленнее.
64
5 Н. А. Караваева
Таблица 16
Общие свойства торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых почв
Разрез
Горизонт
Глубина,
см
Гумус,
%
Гигроско¬
пическая
влага, %
pH
Поглощенные катионы по Гед-
ройцу, мг-экв на 100 г почвы
Ненасы-
щенность,
%
Вытяжка п-р Тамму, %
на абсолютно сухую
навеску
вЪдиый
солевой
Са*
М0*‘
н-
сумма
Ре203
А1203
БЮг
16
0—10
96,18*
‘ 6,24
3,0
2,0
Не определялись
а;'
17—27
75,15*
1,84
3,6
2,6
То же
А2йВд
27—33
3,5
3,17
4,3
3,3
5,0
4,2
8,6
17,8
48
0,46
0,37
0,24
33—43
1,4
3,22
4,7
4,0
5,0
4,7
9,7
19,4
50
0,91
0,37
0,32
50—56
0,8
3,21
4,8
3,9
5,3
3,6
7,8
46,7
46
0,50
0,34
0,30
й
60—70
0,7
3,25
4,9
3,7
5,6
3,9
2,5
12,0
20
0,45
0,34
0,22
28
А'о
20—30
79,70*
10,22
3,7
3,0
Не ог
[ределялись
а;"
30^32
52,99*
3,40
4,0
3,0
6,2
4,2
13,3
23,7
56
Не определялись
а2§
32-42
2,9
3,58
4,6
4,0
т 3,4
3,0
9,8
16,2
60
0,87
0,51
0,22
В§
42—52
1,4
2,43
4,3
3,5
2,8
1,9
4,1
8,8
46
0,94
0,35
0,46
вс§
70—80
0,3
3,26
5,2
4,8
9,8
5,9
4,8
17,5
10
0,57
0,31
0,32
Потери при прокаливании
Таблица 17
Валовой состав торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых почв» %
на прокаленную навеску
Разрез
Глубина,
см
Поте¬
ри при
прока¬
лива¬
нии, %
Si02
Fe203
А12Оз
CaO
MgO
Сумма
Молекулярные
отношения
Si02
Fe203
Si02
A12Oj
16
27—33
8,31
75,34
4,14
12,36
2,12
0,75
94,71
43,4
10,3
33—43
6,51
73,01
5,70
13,28
2,06
1,24
95,29
34,0
9,3
50—56
5,79
73,11
5,59
13,64
2,02
1,34
95,70
34,8
9,1
60—70
5,55
72,55
5,85
13,13
1,75
1,61
94,89
33,0
9,4
28
30—32
15,53
74,79
4,09
12,60
1,57
1,13
94,18
48,6
10,1
32—42
7,84
75,68
4,60
12,14
1,67
1,07
95,16
43,7
10,6
42—52
6,02
75,23
4,80
12,32
1,55
1,21
95,11
41,6
10,4
70-80
5,06
73,90
5,41
12,42
1,51
1,59
94,83
36,3
10,1
ПОДЗОЛИСТЫЕ А1 — Ре-ГУМУСОВЫЕ ПОЧВЫ
На легких супесчано-песчаных почвообразующих толщах в
связи с их хорошей водопроницаемостью и небольшой влагоем-
костыо, обусловливающими свободный сброс избытка атмос¬
ферной влаги, в почвах не создается условий для переувлажне¬
ния и оглеения, и на этих породах представлено А1—Ге-гуму-
совое почвообразование.
Основными чертами выветривания на легких почвообразую¬
щих породах в западносибирской тайге является феррсиалитнза-
ция почвенной толщи. В условиях выщелачивания оснований и
кислой реакции происходит образование значительного количе¬
ства подвижных органо-минеральных и минеральных соединений
алюминия и железа, создающих ту или иную дифференциацию
почвенного профиля! В таежной зоне Западной Сибири из этой
группы почв представлены два типа: подзолистые А1—Ре-гуму-
совые и подзолистые А1—Ре-гумусовые контактно-глеев^ишззы.
В силу геоморфологических, литологических и палеогеографиче¬
ских условий и те и другие почвы имеют очень ограниченное по
площади распространение.
Преобладание обширных плоских водораздельных прост¬
ранств, обилие болот, слоистость почвенно-грунтовых толщ обес¬
печивают даже на супесчано-песчаных водоразделах близкое
залегание к поверхности почвенно-грунтовых вод и формирова¬
ние главным образом группы А1—Ре-гумусовых грунтово-глее-
вых почв.
66
Наибольший массив подзолистых А1 — Ре-гумусовых и под-'
золистых А1 — Ре-гумусовых контактно-глеевых почв приурочен
к области холмисто-моренного сильнорасчлененного рельефа в
южной части возвышенности Люлин-Вор и к некоторым участкам
водораздела Конды и Северной Сосьвы (южнее линии Ивдель—
Обь). Здесь эти почвы образуют сплошные однородные контуры.
В других районах, несмотря на широкое распространение легких
пород, автономное А1—Ре-гумусовое почвообразование приуро¬
чено к небольшим участкам прибровочных частей террас, вблизи
хорошо выраженных склонов водоразделов к террасам и к от¬
дельным куполообразным вершинам в области слаборасчленен-
ного рельефа. В таких местах эти почвы образуют сочетания с
подзолистыми А1—Ге-гумусовыми груитово-глеевыми и верховы¬
ми торфяно-глеевыми почвами молодых болот.
ГГри выделении в группе А1 — Ре-гумусовых прчв двух типов
принимался во внимание один основной признак. В профиле
подзолистых А1 — Ре-гумусовых почв в целом не создается ус¬
ловий для переувлажнения и оглеения, так как они сформиро¬
ваны на литологически однородных супесчано-песчаных толщах.
Подзолистые А1 — Ге-гумусовые контактно-глеевые почвы раз¬
виваются на толщах литологически слоистых в пределах поч¬
венного профиля. В связи с этим на контакте разнородных
слоев может возникать переувлажнение, оглеение, даже вре¬
менный локальный горизонт верховодки. Это^ влечет за собой
не только изменения в самом А1 — Ге-гумусовом процессе, но,
очевидно, и определенные изменения свойств в той части про¬
филя, которая охвачена оглеением. Так или иначе, но в этих
почвах проявляется новый процесс — оглеение, и именно из
этих соображений подзолистые А1 — Ре-гумусовые контактно-гле¬
евые почвы выделены как особый тип (Таргульян, 1971). Одна¬
ко следует отметить, что ввиду слабой изученности этих почв
и отсутствия ясного представления об изменениях их свойств,
связанных с оглеением, это выделение является предполо¬
жительным-
Поскольку А1 — Ре-гумусовые почвы западносибирской тай-
ги'не обладают специфическими чертами, а подзолистые А1—Ре-
гумусовые контактно-глеевые почвы слабо изучены и у нас нет
аналитических данным, то мы ограничимся ниже лишь очень
краткой характеристикой их.
Разрез 5. Первая надпойменная терраса Оби вблизи
пос. Сытомино. Разрез заложен в густом тонкоствольном со¬
сновом лесу 20—25-летнего возраста с отдельными березами.
Напочвенный покров бруснично-лишайниковый.
Ао—Аг 0—‘2 см. Мелкозем песчаный, сыпучий, горелый, светло-бурый, с седо¬
ватым оттенком, слабоувлажненный; переход резкий.
А2 2—7 см. Белесый тонкий песок, слабоувлажненный, сыпучий, встречаются
угольки; переход резкий, слегка неровный.
5*
67
В 7—27 см. Охристый песок, увлажненный, с небольшим количеством мелких
ортштейнов; переход постепенный.
С 66—100 см. Желтый увлажненный песок.
Б] 100—200 см. Мелкозернистая тонкослоистая песчаная толща.
Б2 260—340 см. Тот же песок, оглеенный. На глубине 340 см — уровень грун¬
товых вод.
Разрез 7. Южная часть возвышенности Люлин-Вор, пра¬
вый берег р. Лоусия (верховье бассейна Тапсуя), область хол¬
мистого рельефа. Разрез заложен на вершине обособленного
холма (абсолютная высота 100—120 му крутизна склонов 7—
10°) в низкорослом разреженном лесу 40—60-летнего возраста.
Напочвенный покров бруснично-лишайниковый со следами гари,
единично встречаются шикша и вейник.
А0 0—2 см. Почти черный, перегнойный, влажный, рыхлый, много углей; пе¬
реход резкий.
А2 2—6 см. Белесый среднезернистый песок с единичной крупной галькой,
влажный, рыхлый, местами с углистым налетом; переход резкий, неров¬
ный.
В1 6—12 см. Охристо-бурый среднезернистый песок с галькой, значительное
количество органо-железистых новообразований — мелких ортштейнов и
интенсивно окрашенных пятен, влажный, много корней; переход ясный.
В2 (или ВС) 12—21 см. Желтый песок с галькой в количестве 20—25% от
объема горизонта, значительно светлее предыдущего; переход постепен¬
ный.
ВС 21—70 см (дно разреза). Желтый песок с крупной галькой' (около 50%),
слабоуплотненный, желтый, единичные корни.
Разрез 15. Водораздел Конды и Северной Сосьвы, в
25 км к югу от пос. Пандым-Юган. Плосковершинный водо¬
раздельный увал (абсолютная высота 120—130 м.) Разрез за¬
ложен в сосновом лесу с кедром и елыо в подросте. Напочвен¬
ный покров кустарничково-лишайниково-зеленомошный, среди
кустарничков распространены брусника, багульник и шикша.
Ао, 0—6 см. Темно-бурая торфянистая подстилка, влажная, корешковатая, за¬
метны следы пожара; переход резкий.
А2 6—9(17) см. Белесый песок, влажный, нижняя граница волнистая, уголь¬
ный налет; переход резкий.
В] 9(17)—20(24) см. Охристая супесь с обилием марганцево-железистых мел¬
ких ортштейнов, влажная, много корней; переход постепенный.
В2 20 (24)—47 см. Буроватая супесь с единичной мелкой галькой, влажная,
единичные корни; переход ясный.
47—122 см. Пестрая по механическому составу толща с линзовым распре¬
делением материала, преобладает среднезернистый глееватый песок не¬
однородной окраски — сизоватые и ржавые пятна, встречаются линзы
и прослои коричнево-бурой супеси, пропитанной органо-железистыми
соединениями, по нижней границе — отдельные разорванные прослои и
линзы суглинка, на которых держится верховодка (оплывающие слои);
вся толща содержит значительное количество гальки, гравия и отдель¬
ных валунчиков, сильновлажная, местами сырая.
(дно разреза). Желтый слоистый среднезернистый песок, сырой, с глубины
150 см — с прослоями того же песка, но ожелезненными.
Подзолистые А1 — Ре-гумусовые почвы первых двух разре¬
зов в целом идентичны. Имеющиеся различия связаны с харак-
68
Таблица 18
Общие свойства подзолистой А1—Р е-гумусовой почвы, разрез 5
Горизонт
Глубина,
см
Гумус,
%
Потери
при про-
калиЕании,
%
Валовой состав, % на прокаленную
навеску
Молекулярные
отношения
Вытяжка по Тамму, % на
абсолютно сухую навеску
БЮа
А1,Оа
Ре203
СаО
д^о
сумма
бю2
бю2
бю2
Ре203
А1*о3
А1*03
Ре203
аа2
0-2
1,92
8,04
95,14
2,95
0,59
0,49
0,24
99,41
54,8
440,0
0,22
0,07
0,26
а2
2—7
0,54
0,99
96,00
2,75
0,37
0,67
0,77
100,56
59,4
694,7
0,15
0,02
0,16
в
7-17
0,43
1,81
93,77
4,69
1,04
0,-62
0,38
100,50
33,9
240,1
0,20
0,22
0,88
ВС
30—40
0,19
1,46
90,62
4,69
1,13
0,69
0,14
97,26
32,7
215,4
0,42
0,15
0,53
с
90-100
0,03
0,89
91,31
4,62
0,89
0,85
0,39
98,06
33,5
276,3
0,16
0,06
0,29
д
140-150
0,07
0,48
96,52
1,95
0,42
0,52
0,61
100,02
84,1
618,0
0,13
0,06
0,20
тером почвообразующих пород. Разрез 5 сформирован на сор¬
тированном, по-видимому, неоднократно переотложенном
кварцевом песке, сильно выветрелом и бедном по составу.
Профиль почвы неглубок, интенсивность элювиального процес¬
са невелика, так как в породе содержится малое количество
веществ, способных к выносу. По этой же причине горизонты
В и ВС довольно растянуты. В этой почве на глубине около
3 м обнаружены грунтовые воды, совсем не влияющие на поч¬
вообразование. Разрез 7 сформирован на грубозернистой пес¬
чано-галечной толще, и в связи с этим профиль в целом укоро¬
чен, в том числе и иллювиальные горизонты. Но даже по мор¬
фологическим признакам можно отметить значительно большую
по количеству выносимых веществ интенсивность элювиального
процесса. Это связано с более богатым минералогическим и
химическим составом пород (много первичных минералов, спо¬
собных к выветриванию). Горизонт В более компактный, чем
в разрезе 5, но насыщен иллювиираванными веществами, кото¬
рые пропитывают его и образуют большое количество ново¬
образований.
По разрезу 5 имеются аналитические данные, вскрывающие
основные закономерности А1 — Ре-гумусовой дифференциации
этих почв (табл. 18, 19 и рис. 2).
Рис. 2 хорошо иллюстрирует активный процесс феррсиаллити-
зации почвенной толщи, наиболее сильно выраженный до глу¬
бины около 70 см. Таким образом, железистое окрашивание
горизонтов В и ВС связано не столько с иллювиальным процес¬
сом, сколько с внутрипочвенным выветриванием. На этом фоне
происходит очень небольшое как по расстоянию, так и по ко¬
личеству веществ перераспределение окислов алюминия и же¬
леза с формированием горизонтов А2 и В. Следует отметить, что
роль глинозема в иллювиальном процессе значительно больше,
чем железа; но в относительных количествах (по отношению к
Рис. 2. Распределение валовых
Ре203 (/), А120з (2) и гуму¬
са («?) в подзолистых А1 — Ре-
гумусовых почвах
70
Таблица 19
Механический состав подзолистой А1—Ре-гумусо вой почвы, разрез 5
Глубина,
см
Потери
от об¬
работ¬
ки НС1,
%
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
1—0,25
0,2&—0,05
0,05—0,01
0,01—0,005
0,005—0,001
<0,001
LO
1
2
33
55
7
0
1
2
7—17
2
27
63
5
0
1
2
30-40
1
25
60
9
0
1
4
90—100
1
25
63
7
0
1
3
140-150
1
30
63
6
0
1
2
содержанию в породе) соединения железа более мобильны, чем
соединения алюминия. Содержание гумуса в этих ¡почвах очень
невелико; он несомненно участвует в иллювиальном процессе,
но, вероятно, значительная часть железа и алюминия передви¬
гается в виде окислов. Аналогичные профили песчаных подзоли¬
стых почв в Европейской части ССР неоднократно описывались.
Разрез 15 характеризует контактно-глеевую почву.
ОРГАНОГЕННЫЕ КИСЛЫЕ ПОЧВЫ
В связи с широким распространением в тайге Западной Сибири
болот и различных болотных ландшафтов (более 50% террито¬
рии) значительная роль в почвенном покрове принадлежит так
называемым болотным почвам, которые не представляют одно¬
родной почвенной группы, а включают почвы, различающиеся
по свойствам, генезису и условиям формирования. На террито¬
рии среднетаежной подзоны в болотных ландшафтах развива¬
ются две различные группы почв—торфяно-грунтово-глеевые
кислые и органогенные кислые. Они разделяются по двум прин¬
ципиальным признакам. В торфяно-грунтово-глеевых кислых
почвах почвенный профиль состоит из двух частей — верхней,
органогенной, растущей, и нижней, минеральной, глеевой. Эти
почвы формируются под воздействием грунтовых или болотно¬
грунтовых вод, длительно находящихся в пределах почвенного
профиля, т. е. это генетически подчиненные почвы, которые об¬
разуют группу торфяно-глеевых почв.
Органогенные кислые почвы приурочены к массивам торфя¬
ников, достигающих определенной мощности (около 60—70 см),
при которой минеральные слои уже выключены из сферы био¬
логического круговорота веществ и жизнедеятельность раститель¬
ного покрова протекает только за счет веществ, имеющихся в
органогенном субстрате. Грунтовые или болотно-грунтовые воды
71
также залегают ниже уровня, доступного для корневых систем
растений, использующих только атмосферную влагу. Таким об¬
разом, верхняя часть такой торфяной залежи, которая и счи¬
тается почвой, развивается в автономных условиях. В связи с
этим данные почвы выделены нами как группа автономного
почвообразования.
Строго говоря, подобные природные образования лишь с
большим допущением можно считать почвами, поскольку поч¬
ва — природное тело, которое прежде всего является -продук¬
том взаимодействия минеральной и органической частей при¬
родной оболочки — почвообразующей породы, растительности и
живых организмов. В данных же почвах минеральная состав¬
ляющая этого взаимодействия отсутствует. Имеются отмершие
органические остатки, образующие торфяную залежь, в верхней
очень маломощной части которой осуществляется крайне сужен¬
ный биологический круговорот веществ: отмершие раститель¬
ные остатки — живые растения — отмершие растительные ос¬
татки. Эта маломощная верхняя часть торфяной залежи счи¬
тается почвой, а лежащие ниже горизонты, недоступные для
корневых систем, принимаются за торф-органогенную почвооб¬
разующую породу (Скрынникова, 1954). Характер круговорота
веществ, осуществляемого -в верхних частях торфяников, гово¬
рит об условности этого утверждения и о том, что торфяники
являются специфическими органогенными природными телами,
отличными от почв. Однако согласно существующей традиции
и, -по-видимому, принимая во внимание, что в почвенном покро¬
ве торфяники имеют непрерывные связи с минеральными поч¬
вами, они всегда описываются как один из компонентов поч¬
венного покрова/Торфяники занимают в тайге Западной Сиби¬
ри огромные площади, и их влияние определяет очень важные
закономерности в почвенном покрове тех частей водоразделов,
которые сложены минеральными породами, и поэтому их необ¬
ходимо охарактеризовать. Следуя опять-таки традиции, мы
описываем их как почвы (принимая отмеченные выше услов¬
ности), но как особую надтиповую группу — органогенные кис¬
лые почвы. До настоящего времени эти почвы рассматривались
в классификации на ранге подтипа торфяных почв в типе бо¬
лотных верховых и переходных почв (Указания по классифи¬
кации..., 1967).
В органогенных кислых почвах основным и -по сути един¬
ственным процессом является кислое торфоиакопление. По
проявлению этого процесса органогенные кислые почвы разде¬
ляются на два типа: растущие торфяники, в которых этот процесс
прогрессивно развивается, и минерализованные торфяники, в
которых этот процесс призостаиовлен и сменился на прямо про¬
тивоположный — минерализацию и механическое разрушение
верхней части органогенной толщи торфяника.
72
Растущие торфяники
В средней тайге растущие торфяники в большинстве своем
представлены верховой сфагновой залежью, но иногда их верх¬
няя часть является верховой (сфагновой), а л стратиграфии ни¬
жней части выделяются горизонты переходных и низинных тор¬
фов. В любом случае верхняя растущая часть торфяной залежи
сфагновая (верховая).
Разрез 2 3. Правый берег Северной Сосьвы в ее среднем
течении, междуречье Тунтлама и Осяхьи. Флювиогляциальная
равнина (абсолютная высота около 70 м). Очень плоский водо¬
раздел, в центральной части которого располагается обширное
болотное урочище Хабаян-Янкалма. Разрез заложен в его кра¬
евой части (около 3 км в глубь болота). Разреженный сосно¬
вый кустарничково-сфагновый рям с почти открытыми участ¬
ками, достигающими в длину и в поперечнике нескольких десят¬
ков метров, со сфагновой кочкарниковой растительностью, на
фоне которой встречаются Кассандра, багульник и клюква. Раз¬
рез заложен на открытом участке.
Ао1 0—15 см. Живой пушицево-сфагновый покров.
Ао2 15—55 см. Неразложившийся сфагновый торф, сырой.
А03 55—145 см. Темпо-коричневый, почти перегнойный, хорошо разложившиеся
сфагновые остатки с кусочками бересты, единичными волокнами пуши¬
цы, мокрый.
А04 145—180 см. Рыжевато-коричневый, хорошо разложившийся сфагновый
торф, но степень разложения значительно меньшая, чем в лежащем вы¬
ше горизонте.
А05 180—215 см. Торфянисто-перегнойный, почти перегнойный, темно-коричне¬
вый, из сфагновых остатков, мокрый.
А06 215—225 см. Коричневый, перегнойный, без различимых на глаз раститель¬
ных остатков.
С 225 см. Сизый оглеенный суглинок.
Разрез 7. Левый берег Северной Сосьвы <в ее нижнем те¬
чении, в 2,5—3 км к запад-юго-западу от пос. Шайтанский Мыс.
Озерно-аллювиальная равнина (абсолютная высота 20—25 м).
Очень плоский водораздел с болотным массивом, представляю¬
щим в центре сосновый кустарничково-сфагновый рям. Среди
кустарничков распространены Кассандра, андромеда, багульник,
карликовая березка, голубика, морошка, брусника, клюква, ме¬
стами встречается мох Шребера. Биогенный бугристый рельеф.
Ао1 0—14 см. Сфагновый очес, влажный.
А02 14—22 см. То же, мокрый.
Ао3 22—35 см. Темно-бурый торф, чередование линз неразложившегося сфаг¬
нового и кустарничково-пушицево-сфагнового торфа, иногда — пере¬
гнойные участки; в сфагновом очесе встречаются остатки длительно
сезонной мерзлоты в виде мелких ледяных кристаллов и древесные
остатки; весь горизонт сырой.
Ао4 35—54 см. Темно-бурый торфянисто-перегнойный, того же состава, что и
предыдущий, сочится вода.
А05 54—89 см. Черно-бурый перегнойный, с отдельными торфяными линзами,
много травянистых растительных остатков, встречаются куски бересты
и древесные стволы, сырой, наиболее хорошо разложившийся.
Ао6 89—130 см. Торфянисто-перегнойный, менее разложившийся, чем предыду¬
щий, хорошо выраженная горизонтальная слоистость, сырой.
А0 130—142 см. Чередующиеся сизовато-темно-бурые минеральные участки с
черными перегнойными линзами, включения неразложившихся травяни¬
стых остатков, иногда обугленных, мелкозем суглинистый, сырой.
142—300 см. Оглеенный суглинок с прослоями погребенного органического
вещества, сырой.
С2 300—490 см. Тот же оглеенный суглинок с мелкими охристыми пятнами,
органических остатков не обнаружено, суше предыдущего.
Разрез 2 7. Правый берег р. ¡Ворья (южная часть возвы¬
шенности Люлин-Вор). Флювиогляциальная равнина (абсолют¬
ная высота ПО—120 м.) В рельефе выражены незначительные
повышения в виде гряд и понижения; ширина и тех и других
около 50—60 м. Раньше рельеф был более расчлененным, так
как к настоящему времени все понижения заполнены торфяни¬
ками, а некоторые из них почти сравнялись с уровнем гряд.
Гряды покрыты сосновым лишайниковым или кустарничково-зе-
леномошным (в зависимости от близости к поверхности почвен¬
но-грунтовых вод) лесом, в понижениях—лесное кустарничко-
во-сфагновое болото. Разрез заложен в понижении с разрежен¬
ным ярусом сосны, отдельными лиственницами и березами и
сфагновым напочвенным покровом. Из кустарничков распрост¬
ранены багульник, Кассандра, голубика, морошка, брусника,
клюква. Биогенные бугры высотой до 1 м.
А0! 0—47 см. Сфагновый очес.
А02 47—75 см. Плохо разложившийся сфагновый торф, сырой.
До3 75—81 см. Горелая кустарничково-зеленомошная подстилка (лесная); пе¬
реход неровный, резкий.
А2£и 81—86 см. Белесый, местами коричневато-белесый песок, бывший гори¬
зонт А2, теперь закрашивается Ц20з и гумусом, сырой, заметны следы
пожара; переход неровный, заметный.
Е^11 86—105 см. Темно-коричневый мокрый песок с черными линзами размяг¬
ченных ортзандовых желваков и темно-ржавыми разводами (бывший го¬
ризонт В); переход неровный, заметный.
ВС£ 105—115 см (дно разреза). Желто-бурый мокрый песок с отдельными
коричневатыми и черными потеками.
Разрез 37. Вблизи пос. Сытомино. Первая надпойменная
терраса Оби, в 1,5—2 км в глубь террасы. Березово-сосновое
болото с высокоствольным древесным ярусом. Подрост редкий,
но в хорошем состоянии (береза, сосна, кедр). Сфагновый на¬
почвенный покров с разреженными брусникой, осокой, пуши¬
цей, морошкой и клюквой.
Ао1 0—6 см. Неразложившийся сфагново-осоковый очес.
А02 6—15 см. Темно-бурый, перегнойный, сырой, по нижней границе следы
гари.
А03 15—28 см. Торфянисто-перегнойный, в основном осоковый, с отдельными
листовыми и моховыми (несфагновыми) остатками, сырой, на стенках
выступает вода, по нижней границе следы гари.
А04 28—68 см. Торфянисто-перегнойный, чисто осоковый, сырой, по нижней
границе следы гари.
А2£ь 68—78 см. Серовато-бурый песок, обильно пропитанный иллювиальным
гумусом, бывший подзолистый горизонт; переход ясный.
74
О1 78—100 см. Черно-коричневый, неплотно сцементированный, откалывается
плитками; переход ясный.
Ог 100—140 см. Ржаво-коричневый, неплотно сцементированный, откалывается
плитками; переход ясный.
Оз 100—140 см. Ржаво-коричневый несцементированный сырой песок.
Сд 140—152 см (до разреза). Светлый плывунный песок.
Эти четыре описания интересны прежде всего в географи¬
ческом отношении, так как отражают различия в происхожде¬
нии торфяников. Разрез 7 представляет коренной торфяник,
возникший на месте обводненного или заболоченного и неболь¬
шого, судя по площади современного болота, понижения. В за¬
лежи наблюдается последовательная смена снизу вверх эвтроф-
ных торфообразователей олиготрофными. Разрезы 23, 27 и 37
представляют суходольный торфяник. О суходольном происхож¬
дении торфяника разреза 23 свидетельствует чисто сфагновая
мощная торфяная толща, залегающая почти непосредственно
на суглинистом минеральном субстрате. Их разделяет 10-санти¬
метровый перегнойный горизонт, являющийся, по-видимому,
разложившейся лесной подстилкой. Если считать средний при¬
рост сфагновых торфов равным 1 см в год, то возраст этого
торфяника несколько превышает 200 лет. Разрезы 27 и 37 пред¬
ставляют маломощные молодые верховые суходольные торфя¬
ники, возникшие на месте суходольных сосновых лесов на пес¬
чаных подзолистых почвах, которые в настоящее время сохра¬
нились вокруг торфяников только на самых повышенных
элементах рельефа. На такое происхождение торфяника указы¬
вает подзолистый профиль (уже реликтовый), сохранившийся
в минеральном субстрате, подстилающем торфяники. Если ис¬
ходить из той же цифры прироста сфагновых мхов, то возраст
этих торфяников не превышает 100 лет.
Аналитические данные характеризуют вскрытые разрезами 7,
37 и 27 толщи как сильнокислые и сильно ненасыщенные, очень
слабо разложившиеся. Причем даже в более мощной залежи раз¬
реза 7 нельзя отделить по основным свойствам ту часть, которая
называется почвой, от той, которая ее подстилает. |Все это одна
и та же торфяная залежь; различия в ее свойствах связаны не
с почвообразованием, а с разными аспектами торфонакопле-
ния — прежде всего с видовым составом торфообразователей, их
зольностью и степенью разложения. В разрезе 7 видно, до ка¬
кой значительной глубины выщелачивается минеральный суб¬
страт под торфяниками в средней тайге. Анализы минеральной
толщи в разрезах 27 и 37 подтверждают выводы, сделанные
при морфологическом изучении. В них фиксируется дифферен¬
циация по подзолистому А1 — Ее-гумусовому типу (вытяжка
по Тамму, данные валового анализа). Наряду с этим видны
признаки затушевывания этой дифференциации, связанной с
пропитыванием минеральной толщи кислыми гумусовыми сое¬
динениями, размягчением ортзандовых образований и выносом
ряда веществ из горизонта В (табл. 20—22).
75
Таблица 20
Механический состав подстилающего субстрата растущих торфяников
Разрез
Глубина,
см
Потери от об¬
работки
НС1, %
Содержание фракций, % (размер частиц,
, мм)
ю
см
о
д
0,25—0,05
о
о
X
о
о
0,01—0,005
0,005—
0,001
о
о
о
V
о
о
V
7
160—170
4
0
0
62
5
5
24
34
210—220
5
0
6
50
6
4
29
39
240—250
5
0
6
50
5
6
28
39
290—300
5
0
3
50
3
10
29
42
390-400
4
0
17
43
4
7
25
36
480—490
5
0
16
41
6
3
29
38
37
70—75
1
33
60
2
1
1
2
4
85—95
1
32
59
3
1
2
2
5
110—120
0
36
55
4
1
2
2
5
Минерализованные торфяники
Эти торфяники приурочены к отдельным наиболее повышен¬
ным участкам растущих торфяных массивов или представлены
на значительных площадях деградирующих верховых торфя¬
ников. Они являются заключительной стадией торфонакопле-
ния и эволюционно связаны с растущими торфяниками. Участки
минерализованных торфяников, располагающиеся среди расту¬
щего торфяного массива, вновь могут стать в связи с преобра¬
зованиями биогенного рельефа внутри него растущими торфя¬
никами.
Разрез 44 (описан 14 августа). Правый берег Северной
Сосьвы, вблизи устья Тапсуя. Краевая зона второй террасы
или участок слабо выраженной -первой надпойменной террасы
(абсолютная высота около 40 м). Грядово-мочажинное дегра¬
дирующее болото. Гряды очень обширные, с превышением над
мочажинами около 1—1,5 ж, мочажины вкраплены небольшими
пятнами размером около 20x30 м. Гряды покрыты горелым
сосновым лесом с березой, в подлеске карликовая березка.
Напочвенный покров лишайниково-зеленомошный. Из кустар¬
ничков распространены багульник, голубика, изредка встречают¬
ся Кассандра и брусника, поверхность покрыта биогенными буг¬
рами, бугорками высотой до 1 м.
Ао1 0—14 см. Неразложившийся зеленомошный торф, влажный; переход рез¬
кий.
А02 14—30 см. Темно-коричневый, почти перегнойный, отдельные полуразло-
жившиеся остатки березы, влажный; переход ясный.
76
Таблица 21. Общие свойства растущих торфяникбь
Разрез
Горизонт
Глубина,
см
Гигроско¬
пическая
влага, %
Гумус, °/
Потери
о при прока¬
ливании, %
pH
Поглощенные катионы по Гедройцу, мг-
экв на 100 г почвы
Нена-
сыщен-
ность,
%
Вытяжка по Тамму, %
на абсолютно сухую
навеску
водный
солевой
Са--
М*»
Н*
сумма
Б ¡О^
Рег03
А120,
я
0
1
2.
95,41
3,8
2,7
4,9
2,0
63,9
70,8
90
0,87
1,31
1,31
»
95,72
3,9
2,7
4,9
0,8
57,7 '
63,4
91
3,44
4,38
3,44
Нс опр.
86,54
3,9
2,9
9,4
1,6
40,9
51,9
78
2,14
2,78
0,64
Нс определялись
4,1
2,9
. 2,1
9,5
35,7
47,3
75
. Не о
предел я:
тась
Не опр.
89,29
3,8
2,9
9,0
1,5
33,1
43,6
75
2,21 1
5,90 1
2,95
Не определялись
3,9
3,2
10,4
2,5
31,1
44,0
70
Не определялась
9,6
12,59
4,4
3,6
3,0
1,1
26,0
30,1
86
0,19
0,19
0,60
3,8
Не опр.
5,7
4,3
13,8
2,7
20,8
37,3
55
0,11
0,32
0,17
1,5
»
4,7
3,8
6,0
4,2
16,7
26,9
62
0,20
0,20
0,75
6,8
»
4,8
3,9
7,8
4,4
11,9
24,1
49
0,22
0,36
0,85
2,0
»
4,9
3,9
6,9
4,5
5,6
17,0
32
0,31
0,35
0,22
5,4
»
Не
опр.
9,5
2,5
4,8
16,8
28
0,06
0,55
0,21
1,0
»
»
9,4
3,6
4,6
17,6
25
Не определялась
Не определялись
3,8
3,0
4,8
2,0
43,3
50,1
86
То ж е
То же
3,5
2,9
5,0
3,6
59,0
67,6
87
»
»
3,5
2,7
4,5
3,9
61,6
70,0
88
5»
X
3,5
3,1
2,2
3,9
31,6
37,7
83
»
1,1
Не опр.
4,1
3,6
1,9
3,7
0,2
5,8
3
0,08
0,09
0,82
2,0
»
4,6
3,9
1.7
3,1
0,3
5,1
5
0,13
0,33
1,13
3,5
5»
4,2
4,0
1,5
2,8
1,3
5,6
23
0/13
0,34
1,53
П 03
0,18
0,01
0,03
и ,Уо
2 22
Не определялись
Не ,
определялись
0,18
0,02
0,13
1’40
То же
»
То же
0,32
0,02
0,16
27
37
К
К
А?
А04
Д5
А6
А0О
Ох
\1
К
К
ё
В Cg
Ох
02
0-10
14-22
25—35
40-50
65-75
110-120
130-140
160-170
210—220
240-250
290-300
390-400
480-490
Г 0—10
|37—47
60—70
75-81
81-86
86-96
105-115
70-75
85-95
110—120
8,82
8,31
8, 0
1,35
3,16
4,44
5,12
8,81
8,07
5,82
1,78
1,46
Нс опр.
Таблица 22
Валовой состав подстилающего субстрата растущих торфяников, %
на прохаленную навеску
Разрез
Глубина,
см
Потери
при прока¬
ливании, %
510,
РвгОз
А1205
СаО
МдО
Сумма
7
160-170
5,30
73,31
5,13
15,53
1,72
1,57
97,26
210-220
14,38
76,01
3,30
¡15,77
1,23
1,15
97,46
240-250
9,11
73,46
4,42
15,88
1,45
2,05
97,26
290—300
6,81
73,27
4,44
15,49
1,39
1,35
95,94
390—400
9,79
73,97
4,62
15,17
1,39
1,30
96,45
480-490
10,89
75,66
4,66
14,41
1,54
1,28
97,55
27
81-86
1,77
96,24
0,50
1,47
0,82
0,00
99,03
86-95
3,95
96,14
0,86
2,20
0,62
0,05
99,87
105—115
6,54
93,66
1,03
2,94
0,71
0,01
98,35
37
55-65
79,36
84,07
0,63
7,55
.3,29
1,11
93,55
70-75
0,98
98,26
о;о8
0,53
0,58
0,14
93,59
85-95
5,10
94,30
0,41
3,18
0,60
0,39
98,88
110—120
1,74
97,49
0,13
1,12
0,45
0,23
99,42
Ао3 30—45 см. Хорошо разложившийся торф, видны остатки травянистых рас¬
тений, березы и немного сфагнума, длительно сезонномерзлый, слоева-
тый; переход ясный.
А04 45—90 см. Темно-коричневый кустарничково-травяной торф, до 60 см дли¬
тельномерзлый.
А05 90—430 см. Темно-коричневый, перегнойный, в верхней части в виде жижи,
в нижней несколько суше, отдельные древесные остатки, немерзлый.
Минеральный грунт не вскрыт.
Разрез 62 (описан 24 августа). Левый берег Оби (север¬
ная тайга). Междуречье Киеватегана и Оби, в 10 а к северо-
западу огг пос. Киеват (абсолютная высота около 50 м). Вы¬
пуклый торфяник площадью около 500x800 м с обрывистым
склоном высотой 3 м. Превышение центральной части над края¬
ми около 4 м\ мощность торфа в центре, по-видимому, около
7 м, у краев — 3 м. Деградирующая растительность (карлико¬
вая березка, багульник, фускум), очень много зеленых мхов
и лишайников. Распространены Кассандра, шикша, андромеда,
морошка и голубика. Биогенный микрорельеф. Бугорки обра¬
зованы сфагнумом фускум.
Ао1 0—9 см. Слаборазложившийся темно-бурый торф.
А02 9—42 см. Темно-бурый, торфянисто-перегнойный, остатки карликовой бе¬
резки, зеленых мхов и мхов долгомошников, влажный; переход резкий.
Ао3 42—50 см. Неразложившийся сфагновый торф, мерзлый, сильнольдистый.
78
Приведенные описания показывают, что минерализованные
торфяники возникают в результате длительного процесса тор-
фонакопления и приурочены к (мощным торфяным залежам
разного состава. В разрезе 44—это эвтрофная залежь, в раз¬
резе 62— верховая залежь. В связи с обсыханием того или ино¬
го участка болота или всего болотного массива происходит
смена торфообразователей на менее гидрофильные и очень мед¬
ленно формируется маломощная современная подстилка, хоро¬
шо разложившаяся в связи с благоприятными условиями аэра¬
ции и как бы «чужая» по отношению к той толще торфяника,
на которой она сформировалась. В свою очередь верховая часть
основной торфяной залежи (под современной подстилкой) на¬
чинает минерализоваться * в условиях лучшей аэрации и часто
лучшего прогревания. В разрезе 44 этот процесс можно фик¬
сировать морфологически до 90 см, в разрезе 62—до 42 см. На
массивах деградирующих торфяников наиболее повышенные
участки часто сильно разрушаются внешними агентами—вет¬
ром, снежной коррозией и др.
Химическая сущность процесса минерализации этих торфя¬
ников нам неизвестна, так как аналитические данные по этим
природным образованиям отсутствуют.
ТОРФЯНО(ГРУНТОВО)-ГЛЕЕВЫЕ КИСЛЫЕ ПОЧВЫ
К этой группе почв относятся торфяно(грунтово)-глеевые кис¬
лые почвы молодых, в основном верховых суходольных болот,
а также заболоченных лесов. Они формируются в ландшафтах
сосновых кустариичково-сфагновых рямов, распространенных
как отдельные, небольшие по площади болота или представ¬
ляющих периферическую растущую часть обширных болотных
массивов. В ландшафтах сильнозаболоченных лесов с кустар-
ничково-долгомошно-сфагновым напочвенным покровом торфя-
но-грунтово-глеевые кислые почвы формируются под влиянием
внедряющейся болотной верховодки (по периферии болотных
массивов) или длительного стояния почвенной верховодки (за
счет подтока аллохтонных вод по понижениям). Почвы разви¬
ваются в условиях избыточного грунтового увлажнения, так как
уровень грунтовых или болотно-грунтовых вод в течение дли¬
тельного времени находится в пределах почвенного профиля.
Эти почвы занимают нижние части склонов и в той или иной сте¬
пени выраженные понижения рельефа, т. е. это генетически под¬
чиненные почвы, развивающиеся в геохимически подчиненных из¬
быточно увлажненных ландшафтах.
Профиль верховых торфяно(грунтово)-глеевых кислых почв
состоит из двух основных частей, являющихся одновремен¬
но двумя генетическими горизонтами: органогенной — плохо
разложившейся торфяной (горизонт А0) и минеральной — гле-
евой (горизонт в). Пределы мощности горизонта Ао неясны,
79
поскольку торфяно-глеевые кислые почвы генетически и в зна¬
чительной мере эволюционно занимают промежуточное положе¬
ние между глеевыми кислыми почвами (их наиболее переув¬
лажненными подтипами) и органогенными кислыми почвами
(растущими торфяниками).
Установить это в почвах, развитых в таежной зоне Запад¬
ной Сибири, особенно сложно, так как активно протекающие
процессы современного заболачивания вызывают достаточно
быстрые эволюционные смены ландшафтов и почв и мы часто
наблюдаем и те и другие в состоянии динамических переходов
и взаимного несоответствия. Поэтому при переходе от глеевых
кислых почв (подтипов торфянисто-подзолистых элювиально-гле-
евых и торфянисто-элювиально-глеевых) к торфяно-глеевым кис¬
лым важно установить, насколько устойчиво оглеение верхних ми¬
неральных горизонтов и насколько в связи с этим устойчивым и
прогрессивно развивающимся процессом является торфонакоп-
ление в горизонте А0.
Установить устойчивость оглеения очень трудно, так как ми¬
неральный профиль в течение некоторого времени еще сохра¬
няет былую дифференциацию глеевых кислых почв даже на фо¬
не стабильного оглеения верхних горизонтов (например, быв¬
ший горизонт А2 выглядит осветленным слоем, а бывший гори¬
зонт В] — окрашенным даже в тиксотропной толще). Выяснить
при минимальных мощностях (10—15 см) сфагновой части го¬
ризонта А0 устойчивость торфонакопления также затруднитель¬
но, так как при этих мощностях процесс может иметь времен¬
ный и обратимый характер.
Поэтому выяснению начальных этапов торфяно-глеевого
кислого почвообразования может помочь сопряженный анализ
как перечисленных выше признаков, так и состояния ландшаф¬
та. Под последним мы понимаем в данном случае состояние
древостоя и общий характер смен в напочвенном покрове. На¬
пример, наблюдающиеся при появлении соответствующих приз¬
наков в почвах сильное угнетение или гибель темнохвойных по¬
род, внедрение также угнетенных сосны и часто березы,
активные смены зеленых мхов долгомошно-сфагновыми и сфаг¬
новыми, несомненно, указывают на смену условий заболочен¬
ного леса болотными. Обычно эта смена фиксируется в почвах
с мощностью горизонта Ао сфагнового около 15—20 см, зале¬
гающего на горизонте бывшей кустаркичково-зеленомошкой
подстилки. При этом общая мощность органогенного горизонта
достигает примерно 25 см. Если этот горизонт горел, то общая
мощность горизонта Ао может быть гораздо меньше (около
10—15 см), но он имеет чисто сфагновый состав и залегает не¬
посредственно на минеральном субстрате, а у нижней границы
его отмечаются следы пожара.
Ведущим процессом в торфяно-глеевых кислых почвах явля¬
ется кислое торфонакопление,^ развивающееся на начальных
80
этапах в условиях близкого залегания грунтовых или болотно¬
грунтовых вод и минерального субстрата, в связи с чем последние
еще принимают участие в биологическом круговороте веществ,
протекающем в почвах. В этом заключается основное отличие
этих почв от органогенных кислых, в которых биологический кру¬
говорот веществ осуществляется только в сфере органогенной
толщи. Но это же обусловливает и трудность разделения тех и
других групп почв при достижении определенной стадии торфо-
накопления в торфяно-глеевых кислых почвах. В почвенной
классификации условным критерием для разделения этих двух
этапов процесса торфонакопления принята мощность горизонта
А0, равная 50 см (Указания по классификации..., 1967).
Приведем два морфологических описания торфяно(грунто-
во)-глеевых кислых почв.
Разрез 47. Левый берег Северной Сосьвы, напротив устья
р. Висим, в 1 км к западу от него, вторая надпойменная терра¬
са, слабо наклоненная поверхность к руслу Северной Сосьвы.
Заболоченный сосновый лес с кедром и березой, в подросте
сосна, кедр, береза и ель. Сплошной кустарничково-долгомош-
ио-сфагновый напочвенный покров. Среди кустарничков рас¬
пространены багульник, Кассандра, брусника, голубика, клюк¬
ва и морошка, встречаются пушица и осоки.
Ао1 0—12 см. Сфагновый очес.
А0" 12—25 см. Рыжевато-бурый неразлажившийся сфагновый торф, сырой.
А0'" 25—37 см. Темно-коричневый, перегнойный, сырой; переход ясный.
Bgh 37—49 см. Коричневато-бурый тяжелый суглинок с еле заметными сизо¬
ватыми и рыжеватыми разводами, сильновлажный, корней почти нет;
переход ясный.
Bg 49—62 см. Рыжевато-бурый тяжелый суглинок с сизоватыми бледными
разводами, сильновлажный; переход ясный
BCg 62—105 см (дно разреза). Сизовато-светло-бурый с бледными ржа-выми
разводами, творожистый, сильновлажный.
Разрез 46. Там же, где и предыдущий, в 1,5 км на запад
от устья Висима. Поверхность третьей надпойменной террасы
или озерно-аллювиальной равнины (абсолютная высота около
50 см). Разрез заложен на сосновом кассандрово-пушицево-
сфагновом ряме. Встречаются багульник, клюква и осока. Сос¬
ны в состоянии среднего угнетения. Биогенный бугристый мик¬
рорельеф, высота бугорков 0,5 м.
А0' 0—23 см. Сфагновый очес, почти мокрый; переход ясный.
А0" 23—37 см. Плохо разложившийся сфагновый торф, мокрый; переход яс¬
ный.
Ао'" 37—51 см. Темно-коричневый, перегнойный, мокрый; переход ясный.
Gjh 51—57 см. Темно-коричневый тяжелый суглинок, обильно прокрашен вмы-
тым органическим веществом, сырой; переход ясный.
G2 57—105 см (дно разреза). Голубовато-сизый тяжелый суглинок с единич¬
ными ржавыми пятнами и потеками, сырой, плотного сложения.
Разрезы 47 и 46 представляют разные стадии процесса тор¬
фонакопления в данных почвах? позволяющие судить об изме-
6 Н. А. Караваева
81
нениях в толще этих почв, связанных с процессом их внутрен¬
ней эволюции.
Разрез 47 характеризует более раннюю стадию процесса
торфонакопления. Его подстилка четко разделяется на два гене¬
тически разных слоя. Нижний слой Ао'" имеет небольшую мощ¬
ность и лучше разложен — это разложившаяся кустарничково-
зеленомошная или долгомошно-зеленомошная подстилка су¬
ществовавшего в прошлом на этом месте суходольного или го¬
раздо более слабо заболоченного, чем сейчас, леса. На это
указывают сохранившиеся в горизонте слаборазложившкеся
растительные остатки. Слой хорошо выделяется и аналитиче¬
ски меньшей величиной потерь при прокаливании. Верхний слой
имеет чисто сфагновый состав и значительную мощность, что
свидетельствует о нарастании торфонакопления в почвах. Судя
по составу и состоянию древесного яруса (заболоченный угне¬
тенный лес, но не рям), прогрессирующее торфонакопление на¬
чалось недавно, в последние 50—70 лет (если принять ежегодный
прирост сфагновых мхов в пределах 0,5—1 см). По слабой раз-
ложенности сфагнового торфа можно заключить, что он нара¬
стает весьма быстро. Наблюдаемая двухслойность органоген¬
ного горизонта, при которой нижний слой является уже релик¬
товым по отношению к современному процессу верхового
торфонакопления, очень характерна для этих почв, так как в
средней тайге Западной Сибири преобладающая часть их раз¬
вивалась в результате современного заболачивания суходольных
лесов. Нижний слой органогенного горизонта (лесная подстил¬
ка) часто сохраняется и погребается под слоем сфагнового тор¬
фа в почти неизмененном виде. Сохранность лесной подстилки
зависит от степени обводнения поверхности почвы на началь¬
ных этапах заболачивания и верхового торфонакопления. При
значительном обводнении лесная подстилка за несколько де¬
сятилетий превращается в перегнойный горизонт (см. описание
разрезов 47 и 46).
Вся толща органогенного горизонта разреза 47 имеет силь¬
нокислую реакцию и сильно ненасыщенный поглощающий комп¬
лекс. Такая выровненность этих свойств между его нижним и
верхним слоями связана с пропитыванием лесной подстилки
сильнокислыми растворами, фильтрующимися из лежащего вы¬
ше сфагнового слоя. Весь минеральный профиль этих почв ог-
леен, но до 60 см наблюдаются четкие следы периодического и
не слишком кратковременного окисления (судя по общей окрас¬
ке и морфологии сизых и ржавых тонов). По-видимому, разрез
47 был описан как раз в период достаточно длительного отсутст¬
вия верховодки в профиле. В верхней части минеральной тол¬
щи, залегающей непосредственно под подстилкой, хорошо вы¬
деляется небольшой горизонт (Bgll), обильно пропитанный ил¬
лювиальным гумусом, фильтрующимся из подстилки. Его аб¬
солютное количество оказалось небольшим (3,2%), и интенсив¬
82
ность окраски, очевидно, обеспечивается соответствующим
фракционным составом, связанным с разложением в преобла¬
дающих анаэробных условиях. Оба лежащих ниже минераль¬
ных горизонта морфологически различаются только степенью
оглеения.
Вся минеральная глеевая толща имеет до глубины 60 см
кислую реакцию и ненасыщенный (поглощающий комплекс. Эти
свойства выражены до большей глубины, чем в группе глеевых
кислых почв, что, по-видимому, связано с пропитыванием фильт¬
рующимися сверху кислыми растворами и с подпитыванием
кислыми болотными водами. В минеральном профиле фиксирует¬
ся заметная дифференциация по валовому составу, слабо кор¬
релирующая с теми изменениями в содержании ила, которые
вскрываются механическим анализом.
По распределению 1?2С)3 »в минеральном глеевом профиле
обедненной оказалась 20-сантиметровая верхняя толща; при
этом содержание валовых Ре203 и М£0 оказалось наименьшим
в верхнем 10-сантиметровом горизонте, лежащем непосредствен¬
но под подстилкой. По валовому составу ила выделяется обед-
ненностью Ре203 также только верхний 10-сантиметровый го¬
ризонт; в остальной толще валовой состав ила довольно ста¬
билен. Слабоокристаллизованные И203 в вытяжке Тамма об¬
разуют горизонт выноса непосредственно под слоем торфа, а
горизонт накопления — над стабильно глеевой толщей, на глу¬
бине 49—62 см, отличающейся наиболее переменными окисли¬
тельно-восстановительными условиями. Поэтому горизонты с
максимумом содержания И203 валовых и в вытяжке Тамма не
совпадают.
Рассмотрим свойства разреза 46, так как разрезы 46 и 47
эволюционно связаны. В нем также выражена двухслойность
органогенного горизонта, в целом сильнокислого, ненасыщен¬
ного и выровненного по этим свойствам. Степень оглеения ми¬
неральной толщи значительно более сильно выражена. Морфо¬
логически стабильное оглеение начинается непосредственно под
слоем торфа. В верхней части минеральной толщи также форми¬
руется небольшой по мощности горизонт (в!11), обильно про¬
крашенный иллювиальным темноокрашенным гумусом; содер¬
жание последнего в этом горизонте достигает 13%. Глубина
пропитывания гумусом и его общие запасы значительно боль¬
ше, чем в разрезе 47. По-видимому, это определяет и более глу¬
бокое проникновение кислой реакции и ненасыщенное™. Диффе¬
ренциация минеральной толщи по валовым компонентам выра¬
жена достаточно четко. Обедненный горизонт по мощности при¬
близительно тот же, что и в разрезе 47, но степень выноса
Ре203 значительно возрастает; это прослеживается по данным
валового состава почвы и ила, а также по содержанию слабо-
окристаллизованных форм. Распределение валовой окиси алю¬
миния, напротив,, отличается более слабой дифференциацией,
6*
83
чем в разрезе 47, но слабоокристаллизо.ванные формы АЬОз
имеют четкий минимум в верхней части минеральной толщи и
максимум на глубине 83—90 см. Так же как и в разрезе 47, наб¬
людается постепенное увеличение «содержания ила с глубиной,
слабо коррелирующее с данными валового состава (табл,
23—26).
Таблица 23
Механический состав торфяно-глеевых кислых почв
Разрез
Глубина,
см
Гигроскопи¬
ческая влага,
%
Потери от об¬
работки НС1,
%
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
ю
см
о'
ю
о
с$
1
ю
см
о
о
о
1
ю
о
о
0,01-0,005
1
85
О о
О о“
о
о
о
V
о
о
V
47
37—47
4,63
4
7
9
37
5
12
26
43
49-59
2,75
5
4
13
35
5
12
26
43
62-72
4,56
3
4
12
37
5
И
28
44
100-105
5,01
3
4
12
37
4
И
29
44
46
51-57
4,05
3
6
3
40
6
13
29
48
57—67
5,61
1
4
4
46
5
13
27
45
83—90
6,25
4
5
4
41
6
и
29
46
100—105
2,63
1
6
5
40
5
10
33
48
Сопоставление разрезов 47 и 46 позволяет сделать выводы
относительно изменения некоторых свойств и процессов, проис¬
ходящих в ходе естественной эволюции торфяно-глеевых кислых
почв, связанной с прогрессирующим торфонакоплением и усиле¬
нием оглеения в минеральной толще. Проводя их сопоставление,
мы имели в виду, что исходная минеральная толща суходоль¬
ных почв, превратившихся в торфяно-глеевые кислые, в обоих
разрезах могла быть в разной степени дифференцированной и
иметь несколько различные свойства, так как эти (признаки
варьируют от места к месту. Все же ряд свойств позволил вы¬
явить те изменения в торфяно-глеевых кислых почвах, которые
связаны с процессом их естественной эволюции. Эти изменения
происходят как в органогенной, так и в минеральной толще
и тесно взаимосвязаны.
Органогенная толща характеризуется прогрессирующим тор¬
фонакоплением. Растущая сфагновая толща сменяет бывшую
лесную подстилку, которая остается в профиле как реликтовый
горизонт, связанный с прошлой стадией почвообразования.
Аналитически он может фиксироваться только меньшей величи¬
ной потерь при прокаливании, но, по-видимому, даже и эта раз¬
ница его со сфагновой толщей может не быть значительной, если
84
Таблица 24
Общие свойства торфяно-глеевых кислых почв
■Разрез
Горизонт
Глубина,
см
Гумус, %
pH
Потери
при про¬
каливаний,
%
Поглощенные катионы,
мг-экв на 100 г почвы
Не на¬
сыщен¬
ность* %
Вытяжка по Тамму, % на абсо¬
лютно сухую навеску
ВОДНЫЙ
солевой
Са**
ме"
н-
Сумма
Рс2Оз
А12о3
ЭЮ,
47
К
0—12
Не опр.
3,7
2,2
96,84
10,1
8,4
36,1
54,6
66
Не определялась
К
12—22
»
3,6
2,5
89,71
9,8
7,3
40,0
57,1
70
То же
а'"
25—35
3,4
3,0
69,34
11,2
5,2
30,5
46,9
65
0,41
2,22
0,12
0
Вён
37—47
3,2
3,9
3,5
Не опр.
10,9
4,5
5,0
20,4
24 *
0,49
1,22
0,17
В*
49-59
1,0
4,2
3,5
»
10,9
6,7
3,5
21,1
16
0,98
1,34
0,26
BCg
62—72
0,4
4,6
3,7
»
12,5
2,5
0,5
15,5
3
0,62
1,07
0,15
100—105
0,4
4,7
3,8
»
12,9
5,9
0,0
18,8
Нет
0,46
1,07
0,22
46
а:
0-15
Не опр.
3.9
2,8
97,86
9,2
8,1
25,1
42,4
59
Нс
^ определял;
ась
0
Ао'
23—33
»
3,9
3,0
96,79
14,0
9,8
15,0
38,8
38
То же
К"
37-47
»
3,6
3,5
64,67
13,4
8,1
11,1
32,6
34
0,48
1,22
0,08
0
(л!1
51-57
13,0
4,1
3,5
Не опр.
8,4
7,8
3,4
19,6
17
0,20
0,70
0,68
1
в
57—67
1,1
4,1
3,6
»
7,8
5,6
2,2
15,6
14
0,86
1,06
0,10
83—90
1,0
4,1
3,4
»
7,0
3,4
2,4
12,8
18
1,44
1,94
0,45
100-105
1,0
4,2
3,5
»
10,9
5,9
1,3
18,1
7
0,24
1,21
0,19
Таблица 25
Валовой состав торфяно-глеевых кислых почв, % Н1 просаленную навеску
Раз¬
рез
Глубина,
см.
Потери
при
прока¬
лива¬
нии, %
БЮг
Ре203
А12о3
М£
СаО
МпО
Сумма
Молекулярные
отношения
$102
Ре203
вюг
А1203
47
37—47
8,28
78,00
3,51
11,91
0,65
1,30
0,14
95,51
59,1
11,1
49—59
6,56
77,25
4,40
11,14
1,06
1,12
0,09
95,06
46,7
11,8
62—72
7,28
73,72
5,34
13,23
1,56
1,22
0,15
95,22
38,7
9,4
100—105
7,33
73,93
5,31
12,88
1,48
1,34
0,13
95,07
37,0
9,
46
51—57
20,51
77,24
2,92
12,66
0,82
0.99
0,06
94,69
70,3
ю,
57—67
6,65
76,19
3,65
13,32
1,04
1,08
0,09
95,37
55,5
9,7
83—90
8,70
72,81
6,42
13,92
1,12
1,15
0,13
95,55
30,1
8,9
100—105
8,94
71,86
6,66
14,00
0,56
1,25
0,12
94,45
28,7
8,7
он сохраняется в плохо разложенном состоянии. Но морфологи¬
чески лесная подстилка выражена всегда четко. В процессе на¬
растания сфагнового торфа и фильтрации из него кислых^ рас¬
творов происходит выравнивание основных свойств бывшей лес¬
ной подстилки и сфагнового торфа.
Минеральная толща претерпевает изменения под влиянием
кислых растворов, фильтрующихся из сфагновой залежи, и грун¬
товых, болотно-грунтовых вод или верховодки.
Таблица 26
Валовой состав ила торфяно-глеевых кислых почв, % на прокалеин ую навеску
Разрез
Глубина,
см
Потери
при
прока¬
лива¬
нии, %
ью2
Р е203
А1203
СаО
м§о
Сумма
Молекулярные
отношения
бю2
Ре2Оа
ЭЮ*
А1гО,
47
37—47
21,86/
59,84
8,89
18,22
1,44
1,76
90,15
17,9
5,6
49—59
18,76
57,69
11,94
18,46
1,45
1,96
91,50
12,8
5,3
62—72
18,01
57,32
11,73
18,42
1,77
2,55
91,79
13,0
5,3
100—105
13,30
56,48
12,22
17,37
2,15
2,55
90,77
12,3
5,5
46
51—57
32,52
64,40
7,09
21,50
2,57
1,22
96,78
38,6
8,0
57-6*7
18,39
59,11
9,12
22,27
1,72
1,84
94,06
17,2
5,1
83—90
17,35
56,95
13,08
21,98
1,97
2,03
96,01
11,7
4,3
100—105
18,38
56,18
13,37
22,17
2,12
2,13
95,97
11,5
5,9
86
В процессе естественной эволюции торфяно-глеевых кислых
почв оглеение минеральной толщи возрастает. Если в торфянис-
то-глеевой кислой почве разреза 47 еще выделяется толща 25—
30-сантиметровой мощности, характеризующаяся не слишком
кратковременным окислением, то в торфяно-глеевой кислой поч¬
ве разреза 46 преобладание стабильного оглеения фиксируется
непосредственно »под слоем торфа, хотя, конечно, и здесь воз¬
можны периоды окисления и даже иссушения в отдельные годы,
что описано в ряде случаев для болотных почв. Усиление оглее¬
ния связано как с ростом торфяной залежи, так и с более высо¬
ким залеганием болотно-грунтовых, а также грунтовых вод или
верховодки. В верхней части минеральной толщи под влиянием
нисходящих токов растворов из торфяной залежи формируется
иллювиально-гумусовый темноокрашенный горизонт. С увеличе¬
нием мощности торфяной залежи содержание гумуса в этом го¬
ризонте все более возрастает, достигая больших величин.
Вообще, в ходе естественной эволюции торфяно-глеевых кис¬
лых почв наблюдается увеличение глубины пропитывания мине¬
ральной толщи подвижными гумусовыми соединениями и силь¬
ное подкисление и ненасыщенность подстилающего минерального
субстрата. Это явление связано с фильтрацией кислых раство¬
ров из торфяной залежи и развивается с ее ростом; под расту¬
щими торфяниками мощность минеральной толщи, измененной
в результате воздействия кислых растворов из торфяной залежи,
достигает нескольких метров (см. описание разреза 7 в разделе
«Органогенные кислые почвы»). В результате совместного воз¬
действия кислых растворов из торфяной залежи и грунтовых, бо¬
лотно-грунтовых вод или верховодки (слабоминерализованных)
формируется определенный тип дифференциации минеральной
толщи этих почв.
По данным анализа обоих разрезов можно с уверенностью
сказать, что в рассматриваемом случае наблюдается усиление
дифференциации минеральной толщи по сравнению с профилями
суходольных почв (группы глеевых кислых почв). По-видимому,
на первых стадиях развития торфонакопления (торфянисто-гле-
евые почвы), когда в профиле еще выделяется периодически
окисленная толща и нисходящая фильтрация менее затруднена,
степень дифференциации усиливается в отношении как Ёе2С)3 и
А^О, так и по распределению А1203. При этом максимальная
аккумуляция валовых И203 наблюдается в верхней части ста¬
бильно глеевой толщи, в то время как слабоокристаллизованные
Я203 образуют максимум над стабильно глеевым горизонтом, в
зоне наиболее переменного окислительно-восстановительного ре¬
жима. По мере накопления торфа и установления почти стабиль¬
ного оглеения во всей минеральной толще, распределение окиси
алюминия в минеральном профиле выравнивается; подвижность
соединений железа, напротив, еще продолжает возрастать. По
данным анализа разреза 46 в верхней части минеральной тол¬
87
щи его содержится в 7 раз меньше, чем в зоне аккумуляции на
глубине 83—90 см.
Степень и глубина этой дифференциации, формирование на
той или иной глубине зон аккумуляции, очевидно, определяются
прежде всего режимом грунтовых, болотно-грунтовых вод или
верховодки (Зайдельман, 1969). Можно полагать, что при за¬
стойном оглеении изменения признаков в минеральной толще
торфяно-глеевых кислых почв будут иными. В почвах, развитых
на супесчано-песчаном минеральном субстрате, также можно
ожидать иного изменения признаков в результате их естествен¬
ной эволюции, чем в почвах на суглинистых толщах.
Рассмотрение свойств этих почв позволяет высказать ряд
положений, касающихся их классификационного разделения.
По-видимому, почвы разрезов 46 и 47 можно рассматривать как
два разных подтипа торфяно-глеевых кислых почв. При этом
руководящим признаком для такого разделения следует считать
не столько увеличение мощности торфяной залежи, сколько те
качественные изменения в минеральной толще, которые связаны
с увеличением мощности торфа (но не только с этим!). Вообще,
в классификации болотных почв свойствам минерального субст¬
рата торфяно-глеевых почв уделяется небольшая роль, хотя он
и считается еще частью почвенного профиля. Это связано, по-ви¬
димому, с тем, что основной процесс — торфонакопление —
практически независим от тех изменений, которые сопровожда¬
ют его и совершаются в минеральной толще. Но поскольку поч¬
венный профиль не ограничивается только торфяной залежью
(как в органогенных кислых почвах), а распространяется и на
часть подстилающего минерального субстрата, рассматривать
почвообразование в этих почвах только как торфонакопление
представляется не совсем правильным. По нашему мнению,
классификационное разделение торфяно-глеевых почв должно
проводиться на основе сопряженного анализа изменений как в
органогенном горизонте, так и в минеральной толще. Это требует
учета химического состава и режима грунтовых, болотно-грунто¬
вых вод или верховодки и может значительно изменить существу¬
ющее классификационное разделение болотных торфяно-глеевых
почв. Изучение свойств минерального субстрата очень важно
и с точки зрения хозяйственного освоения этих почв.
ПОДЗОЛИСТЫЕ А1—Ре-ГУМУСОВЫЕ
ГРУНТОВО-ГЛЕЕВЫЕ ПОЧВЫ
Подзолистые А1—Ре-гумусовые грунтово-глеевые почвы фор¬
мируются под коренными сосновыми лесами с лишайниковым,
зеленомошно-лишайниковым и кустарничково-сфагновым напоч¬
венным покровом. Местоположение этих почв самое различное—
они могут быть развиты на плоских слабодренированных водо¬
разделах, нижних частях склонов, на более или менее врезанных
понижениях, периферических частях болотных массивов. Их
формирование связано с сочетанием двух факторов — легких су¬
песчано-песчаных почвообразующих пород и неглубокого зале¬
гания почвенно-грунтовых вод, оказывающих, как мы увидим
ниже, определяющее влияние на развитие почвообразования в
этих почвах. Последнее четко отделяет данные почвы от группы
подзолистых А1—Ре-гумусовых почв, формирующихся без влия¬
ния почвенно-грунтовых вод. Степень влияния почвенно-грунто¬
вых вод на почвообразование может быть различной. В зависи¬
мости от этого в группе подзолистых А1 — Ре-гумусовых грунто-
во-глеевых почв выделяются два типа: подзолистые А1 — Ре-гу-
мусовые грунтово-глеевые почвы (с подразделением на два под¬
типа — грунтово-глееватых и грунтово-глеевых) и подзолистые
А1—Ре-гумусовые ортзандовые почвы. Обоснование такого раз¬
деления будет проведено при описании свойств этой группы почв.
Важно подчеркнуть, что она представляет собой разные стадии
грунтового заболачивания подзолистых А1—Ре-гумусовых почв.
Поэтому ее внутреннее таксономическое подразделение пред¬
ставлено почвами, эволюционно связанными между собой про¬
цессом нарастающего грунтового увлажнения. В связи с этим,
кроме рассмотрения свойств этих почв, как таковых, интересно
проследить развитие основных свойств: от почв, испытывающих
слабое влияние почвенно-грунтовых вод, до почв, испытывающих
это влияние в максимальной степени.
Подзолистые А1—Ре-гумусовые
грунтово-глеевые почвы
На образование подзолистых А1 — Ре-гумусовых
грунтово-глееватых почв почвенно-грунтовые воды вли¬
яют наиболее слабо. Приведем описание трех разрезов.
Разрез 7. Вблизи пос. Сытомино. Первая надпойменная
терраса Оби. Очень слабо выраженный склон террасы к внут¬
реннему понижению,- занятому рямом. В 12—15 м от границы
соснового леса и ряма в сторону леса. Сосняк зеленомошно-ли-
шайниковый с брусникой и багульником.
А0 0—2 см. Темно-бурая, местами черная подстилка, маломощная из-за пожа¬
ра, рыхлая, слабоувлажненная.
А2 2—12 см. Местами карманы подзолистого горизонта опускаются до 32 см,
белесый, сыпучий, слабоувлажненный песок; переход неровный, резкий.
В1 12—34 см. Охристый песок, увлажненный, много корней; переход постепен¬
ный, неровный.
ВСд 34—56 см. Неоднородно окрашен, на светло-охристом фоне осветленные
пятна и ярко-ржавые мелкие разводы, слабоглееват, корней значитель¬
ное количество; переход постепенный.
С% 56—90 см (дно разреза). Более светлоокрашенный песок, увеличиваются
размеры и количество ярко-ржавых участков, оглеен сильнее горизон¬
та ВС£.
Разрез 8. В 1—2 м от разреза 7 по направлению к ряму.
Растительность та же.
89
А0 0—2 см. Темно-бурая рыхлая подстилка со следами пожара; переход рез¬
кий.
А2 2—12 см. Нижняя граница очень неровная, отдельные карманы горизонта
А2 опускаются до 60 см, белесый сыпучий песок, слабоувлажненный;
переход резкий.
В1 12—47 см. Охристый песок с единичными ортштейнами, увлажненный, мно¬
го корней; переход постепенный, неровный.
ВС£ 47—71 см. Неравномерно окрашенный песок с чередованием ярко-ржа¬
вых и сизых участков, оглеен значительно, корни единичные; переход
очень постепенный.
Cg' 71—125 см. Тот же песок, но с отдельными разорванными фрагментами
цементированного ортзанда черно-коричневого цвета, вертикальное про¬
стирание этих фрагментов 25—30 см, горизонтальное — очень разное,
иногда до 1 ж, форма ортзандов неправильная, изогнутая.
С§" со 125 см. Сизоватый песок с незначительными по величине ржавыми при¬
мазками, влажный, без фрагментов ортзанда.
Разрез 2 6. Правый берег г. Ворья. Флювиогляциальная
равнина (абсолютная высота ПО—120 м). Рельеф слабо гря¬
дово-волнистый, ширина гряд и понижений 50—60 м. По-видимо¬
му, раньше расчлененность рельефа была большей, так как в
настоящее время понижения между грядами заняты торфяника¬
ми, которые снивелировали колебания высот. Разрез заложен на
гряде в молодом сосновом лесу с отдельными старыми деревь¬
ями. Напочвенный покров зеленомошно-лишайниковый. Среди
кустарничков распространены багульник, брусника, голубика,
черника.
А0 0—5 см. Темно-бурый, торфянистый, плотно переплетен корнями, влажный;
переход резкий.
А2 5—10 см. Кремовато-белесый песок с единичной галькой, сыпучий, влаж¬
ный, заметны следы пожара; переход неровный, резкий.
В1 10—17 см. Охристый, местами буровато-охристый (окраска разной интен¬
сивности) песок с единичной галькой, влажный, много корней; переход
расплывчатый.
В2 17—39 см. Желтоватый песок с отдельными бледно-охристыми пятнами с
единичной галькой, влажный, корней меньше; переход постепенный.
ВС 39—55 см. Светлый с отдельными бледно-охристыми пятнами песок с галь¬
кой, влажный; переход ясный.
(0^0 55—90 см. Тот же песок, но с довольно уплотненными линзами за¬
иленного песка с гравием, сильновлажный, почти сырой, корни единич¬
ные, глееват; переход заметный.
Cg" (Dg2) 90—130 см (дно разреза). Тот же песок со значительным количе¬
ством уплотненных линз заиленного песка с гравием, есть галька, сырой,
со 120 см — плывунный.
Разрезы 7 и 8 представляют несколько различные стадии
влияния почвенно-грунтовых вод на почвообразование в услови¬
ях аналогичных иочвообразующих пород. Разрез 26 развит на
более грубом по механическому составу субстрате, по-видимому
слоистом в пределах верхнего метра.
Рассмотрение всех трех разрезов показывает общие особенно¬
сти морфологии и химизма почв на этой стадии грунтово-глеево-
го почвообразования; в то же время выясняется, что изменения,
происходящие в почвенном профиле под влиянием почвенно-
грунтовых вод, не всегда могут быть однозначными.
90
В морфологии основных генетических горизонтов профиля
А2 и В1 обычно еще не наблюдается больших изменений по срав¬
нению с автономными подзолистыми А1—Ре-гумусовыми почва¬
ми. Это показывает и сравнение разрезов 7 и 8 с разрезом 5 ав¬
тономных подзолистых А1 — Ре-гумусовых почв, которые разви¬
ты на таких же породах, как и почвы разрезов 7 и 8, и вблизи от
них.Щожно констатировать, что наблюдается некоторое увели¬
чение мощности подзолистого горизонта, но в целом она остает¬
ся небольшой. Увеличение мощности горизонта А2 происходит,
видимо, по-разному, в зависимости от скорости нарастания грун¬
тового увлажнения в профиле. При довольно стабильном поло¬
жении уровня почвенно-грунтовых вод или медленном их подъе¬
ме, опускание границы горизонта А2 происходит довольно равно¬
мерно и она сохраняет ровное простирание (разрез 26). При
быстром подъеме уровня резкое усиление подзолистого про¬
цесса способствует быстрому опусканию границы горизонта
А2; при этом его нижняя граница приобретает очень неровный,
клиновидный и карманистый характер. Глубина проникновения
клиньев и карманов увеличивается с нарастанием грунтового
увлажнения (от разреза 7 к разрезу 8) и может быть очень боль¬
шой^ Почвы разрезов 7 и 8 сформированы на кварцевых песках,
и следует отметить, что в условиях этих почвообразующих пород
морфология самих горизонтов А2 и В] подзолистых А1—Ре-гуму¬
совых грунтово-глееватых почв изменяется мало, несмотря на из¬
менения мощности горизонта А2 и характера границы между ним
и горизонтом Вь Последний, как видно из описания, имеет ох¬
ристую окраску и иногда содержит небольшое количество мел¬
ких ортштейнов.
ПЯвные морфологические изменения происходят в нижних го¬
ризонтах профиля. На глубине около 50 см наблюдаются слабые
признаки оглееиия, усиливающегося книзу. Если комплекс усло¬
вий, сопровождающих грунтовое заболачивание, способствует
образованию ортзанда (как в разрезах 7 и 8), то на глубине око¬
ло 1—1,5 м в профиле появляются интенсивно ржавые участки,
иногда черно-коричневые, сцементированные, небольшие отдель¬
ности ортзанда. Это — зона взаимодействия и взаимоосаждения
веществ из капиллярной каймы грунтовых вод и почвенных рас¬
творов, фильтрующихся из почвенного профиля^
ЯЗ подобных почвах мы обнаруживали в июле уровень почвен¬
но-грунтовых вод на глубине 2—2,5 м. Как показали исследова¬
ния Ф. Р. Зайдельмана и В. Г. Закса (1969), амплитуда колеба¬
ния их уровня в течение года в этих почвах может быть очень
большой — в пределах 170 слуДля глубокооглеенных и глееватых
разностей дерново-подзолистых почв эта амплитуда имеет пре¬
делы 50—180 смУ\Эти же авторы указывают, что ортзандовые
горизонты всегда приурочены к наиболее высокому уровню стоя¬
ния почвенно-грунтовых вод в начале теплого периодаД>Исходя
из этого, следует предположить, что в разрезах 7 и 8 наиболее
91
100
100 г
120 V
А — разрез 7; Б — разрез 8; В —
разрез 26; остальные условные
обозначения см. на рис. 2
Рис. 3. Распределение вало¬
вых ГегОз, А1203 и гумуса в
подзолистых А4—Ре-гумусо-
вых почвах
А
В
высокий уровень почвенно-грунтовых вод залегает на глубине
50—70 см.
Рассмотрение химизма этих почв вскрывает значительно оо-
лее глубокие изменения в их минеральной части, связанные с
влиянием почвенно-грунтовых вод, чем те, которые были обнару¬
жены при морфологическом изучении. Химические свойства мы
также рассматриваем путем сравнения разрезов 7 и 8 с разрезом
5 автономных подзолистых А1—Ре-гумусовых почв (табл. 27 и
28- рис. 3; см. также рис. 2).
И цифровые данные, и особенно графики показывают, что
влияние ¡почвенно-грунтовых вод сказывается прежде всего в
тотальном выносе из всей почвенной толщи соединений К20з.
В этом заключается большая качественная разница в характере
почвообразования между этими почвами и автономными подзо¬
листыми А1—Ре-гумусовыми почвами. Для последних характе¬
рен процесс общей феррсиаллитизации почвенной толщи и на
этом фоне незначительное приповерхностное перераспределение
1?203 (см. рис. 2). Общий вынос Н203 из профиля подзолистых
А1—Ре-гумусовых грунтово-глееватых почв сопровождается уве¬
личением мощности элювиального и иллювиального горизонтов,
общим продвижением иллювиального процесса в глубину и в
связи с этим общим увеличением мощности почвенного профиля.
В случае одночленной почвенной толщи, несмотря на тотальный
вынос и элювиально-иллювиальный процесс, в профиле почв
сохраняется закономерный постепенный спад содержания И20з
книзу от горизонта В] (разрезы 7 и 8).
При литогенной слоистости (разрез 26) более длительный
застой грунтовых вод на границе смены слоев (55 см) вызывает
формирование в лежащей выше толще (мощностью 38 см) вто¬
рого элювиального горизонта, который как бы разъедает снизу
иллювиальный горизонт Вь Образуется оригинальный химиче¬
92
ский профиль ИгОз, в котором наблюдаются два обедненных го-,
ризонта (причем нижний значительно мощнее верхнего), разде¬
ленных очень маломощным иллювиальным горизонтом с острым
и тонким пиком в содержании ИгОз (см. рис. 3).
Ш процессах мобилизации и выноса Й2О3 значительно увели¬
чивается роль гумусовых веществу в автономных подзолистых
А1—Ре-гумусовых почвах их роль была ничтожной (малое аб¬
солютное содержание гумуса). При этом на первых стадиях
грунтового заболачивания (разрез 7) гумусовые вещества еще
фиксируются в большем количестве, чем в автономных почвах,
в верхней части профиля. По-видимому, это наблюдается в тече¬
ние сравнительно короткого периода, так как уже в разрезе 8
видно, что гумусовые вещества начинают активно выноситься из
горизонтов Аг и В! в нижнюю часть почвенного профиля, непо¬
средственно взаимодействующую с грунтовыми водами. При
этом гумусовый профиль разреза 8 вложен в гумусовый профиль
разреза 7, за исключением самой нижней части профиля, в
Таблица 27
Механический состав подзолистых А! — Ре-гумусовых грунтозо-глеевых почв
Потери от
обработки
НС1, %
Содержание фракций, % (размер частиц, мм)
Раз¬
рез
Глубина, см
1—0,25
0,25—
0,05
0,05—
0,01
0,0s —
0,005
0,005-
0,001
<0,001
<0,01
8
2—12
1
33
• 58
4
2
1
1
4
12-22
1
37
56
2
1
1
2
4
50—60
2
34
57
2
2
1
2
5
50—60
(конкреция)
1
29
65
1
2
1
Î
4
90—100
2
46
49
1
1
0
1
2
90—100
(конкреция)
2
38
57
2
0
0
1
1
9
3—13
1
41
53
1
3
1
0
4
25—30
1
36
59
0
2
1
1
4
30—40
2
25
64
2
2
1
4
7
53—63
2
30
58
5
1
1
3
5
53—63
(конкреция)
2
40
53
1
1
1
2
4
63—73
2
45
48
3
0
1
1
2
63—73
(конкреция)
2
42
53
1
1
0
1
2
6
15—25
1
38
57
1
1
1
1
3
33—38
2
41
44
8
3
1
1
5
38—48
4
40
51
2
1
1
1
3
93
Таблица 28
Общие свойства подзолистых А!—Ре-гумусо в ых груитово-глеевых почв
Горизонт
Глубина,
см
Гумус, %
Валовой состав, % па
прокаленную навеску
Молекулярные
отношения
Вытяжка по Там¬
му, % на абсолют¬
но сухую навеску
Потери
при про¬
каливании,
%
БЮг
Ре203
\]2о3
СаО
А^О
МпО
сумма
БЮ2
БЮз
Ре2Оа
А !203
В ю2
Рс203
А1203
а2
5-
-10
0,7
3,41
94,13
0,79
1,15
0,71
0,02
0,04
96,84
316,6
138,9
0,04
0,67
0,15
Вх
10-
-17
1.3
3,73
89,80
2,24
4,69
0,91
0,29
Не опр.
97,93
108,8
32,5
0,69
0,28
0,28
Вз
17-
-27
0,1
0,94
90,78
0,70
2,12
0,60
0,22
0,06
91,48
345,1
72,7
0,13
0,84
0,11
ВС
39-
-49
0,03
0,53
93,73
0,75
1,53
0,62
0,03
0,04
96,70
332,0
104,0
1,13
0,71
0,23
Сё!
55-
-65
0,02
0,74
89,43
0,86
2,83
0,92
0,11
Не опр.
94,15
275,7
53,6
0,05
0,05
0,23
80-
-90
0,02
Не определялись
0,07
0,66
0,20
Сб2
120—
-130
0,02
0,83
95,00
0,86
2,30
0,91
0,02
0,04
97,93
293,5
70,1
0,13
0,84
0,13
А0
0-
_2
2,7
8,54
97,17
0,08
2,29
0,58
0,21
0
100,33
3234,0
72,1
0,04
0,23
0,22
а2
2-
-12
0,7
1,26
97,15
0,26
1,50
0,53
0,28
0
99,72
1010,6
1Ю,о
0,03
0,32
0,16
Вх
12-
-22
0,6
2,43
93,29
1,03
3,81
0,81
0,76
0
99,70
242,6
41,6
0,25
0,83
0,30
В*
35-
-45
о,о
1,46
94,43
0,68
3,40
0,52
0,37
0
99,40
374,2
47,2
0,11
0,67
0,22
всй
Песок
70-
-80
0,0
0,94
98,25
0,43
2,32
0,66
0,58
0
100,24
616,1
70,5
0,13
О.*?
0,49
Конкреция
0,3
1,18
95,84
0,45
2,60
0.66
0,38
Следы
99,93
569,6
62,5
0,14
0,56
0,22
А0
0-
-2
Не опр.
63,45
96,86
0,60
2,21
2,13
1,01
0
102,81
435,6
74,6
0,07
Не опр.
0,12
а2
2-
-12
0,02
0,83
97 ,06
0,40
1,46
0,53
0,86
0
100,31
646,4
113,0
0,02
»
0,15
Вх
12-
-22
0,5
1,78
95,85
0,58
2,60
0,41
0,29
0
99,73
443,0
62,5
0,24
»
0,29
ВСе
Песок
50-
-60
0,03
1,49
94,55
0,82
2,86
0,40
0,47
0
99,10
308,6
56,2
0,52
»
0,25
Конкреция
0,03
1,97
93,73
1,13
3,69
0,67
1,05
0
100,27
222,8
43,2
0,90
»
0,38
Сг,
Песок
90-
-100
0,5
1,35
96,80
0,26
1,65
0,53
0,19
0
97,83
990,6
98,4
0,12
»
0,24
конкреция
0,6
1,55
96,67
0,26
2,00
0,40
0,38
0
99,71
1005,6
82,0
0,15
»
0,38
А„
0-3
Нс опр.
12,28
98,20
0,43
0,43
0,44
0,36
0
99,86
628,8
389,2
0,04
0,02
0,15
а2
3-13
0,02
0,40
97,72
0,23
0,51
0,57
0,64
0
99,77
1162,1
325,4
0,03
0,01
0,09
а2в
30-40
0,02
0,47
91,55
0,89
4,94
0,65
0,24
0
98,27
277,0
31,4
0,13
0,42
0,24
о Песок
53-63
0,5
2,54
92,07
0,66
3,33
0,60
0,35
Следы
96,59
373,6
62,6
0,31
0,94
0,29
Конкреция
0,6
4,03
91,43
1,51
2,48
0,55
0,35
96,32
161,9
46,9
0,29
1,41
0,03
п Песок
63-70
0,6
1,80
95,04
0,83
3,06
0,55
0,74
100,12
310,1
52,7
0,36
0,69
0,33
Конкреция
1,1
3,18
93,92
0,99
3,45
0,45
0,45
»
99,36
256,2
46,2
0,45
1,00
0,30
А0
0-2
Не опр.
7,06
98,33
0,12
1,16
0,27
0,10
0
99,98
218,2
144,8
0,04
0,08
0,13
А2
2—12
0,70
98,36
0,09
1,20
0,26
0,05
0
99,96
3274,0
139,9
0,02
0,06
0,11
А11
25-30
0,7
0,38
97,65
0,07
0,93
0,26
0,14
0
99,05
4062,5
178,5
0,02
0,08
ОД 2
32-42
0,6
1,14
96,34
0,23
1,12
0,26
0,24
0
97,45
1145,7
433,5
0,02
0,16
0,13
Ортзанд,
1,0
2,08
95,08
0,52
2,95
0,41
0,29
Следы
99,25
494,6
54,7
0,29
0,66
0,39
Вх охристые
0,7
1,48
95,61
0,37
2,20
0,33
0,14
0
97,19
691,7
220,9
0,19
0,74
0,32
участки
50—60
0,9
1,73
95,82
0,44
2,35
0,34
0,20
Следы
99,15
590,7
69,3
0,23
0,65
0,34
Конкреция,
бледные участки
0,4
1,06
96,56
0,23
2,38
0,40
0,19
0
99,76
1147,8
68,9
0,06
0,49 j
, 0 37
всб
80—90
0,4
1,02
95,25
0,29
2,89
0,46
0,23
0
99,12
880,5
56,0
0,04
0,36]
| 0,21
А'
0-9
Не опр.
58,23
90,23
0,85
3,61
1,50
0,87
0
97,13
283,3
42,4
Не определялась
а'
0
9—11
Г
Не определи
1ЛИСЬ
0,03
0,07
0,13
'А,
15-25
0,5
2,10
98,05
0,30
0;28
0,69
0,39
Следы
99,71
906,6
604,4
0,01
0,05
0,18
Песок
33-38
2,7
4,47
95,61
0,41
2,60
0,49
0,39
»
99,50
548,6
62,3
0,06
0,34
0,28
Конкреция’
3,1
9,69
90,40
2,30
4,11
0,59
0,49
»
97 89
104,5
37,3
О,45
0,75
0,25
0
38-48
2,8
6,36
93,63
0,31
2,63
0,57
0,67
»
97,91
820,0
60,6
0,42
1,01
0,31
которой у разреза 8 наблюдается несколько большая аккумуля¬
ция гумусовых веществ за счет более сильного выноса из верх¬
ней части профиля.
ГВажно подчеркнуть, что наряду с процессами выноса из про¬
филя и из горизонта А2 в горизонт В] в нижней части профиля
этих почв наблюдаются зачаточные признаки нового процесса —
относительной аккумуляции R2O3 и гумуса в зоне взаимодейст¬
вия почвенных растворов и грунтовых вод. Зона аккумуляции
зарождается на определенной глубине, связанной с уровнем
наиболее высокого стояния грунтовых вод (Зайдельман, Закс,
1969)^j В разрезах 7 и 8 она слабо выражена на глубине 50—
70 см.
ГТаким образом, значительные качественные отличия подзоли¬
стых А1—Fe-гумусовых грунтово-глееватых почв от автономных
подзолистых А1—Fe-гумусовых почв выявляются достаточно чет¬
ко и заключаются, во-первых, в тотальном выносе R203 из поч¬
венного профиля, на фоне которого значительно усиливается элю¬
виально-иллювиальная дифференциация почвенной толщи и по
количеству мобилизуемых веществ, и по глубине развития про¬
цесса; во-вторых, в заметном участии гумусовых веществ в этих
процессах и, в-третьих, в появлении зачаточных стадий процесса
аккумуляции R203 и гумуса в нижней части профиля, являющей¬
ся зоной взаимодействия грунтовых вод и почвенных растворов]
^Подзолистые А1 — Fe-гумусовые грунтово-гле-
евые почвы представляют следующую стадию нарастания
грунтового увлажнения в почвенном профиле; в них колебания
почвенно-грунтовых вод, по-видимому, ограничиваются преде¬
лами верхнего метра от поверхности, может быть,* несколько
большей глубиной. В связи с резким возрастанием увлажнения
почвенной толщи в морфологии и химизме почв наблюдается
максимальное развитие тех процессов, которые в той или иной
степени уже проявились и в грунтово-глееватых почвах; возни¬
кает ряд новых свойств и даже новых генетических горизонтов)
Разрез 9. Там же, где и разрезы 7 и 8, на 2—3 м ближе
к сосновому кустарничково-сфагновому ряму. Растительность
та же.
А0 0—3 см. Темно-бурая рыхлая подстилка, слабоувлажненная, со следами
пожара; переход резкий.
А2 3—30 см. Белесый сыпучий мелкий песок, нижняя граница очень неровная
и менее резкая, чем в разрезах 7 и 8.
A2Bgi 30—53 см. Светло-охристый влажный песок со слабо заметными сизо¬
ватыми и рыжеватыми разводами, представляет собой верхнюю часть
более мощного в прошлом горизонта Вь в настоящее время эта толща
подвергается интенсивному выщелачиванию благодаря застаиванию вод
и оглеению над поверхностью лежащего ниже ортзанда.
Bgi 53—63 см. Неравномерно окрашенный песок, на охристом фоне ярко-ржа¬
вые сгустки и осветленные мелкие пятна, влажный, горизонт совмещения
горизонта В) и верхней части лежащего ниже ортзанда.
О (ортзанд) 63—100 см (дно .разреза). Цементированный ортзанд, в его верх¬
ней части, до глубины около 70 см, еще значительно количество ярко¬
ржавых участков, книзу окраска становится рыже-черной.
96
Разрез 20. Окрестности пос. Сытомино. Та же первая над¬
пойменная терраса Оби, на которой были заложены разрезы 7,
8 и 9, но ее более пониженная и выровненная часть. Старая вы¬
рубка и гарь с отдельными старыми соснами, в основном моло¬
дой сосновый подрост. Напочвенный покров бруснично-лишай¬
никовый; есть шикша, багульник, довольно много отдельных
куртин вейника.
Ао 0—2 см. Почти черный, перегнойный, слабоувлажненный, со следами по¬
жара.
А2 2—32 см (карманы до 42 см\). Белесый песок с легким кремовым оттен¬
ком, увлажненный, много корней; переход постепенный.
А2ь 32—42 см. Буроватый песок, прокрашенный иллювиальным гумусом, влаж¬
ный, местами с темно-коричневыми сгустками ортштейнов, по-видимому,
слабоглееват; переход ясный.
В£ 42—70 см. Неравномерно окрашенный песок, местами цементированные от¬
дельности ортзанда, темно-ржавые и коричневые, много конкреций, вер¬
тикальная мощность ортзандовых отдельностей 12—20 см, горизонталь¬
ная— от нескольких сантиметров до 0,5 м и больше, оглеен, встречаются
живые корни; переход постепенный.
ВСд 70—100 см. Желтовато-светло-серый песок с бледными ржавыми разво¬
дами и буроватыми (иллювиальный гумус) прослоями, оглеенный, влаж¬
ный; переход ясный.
Cg 100—120 см (дно разреза). Сизый оглеенный сырой песок; с 200 см — плы¬
вунный песок.
Разрезы 9 и 20 объединяет близкое залегание почвенно-
грутовых вод, но их режим и состав, по-видимому, несколько
различны, чем и объясняются различия в морфологии и химизме
этих двух разрезов (табл. 27 и 28, рис. 4). Разрез 9 представ¬
ляет генетическое продолжение разрезов 7 и 8; эти почвы сфор¬
мированы в условиях склона к ряму, быстрого поднятия поч¬
венно-грунтовых вод к поверхности, ортзандообразования в
нижней части профиля. Почвы разреза 20 развиты на тех же
песках, но на участке с плоским рельефом, где боковой подток
веществ отсутствует, в связи с чем на бедных кварцевых песках
не хватает веществ на построение ортзанда. Кроме того, и под¬
нятие почвенно-грунтовых вод к поверхности происходит здесь
достаточно постепенно, так как разрез 20 расположен в значи¬
тельном удалении от торфяника, медленно поднимающего грун¬
товые воды на прилегающей к нему территории. Разрез 9 мы
рассматриваем как более раннюю стадию грунтово-глеевого поч¬
вообразования, разрез 20—как более позднюю.
\Из приведенных описаний видно, что морфология этих почв
имеет ряд существенных отличий от морфологии грунтово-глее-
ватых почв. Прежде всего подзолистый процесс и мощность го¬
ризонта А2 (40—50 см) достигают максимальной выраженности
Эта же характерная особенность отмечена Ф. Р. Зайдельманом
и В. Г. Заксом (1969).Интенсивность оподзоливания связана, оче¬
видно, не только с сильным грунтовым увлажнением, но в значи¬
тельной степени и с временным застоем поверхностных вод над
верхней границей горизонта В1 в связи с уменьшением его водо-
7 Н. А. Караваева
97
Рис. 4. Распределение вало¬
вых ГегОз, А1203 и гумуса
в подзолистых А1—Ре-гуму-
совых грунтово-глеевых поч¬
вах
А — разрез 9; Б — разрез 20;
остальные условные обозначения
см. на рис. 2
проницаемости из-за заметной концентрации веществ, приобре¬
тенной в период грунтово-глееватой стадии] Даже из морфологи¬
ческого описания видно, как нижняя граница горизонта А2 про¬
должает опускаться, разъедая верхнюю часть горизонта В*.
В связи с этим переход между ними становится менее резким
(разрез 9). Горизонт В] имеет четко выраженные конкреционные
образования разных стадий развития. На более поздних фазах
грунтово-глеевого заболачивания даже морфологически выявля¬
ется заметная роль гумусовых веществ в построении этих новооб¬
разований. В разрезе 9 с образованием ортзанда горизонт В1 яв¬
ляется местом формирования цементированной ортзандовой пли¬
ты. В связи со сказанным выше уже в этом горизонте отмечают¬
ся ясные признаки глееватости.
Застой почвенных растворов над верхней границей горизонта
Вх часто приводит к значительному потемнению окраски нижней
части горизонта А2, вызванному осаждением органо-минераль¬
ных соединений (см. табл. 28, разрез 20). Этот новый генетиче¬
ский горизонт обозначен нами как А2Ь; он представляет собой
начало образования иллювиально-гумусового горизонта Вь, полу¬
чающего сильное развитие на следующей стадии заболачивания—
в подзолистых А1 — Ре-гумусовых грунтово-глеевых ортзандовых
почвах, в которых он залегает непосредственно на верхней грани¬
це ортзанда.
Данные химического анализа этих почв подтверждают про¬
цесс сильного выноса К203 из верхней части профиля. Активную
роль в нем играют гумусовые вещества, выносимые в нижние ил¬
лювиальные горизонты. Наряду с этим в нижней части профиля
сильное развитие получает прямо противоположный процесс ак¬
кумуляции ИзОз и гумусовых веществ в зоне взаимодействия поч¬
венных растворов и грунтовых вод. На более ранних стадиях
грунтово-глеевого заболачивания (разрез 9) иллювиальный го-
98
ризонт В] и горизонт аккумуляции, связанной с грунтовыми во¬
дами, очень сближаются, но еще не сливаются в единую толщу;
при этом иллювиальный горизонт характеризуется относительно
большим накоплением Й203. На более поздних стадиях грунтово-
глеевого заболачивания (разрез 20) оба горизонта соединяются в
единую толщу. Иллювиальный горизонт В служит ее верхней ча¬
стью, значительно более обедненной К203 и гумусом, чем нижняя
часть, связанная с поднимающимися почвенно-грунтовыми вода¬
ми. В случае ортзандоабразования (разрез 9) аккумуляция
Ре203 в нижней части профиля имеет уже не относительный, а аб¬
солютный характер (по сравнению с почвообразующей породой).
Таким образом, в подзолистых А1 — Ре-гумусовых грунтово-гле-
евых почвах можно констатировать следующие основные процес¬
сы. Во-первых, наиболее сильно развитый вынос К2Оэ и гумуса
из верхней части профиля (на фоне тотального выноса веществ).
Во-вторых, сильное развитие в нижней части почв противополож¬
ного процесса — аккумуляции этих же компонентов; на началь¬
ных стадиях грунтово-глеевого заболачивания наблюдается ра¬
зобщение горизонтов иллювиального накопления и аккумуляции
из грунтовых вод; на более поздних стадиях они сливаются в еди¬
ную толщу в результате постепенного опускания горизонта В1 в
нижнюю часть профиля и поднятия зоны грунтовой аккумуляции
веществ кверху; аккумуляция Ре203 в нижней части профиля уже
имеет абсолютный характер. В-третьих, роль гумусовых веществ
в процессах выноса — аккумуляции при грунтово-глеевом забо¬
лачивании значительно больше, чем в груктово-глеезатых почвах.
Таким образом, наиболее важное качественное различие грун-
тово-глеевых и грунтово-глееватых почв заключается в сильном
развитии у первых процесса аккумуляции И203 и гумуса, приуро¬
ченной к горизонту взаимодействия почвенных растворов и грун¬
товых вод, и формировании в связи с этим совмещенной зоны ак¬
кумуляции, верхняя часть которой образована в большей степени
иллювиальным процессом, а нижняя — осаждением из грунтовых
вод. Это различие подтверждает правильность разделения дан¬
ных почв на подтиловом уровне.
Подзолистые А1—Ре-гумусовые
грунтово-глеевые ортзандовые почвы
Эти почвы представляют следующую стадию заболачивания грун-
тово-глеевых подзолистых А1 — Ре-гумусовых почв. Эта стадия
наступила с момента формирования единой зоны аккумуляции
и гумуса в почвенном профиле, замещающей иллювиальный
горизонт В1 и нижнюю часть подзолистого горизонта. Зона акку¬
муляции значительно сцементирована, водонепроницаема и
представляет собой ортзанд. Мы разбираем случай формирова¬
ния ортзанда в результате непосредственного взаимодействия
почвенных растворов, поступающих из профиля и путем внутри¬
7*
99
почвенного бокового подтока, и грунтовых вод; в этих условиях
он образуется в пределах почвенного профиля и благодаря рос¬
ту вверх залегает неглубоко от поверхности. Возможен и другой'
случай формирования цементированного ортзанда, связанный с
осаждением веществ из сильноожелезненных грунтовых вод.
В таких условиях он может залегать достаточно глубоко от по¬
верхности и степень его влияния на почвообразование будет не¬
сколько иной, чем в рассматриваемом нами случае.
Приводим морфологическое описание подзолистой А1—Ре-
гумусовой грунтово-глеевой ортзандовой почвы.
Разрез 6. Вблизи пос. Сытомино, на первой надпойменной
террасе Оби. Вблизи соснового кустарничково-сфагнового ряма.
Слабо выраженный склон повышенной части террасы к ряму.
Разрез заложен на полосе шириной 10—15 м, между лишайни¬
ковым сосняком и рямом. Молодой сосновый лес с березой и кед¬
ром в подросте. Напочвенный покров кустарничково-зеленомош-
но-долгомошно-сфагновый. Среди кустарничков распространены
багульник, брусника, черника, единичная Кассандра. По флори¬
стическому составу напочвенный покров близок к ряму. Слабая
биогенная бугристость.
Ао' 0—9 см. Темно-бурая рыхлая кустарничково-моховая подстилка, влажная.
А0" 9—11» см. Черный, перегнойный, отмечаются следы большого пожара (сам
горизонт — результат пожара).
А2^ 11—33 см. Белесый песок с серо-сизыми потеками, оглеенный, рыхлый, сы¬
рой; переход ясный, неровный.
33—38 см. Коричнево-бурый песок, сырой, рыхлый, много корней, с глу¬
биной твердеет и постепенно сменяется следующим горизонтом, граница
неровная.
О 38—,130 см. Очень плотный цементированный ортзанд, раскалывается на
горизонтальные плитки, темно-коричневый, местами почти черный (мар¬
ганцевые стяжения), встречаются отмершие корни; с глубины около
80 см снизу появляется вода, количество которой с глубиной увеличи¬
вается; сильная цементация прослеживается до глубины 1 м. На глубине
1—1,2 м отмечается некоторое ослабление цементации и увеличение
влажности; на глубине 120 см в ортзанде появились отдельные мелкие
линзы желтого песка и сизоватого суглинка в мокром состоянии. С глу¬
бины 130 см—серовато-желтая заиленная супесь, мокрая.
Морфология этой почвы достаточно характерна и свидетель¬
ствует о появлении новых качественных .признаков. К ним отно¬
сится прежде всего развитие водоупорного цементированного орт¬
занда, подпирающего снизу сильно укороченный почвенный про¬
филь и создающего во всей надортзандовой толще режим пере¬
увлажнения и оглеения. Мощность подзолистого горизонта А2
уменьшается. На месте его нижней части формируется иллюви¬
ально-гумусовый темноокрашенный горизонт, лежащий непосред¬
ственно на поверхности ортзандаЦ зачатки этого горизонта мы
прослеживали на поздних стадияхгрунтово-глеевого почвообра¬
зования в виде горизонта А211 (разрез 20)Ц Наблюдаются началь¬
ные стадии верхового торфонакопления в связи с поселением
сфагновых мхов.
100
Рис. 5. Распределение валовых
РегОз, АЬОз и гумуса в ортзан-
довой и торфяной (суходоль¬
ной) почвах
А — разрез 6; Б — разрез 37; услов¬
ные обозначения 1—3 см. на рис. 2;
4— верхняя граница минеральной
толщи
О значительной специфике почвообразования на этой стадии
грунтового заболачивания свидетельствуют и данные химического
состава почв (см. табл. 28; рис. 5).
Нижняя мощная аккумулятивная толща ортзанда сжала поч¬
венный профиль до 38 см; при этом мощность минеральной толщи
составляет всего 27 см. Поскольку процессы нисходящего пе¬
реноса веществ продолжаются, все подвижные компоненты
почвенных растворов переносятся в пределах профиля на очень
небольшие расстояния — до верхней границы ортзанда, где они
частично осаждаются, способствуя его росту вверх (часть из них
уносится боковым стоком по поверхности ортзанда). Поступле¬
ние веществ в почвенный раствор происходит только из биомассы
горизонта Ао, так как минеральная часть горизонта А2 представ¬
ляет кварцевый песок и практически инертна в этом процессе
нисходящего перемещения веществ. В этом существенное каче¬
ственное отличие данных почв от грунтово-глееватых и грунто-
во-глеевых почв, описанных выше.
.Вторым существенным отличием являются условия окисли¬
тельно-восстановительного режима, создаваемого близостью орт¬
занда. В укороченном, водонепроницаемом снизу профиле созда¬
ется преобладающий восстановительный режим (с периодами
окисления), переувлажнение и оглеение всего профиля этих почв.
Третье важное отличие заключается в том, что если на пред¬
шествующих стадиях заболачивания наблюдались процессы то¬
тального выноса 1?203 и гумуса из профиля и развитие на их фоне
подзолистого процесса в глубину, то в ортзандовых почвах они
сменились на прямо противоположные — горизонт А2 становится
местом аккумуляции выносимых из подстилки веществ и в связи
с этим сокращается.
Четвертое важное отличие состоит в отрыве профиля ортзан¬
довых почв от грунтовых вод, так как их разделяет толща ортзан¬
да. Эти почвы получают только атмосферную влагу, задерживае¬
мую водонепроницаемым ортзандом.
101
Гумус Ре203 Валовая А1203 Валовая
Рис. 6. Распределение веществ в подзолистых А1—Ре-гумусовых автономных,
грунтово-глееватых, грунтово-глеевых и ортзандовых почвах
1 — подзолистая А1 — Ие-гумусовая почва, разрез 5; 2 — то же, грунтово-глееватая, раз¬
рез 7; 3 — то же, разрез 8; 4 — то же, груитово-глеевая, разрез 9; 5 — то же, ортзандовая,
разрез 6
Пятое отличие заключается в появлении также нового процес¬
са — торфонакопления. В связи с этим роль иллювиального гу¬
муса в формировании минерального профиля очень сильно воз¬
растает и несравнима с той ролью, которую играют гумусовые
вещества на грунтово-глееватой и грунтово-глеевой стадиях поч¬
вообразования.
Все эти признаки несомненно позволяют рассматривать под¬
золистые А1 — Ре-гумусовые ортзандовые почвы как особый поч¬
венный тип. Важно подчеркнуть, что эти почвы, по-видимому, су¬
ществуют в течение относительно короткого периода, так как в
результате возрастающего переувлажнения и активного нараста¬
ния сфагнового торфа они быстро переходят в группу торфяно-
глеевых кислых почв, в минеральном профиле которых в таких
случаях можно фиксировать чередование генетических горизон¬
тов, свойственное ортзандовым почвам (см. разрез 37^.
В начале описания всей этой группы почв мы подчеркивали их
генетическую и эволюционную связь, так как все они представ¬
ляют разные стадии единого процесса грунтового заболачивания
автономных подзолистых А1 — Ге-гумусовых почв. При описании
подтипов грунтово-глееватых и глеевых почв и типа ортзандовых
почв мы сравнивали их морфологические и химические профи¬
ли с профилем автономных А1—Ре-гумусовых почв (разрез 5).
Интересно проследить судьбу основных компонентов, формирую¬
щих профили этих почв, в едином ряду заболачивания от авто¬
номных подзолистых А1—Ре-гумусовых почв до ортзандовых.
Нами составлен график (рис. 6) для валовых ИгОз и гумуса.
Из него следует, что на грунтово-глееватой стадии заболачивания-
102
(разрезы 7 и 8) происходит заметное обеднение всей почвенной
толщи Ре203. Вначале максимум в горизонте В1 сохраняется
(разрез 7); затем он пропадает и Ре203 проносится и частично ак¬
кумулируется в нижней половине профиля (на фоне тотального
выноса). На грунтово-глеевой стадии заболачивания (разрез 9)
при продолжающемся выносе Ре203 из верхней части почвенной
толщи наблюдается его аккумуляция в нижней части профиля,
причем количество Ре203 здесь уже несколько превышает его со¬
держание в почвообразующей породе (разрез 5). Соотношение
верхней обедненной части профиля с нижней аккумулятивной
указывает, что аккумуляция больше' связана с поступлением
Ие203 из верхних почвенных горизонтов, чем из грунтовых вод.
В ортзандовой почве аккумуляция Ре203 в толще ортзанда на¬
столько велика, что нет сомнений в ее гидрогенном происхожде¬
нии.
В распределении А1203 на разных стадиях заболачивания на¬
блюдается следующее. Грунтово-глееватая стадия заболачивания
также характеризуется тотальным выносом из почвенного профи¬
ля, но при этом общий характер кривой А1203 в общем остается
таким же, как и в автономной почве. Подвижность А1г03 резко
возрастает на стадии грунтово-глеевого заболачивания, по-види¬
мому, в связи с вовлечением в процесс нисходящей миграции зна¬
чительно большего количества гумусовых веществ (разрез 9).
Количество иллювиированного глинозема в горизонте В1 настоль¬
ко увеличивается, что компенсирует тот вынос, который был на
грунтово-глееватой стадии, и количество А1203 в иллювиальном
горизонте становится равным содержанию его в автономной поч¬
ве (на этих же глубинах). Наряду с этим наблюдается небольшое
относительное накопление А1203 в нижней части профиля. При
дальнейшем развитии иллювиально-гумусово-глиноземного про¬
цесса (разрез 6) абсолютное количество А1203 в профиле вновь
уменьшается, по-видимому, в связи с боковым выносом большо¬
го количества глиноземно-гумусовых соединений в грунтовые во¬
ды. Следует подчеркнуть, что на всех стадиях заболачивания
распределение А1^03 в почвенном профиле не создает таких ак¬
кумулятивных горизонтов, в которых содержание А1203 превыша¬
ло бы содержание его в толще автономной почвы. Поэтому все
кривые распределения А1203 грунтово-глееватых и глеевых почв
вложены в кривую, которую дает разрез 5 автономной подзоли¬
стой А1—Ре-гумусовой почвы.
Роль гумусовых веществ в иллювиальном процессе заметно
выявляется уже на грунтово-глееватой стадии. Вначале (разрез
7) характерно некоторое накопление гумуса в верхних горизон¬
тах; затем он выносится в более глубокие части 'профиля (разрез
8) . Последнее отмечается и на грунтово-глеевой стадии, когда
можно фиксировать заметные гумусовые аккумуляции в зоне вза¬
имодействия почвенных растворов и грунтовых вод. Ортзандовая
стадия характеризуется значительными аккумуляциями гумуса
юз
Таблица 29
Состав ортзанда на разных этапах формирования
Этап фор¬
мирования
ортзанда
Объект исследования
БЮ*
ЭЮг
По сравнению с исход¬
ной породой (разрез
5, глубина 90—'ЮС см)
По сравнению с вме¬
щающей породой
По сравнению с пер¬
воначальным ортзан-
дом
При¬
сутст¬
А1гОз
Ре2Оа
А1
Ре
гумус
А1
Ре
гумус
А1
Ре
гумус
вие
Мп
—
Горизонт В песчаной ав-
томорфной подзолистой
почвы, разрез 5
33,9
240,1
1,0
1,2
14
Нет
I
Первоначальный ортзанд
горизонта С&, разрез 7
62,5
569,5
0,5
0,5
и
1,1
1,0
17
»
11
Фрагментарный цементи¬
рованный- ортзанд гори¬
зонта ВС, разрез 8
43,2
222,8
0,8
1,2
1,0
1,3
1.3
1,0
1,4
2,5
0,1
Есть
III
Сплошной цементирован¬
ный ортзандовый горизонт,
разрез 6
37,3
104,5
0,9
2.5
10,2
1,6
5,0
1,1
СО
5,0
9,0
»
IV
Деградирующий ортзан¬
довый горизонт, разрез
37*:
верхняя часть
50,4
628,0
0,6
0,4
74
0,7**
0,1**
0,7**
1,2
1,0
6,5
»
нижняя часть
148,8
2028,7
0,2
0,1
46
0,2**
0,06**
0,4**
0,4
0,3
4,0
Нет
* Данные по этому разрезу см. в разделе «Растущие торфяники»..
** По сравнению со сплошным цементированным ортзандовым горизонтом.
как в ортзанде, так и в надортзандовой толще, что следует свя¬
зывать с процессом торфонакопления, характерным для этих
почв. Мы провели также некоторую систематизацию изложенных
материалов в отношении процесса формирования и эволюции орт-
зандового горизонта (табл. 29) 1.
Детальный анализ приведенных выше материалов показывает,
что в процессе развития цементированного ортзанда выделяются
четыре этапа, связанных с усилением подзолистого процесса и
оглеения в почвах в условиях поднимающихся к поверхности поч¬
венно-грунтовых вод.
1. Появление разорванных фрагментов ортзанда ниже почвен-
ного профиля, в оглеенной породе, на глубине ^ 1 м. Фрагменты
имеют небольшие размеры (25—30 см) и формируются под про¬
филем подзолистой А1 — Бе-гумусовой грунтово-глееватой почвы
с небольшой мощностью подзолистого горизонта при глубине
грунтовых вод 1,5—2 м. Первоначальные фрагменты не отлича¬
ются заметной концентрацией Н203 по сравнению с вмещающей
породой. Цементация может обеспечиваться незначительным по¬
вышением содержания марганца и отчасти гумуса (см. табл. 29).
2. Фрагменты ортзанда растут вверх, поднимаясь к нижней
границе иллювиального горизонта В до глубины 60—80 см. Бла¬
годаря резкому усилению оподзоливания в профиле подзолистых
А1 — Бе-гумусовых грунтово-глеевых почв концентрация соедине¬
ний алюминия, железа, марганца и гумуса значительно возраста¬
ет по сравнению с первоначальными фрагментами и с вмещающей
породой.
3. Срастание фрагментов ортзанда в сплошной цементирован¬
ный горизонт, замещающий иллювиальный горизонт В и нижнюю
часть подзолистого горизонта. Его верхняя граница поднимается
до глубины 35—40 см, вертикальная мощность достигает 1 м.
Уровень грунтовых вод повышается до 1 м, почвообразование пе¬
реходит в грунтово-глеевую ортзандовую стадию. Ортзанд дости¬
гает максимального развития по параметрам и концентрации ве¬
ществ. Химический состав характеризуется резким преобладани¬
ем соединений железа, марганца и гумуса. На этом этапе подзо¬
листый процесс сменяется болотным.
4. Деградация ортзанда — обеднение его химического соста¬
ва, уменьшение мощности в условиях стабильного оглеения бо¬
лотных почв. Наблюдается вынос из ортзанда в первую очередь
соединений марганца и железа, затем алюминия и гумуса.
На всех этапах развития ортзанда максимальные концентра¬
ции веществ наблюдаются в верхней части ортзанда и в его крае¬
вой части, обращенной к суходольному ландшафту. Нижняя сто¬
рона его и болотный край характеризуются значительно меньшим
содержанием основных компонентов, слагающих ортзанд.
1 Детальный разбор этого процесса см. в более ранней работе Н. А. Кара¬
ваевой (1968).
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ФОРМИРОВАНИЯ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА
В зависимости от взаимодействия главных факторов, обус¬
ловливающих особенности почвообразования (см. выше), выделя¬
ются разные типы формирования почвенного покрова. Они
различаются не только набором достаточно разных лочв (в ав¬
тономном и генетически подчиненном рядах), но и разным каче¬
ственным и количественным их соотношением. На территории
Сосьвинского Приобья представлены следующие основные типы
формирования почвенного покрова: 1) на суглинистых водораз¬
делах; 2) на тяжелосуглинистых водоразделах; 3) на супесчано¬
песчаных водоразделах; 4) на болотных массивах (внепоймен-
ных); 5) на пойменных территориях, где к основным факторам
добавляются факторы привноса материала и затопления павод¬
ковыми водами.
В Сосьвинском .Приобье в связи с преобладанием слаборас-
члененного рельефа наиболее распространены плоские водораз¬
дельные поверхности. Наиболее дренированной частью такого
водораздела является его краевая приречная часть, примыкаю¬
щая к склонам речной .долины. Ширина ее обычно невелика —
от нескольких десятков до нескольких сотен метров. На приреч¬
ных полосах представлено зональное плакорное почвообразова¬
ние. Далее в глубь водораздела в связи с ухудшением поверхно¬
стного и грунтового стока получают развитие и начинают преоб¬
ладать полугидроморфные почвы, которые в свою очередь
быстро сменяются болотными почвами, господствующими в цен¬
тральной части водоразделов. Эту схему распределения почв на
таежных водоразделах Западной Сибири разработали еще
Б. Н. Городков и С. С. Неуструев (1923), и ее правильность под¬
твердили данные более поздних, в том числе и наших, исследо¬
ваний.
Однако наши наблюдения показали, что смены почв при дви¬
жении в глубь водораздела отличаются большей сложностью.
Последняя заключается в том, что в большинстве случаев мы
имеем дело не с ареалами однородных почв, последовательно сме¬
няющих одна другую. На наиболее дренированной части водо¬
раздела с преобладанием плакорных почв всегда встречаются
подчиненные по площади ареалы полугидроморфных почв' и
106
пятна болотных почв; в полосе с преобладанием полугидроморф
ных почв уже заметные площади занимают болотные почвы. На¬
конец, центральная болотная часть водораздела также неодно¬
родна по почвенному покрову. (Причиной большой внутренней
пестроты почвенного покрова является слабая дренирован-
ность территории, при которой на почвообразование оказывают
влияние даже незначительные изменения характера рельефа (не¬
большие понижения, выположенные и выпуклые участки и др.),
литологии (слоистости) почвенной толщи и растительности.
Значительно увеличивают эту пестроту почвенного покрова про¬
цессы современного заболачивания, возникающие при благо¬
приятных условиях на любом участке водораздела и активно
протекающие.
Такая внутренняя пестрота почвенного покрова характерна
для водоразделов, сложенных породами разного механического
состава.
СУГЛИНИСТЫЕ ВОДОРАЗДЕЛЫ
В краевой, наиболее дренированной части суглинистого водораз¬
дела развиты преимущественно подзолистые элювиально-глее-
ватые почвы под елово-березово-кедрово-сосновыми лесами с
лиственницей и кустарничко-зеленомошным покровом. Внутри
их контуров на выположенных обширных участках и в неболь¬
ших понижениях формируются автономно-гидроморфные тор-
фянисто-подзолисто-элювиально-глеевые почвы. В этой части во¬
дораздела в понижениях встречаются пятна молодых сфагновых
болот с торфянисто- или торфяно-глеевыми кислыми почвами
(горизонт Ао около 30—50 см). Далее в глубь водораздела, где
условия дренирования ухудшаются, подзолистые элювиально-
глееватые почвы выпадают, и фон почвенного покрова образуют
автономно-полугидроморфные торфянисто-подзолисто-элювиаль-
но-глеевые почвы под такими же лесами, но с долгомошно-сфаг-
новым напочвенным покровом. Полоса распространения этих
почв очень неширокая—20—50 ж, реже 100 м или несколько
больше; почвенный покров ее на всем протяжении неоднороден,
так как в нее языками и пятнами внедряется разреженный сос:
новый рям с единичными отмирающими елями, кедрами и ли¬
ственницами на торфянисто-глеевых кислых почвах. Затем гос¬
подствующими становятся болотные ландшафты, почвенный по¬
кров которых представлен сочетаниями торфяно-глеевых кислых,
органогенных кислых и автономио-полугидроморфных почв раз¬
ных групп (в зависимости от рельефа поверхности болота и его
дна) К
4 (При характеристике почвенного покрова плоских суглинистых и других
водоразделов мы приводим описание только краевой зоны болотных мас¬
сивов, имеющей непосредственную связь с минеральными почвами окру-
107
I
ПГ< 61 ПГ6 nr — -n~ ^
Л
Ш
Рис. 7. Схема (распределения почв на плоском (/) и относительно дренирован¬
ном (//) суглинистых водоразделах и на плоском тяжелосуглинисто-глинистом
водоразделе (///)
ПГ1—подзолистые элювиально-глееватые почвы; ПГб— торфянисто-подзолистые элювилль-
но-глеевые почвы; Б| — торфянисто-глеевые почвы; Б2 — торфяно-глеевые почвы и мало¬
мощные растущие торфяники; Б — любой из компонентов, обозначенных индексами Б| и
Б2; Г| — элювиальнс-глееватые почвы; Гб — торфяннсто-элювиально-глеевые почвы; верти¬
кальные линии — граница между сочетаниями и комплексами
Краевые части болот в основном представляют собой сосно¬
вые кустарничково-сфагновые рямы с торфянисто- и торфяно-
глеевыми кислыми почвами; рельеф рямов выровненный. Обыч¬
но это молодые болота, образовавшиеся путем заболачивания
суходольных территорий. Далее к центру болотного массива сте¬
пень торфонакопления увеличивается, характер стратиграфии
торфяной залежи изменяется и суходольная периферическая
часть болотного массива переходит в его центральную часть,
представляющую коренной торфяник, сформировавшийся на ме¬
сте заросшего водоема.
Таким образом, почвенный покров плоского суглинистого во¬
дораздела по составу почв не отличается значительным разнооб¬
разием и содержит всего четыре компонента. Но пространствен¬
ное распределение почв отличается значительной пестротой и поч¬
венный покров разных по степени дренированное™ частей водо¬
раздела представлен не однородными почвенными контурами, а
разными по составу и строению комбинациями почв (рис. 7, /).
Первое сочетание, приуроченное к наиболее дренированной
приречной части водораздела, обусловлено изменениями харак¬
тера рельефа и в связи с этим соответствующим перераспреде¬
лением поверхностных вод. Повышенные местообитания заняты
жающих болото суходольных территорий. Почвенный покров болот ввиду его>
разнообразия и фактически автономного развития описывается отдельно.
108
подзолистыми элювиально-глееватыми почвами, обширные ров¬
ные участки и небольшие понижения — торфянисто-подзолисты¬
ми элювиально-глеевыми, достаточно врезанные понижения —
торфяно-глеевыми. Два первых компонента различаются на под-
типовом уровне и принадлежат к одной и той же группе почв;
третий компонент отличается от первых двух на уровне типа и
относится к другой группе почв. В этом сочетании генетически
независимым компонентом являются только подзолистые элюви-
ально-глееватые почвы.
Два других компонента зависимые: торфянисто-подзолистые
элювиально-глеевые развиваются в местоположениях, подчинен¬
ных по отношению к подзолистым элювиально-глееватым почвам,
а торфяно-глеевые почвы генетически подчинены первым двум
компонентам.
Эту зависимость можно считать нормальной для данного
сочетания, но в процессе его эволюции зависимость между ком¬
понентами изменяется. Эволюция заключается в постепенном
нарастании увлажнения и мощности органо-аккумулятивного
горизонта (торфонакопление) в генетически подчиненных компо¬
нентах. Этот эволюционный процесс в обычных условиях дрени¬
рования водоразделов протекает достаточно замедленно, что по¬
зволяет рассматривать связи между компонентами как относи¬
тельно устойчивые. В таежной зоне Западной Сибири при слабом
и все более ухудшающемся с течением времен дренировании во¬
доразделов и широком развитии процесса современного забола¬
чивания эволюция рассматриваемого почвенного сочетания в на¬
правлении усиления гидроморфизма генетически подчиненных
компонентов происходит достаточно быстро. На определенном
этапе зависимость между компонентами начинает постепенно
изменяться на обратную.
Влага, накапливающаяся в минеральной толще и растущем
органо-аккумулятивном горизонте, начинает подтоплять окру¬
жающие более повышенные местообитания и развитые на них
почвы. Прежде всего изменение наблюдается в соотношении тор-
фяно-глеевых и торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых
почв: торфяно-глеевые почвы начинают влиять на торфянисто¬
подзолистые элювиально-глеевые и их влияние достаточно быст¬
ро усиливается. Более замедленно процесс обратного влияния
сказывается на соотношении торфянисто-подзолистых элювиаль¬
но-глеевых и подзолистых элювиально-глееватых почв. Сочета¬
ние с обратной зависимостью между компонентами следует рас¬
сматривать, по-видимому, как генетически иное, хотя набор ком¬
понентов остается таким же. Благодаря изменившимся генети¬
ческим связям сочетание становится динамическим образовани¬
ем; динамизм проявляется в постепенном развитии всех компо¬
нентов в сторону усиления гидроморфизма. Схематично этот
динамический процесс представляется как развитие двух первых
компонентов сочетания в направлении превращения в третий —
109
торфяно-глеевые почвы. При этом изменяются не только площа¬
ди и очертания контуров разных компонентов внутри сочетания*
но и характер их границ. Более четкие переходы между конту¬
рами в сочетании с нормальной зависимостью компонентов изме¬
няются на расплывчатые и более постепенные переходы в соче¬
тании с обратной зависимостью.
На плоских, плохо дренированных водоразделах чаще всего
можно фиксировать именно сочетания с обратной зависимостью
между компонентами; эти же сочетания, но с нормальной зави¬
симостью распространены на возвышенных участках водоразде¬
лов (например, на возвышенности Люлин-Вор) и на приречных,,
хорошо дренируемых частях.
В процессе эволюции описанное сочетание в условиях увели¬
чивающегося гидроморфизма водоразделов постепенно превра¬
щается в более простое двучленное сочетание из торфянисто¬
подзолистых элювиально-глеевых и торфяно-глеевых почв. Это
сочетание может возникать не только как определенный член в
эволюционном ряду первого, трехчленного сочетания, но сущест¬
вует и самостоятельно в условиях определенного рельефа — пло¬
ского, но достаточно возвышенного. Оба компонента, образую¬
щие двучленное сочетание, относятся к двум разным группам
почв и разделяются на типовом уровне.
Дифференциация почвенного покрова определяется как усло¬
виями рельефа, так и ходом процесса современного заболачива¬
ния. Последний приобретает при двучленном сочетании большое
значение, так как один из компонентов — торфяно-глеевые поч¬
вы— характеризуется активным торфонакоплением.
Двучленные сочетания бывают двух типов.
Первый тип развивается на участках плоских водоразделов
без влияния болотных массивов. В таких структурах среди кон¬
туров торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых почв по по¬
нижениям пятнами располагаются торфяно-глеевые почвы. Эта
эволюционирующее сочетание, так как торфяно-глеевые почвы
характеризуются активным торфонакоплением. В связи с этим
зависимость между компонентами в процессе эволюции меняется.
На ее первых этапах торфянисто-подзолистые элювиально-глее-
вые почвы являются независимым компонентом; в подчиненном
положении находятся торфяно-глеевые почвы. По мере развития
в них торфонакопления зависимость становится обратной. Это
изменение влечет за собой соответствующее увеличение площади
одних почв и уменьшение площади других, перемены в форме и
размере контуров, характере границ и т. д. Таким образом, пер¬
вый тип двучленного сочетания в связи с процессом эволюции
существует в двух генетически разных вариантах — с нормальной
и обратной зависимостью.
Второй тип формируется вблизи растущих болотных масси¬
вов, когда наблюдается внедрение периферической части болота
в окаймляющую его полосу заболоченного леса, под которым
по
развито двучленное сочетание первого типа. Наступание болота
на лес приводит к внедрению языков торфяно-глеевых почв и ак¬
тивизации торфонакопления в уже существующих и занятых ими
понижениях.
Таким образом, в сочетании второго типа сразу принимает
участие важнейший фактор дифференциации почвенного по¬
крова— современное заболачивание. Форма, размеры и пло¬
щади контуров значительно изменены по сравнению с характер¬
ными для первого типа. Соподчинение компонентов сразу скла¬
дывается по типу обратной зависимости. Эволюция протекает
быстро; она характеризуется активным влиянием торфяно-глее-
вого почвообразования на торфянисто-подзолистое элювиально-
глеевое и расширением контуров первых почв за счет вторых.
Третья почвенная комбинация, состоящая из компонентов од¬
ной группы — торфяно-глеевых почв, приурочена к перифериче¬
ским частям болотных массивов. Этот комплекс с генетической
точки зрения может возникнуть двумя путями.
Периферические части болотных массивов могут быть пер¬
вичными ландшафтами, т. е. представлять окраинные, наиболее
мелкие части заторфовывающихся водоемов (коренных болот).
Но чаще они имеют суходольное происхождение — образуются
в результате наступания болота на окружающий его лес, в той
или иной степени заболоченный. Происхождение периферических
частей болотных массивов обусловливает важные для формиро¬
вания торфяно-глеевых почв характер минерального субстрата
и характер начальных стадий почвообразования.
Если эти части болотных массивов являются первичным ланд¬
шафтом, то минеральный субстрат *— это оглеенная порода, не
испытавшая почвообразования, а при их суходольном происхож¬
дении— это минеральный профиль глеевой кислой или подзоли¬
стой А1 — Ре-гумусовой почвы в той или иной степени выщело¬
ченной или оподзоленной. Что касается характера начальных
стадий торфонакопления, то в первом случае, когда оно начина¬
ется при значительном обводнении, в нижней части торфяной
толщи формируется эвтрофно-мезотрофный торф, затем сменя¬
ющийся верховым (сфагновым). Во втором случае это также
возможно, так как наступание болота на суходол иногда сопро¬
вождается значительным подтоплением периферии болота. Но
в этих условиях наблюдающаяся на первых этапах заболачи¬
вания мезотрофная стадия быстро сменяется верховой. Наибо¬
лее же часто при суходольном заболачивании происходит не¬
посредственная смена лесной подстилки верховым сфагновым
торфом.
Следует подчеркнуть, что верховая стадия торфонакопления
протекает независимо от характера подстилающего минераль¬
ного субстрата. В то же время торфяная залежь оказывает значи¬
тельное влияние на свойства этого субстрата. На стадию разви¬
тия торфонакопления в торфяно-глеевых почвах влияет также
111
характер рельефа. На вогнутых элементах рельефа (вернее, мик¬
рорельефа) торфонакопление начинается раньше и мощность
торфяного горизонта обычно больше, чем на выпуклых элемен¬
тах. (Имеется в виду рельеф как минерального дна краевой ча¬
сти болотного массива, так и окружающей болото суходольной
территории, на которую оно надвигается).
Таким образом, характер рассматриваемого двучленного гид*
роморфного комплекса — торфянисто-глеевых и торфяно-глеевых
почв — определяется следующими факторами: происхождением
данного ландшафта и почв, рельефом подстилающего минераль¬
ного субстрата и биогенными причинами — скоростью и стади¬
ей развития торфонакоплеиия (которые зависят от двух первых
факторов).
Эти три фактора определяют развитие того или иного ком¬
понента почвенного покрова (торфянисто- или торфяно-глеевых
почв), а также величину и форму их контуров. В процессе разви¬
тия торфонакоплеиия роль первых двух факторов постепенно
сходит на нет, в то время как биогенный фактор становится ос¬
новной причиной, определяющей дифференциацию почв внутри
рассматриваемого гидроморфного комплекса.
Из сказанного выше следует, что двучленные гидроморфные
комплексы, несмотря на одинаковый состав компонентов, разде¬
ляются на несколько типов, во-первых, по происхождению, что
определяет характер их минерального субстрата, во-вторых, по
степени влияния биогенного фактора на дифференциацию поч¬
венного покрова. Сочетания с преобладанием торфяно-глеевых
почв в этом отношении значительно отличаются от сочетаний с
преобладанием торфянисто-глеевых почв.
Внутренняя эволюция рассматриваемого двучленного комп¬
лекса связана с нарастанием торфонакоплеиия в обоих компо¬
нентах и с постепенной сменой контуров торфянисто-глеевых
почв контурами торфяно-глеевых и с заменой последних торфя¬
никами.
Рассмотрение факторов дифференциации почвенного покро¬
ва плоского суглинистого водораздела и закономерностей распре¬
деления почв на его поверхности позволяет сделать следующие
выводы.
1. Степень дренированности той или иной части водораз¬
дела обусловливает развитие соответствующих комбинаций
(структур) почвенного покрова. По мере ухудшения условий
дренированности выделяются три основные группы таких струк¬
тур.
2. Дифференциация почв внутри этих структур определяется
двумя основными факторами — условиями рельефа и развитием
процесса современного заболачивания. Проявление последнего
связано с наличием в каждом почвенном сочетании компо¬
нента, характеризующегося активным современным торфонакоп-
лением.
112
3. Наличие процесса современного заболачивания определяет
важнейший признак всех почвенных комбинаций и почвенного по¬
крова в целом — динамическое состояние почвенного покрова,
неустойчивость почвенных структур и их компонентов, их внут¬
реннюю эволюцию в сторону нарастания гидроморфизма. Это
позволяет рассматривать в едином эволюционном ряду не толь¬
ко разные компоненты в пределах одних и тех же комбинаций,
но и все три основные группы почвенных структур, сменяющие
одна другую в пространстве и во времени по мере увеличения
гидроморфизма. Динамическое состояние почвенных структур
обусловливает необходимость генетического разделения каждой
из них на.два типа (с нормальным и обратным соподчинением),
в зависимости от стадии эволюции, связанной с проявлением про¬
цесса современного заболачивания.
4. При переходе от менее гидроморфных почвенных структур
к более гидроморфным наблюдается уменьшение числа компо¬
нентов, снижение степени их контрастности, увеличение площа¬
дей контуров с одновременным уменьшением их расчлененности,
более постепенный характер изменения границ между ними. Это
соответствует данным, приводимым в литературе (Фрид-
ланд, 1967).
5. В целом в почвенном покрове плоского суглинистого водо¬
раздела преобладают полугидроморфные (автономные и гене¬
тически подчиненные) и гидроморфные (генетически подчинен¬
ные) почвы; участие автономных (плакорных) подзолистых элю-
виально-глееватых почв очень незначительно. Плоские суглини¬
стые водоразделы, подобные описанному, широко распростране¬
ны в Сосьвинском Приобье — преимущественно на левом бере¬
гу Северной Сосьвы выше устья Ляпина и в ее нижнем течении
на массивах суглинистых пород, а также меньшими площадями и
в других районах.
Формирование почвенного покрова на суглинистых водораз¬
делах, имеющих более расчлененный рельеф, несколько отлича¬
ется от описанного выше случая (см. рис. 7,11). Набор компо¬
нентов 'остается в общем тем же, но их распределение изменяет¬
ся. В рельефе таких водоразделов выделяются хорошо выражен¬
ные увалы с плоскими вершинами и склонами и более низкие
по уровню плоские поверхности. На вершинах увалов формиру¬
ются торфянисто-подзолисто-элювиально-глеевые (полугидро¬
морфные) и торфянисто- и торфяно-глеевые (по понижениям
рельефа) почвы. Склоны увалов, как наиболее дренированный
элемент рельефа, имеют почвенный покров, представленный
подзолистыми элювиально-глееватыми, торфянисто-подзолисто-
элювиально-глеевыми (по выположенным участкам) и торфяни-
сто-глеевыми (по вогнутым участкам склонов) почвами. Низкие
плоские поверхности заняты сочетаниями торфянисто-подзолисто-
элювиально-глеевых и торфянисто-глеевых почв (последние раз¬
виты по понижениям рельефа). Если расчлененность рельефа
3 Н. А. Караваева
113
увеличивается и имеется ряд хорошо выраженных увалов, разде¬
ленных узкими речными долинами (северная часть возвышен¬
ности ЛюлишВор), то по северным склонам увалов на отдель¬
ных локальных участках возможно формирование элювиально-
глееватых почв с многолетней мерзлотой.
Возникновение и существование многолетней мерзлоты в по¬
добных местообитаниях, по-видимому, связано с их северной
экспозицией в сравнительно узких долинах, с худшим прогре¬
ванием, долгим залеживанием снега и специфической расти¬
тельной ассоциацией — темнохвойным затененным лесом, обу¬
словливающим еще большую суровость микроклимата. Площа¬
ди распространения таких почв крайне малы, и они встречаются
редко, но факт появления их очень важен для выяснения сущно¬
сти почвенно-географических закономерностей, связанных с мер¬
злотой.
ТЯЖЕЛОСУГЛИНИСТО-ГЛИНИСТЫЕ ВОДОРАЗДЕЛЫ
Водоразделы, сложенные тяжелыми породами, имеют плоский
рельеф. Общие условия дренированности на них резко ухудша¬
ются в связи со слабой водопроницаемостью почвообразующих
пород. Следует отметить, что выделение суглинистых и тяжело-
суглинисто-глинистых водоразделов в две разные группы явля¬
ется до некоторой степени условным, так как характер почво¬
образования и почвенного покрова определяется степенью* дре¬
нированности территории, которая зависит от механического
состава пород и расчлененности рельефа. Поэтому естественно,
что при наиболее плоском рельефе суглинистые водоразделы
приближаются по условиям дренированности к тяжелосуглини-
сто-глинистым, в то время как расчлененные водоразделы, сло¬
женные тяжелыми породами, по характеру почвообразования
и почвенного покрова могут мало отличаться от суглинистых
дренированных водоразделов.
В связи с этим рассматриваемые средние условия рельефа
тяжелосуглинисто-глинистого водораздела следует понимать
как случай, определяющий изменения характера почвообразо¬
вания и почвенного покрова, происходящие при дальнейшем
ухудшении дренированности водораздела по сравнению с усло¬
виями, возникающими на суглинистом водоразделе со средней
расчлененностью рельефа.
Плоский тяжелосуглинисто-глинистый водораздел обычно
заболочен значительно сильнее. Болотные массивы распростра¬
нены по всей его поверхности и резко преобладают по площади.
В них вкраплены пятнами небольшие суходольные участки, при¬
уроченные к наиболее повышенным частям водораздела. Забо¬
лоченные участки распространены в местообитаниях, перехрд-
ных от суходолов к болотам. Вследствие преобладающего гид-
ооморфизма даже суходольные участки оказываются на таких
114
водоразделах в условиях резко затрудненного дренажа, что про¬
является в свойствах почв и структуре почвенного покрова
(см. рис. 7, ///).
Почвенный покров тяжелосуглинисто-глинистых плоских во¬
доразделов (и суглинистых водоразделов с крайне затруднен¬
ным дренажем) состоит из четырех компонентов: элювиально-
глееватых кислых, торфянисто-элювиально-глеевых и торфя¬
нисто и торфяно-глеевых почв. Основные площади занимают
торфянисто- и торфяно-глеевые почвы. В зависимости от степени
дренированности разных частей водораздела, главным образом
в связи со степенью удаленности от реки, формируются три
группы почвенных комбинаций.
Наиболее повышенные и приречные участки характеризуют¬
ся почвенным сочетанием с участием всех четырех компонентов.
Они распределяются в соответствии с условиями рельефа. По¬
вышенные местообитания заняты элювиально-глееватыми поч¬
вами, пониженные и обширные вьгположенные участки —
торфянисто-элювиально-глеевыми, небольшие понижения релье¬
фа — торфянисто- и торфяно-глеевыми. Переходные участки от
суходолов к болотам занимают сочетания торфянисто-элювиаль-
ио-глеевых (полугидроморфных) и торфянисто- и торфяно-гле¬
евых почв.
Различие между почвенным покровом водоразделов, сложен¬
ных тяжелыми породами, и плоских суглинистых водоразделов
заключается в составе компонентов — замене подзолистых элю-
виально-глееватых почв элювиально-глееватыми и торфянисто¬
подзолистых элювиально-глеевых торфянисто-элювиально-гле¬
евыми. В остальном строение почвенных комбинаций, их
эволюция и другие особенности аналогичны уже описанным для
плоского суглинистого водораздела, и поэтому мы не будем на
них останавливаться. Отметим только, что общий характер поч¬
венного покрова отличается увеличением роли гидроморфного
компонента на всей площади тяжелосуглинисто-глинистого
водораздела, включая и автономные положения рельефа.
Участки вдоразделов с подобным почвенным покровом наи¬
более распространены к северу от среднего течения Северной
Сосьвы — на Верхне-Вольинских увалах, небольшими площадя¬
ми в районе Черных гор и в некоторых других районах.
СУПЕСЧАНО-ПЕСЧАНЫЕ ВОДОРАЗДЕЛЫ
На легких породах переувлажнение и оглеение возникают толь¬
ко в связи с появлением факторов, затрудняющих дренаж,—
близкой к поверхности слоистости почвообразующих пород,
неглубокого залегания горизонта почвенно-грунтовых вод
(этот фактор часто связан с первым), в связи с близостью бо¬
лотного массива и обводнением расположенных рядом участков
супесчано-песчаных почв. Такие условия очень характерны
8*
115
I
Рис. 8. Схема распределения почв на плоском (/) и относительно дренирован¬
ном (//) супесчанснпесчаных водоразделах
Пиж — подзолистые А1 — Бе-гумусовые почвы; Пигж — подзолистые А1 — Бе-гумусовые
грунтово-глеератые почвы; Пигб — подзолистые А1—Ре-гумусовые грунтово-глеевые почвы;
Б1 — торфянисто-глеевые почвы; Б2 — торфяио-глеевые почвы и маломощные растущие
торфяники; Б — любой из компонентов, обозначенных индексами Б| и Б2; вертикальные
линии — граница между однородными контурами, сочетаниями и комплексами почв
для западносибирской тайги и обусловливают преимущественное
распространение даже на легких пород подзолистых А1 — Ре-
гумусовых грунтово-глеевых и торфяно-глеевых супесчано-пес¬
чаных почв. ^
Расчлененный рельеф в значительной мере снижает воздей¬
ствие факторов, вызывающих грунтовое переувлажнение
почв, развитых на легких породах. Поэтому по формированию
почвенного покрова можно выделить два типа рельефа супес¬
чано-песчаных водоразделов — плоский и расчлененный. В Сось-
винском Приобье преобладают плоские супесчано-шесчаные
водоразделы с неглубоким залеганием почвенно-грунтовых вод.
На наиболее возвышенной их части формируются подзолистые
А1 — Ре-гумусовые грунтово-глееватые почвы с глубиной поч¬
венно-грунтовых вод 1,5—2,5 ж. Среди них по микропонижениям
пятнами развиты подзолистые А1—Ре-гумусовые грунтово-гле¬
евые и торфянисто- и торфяно-глеевые почвы. Следовательно,
даже на наиболее возвышенной части плоского водораздела поч¬
венный покров представлен трех- или четырехчленным сочета¬
нием, в котором преобладают грунтово-полугидроморфные и
грунтово-гидроморфные почвы (рис. 8, /).
Далее в глубь водораздела, при приближении к болотному
массиву, уровень почвенно-грунтовых вод располагается еще
ближе к поверхности — на глубине 1 —1,5 ж и меньше. Здесь
формируется двухчленное сочетание — подзолистые А1 — Ре-
гумусовые грунтово-глеевые почвы с контурами торфянисто- и
торфяно-глеевых почв. Краевая часть болотного массива обычно
представляет сосновый кустарничково-сфагновый рям с плоским
рельефом и торфянисто- и торфяно-глеевыми почвами.
116
Рассмотрим внутреннее строение этих трех основных ком¬
бинаций почв.
Первое сочетание, состоящее из трех или четырех компонен¬
тов, приурочено к наиболее повышенным и хорошо дренирован¬
ным частям водоразделов. Оно развивается в условиях неглубо¬
кого залегания почвенно-грунтовых вод. Его внутренняя диффе¬
ренциация обеспечивается условиями рельефа, которые опреде¬
ляют глубину залегания почвенно-грунтовых вод на каждом
данном участке и формирование того или иного компонента,
входящего в состав сочетания. Абсолютно независимых компо¬
нентов в этом сочетании нет, так как все они развиваются под
влиянием почвенно-грунтовых вод, через которые осуществляют¬
ся геохимические связи между всеми компонентами. Однако
местоположение в рельефе и степень влияния почвенно-грунто¬
вых вод на почвообразование определяют соответствующий ряд
соподчинения компонентов в этом сочетании: подзолистые
А1 — Ее-гумусовые грунтово-глееватые — подзолистые А1 — Ее-
гумусовые грунтово-глеевые — торфяно-глеевые. Подобное со¬
подчинение почв описываемого сочетания можно считать нор¬
мальным. Но в условиях ухудшающегося дренирования таеж¬
ных водоразделов, роста торфяников, поднимающих уровень
почвенно-грунтовых вод по периферии, а также благодаря за-
торфовываиию понижений уровень почвенно-грунтовых вод на
супесчано-песчаных водоразделах имеет тенденцию постепенно
подниматься к дневной поверхности. Благодаря этому описывае¬
мое почвенное сочетание находится в состоянии эволюции, иног¬
да протекающей довольно быстро и заключающейся в нараста¬
нии гидроморфизма всех компонентов сочетания.
В связи с этим на определенном этапе эволюции возникает
заметное влияние наиболее гидроморфных компонентов — тор-
фяно-глеевых и подзолистых А1—Ее-гумусовых грунтово-гле-
евых почв на наименее гидроморфный компонент — подзолистые
А1—Ее-гумусовые грунтово-глееватые почвы. Это влияние про¬
является в постепенных изменениях минерального профиля наи¬
менее гидроморфного компонента, подготавливающих субстрат
для смены лесной подстилки сфагновым торфом. Иначе говоря,
поднимающийся уровень почвенно-грунтовых вод и обратное
влияние (обратная зависимость) компонентов в почвенном со¬
четании способствуют постепенному развитию менее гидроморф¬
ных почв в более гидроморфные в соответствии с тем рядом
их соподчинения, который приводился выше. Следовательно, на
этом этапе появляется новый фактор дифференциации почвенного
покрова — современное заболачивание. Таким образом, эта
группа сочетаний в зависимости от стадии эволюции делится
на два типа — с нормальным и обратным соподчинением ком¬
понентов.
В целом это сочетание по набору компонентов достаточно
контрастно. Оно образовано двумя группами почв и четырьмя
117
подтипами. В сочетаниях с нормальной зависимостью компо¬
нентов очертания и величина почвенных контуров определяются
условиями рельефа; в сочетаниях с обратной зависимостью ком¬
понентов процесс современного заболачивания часто протекает
независимо от условий рельефа. Но, как правило, границы меж¬
ду контурами в этом сочетании очень резкие на всех этапах эво¬
люции. Вообще, для супесчано-песчаных водоразделов очень ха¬
рактерны мелкоконтурность элементарных ареалов и их сильная
изрезанность.
Второе почвенное сочетание, двух- или трехчленное, состоит
из подзолистых А1—Ре-гумусовых грунтово-глеевых (или орт-
зандовых) почв и одного или двух подтипов торфяно-глеевых
почв. Оно приурочено к пониженным обширным участкам с за¬
леганием почвенно-грунтовых вод на уровне 1—1,6 м и выше,
а также к периферическим частям растущих болотных массивов.
В таких местообитаниях это почвенное сочетание большей
частью является результатом эволюции описанного выше трех-
или четырехчленного сочетания, но может формироваться и са¬
мостоятельно. Оно развивается под сильным влиянием почвен¬
но-грунтовых вод и процесса современного заболачивания, поэ¬
тому условия рельефа в дифференциации почвенного покрова
хотя и играют роль, но значительно меньшую, чем в предыду¬
щем, менее гидроморфном сочетании. Число компонентов здесь
уменьшается; они представлены теми же двумя группами,почв,
что и в предыдущем сочетании, но из группы подзолистых
А1 — Ге-гумусовых грунтово-глеевых почв здесь представлен
только один наиболее гидроморфный подтип (или тип ортзандо-
вых почв). Для этого сочетания также характерен эволюцион¬
ный процесс в направлении увеличения гидроморфности. Но при
столь сильном влиянии почвенно-грунтовых вод на почвообра¬
зование в обоих компонентах выделить среди них более или ме¬
нее зависимый не представляется возможным; поэтому нельзя
разделить эту группу сочетаний на два типа в зависимости от
стадии эволюционного процесса.
Описываемое сочетание имеет характерные контуры элемен¬
тарных почвенных ареалов — изрезанные мелкие острова под¬
золистых А1 — Ре-гумусовых грунтово-глеевых почв располага¬
ются на фоне торфяно-глеевых. Границы между контурами про¬
должают оставаться довольно четкими, но не столь резко выра¬
женными, как в менее гидроморфном сочетании.
Третья основная комбинация песчано-супесчаного плоско¬
го водораздела представлена торфянисто- и торфяно-глеевыми
почвами и приурочена к окраинным частям болотных массивов.
Как и в случае суглинистых водоразделов, этот комплекс может
формироваться на мелких участках коренного болота, но чаще
имеет суходольное происхождение и образуется в результате
эволюции предыдущего сочетания. Все закономерности, описан¬
ные для такого же почвенного комплекса на суглинистом водо¬
118
разделе, имеют место и в случае его развития на супесчано-пес¬
чаном водоразделе. Характер минерального субстрата не играет
заметной роли для торфонакопления. Но изменения свойств ми¬
неральной толщи при торфяно-глеевом почвообразовании на
суглинистых и на легких породах различны, что отмечалось
нами при описании торфяно-глеевых почв. В случае суходольного
происхождения этого комплекса в минеральной толще почв от¬
четливо фиксируются подзолистые А1 — Бе-гумусовые реликто¬
вые профили. Это позволяет рассматривать их как достоверный
признак современного заболачивания.
Таким образом, рассмотрение закономерностей формирова¬
ния »почвенного покрова плоского супесчано-песчаного водораз¬
дела позволяет сделать следующие выводы.
1. Почвенный покров состоит из комбинаций, образованных
почвами грунтового увлажнения три спорадическом распрост¬
ранении очень небольшими пятнами автономных подзолистых
А1—Ре-гумусовых почв.
2. Основными факторами, обусловливающими дифференци¬
ацию почвенного покрова, являются глубина залегания поч¬
венно-грунтовых вод, условия рельефа и наличие процесса
современного заболачивания. Последний проявляется в посте¬
пенном поднятии уровня почвенно-грунтовых вод, увеличении
увлажнения почвенной толщи, постепенном заторфовывании.
3. Благодаря процессу современного заболачивания основ¬
ные почвенные комбинации образуют закономерный эволюци¬
онный ряд нарастания грунтового гидроморфизма и сменяют
одна другую в пространстве и во времени. Тот же эволюцион¬
ный ряд образует компоненты внутри каждой структуры.
4. Динамизм почвенного покрова, его эволюция в направле¬
нии прогрессирующего развития гидроморфных компонентов и
комбинаций являются одной из самых характерных черт поч¬
венного покрова; при этом благодаря увеличению грунтового
увлажнения динамизм выражен очень отчетливо и эволюция
протекает со значительно большей скоростью, чем на суглини¬
стых водоразделах.
5. При переходе от менее гидроморфных к более гидроморф-
ным комбинациям почв наблюдается уменьшение числа компо¬
нентов и их контрастности, увеличение площади ареалов более
гидроморфных компонентов за счет площади менее гидроморф¬
ных. При этом характер границ между элементарными почвен¬
ными ареалами остается достаточно четким, а степень их изре¬
занное™ даже возрастает с увеличением гидроморфизма,
несколько снижаясь только при переходе к двучленному комп¬
лексу торфяно-глеевых почв.
На хорошо расчлененных супесчано-песчаных водоразделах
не создается условий грунтового переувлажнения. Поэтому их
почвенный покров заметно отличается от описанного выше. На
вершинах и склонах увалов формируются автономные подзо¬
119
листые А1 — Бе-гумусовые почвы, в понижениях между увала¬
ми — подзолистые А1 — Ре-гумусовые грунтово-глеевые или
торфяно-глеевые (в зависимости от характера понижения).
Почвенный покров представлен внутренне однородными поч¬
венными контурами, а не сочетаниями почв; на вершинах ува¬
лов описанный выше динамизм почвенного покрова в сторону
усиления гидроморфности не наблюдается (см. рис. 8, //).
Расчлененные супесчано-песчаные водоразделы встречаются
в Сосьвинском Приобье редко и локализованы главным образом
в южной части возвышенности Люлин-Вор, где и были нами
описаны. Плоские супесчано-песчаные водоразделы, напротив,
распространены очень широко и преобладают по площади
(междуречье Северной и Малой Сосьвы, большая часть Люлин-
Вора, нижние уровни в среднем течении по правому берегу
Северной Сосьвы, значительная часть бассейна Вогулки и
другие районы).
БОЛОТНЫЕ МАССИВЫ
Болотам Западной Сибири посвящена обширная литература.
Однако Сосьвинское Приобье не подвергалось специальному
обследованию болотоведами и торфоведами и в литературе
не приводится данных, касающихся типологии развитых на этой
территории болот и их детальной характеристики. Средняя тай¬
га Западной Сибири относится к зоне выпуклых олиготроф-
ных болот или к зоне сфагновых болот с наибольшими интен¬
сивностью торфонакопления и запасами торфа (Кац, 1948).
Наиболее характерным типом болот этой зоны считаются сло¬
жившиеся грядово-мочажинные болотные системы, иногда зани¬
мающие огромные площади.
Болотные массивы обычно не являются объектом детального
изучения при почвенно-географических исследованиях и данных
но их почвенному покрову очень мало. Однако, как уже указы¬
валось, в западносибирской тайге болота занимают огромные
площади и быстро растут, оказывая большое влияние на почво¬
образование и почвенный покров окружающих суходольных
территорий. Без их изучения представления о почвах и почвен¬
ном покрове всей этой территории будут неполными и даже не¬
верными. Трудная доступность центральных частей болотных
массивов, часто их непроходимость очень затрудняли нам эти
исследования при пешеходных наземных маршрутах. Поэтому
чаще всего мы изучали краевые части болот и только в отдель¬
ных случаях центральные части. В связи с этим полученный на¬
ми почвенно-географический материал по болотным массивам
Сосьвинского Приобья не претендует на полное освещение это¬
го вопроса. Это лишь первые сведения по почвенному покрову
наиболее распространенных типов болот средней тайги, позво¬
120
ляющие вскрыть некоторые важные почвенно-географические
закономерности изученной территории.
Болота, занимая значительную, иногда преобладающую пло¬
щадь поверхности водораздела, входят как составная часть в
его почвенный покров. Тем не менее они охарактеризованы нами
отдельно от почвенного покрова той части водоразделов, кото¬
рая с поверхности сложена минеральными породами, по сле¬
дующим причинам.
Во-первых, болота являются автономными саморазвиваю-
щимися природными образованиями; их формирование и эво¬
люция происходят по законам; отличающимся от закономерно¬
стей развития на окружающих суходолах. Во-вторых, хотя
между болотами и суходолами существуют геохимические свя¬
зи, осуществляющиеся благодаря поверхностному и грунтово¬
му стоку в болотный массив, и обратные связи — от болота к
суходолу, через почвенно-грунтовые воды, но они затрагивают
в основном краевые зоны болот, в связи с чем мы и описывали
их при характеристике почвенного покрова водоразделов.
В-третьих, в характере болотного массива и его почвенном по¬
крове на каждом данном водоразделе не обнаруживается зави¬
симости от почвенного покрова окружающих его суходольных
территорий. Характер болота в первую очередь определяется
формой и размерами занятой им котловины, его гидрологией,
возрастом, ходом развития торфонакопления и некоторыми дру¬
гими факторами.
Поэтому почвенный покров суходольных территорий, подчи¬
няясь указанным выше закономерностям, сочетается на разных
водоразделах с различным почвенным покровом разных болот¬
ных массивов, что делает неоправданным их совместное
описание. При изучении Сосьвинского Приобья нам удалось вы¬
делить три большие группы болотных массивов, различающихся
по характеру почвенного покрова.
1. Незначительные по площади болота, имеющие ровный
рельеф, осложненный небольшой биогенной бугристостью. Они
обычно заняты сосной, причем к центру болота древесный ярус
разреживается или их центральная часть остается открытой.
Подстилающим минеральным субстратом служат суглинистые
или песчаные породы, не оказывающие существенного влияния
на их почвенный покров (первый тип болот).
2. Большие по площади грядово-мочажинные болота или
болотные системы. Их краевые зоны обычно имеют ровный рель¬
еф и представляют сосновый рям. Далее к центру рельеф при¬
обретает грядово-мочажинный характер. В этой группе болот
гряды сложены песками или суглинками, покрыты заболочен¬
ным лесом с полугидроморфными почвами. Понижения между
грядами слабо обводнены, иногда совсем не обводнены и пред¬
ставлены олиготрофными или мезо-олиготрофными раститель¬
ными группировками; иногда встречается разреженная сосна.
121
1
л
ш
Б+б Б Вм Озеро Вм Б
и4 7.
Рис. 9. Схема почвенного покрова
первого (/), второго (//) и третье¬
го (III) типов болот
1 — торф; 2 — минеральный грунт. Б| —
торфянисто-глеевые почвы; Бг — торфя-
но-глеевые почвы; Б — торфяники расту¬
щие; Б^— торфяники минерализованные;
ПГб — торфянисто-подзолистые элю-
внально-глеевые почвы
КЗ2
Центральная часть таких болот является открытой, почти ров¬
ной, иногда значительно обводненной (второй тип болот).
3. Большие по площади грядово-мочажинные болота, форми¬
рующиеся на мощной залежи, сильно обводненные. В этой груп¬
пе болот гряды, мочажины и даже днища озер сложены торфом.
Гряды обычно покрыты темнохвойными лесными группировками,
мочажины — сосной и березой с разреженным ярусом, иногда
они частично представлены открытыми группировками (третий
тип болот).
Почвенный покров этих групп болот различается не только
набором компонентов, но и их распределением внутри болот¬
ного массива.
Первый тип болот. Болота этого типа распространены
достаточно широко на таежных, умеренно заболоченных водо¬
разделах. Они вкраплены пятнами в контуры тайги и представ¬
ляют, по-видимому, небольшие озерки, превратившиеся в боло¬
та по мере зарастания, или заболоченные понижения. Глубина
их небольшая, характерно постепенное уменьшение ее от цент¬
ра котловины к краям. В качестве примера приведем описа¬
ние болота, расположенного в центральной части плоского пес¬
чаного водораздела, представляющего высокую флювиогля-
циальную поверхность (абсолютная высота 140 м). Место, где
проводилось описание, расположено в южной части возвышен¬
ности Люлин-Вор, по левому берегу р. Лоусия. Центральная
часть болота открыта и незначительно обводнена (несколько
озерков небольшого размера с минеральным дном). Его пери¬
ферическая часть—сосновый пушицево-кустарничково-сфагновый
рям. Как показали исследования почв, краевая зона болота ши¬
риной 35—50 м представляет молодое суходольное болото, обра¬
зовавшееся в результате наступания коренного болота на при¬
легающую суходольную территорию (см. рис. 9, /). Приведем
описание распространенных в этой зоне почв.
Разрез 17. Заложен под разреженным сосновым пушице-
во-сфагновым рямом, в 7 м от границы болота и окружающего
его заболоченного леса.
122
Ао О—32 см. Сфагновый торф, неразложившийся.
А2ь 32—77 см. Светло-коричнево-белесый песок (закрашивающийся гумусом
горизонт А2), мокрый.
Вдл 77—(100 см (дно разреза). Черно-коричневый песок со сцементированны¬
ми отдельностями ортзанда, мокрый.
Почва — торфянисто-глеевая песчаная на реликтовом профи¬
ле подзолистой А1—Ре-гумусовой грунтово-глеевой почвы.
Подобный почвенный профиль уже был описан выше (раз¬
резы 27 и 37). Реликтовость его минеральной толщи и незна¬
чительная мощность торфа указывают, что это молодая болот¬
ная почва, образовавшаяся из таежной почвы, и что перифери¬
ческая часть этого болотного массива представляет заболочен¬
ный суходол. Далее в глубь болотного массива, на расстоянии
35 м, мощность горизонта А0 достигает уже 50 см, а в мине¬
ральной толще все еще вскрывается реликтовый минеральный
профиль. На расстоянии 50 м от края болота сосна почти ис¬
чезает, микрорельеф представлен отдельными или соединен¬
ными между собой биогенными буграми высотой 40—50 см.
Фон напочвенного покрова осоково-сфагновый, на буграх к
мхам добавляется Кассандра, андромеда, клюква, березка, ба¬
гульник.
Почвенный разрез вскрывает уже несколько иную тол¬
щу. Разрез 18а.
А0' 0—60 см. Осоково-сфагновый торф.
Ао" 60—90 см. Торфянисто-перегнойный, мокрый.
О с 90 см. Оглеенная песчаная толща без выраженного подзолистого профиля.
Почва — верховой растущий торфяник на песчаном субстра¬
те. Можно полагать, что это уже окраинная зона коренной час¬
ти болота. Далее к центру болота ландшафт остается тем же,
но мощность торфяной залежи постепенно увеличивается.
Разрез 15.
А0' 0—70 см. Осоково-сфагновый торф.
А0" 70—100 см. Торфянисто-перегнойный.
А0'" 100—140 см. Коричневый, перегнойный.
О со 140 см. Сизый оглеенный песок.
Почва — верховой растущий торфяник на песчаном суб¬
страте.
Таким образом, в первом типе болот почвенный покров не¬
однороден и представлен двумя концентрическими зонами, рас¬
полагающимися вокруг центра болотного массива,— краевой и
переходной.
Краевая зона болота суходольная и довольно однородная по
почвенному покрову. В ней развиты торфянисто-глеевые почвы
с пятнами торфяно-глеевых, в их минеральной толще вскрыва¬
ются реликтовые профили таежных почв. Переходная зона, яв¬
ляющаяся по генезису смешанной, может быть одновременно и
суходольным и коренным болотом. Степень торфонакопления
123
увеличивается. Почвенный покров представлен сочетанием тор-
фяно-глеевых почв и растущих торфяников. Центральная часть
болота представляет коренной верховой растущий торфяник,
мощность которого в разных частях различна.
Почвенный покров подобного болотного массива очень ди¬
намичен в связи с интенсивностью процессов торфонакопления.
Почвы выделенных зон эволюционно связаны между собой.
Краевая зона болота может расширяться и поглощать окружаю¬
щие суходольные территории.
Второй тип болот. Болота второго типа широко рас¬
пространены и представляют развитые болотные системы, обыч¬
но занимающие центральную часть водоразделов. Ландшафт¬
ные смены, наблюдаемые на таком болоте, в общем виде опи¬
саны выше. В качестве примера приведем описание болота Ха-
баян-Янкалма, расположенного на междуречье Тунтлама и Кыр-
•сима, на плоской поверхности низкой озерно-аллювиальной рав¬
нины (абсолютная высота 70 м). Периферическая часть этого
болота представляет собой сосновый (с березой), кассандрово-
осоково-сфагновый рям с ровным рельефом, осложненным не¬
большой биогенной бугристостью.
Изучение показало, что периферическая часть болота моло¬
дая (малая мощность торфонакопления), образовавшаяся путем
заболачивания суходолов. На это указывает последовательная
смена подгоризонтов органогенного горизонта (по составу рас¬
тительных остатков), тогда как в минеральной толще следы
реликтового таежного почвообразования морфологически уже
не выражены. Но в разрезе 28 (см. стр. 61), расположенном, по
краю заболоченного леса, окружающего это болото, процесс про¬
грессивного заболачивания в профиле ясно выражен, при этом
дифференциация на элювиальный и иллювиальный горизонты в
минеральной толще еще отчетливо видна.
По направлению к центру болота его периферическая зона
сменяется обширной по площади зоной грядово-мочажинного
рельефа. Длина гряд небольшая — 50—100 м и меньше, пре¬
вышение их над мочажинами от 1,5—2 до 7—10 м. Часто одна
гряда служит продолжением другой и разделяется небольши¬
ми понижениями явно вторичного происхождения (возможно,
термокарстового). Гряды сложены минеральной породой, на
данном болоте — суглинком. По площади они значительно
уступают разделяющим их пониженным участкам. Последние
очень слабо обводнены и к ним плохо применим термин «мо¬
чажины». Эти пониженные участки заняты сосновым кустар-
ничково-пушицево-сфагновым рямом, на отдельных участках
сосна совсем выпадает.
Разрез 2 3. Пониженный ровный участок грядово-мочажин¬
ного болота. Разреженный сосновый, кустарничково-пушицево-
сфагновый рям. Сложенные органогенным материалом бугры,,
сливающиеся друг с другом, достигают высоты 0,5—0,7 м.
124
На буграх — березка, багульник, Кассандра, клюква, андро-
меда.
А01 0—55 см. Неразложившийся, сфагновый, сырой.
А02 55—145 см. Темно-коричневый, хорошо разложившийся сфагновый торф,
почти перегнойный, с кусочками бересты, волокнами пушицы, мокрый.
А03 145—160 см. Рыжевато-коричневый сфагновый торф, разложен хуже ле¬
жащего выше, мокрый.
А05 215—225 см. Перегнойный, коричневый, без растительных остатков.
О С 225 см. Сизый суглинок.
Почва — верховой растущий мощный торфяник на суглини¬
стом минеральном субстрате.
Разрез 25 (описан 11 августа). Там же. Отдельно стоя¬
щая гряда 50x50 м, относительное превышение над понижен¬
ным участком 6—7 м. Склоны пологие. На вершине гряды ста¬
рый разреженный угнетенный кедровый лес с елью и березой.
Напочвенный покров багульниково-лишайниково-зеленомошный.
Сильное локальное разрастание сфагновых мхов. Из кустар¬
ничков распространены Кассандра и морошка, встречаются осоки.
А0 0—20 см. Темно-коричнево-бурый, торфянистый, влажный, плотно перепле¬
тен корнями; переход ясный.
А0В§ 20—33 см. Черно-темно-серый, перегнойный, со значительной примесыо
минерального мелкозема, сильновлажный, местами сохранилась мерзлот¬
ная плитчатость, много корней; переход резкий.
33—73 см. Сизовато-бурый суглинок с отдельными ржавыми разводами,
выражена мерзлотная плитчатость, сильнозлажный, немного тонких кор¬
ней; переход постепенный.
О 73—125 см Вязкий сизо-ржаЕый слаботиксотропный суглинок.
Ом 125—150 см (дно разреза). Толща сплошного льда в виде крупных кри¬
сталлов с незначительным включением оглеенного суглинка.
Почва — торфянисто-элювиально-глеевая мерзлотная суглини¬
стая.
У подножия гряды почвенный разрез вскрыл 80-сантиметро¬
вый слой верхового торфа, ниже сменяющийся оглеенным су¬
глинком (верховой растущий торфяник). Происхождение этого
рельефа неясно. Возможно, это унаследованный пойменный
рельеф, в обводненных понижениях которого со временем сфор¬
мировались торфяники и в результате их постепенного рас¬
пространения незаболоченными остались только наиболее вы¬
сокие элементы рельефа, представляющие современные гряды.
Мерзлота на грядах могла возникнуть как вторичное явление,
связанное с более суровым термическим режимом в пределах
болотного ландшафта по сравнению с режимом суходолов, в
летнее время и с меньшей мощностью на них снежного покрова,
сдуваемого с этих сильновыпуклых и небольших по площади
элементов рельефа.
В настоящее время мерзлота способствует развитию интен¬
сивного термокарста на склонах и краевых частях гряд. Склоны
оползают и обваливаются, местами формируются замкнутые и
незамкнутые термокарстовые западины небольших размеров,
125
обычно обводненные. Как указывалось выше, именно термокарст,
по-видимому, явился причиной разобщения многих гряд на не¬
сколько раздельных частей, явно продолжающих одна другую
по своему простиранию. Термокарст способствует постепенному
уменьшению ширины и высоты гряд и в конечном счете ниве¬
лированию различия относительных высот. На этом же болоте
мы наблюдали узкие гряды, всего на 1,5 м возвышающиеся
над мочажинами. Можно полагать, что это конечные стадии раз¬
вития термокарста на грядах. Далее к центру болота рельеф
становится плоским, сильно возрастает обводненность, разрезы
вскрывают толщи верховых растущих торфяников мощностью
2,5—3,5 м (см. рис. 9, //).
Таким образом, во втором типе болот почвенный покров
также неоднородный и также представлен концентрическими
зонами. Краевая зона ровная, молодая и, по-видимому, являет¬
ся суходольной частью болота; здесь развиты торфяно-(и тор¬
фянисто)-глеевые почвы. Переходная зона с грядово-мочажин-
ным (минеральным) рельефом отличается контрастностью ком¬
понентов почвенного покрова, их оригинальным и динамичным
сочетанием. Почвенный покров состоит из двух или трех компо¬
нентов: верховых растущих мощных торфяников (пониженные
ровные участки болота — мочажины), верховых растущих ма¬
ломощных торфяников (более «мелкие» части болота, вблизи
гряд),торфянисто-элювиально-глеевых мерзлотных почв (гряды).
Возможно участие торфяно-глеевых почв, что зависит от рель¬
ефа дна болота. Почвенный покров этой части болота, так же
как и предыдущей, динамичен. Торфяники и торфяно-глеевые
почвы испытывают постоянную эволюцию в связи с нарастанием
торфа; гряды деградируют по краям, их почвы механически раз¬
рушаются, на их месте формируются торфяно-глеевые почвы
(отметим, что в понижениях — мочажинах — мерзлота нигде не
была встречена до глубины 3—4 м). Центральная часть болота
занята достаточно однородным контуром мощных верховых рас¬
тущих торфяников.
В связи с вопросом о характере и динамике мерзлоты в гря-
дово-мочажинных болотах (с минеральным рельефом) пред¬
ставляет интерес привести пример другого болота с несколько
иным характером рельефа, описанного на левобережье Вогулки,
в 3 кмф к востоку от пос. Тутлейм. Это болото располагается на
поверхности низкой озерно-аллювиальной равнины (абсолютная
высота около 40 м). По почвенному покрову оно делится на те
же три зоны, что и описанное выше. Для зоны грядово-мочажин-
ного рельефа характерно большое количество гряд (сложенных
минеральной толщей), по площади почти не уступающих пони¬
жениям — мочажинам. Относительная высота гряд около 6—
10 м, ширина 20—50 м, протяженность может быть очень зна¬
чительной. На некоторых наиболее обширных грядах сохранил¬
ся плакорный ландшафт елово-кедрового леса с подлеском из
126
ольхи и шиповника и бруснично-зеленомошным напочвенным по¬
кровом. Почвенный разрез вскрывает элювиально-глееватую
мерзлотную суглинистую почву.
Разрез 50 (описан 27 августа).
А0 0—7 см. Темно-бурая рыхлая подстилка с большим содержанием хвои,
увлажненная; переход ясный.
7—16 см. Светло-бурый суглинок с бледными сизоватыми и рыжеватыми
пятнами, осветленность окраски, возможно, говорит об оподзоленности,
увлажненный, много корней; переход ясный.
В^г 16—57 см. Бледные сизые и ржавые разводы, суглинок, влажный, корней
немного; переход ясный.
В^з 57—100 см. Тот же суглинок, почти сырой.
См1 100—165 см. Оглеенный суглинок с сизыми и ржавыми пятнами, мерзлый,
лед в виде крупных кристаллов.
См2 165—190 см. Тот же суглинок, льда около 30% от объема горизонта,
¿мз 190—245 см. Сизый суглинок, оглеенный сильнее лежащего выше, льди-
стость возросла до 70—90%, лед в виде скоплений крупных чистых кри¬
сталлов и линз.
йм4 245—300 см (дно разреза). Сизо-голубой суглинок, льдистосТь до глуби¬
ны 265 см около 50%, книзу она вновь возрастает до 70—80%; лед рас¬
полагается крупными линзами мощностью по вертикали 10—45 см, со¬
стоящими из рыхло расположенных кристаллов льда; суглинок визуаль¬
но содержит очень мелкие редкие кристаллы льда или их нет.
Мощность вскрытой мерзлой толщи указывает, что это мно¬
голетняя мерзлота.
Интересно, что на большей части гряд не развит подобный
ландшафт и почвы значительно сильнее заболочены, чем опи¬
санная выше. Растительность представлена усыхающим, боль¬
шей частью горелым кедрово-еловым лесом, под полог которого
внедряется низкорослая сосна. Развит мощный ярус кустарнич¬
ков (багульник, брусника) по зеленомошно-сфагновому напоч¬
венному покрову. Разрез вскрывает на таких грядах совсем иной
почвенный профиль.
Разрез 52 (описан 27 августа).
А0' 0—20 см. Зеленомошно-сфагновый торф.
ко'" 20—29 см. Зеленомошный темпо-бурый торф, горелый.
29—45 см. Коричневый суглинок, пропитанный иллювиальным гумусом,
мокрый.
й 45—51 см. Сизый мокрый суглинок.
Ом с 51 см. Тот же суглинок, мерзлый.
Почва — торфянисто-глеевая мерзлотная.
Из этого описания видно, что засфагновыванию гряды способ¬
ствовал пожар, происшедший в елово-кедровом зеленомошном
лесу. Заболачивание способствовало распространению сосны и
поднятию уровня мерзлоты на 50 см. В настоящее время на боль¬
шей части гряд глубина залегания мерзлоты в конце авгус¬
та была зафиксирована на глубине около 50 см.
Как далеко к югу распространена мерзлота на болотных
грядах в Сосьвинском Приобье, сказать трудно. Исследованное
нами грядово-мочажинное болото близ устья Тапсуя показы¬
вает, что на этой широте даже на грядах, сложенных целиком
127
торфом, развита лишь длительно сезонная мерзлота (на глубине
30—60 см от поверхности), а ниже слой торфа немерзлотный.
Можно полагать, что грядово-мочажинные болота с многолетней
мерзлотой на грядах приурочены к северной части Сосьвинского
Приобья — к территории к северу от долины Северной Сосьвы —
и являются уже закономерным компонентом природного ланд¬
шафта в долине Вогулка. Это можно связать с общим ухудше¬
нием термического режима в северной части среднетаежной
подзоны.
Третий тип болот. Эти болота распространены более
локально. Они представляют зрелые болотные, сильно обвод¬
ненные системы. Все элементы рельефа этих болот сложены
торфом, их дифференциация связана с развитием самого бо¬
лотного массива (см. рис. 9, III).
Описание почвенного покрова такого болота мы проведем
на примере торфяника, расположенного на левом берегу Север¬
ной Сосьвы, в ее среднем течении, вокруг торфяного озера По-
талина-Тур, вблизи пос. Харсим-Лауль. Это ровная поверхность
первой или второй террасы Северной Сосьвы (абсолютная вы¬
сота 20 ж). Гряды болота занимают небольшие площади и имеют
незначительную относительную высоту (2—4 ж). Они распола¬
гаются на фоне ровных пониженных участков, занятых разре¬
женным сосновым кустарничково-.сфагновым рямом.
Разрез 32 (описан 14 августа) заложен на гряде. Высоко¬
ствольный кедровый лес почти без мохового покрова, брусника,
морошка.
А01 0—Г см. Сухая мертвопокровная подстилка.
А02 1—17 см. Темно-бурая лесная подстилка, корешковатая, влажная, рыхлая.
А03 17—30 см. Сильноминерализованный торф, по-видимому, верховой, темно¬
бурый, влажный.
А04м 30—60 см. Тот же минерализованный торф, мерзлый.
Ао5м С 60 см. Плохо разложившийся мерзлый сфагновый торф.
Почва — верховой торфяник, минерализованный, мерзлотный.
На окружающем гряду сосновом ряме почвенный разрез
вскрыл толщу верхового торфяника мощностью в разных ее
частях от 2 до 2,5 ж. Очень интересным оказался разрез, зало¬
женный на граничащей с грядой краевой полосе соснового леса
с отдельными березами и кедрами и кустарничково-сфагновым
покровом.
Разрез 33 (описан 14 августа).
Ао1 0—40 см. Сфагновый плохо разложившийся торф.
А02 40—61 см. Минерализованный верховой торф, аналогичный торфу па
гряде.
А03 61—190 см. Плохо разложившийся сфагновый торф.
А04 190—240 см. Хорошо разложившийся сфагновый торф.
А0й с 240 см. Перегнойно-минеральный коричнево-сизый суглинок с отдель¬
ными включениями хорошо разложившегося сфагнового торфа.
128
Почва — верховой растущий, мощный торфяник.
Этот разрез свидетельствует о динамике рельефа и мерзлоты
на данном болоте и о связанной с ними динамике почвенного по¬
крова. Наличие на ряме слоя минерализованного верхового
торфа вблизи поверхности указывает, что гряда занимала рань:
ше большую площадь. Затем ее краевые части были разрушены
термокарстом в связи с соседством мочажинного немерзлотного
торфяника под сосновым рямом. Часть гряды в результате про-
таивания мерзлоты просела, слилась с массивом немерзлотного
соснового ряма и существует уже давно, о чем свидетельствует
верхний 40-сантиметровый слой сфагнового торфа.
В связи с этим мерзлота выглядит как вторичное эфемерное
явление. Она возникает вследствие дифференциации рельефа
иа гряды и мочажины, а в последующем в значительной мере
способствует уничтожению гряд, так как является причиной воз¬
никновения термокарста. Поскольку дифференциация рельефа
зрелых болотных систем — постоянный процесс, то и обратный
процесс — их нивелировка — происходит постоянно. Но в Сось-
винском Приобье эти процессы, кроме того, сопровождаются
возникновением и уничтожением многолетней мерзлоты.
Периферические части таких болотных массивов представля¬
ют, как обычно, суходольные болота с небольшим торфоиакопле-
нием и торфяно- и торфянисто-глеевыми почвами.
Таким образом, в третьем типе болот также можно выделить
зоны, различающиеся по почвенному покрову. В отличие от пре¬
дыдущих случаев они не имеют концентрической формы, а пред¬
ставляют произвольно разные части болота.
Периферическая часть болот суходольная; здесь развивают¬
ся торфяно- и торфянисто-глеевые почвы. Она имеет концентри¬
ческую форму. Ровная часть болота — мощный верховой расту¬
щий торфяник. Грядово-мочажинная часть болота представляет
динамичное сочетание почв: верховых минерализованных мерз¬
лотных торфяников на грядах и верховых растущих мощных
немерзлотных торфяников в мочажинах.
В каждой из выделенных зон наблюдается динамизм поч¬
венного покрова. В периферической части он связан с нараста¬
нием торфа и наступанием болота на окружающие суходолы, в
выровненной — также с нарастанием торфа, в грядово-мочажин-
ной — с постоянной сменой гряд и мочажин и компонентов их
почвенного покрова.
Рассмотренные закономерности формирования почвенного
покрова болотных массивов позволяют сделать ряд выводов.
1. Почвенный покров болотных массивов представлен комп¬
лексами и сочетаниями почв. Комплексы формируются на от¬
носительно ровных участках болота. Дифференциация почвен¬
ного покрова внутри комплексов обусловлена развитием
торфонакопления, являющегося частью более общего про¬
цесса — современного заболачивания. В состав комплекса
9 Н. А. Караваева
129
входят представители органогенных кислых и торфяко-глеевых
групп почв.
Сочетания развиты на участках болота с достаточно четко
выраженным грядовым или бугристым рельефом. Дифференци¬
ация почвенного покрова внутри сочетаний обусловлена рель¬
ефом и процессом торфонакопления. При возникновении мерз¬
лоты на грядах и буграх начинает оказывать влияние третий
фактор дифференциации — процессы термокарста. На участках,
сложенных с поверхности органогенным материалом, в состав
сочетаний входят органогенные кислые почвы (растущие и ми¬
нерализованные торфяники). На участках, сложенных с поверх¬
ности минеральными толщами, компонентами сочетаний явля¬
ются органогенные кислые почвы, торфяно-глеевые почвы, а
также представители минеральных групп почв — глеевых кис¬
лых и подзолистых А1 — Ие-гумусовых грунтово-глеевых почв.
2. Формирование почвенного покрова болотных массивов
происходит вне зависимости от почвенного покрова окружаю¬
щих суходольных территорий, т. е. совершается автономно.
3. Почвенный покров болотных массивов находится в состоя¬
нии постоянной эволюции, совершающейся на различных участ¬
ках болота в разном направлении. Разные зоны болота с различ¬
ными сочетаниями и комплексами почв эволюционно связаны
между собой.
ПОЙМЕННЫЕ ТЕРРИТОРИИ
Для пойменных территорий характерно регулярное отложение
твердого материала и заливание их полыми водами. Механичес¬
кий состав пойменных отложений и степень дренированное™
отдельных участков поймы определяют характер почвообразо¬
вания и почвенного покрова пойменных территорий. Как и на
водоразделах, в почвах пойм Сосьвииского Приобья преоблада¬
ют процессы оглееиия и торфонакопления. На плоских обширных
пойменных участках широко распространены болота эвтрофно-
мезотрофного типа, сильно обводненные и с разной мощностью
торфяной залежи. На более дренированных участках развиты
в разной степени оглеенные и заторфованные пойменные почвы,
а на наиболее дренированных высоких уровнях — пойменные поч¬
вы с признаками дифференциации минеральной толщи.
На участках низкой поймы формируются примитивные пой-
менныеч почвы, в которых преобладает процесс аллювиального
привноса твердого материала. Из почвенных горизонтов в них
развит только слабозадернованиый верхний горизонт. Вся
остальная часть профиля представляет слоистый аллювий, сла¬
бо затронутый процессами почвообразования. В зависимости от
механического состава аллювиальной толщи в ней в разной
степени проявляются процессы оглеения. В качестве примера
приведем описание песчаной почвы низкой поймы.
130
Разрез 11. Низкая пойма в 0,5 км к северу от пос. Ма-
леевские. Ровная поверхность около 300 м шириной, относитель¬
ная высота над урезом 1,5—2 м. Разрез заложен на разрежен¬
ном низкорослом разнотравно-злаковом лугу (несколько видов
иятликов, девясил, погремок, ромашка, вероника, незабудка,
осока, хвощ болотный), проективное покрытие 0,8.
\ 4 см. Светло-серовато-бурый, слабозадернованный, увлажненный, рыхлый;
переход заметный.
Сд 4—60 см (дно разреза). Слоистый песчаный аллювий, оглеенный, иногда
с сизыми супесчаными прослойками, обильные точечные выделения тем¬
но-ржавой окиси железа, понвидимому, по ходам бывших корней (до
глубины 42 см), корни распространены до глубины 30 см.
Почва — пойменная глееватая слабозадернованная песчаная.
На более тяжелых породах профиль имеет тот же характер,
но верхний горизонт бывает более оторфянелым, а минераль¬
ная толща более сильно оглеенной. Эти почвы сочетаются с мас¬
сивами торфяников, расположенных на низкой пойме.
На уровне высокой поймы в слабодренированных условиях
продолжают развиваться процессы оглеения и торфонаколле-
ния. Наряду с этим на наиболее дренированных местоположе¬
ниях наблюдается некоторое осушение почвенной толщи и фор¬
мирование гумусовых (дерновых) горизонтов. Приведем описа¬
ния нескольких почвенных разрезов, характеризующих разную
степень гидроморфизма почв высокой поймы.
Разрез 66. Левый берег Ялбынья, напротив устья р. Су-
иысья. Высокая пойма, в обрыве которой на глубине около 1 м
виден слой погребенного торфяника. Разреженный березовый
лес с кустами ивы. Высокотравно-вейииковый луг. Поверхность
очень неровная — бугры и между ними понижения, часто с
водой.
А0 0—9 см. Темно-бурый торфянистый, плохо разложившийся луговой вой¬
лок, сырой; переход ясный.
(ВС) 9—21(30) см. Неоднородно окрашенный суглинок, на сизом фоне блед¬
ные ржавые разводы и темные гумусовые потеки, мокрый.
(30) —50 см (дно разреза). Погребенный сфагново-осоковый торф, среднераз-
ложившийся, с древесными остатками, мокрый.
Почва—пойменная торфянисто-глеевая суглинистая.
Разрез 8 3. Левый берег р. Ляпин (около избы Терась-
рось). Поверхность постепенно понижается в сторону от реки
и переходит в ивово-березовое болото, ширина этой полосы
100—150 м> высота над урезом 2,5—3 м. Старый смешанный
очень разреженный лес (пихта и ель), в подлеске ольха и рябина.
Напочвенный покров широкотравный (папоротник, кокалия,
злаки, хвощ), изредка встречаются зеленые мхи.
\ 0—10 см. Плохо сформированный, дерновый, с тонкими минеральными про-
[ слоями, серовато-бурый, сырой, переход ясный.
ВС 10—20 см. Бурый с бледными сизыми и ржавыми пятнами суглинок, про¬
крашен гумусом, сырой.
Сд 20—60 см (дно разреза). Тот же суглинок, но более светлый, пятнистый.
9*
131
Почва — пойменная дерново-глеевая суглинистая.
Разрез 17. Правый берег Малой Сосьвы, вблизи устья
Ун-Хулюма. Поверхность постепенно понижается в сторону ста¬
рицы, высота над урезом 3—5 м. Рельеф очень неровный (ста¬
рые русла, бывшие бровки возле них, сухие озерные понижения
и др.). Высокоствольный осиновый лес с примесью березы, в
подлеске черемуха и рябина. Напочвенный покров злаковый с
небольшим участием подмаренника и княженики. Местами лес
мертвопокровный.
А0 0—I1 см. Сухой рыхлый лиственный опад.
А 1—5 см. Буровато-серая рыхлая травяная подстилка с небольшим количе¬
ством мелкозема, слабоувлажненная; переход постепенный.
АВ^ 5—12 см. Серовато-бурый легкий суглинок, мелкозериисто-порошистый,
плотно переплетен корнями, слабые признаки оглеения в виде бледных
ржавых и сизоватых пятнышек, слабо увлажнен; переход постепенный.
ВСд 12—44 см. Разделяется на два подгоризонта по степени увлажнения.
До глубины 20 см легкий суглинок, неоднородно окрашенный, с темно¬
охристыми и сизовато-рыжими пятнами, слабоувлажненный, рассыпча¬
тый, слабокомковато-порошистый, очень много корней. Ниже — тот же
суглинок, но пятнистая окраска становится более контрастной, влаж¬
ный, корней меньше; переход заметный.
СОд 44—72 см Пестроокрашенная толща, буровато-сизые и темно-охристые
пятна, суглинок переходный от легкого к среднему, тонкослоистый,
влажный, уплотнен; переход ясный.
Од 72—90 см (дно разреза). Пеетроокрашенный средний суглинок, ржавые и
сизые пятна, уплотнен, тонкослоистый, почти сырой, корни единичные.
Почва — пойменная дерново-глееватая легкосуглинистая.
Наряду с описанными почвами на участках высокой поймы
широко распространены болота и сопутствующие им почвы.
На уровнях первых надпойменных террас, в наиболее дре¬
нированных условиях (по рельефу и породам) выражен зональ¬
ный автономный почвообразовательный процесс; в затруднен¬
ных условиях дренажа формируются гидроморфные генетически
подчиненные почвы. Первые надпойменные террасы, сложенные
супесями-песками, обычно имеют почвенный покров, существен¬
но не отличающийся от почвенного покрова плоских супесчано¬
песчаных водоразделов. Основные компоненты его — подзолис¬
тые А1 — Ре-гумусовые грунтово-глееватые, подзолистые А1 —
Ре-гумусовые грунтово-глеевые и торфяно-глеевые почвы и тор¬
фяники (органогенные почвы). На первых надпойменных терра¬
сах, сложенных суглинками, дольше сохраняются последствия
пойменного режима — торфянистые и перегнойные горизонты
повышенной мощности, значительна степень оглеения. Поэтому
на данных террасах еще широко распространены пойменные
торфянисто- и перегнойно-глеевые почвы, морфологическое опи¬
сание которых приводится ниже.
Разрез 2 4. Первая надпойменная терраса р. Лоусия в ее
среднем течении. Гряда шириной около 50 м с очень неровной
поверхностью, высота над урезом 3,5—4 м. Лес березово-еловый,
мелкотравно-зеленомошный. Отдельные экземпляры брусники,
морошки.
132
Ао1 0—14 см Темно-бурая торфянистая подстилка, влажная; переход ясный.
А0" 14—17 см. Темно-бурый, перегнойный, местами перегнойно-гумусовый,
порошистый, влажный, очень много корней; переход ясный.
Cg 17—90 см (дно разреза). Толща легкого суглинка, пестро окрашенного —
сизые, ярко-ржавые и темно-сизые прослои, реже пятна и прослои, вся
толща сырая, пластичная.
Почва — пойменная торфянисто-глеевая легкосуглинистая.
На наиболее дренированных участках первых надпойменных
суглинистых террас формируются почвы .с меньшей степенью
гидроморфизма и с некоторой осветленностыо (оподзоливанием)
в верхней части минеральной толщи.
Разрез 2 5. Правый берег р. Ворья (южная часть возвышен¬
ности Люлин-Вор), в 1 км ниже устья Лоусия. Поверхность над¬
пойменной террасы в ее прирусловой, наиболее дренированной
части, высота над урезом 3—4 м, ширина 20—30 му полого на¬
клонная в сторону от реки и переходящая в березовое болото.
Лес березово-еловый с пихтой, в подлеске рябина и смородина.
Травяной разреженный напочвенный покров — папоротник, кис¬
лица, майник, хвощи, грушанка, звездчатка, золотая розга, мят¬
лик, овсяница, вейник, хмель.
А0 0—б см. Буровато-темно-серый, перегнойно-гумусовый со значительным ко¬
личеством полуразложившегося листового опада, влажный, рыхлый; пе¬
реход ясный.
А2 б—12 см. Светло-бурый с белесоватым налетом легкий суглинок, переход¬
ный к супеси, влажный, очень много корней; переход заметный.
В 1(2—24 см. Коричнево-бурый легкий суглинок, влажный, много корней; пе¬
реход заметный.
ВС 24—69 см. Неоднородно окрашенный темно-бурый легкий суглинок с ко¬
ричневыми и сизыми пятнами, много корней, сильновлажный, почти сы¬
рой; переход ясный.
Cg 69—100 см (дно разреза). Пятнистый легкий суглинок, сырой.
Почва — пойменная перегнойно-гумусная глееватая оподзо-
ленная легкосуглинистая.
В редких случаях на локальных участках первых надпоймен¬
ных суглинистых террас формируются почвы с многолетней мер¬
злотой. Возникновению мерзлоты способствует, по-видимому,
сильное оглеение минеральной толщи и формирование мощных
моховых покровов, препятствующих прогреванию почв.
Разрез 14 (описан 23 июля). Первая надпойменная терра¬
са ручья Мус. Волнистая поверхность шириной около 100 м.
Разрез заложен на наиболее высоком участке террасы. Кедро¬
во-еловый лес с лиственницей и березой. Мощный кустарничко-
вый ярус (50—60 см) из багульника; на сфагновых буграх брус¬
ника, морошка. Напочвенный покров зеленомошио-сфагновый.
Ао1 0—10 см. Неразложившийся сфагновый очес.
А02 10—22 см Темно-бурая торфянистая зеленомошная подстилка.
А03 22—30 см ^Почти черный, перегнойный, обугленный
Bg 30—56 см. Бурый с сизыми и ржавыми разводами легкий суглинок, сырой.
Вдм 56—70 см (дно разреза). Сизо-бурый мерзлый суглинок, очень плотно
сцементированный, лед в виде тонких кристаллов, видна слоистость ал¬
лювиальной толщи.
133
Почва — пойменная торфянисто-глеевая мерзлотная легкосу¬
глинистая.
Как и на более низких пойменных уровнях, на поверхности
первых надпойменных террас широко развиты торфяно-глеевые
почвы и торфяники с разной мощностью торфяной залежи.
* * *
Приведенные материалы позволяют отметить основные чер¬
ты почвенного покрова Сосьвинского Приобья (рис. 10).
1. Почвенный покров водоразделов определяется сочетани¬
ем трех факторов — механического состава почвообразующих
пород, степени дренированное™ рельефа, характера процессов
современного заболачивания.
2. Плакорное (автономное) таежное почвообразование пред¬
ставлено тремя группами почв: глеевыми кислыми (глины-су¬
глинки), подзолистыми А1—Бе-гумусовыми (пески-супеси), ор¬
ганогенными кислыми (торф).
3. В почвенном покрове преобладают гидроморфные мине¬
ральные, болотные и заболоченные органогенные почвы, широ¬
ко распространенные даже на наиболее дренированных участ¬
ках водоразделов. Среди них большая роль принадлежит
генетически подчиненным почвам.
4. Процессы современного заболачивания активно воздейст¬
вуют на почвенный покров и обусловливают его постоянный ди¬
намизм. Эволюция, связанная с заболачиванием, направлена в
сторону усиления гидроморфизма почвенного покрова.
5. Почвенный покров является сложным и мозаичным по со¬
ставу и структуре и представлен в большинстве случаев сочета¬
ниями и комплексами почв, а не однородными почвенными кон¬
турами. Неоднородность почвенного покрова вызвана двумя ос¬
новными причинами — изменениями характера рельефа и про¬
цессами современного заболачивания. Эволюция почвенного
покрова в направлении нарастания гидроморфизма характерна
для каждой почвенной комбинации. Благодаря этому все компо¬
ненты внутри одной комбинации эволюционно связаны между
собой «и сменяются один другой в пространстве и во времени.
То же эволюционное соотношение существует и между разными
комбинациями, образующими единый эволюционный ряд.
6. Почвенный покров характеризуется локальным, очень не¬
значительным распространением многолетней мерзлоты в неко¬
торых торфяниках и минеральных грунтах. Многолетнемерзлые
минеральные и органогенные почвы приурочены преимущест¬
венно к болотным массивам северной части Сосьвинского При¬
обья, где они играют определенную роль в почвенном покрове'
и его динамике.
Как мы уже отмечали, Сосьвинское Приобье на преобладаю¬
щей территории является единым в подзональном отношении —
134
Рис. 10. Почвенная карта Сосьвинского Приобья
1 — почвы равнин: / — подзолистые элювиально-глееватые
в сочетании с торфянисто-подзолистыми элювиально-глее-
выми и болотными верховыми торфянисто-глеевыми;
2 — элювиально-глееватые кислые (неоподзоленные) в со¬
четании с торфянисто-элювиально-глеевыми (Гб) и болот¬
ными верховыми торфянисто-глеезыми; 3 — подзолистые
А1 — Ре-гу мусовые в сочетании с подзолистыми грунтово-
глееватыми А1 — Ге-гумусовыми; 4 — торфянисто-подзоли¬
стые элювиально-глеевые в сочетании с болотными верхо*
выми торфянисто-глеевыми; 5 —подзолистые грунтово-гле-
еватые А1 — Ре-гумусовые в сочетании с подзолистыми
грунтово-глеезыми А1 — Ре-гумусовыми и болотными вер¬
ховыми торфянисто-глеевыми; 6 — подзолистые грунтово-
глеевые А1-Ре-гумусовые в сочетании с подзолистыми
грунтово-глееватыми А1 — Ге-гумусовыми и болотными
верховыми торфянисто-глеевыми; 7—мерзлотио-глеезые
торфянистые в сочетании с болотными верховыми торфя¬
нисто-, торфяно-глеевыми и торфяными и торфяниками
мерзлотными; 8 — болотные верховые торфянисто-глеевые
в комплексе с торфяно-глеевыми, на реликтовых профилях
Пгб и Пигб; 9 — болотные верховые торфянисто-глеевые
в комплексе с болотными верховыми торфяными на ре¬
ликтовых профилях Пгб и Пигб; 10— болотные верховые
торфяные в комплексе с торфяниками; 11 — торфяники
верховые (немерзлотные); 12 — торфяники верховые мерз¬
лотные в сочетании с торфяниками верховыми немерзлот-
ными; 13 — комплексы и сочетания пойменных болотных
торфяно- и перегнойно-глеевых, дерново-глеевых; дерново-
глееватых и слабодерновых
II — почвы низкогорий: 14 — горные подзолистые элюви¬
ально-глееватые в сочетании с Гпгб; 15 — горно-тундровые
(комплексы и сочетания горно-тундровых торфянисто-гле-
езых и перегнойно-гумусных неоглеенных); 16 — ареады
распространения многолетней мерзлоты
«саз № 5341
это среднетаежная подзона Западно-Сибирской равнины. Сме¬
ны почв и почвенного покрова этой территории обусловлены не
биоклиматическими, а незональными геолого-геоморфологически-
кими факторами (характером почвообразующих пород, степенью
дренированное™ и др). Исследования, проведенные нами в се¬
верной тайге (бассейн Сыня) и в южной тайге (бассейны Пара-
бели и Васюгаиа, Обь-Иртышский водораздел), позволяют выс¬
казать ряд положений о закономерностях почвенно-географи¬
ческих подзональных смен в пределах западносибирской тайги.
В последних наиболее крупных работах, посвященных гео¬
графии почв СССР и Западной Сибири, утвердилось представ¬
ление о Западно-Сибирской равнине как регионе с «идеальной»
схемой природной зональности, в том числе и почвенно-географи¬
ческой. Между тем еще Б. Н. Городков и С. С. Неуструев (1923)
указывали на постепенность и неясность на этой территории не¬
которых подзонально-зональных границ. В частности, таежная
зона была разделена ими не на три, а на две подзоны.
Имеющиеся у нас материалы показывают, что в северной и
средней тайге свойства автономных почв остаются аналогичны¬
ми или отличаются незначительно (не на подтиповом уровне).
Следовательно, подзональные климатические различия (глав¬
ным образом термические) не оказывают на них заметного вли¬
яния. Генетически подчиненные почвы обеих подзон существенно
различаются по наличию или отсутствию многолетней мерзлоты
в почвенном профиле и по свойствам, сопутствующим ее появле¬
нию. По составу и структуре почвенного покрова отличия обеих
подзон достаточно отчетливы.
Причиной подобного подзонального перехода является фор¬
мирование в северо- и среднетаежнай подзонах трех групп авто¬
номных почв: кислых 1леевых почв с недифференцированным
или слабодифференцированным профилем на суглинисто-глини¬
стых отложениях, А1—Бе-гумусовых, преимущественно под¬
золистых почв на супесчано-песчаных отложениях и кислых ор¬
ганогенных почв на торфах. Как известно, именно в этих
группах почв зонально-подзональные различия часто затушева¬
ны, а иногда совсем не проявляются, так как широтные измене¬
ния климатических условий смягчены и не фиксируются в про¬
филях почв появлением новых диагностических свойств. Причи¬
ной этого в группе кислых глеевых почв является оглеение
почвенного профиля, в подзолисты* А1 — Бе-гумусовых почвах —
физические свойства супесчано-песчаного субстрата, в группе
кислых органогенных почв — специфический вещественный со¬
став и свойства торфа как почвообразующей породы.
' В генетически подчиненных почвах, наиболее суровых по тер¬
мическому режиму болотных и близких к ним ландшафтов, под¬
зональные термические изменения также смягчены, но они про¬
исходят в длительно сезонномерзлых почвах и оказываются
достаточными для перехода их в многолетнемерзлое состояние.
135
Например, в северной части Сосьвинского Приобья наблюда¬
ются изменения почвенного покрова, которые можно расценить
как переход в северотаежную подзону. Эти изменения, у самой
южной границы их появления (севернее среднего течения Се¬
верной Сосьвы), реализуются в формировании многолетней мер¬
злоты в пределах контуров болотных массивов. Последняя фик¬
сируется не только в органогенных почвах на торфах, но и в
минеральных почвах на буграх и грядах, расположенных внутри
контуров грядово-мочажинных болот. Можно полагать, что ухуд¬
шение термических условий к северу сказывается прежде всего
на массивах болот, как наиболее «холодных ландшафтах». Ми¬
неральные грунты на глубине, превышающей 1 му летом слабо
прогреваются даже на плакорных участках. Поэтому ухудше¬
ние термических условий в первую очередь сказывается на мине¬
ральных грядах болотных массивов и их торфяных толщах,
в связи с чем в почвах минеральных гряд можно фиксировать
появление многолетней мерзлоты на глубине около 1 м от по¬
верхности. Вследствие этого территорию с подобными измене¬
ниями в почвенном покрове мы рассматриваем как переходную
к северотаежной подзоне.
В пределах северотаежцой подзоны все генетически подчи¬
ненные суглинистые почвы являются мерзлотными (не только
в пределах болотных массивов). Торфянисто-элювиально-глеевые
и торфянисто-подзолистые элювиально-глеевые почвы приобре¬
тают новое свойство — тиксотропность. Структура почвенного
покрова в северотаежной подзоне сильно изменяется по срав¬
нению с его структурой в среднетаежной подзоне. У автономных
почв той и другой подзоны сколько-нибудь заметных различий
не наблюдается.
Таким образом, в условиях гидроморфной равнины, какой
является Западная Сибирь, мы имеем особый случай подзоиаль-
ной почвенно-географической смены на рубеже средняя тайга —
северная тайга. Северотаежная подзона достаточно четко выра¬
жена по климатическим показателям, геоботаническим и ланд¬
шафтным признакам, но по свойствам автономных почв не имеет
существенных подзональных различий по сравнению с автоном¬
ными почвами средней тайги. В этих условиях подзональная
граница прослеживается по изменению свойств генетически под¬
чиненных \почв, по составу и структуре почвенного .покрова. В це¬
лом в условиях-гидроморфной равнины средняя я северная тай¬
га оказываются значительно сближенными по характеру почво¬
образования и закономерностям распределения почв.
Подзона южной тайги резко отличается от северо- и средне-
таежной подзон по свойствам большей части автономных и гене¬
тически подчиненных почв, по составу и структуре почвенного
покрова. Это связано с резко отличной палеогеографической
историей этой территории.
ПРОЦЕССЫ
СОВРЕМЕННОГО ЗАБОЛАЧИВАНИЯ
Заболоченные территории занимают в западносибирской тайге
около 50% территории; по самым общим подсчетам только на
болотные массивы приходится около 34% ее площади (Пьявчен-
ко, 1964).
Образование торфяников началось в западносибирской тайге
10—11 тыс. лет назад, т. е. в раннем голоцене (Нейштадт, 1967).
За истекшее с того периода время в Западной Сибири, в отли¬
чие от Европейской части СССР, не было существенных измене¬
ний климата, которые могли бы привести к прерыванию процес¬
са активного торфообразования (.Пьявченко, 1955). В результа¬
те к настоящему времени основная масса заболоченных земель
Западно-Сибирской равнины превратилась в торфяники, и со¬
временный период является периодом активного развития забо¬
лачивания на еще не затронутых или уже затронутых им терри¬
ториях.
Мы называем этот процесс современным прогрессивным за¬
болачиванием и понимаем под ним активное развитие и распро¬
странение болотных ландшафтов на ранее суходольных участках,
расширение за их счет площади болот. Таким образом, понятие
«современное заболачивание» имеет динамический смысл, тогда
как смысл понятия «современная заболоченность» статический,
так как указывает только на степень распространения болот и
заболоченных земель в пределах той или иной территории.
ФАКТОРЫ, ТИПЫ И УСЛОВИЯ
ЗАБОЛАЧИВАНИЯ
Современное заболачивание возникает и стимулируется рядом
природных факторов, присущих таежной зоне Западной Сиби¬
ри. Эти факторы можно условно подразделить на две группы —
косвенные и прямые.
К группе косвенных факторов, создающих благоприятную
обстановку для проявления заболачивания, но непосредственно
не вызывающих возникновения этого процесса, относятся ат¬
мосферная переувлажненность таежной зоны и определенные
геоморфологические условия. Атмосферное переувлажнение
137
средней тайги измеряется коэффициентом >1,5 за год (по
Н. Н. Иванову); в северной тайге эта цифра соответственно уве¬
личивается, в южной тайге она несколько меньше. Переувлаж-'
ненность таежной зоны сочетается с крайне плоским и слабо-
дренированным рельефом, что сильно ослабляет поверхностный
и грунтовый сток с водоразделов. Даже возвышенные морфо-
скулыптуры характеризуются плоскими обширными вершинами,
ступенчатыми, очень пологими склонами. Наши материалы по
развитию современного заболачивания относятся как раз к наи¬
более возвышенной морфоскульптуре левобережья Оби — Се-
веро-Сосьвинской возвышенности (абсолютная высота около
300 ж).
К прямым факторам, стимулирующим возникновение и
развитие современного заболачивания, относятся гидрологиче¬
ский режим, палеогеографические условия и литология отло¬
жений.
Гидрологический режим современной речной сети характери¬
зуется чрезмерной распластанностью половодий и подпором ос¬
новными реками их притоков. Поэтому реки не только не явля¬
ются дренами для водосборов, но в периоды половодий способ¬
ствуют накоплению на них избыточной влаги. В многолетнем
цикле дренирующая способность западносибирских рек имеет
тенденцию к ухудшению (Малик, 1969).
Особенности палеогеографической обстановки заключаются
в унаследованной с голоцена сильной обводненности Западно-
Сибирской равнины, наличии многочисленных водоемов разного
размера. Отсутствие стока в послеледниковое время явилось
причиной того, что значительная часть Западной Сибири до сих
пор представляет собой неосушенное «полесье» (Кац, 1948).
Унаследованные водоемы послужили первичными очагами на¬
копления торфа. Активность этого, происходящего в течение
очень длительного времени процесса способствовала разраста¬
нию болот и наступанию их на суходолы, слиянию отдельных
болотных массивов в болотные системы. Увеличение площади
торфяников на междуречьях ухудшило их дренирование. Объем
ежегодно консервирующейся на поверхности междуречий влаги,
аккумулированной торфяниками, составляет от 5—10 до 80—
85 жж, или 7,5 км2 в год, на всей площади болот (Вендров
и др., 1966).
Значительную роль в современном заболачивании играет,
как указывалось, и литология отложений, хцтя по силе воздей¬
ствия этот фактор значительно уступает гидрологическому ре¬
жиму и палеогеографическим условиям. Развитые на рассматри¬
ваемой территории отложения представляют мощные рыхлые
многократно слоистые толщи, часто оглеенные в связи с их вод¬
ным генезисом на большую глубину. Эти свойства уменьшают
водопроницаемость толщ и тормозят грунтовый сток. Слоистость
отложений создает возможность возникновения горизонта вер¬
138
ховодки на контактах слоев, еще более ухудшающего дренаж;
ка супесчано-песчаных толщах контакты разных слоев часто яв¬
ляются горизонтами формирования местных уровней почвенно¬
грунтовых вод.
Таким образом, перечисленные факторы, как прямые, так и
косвенные, обусловливают увеличение увлажнения междуречий.
При одновременном воздействии их создаются условия, благо¬
приятствующие активизации этого процесса.
Процессы прогрессивного современного заболачивания таеж¬
ной зоны вообще и западносибирской тайги в частности неодно¬
кратно обсуждались в литературе. Мнения, высказывавшиеся по
этому вопросу, сводились к следующим положениям.
1. Заболачивание таежной зоны является естественным, при¬
сущим этой зоне процессом, связанным с саморазвитием таеж¬
ных лесов, особенно еловых. Заболачивание носит катастрофи¬
ческий характер и приводит к смене лесов торфяниками (Сам¬
бук, 1930; Архипов, 1934).
2. Заболачивание таежной зоны не представляет собой по¬
всеместного и обязательно присущего ей процесса. Но оно всегда
возникает и развивается в определенной ситуации, когда усло¬
вия благоприятствуют застаиванию воды, с одной стороны,
в связи с водонепроницаемостью грунта, а с другой — благодаря
характеру рельефа, определяющего отсутствие стока (Су¬
качев, 1926).
3. Заболачивание таежной зоны связано с пожарами, в ре¬
зультате которых на месте лесов формируются сфагновые боло¬
та (Танфильев, 1889; Флеров, 1899).
4. Заболачивание не имеет широкого распространения в та¬
ежной зоне и в большинстве случаев если и возникает, то имеет
обратимый* характер. В современный период благоприятных ус¬
ловий для возникновения новых болот и их поступательного раз¬
вития не наблюдается (Пьявченко, 1954).
Между тем, большинство исследователей Западной Сибири
придерживаются представления о широком распространении
процесса современного заболачивания на этой территории (Го¬
родков, 1946; Кац, 1948; Орлов, 1968; Тыртиков, 1968, и др.).
Однако лишь Н. И. Пьявченко считает роль этого процесса в за¬
падносибирской тайге очень ограниченной. Но даже он (Пьяв¬
ченко, 1955) описал ряд случаев поступательного движения бо¬
лот на суходолы, хотя приведенные им сведения и не затронули
территорий с наиболее активным современным заболачиванием
(северную и среднюю тайгу) и касаются ряда районов только
южной тайги.
Глубокий анализ природных условий Западно-Сибирской
равнины и оценка роли основных природных факторов позволи¬
ли выделить влагооборот как основную причину, развития про¬
цессов современного заболачивания на этой территории (Венд-
ров и др., 1966). 'Общий характер причин, обусловливающих
139
переувлажнение Западной Сибири, показывает, что распростра¬
ненный здесь процесс современного заболачивания имеет
закономерный характер, поскольку он связан с совокупностью
природных условий и является их неизбежным следствием.
Изучение современного заболачивания проводилось нами пу¬
тем исследования почв и почвенного покрова. Эти исследования
показали, что механизм, особенности и интенсивность совре¬
менного заболачивания отчетливо проявляются в изменении мор¬
фологии и химических свойств почв, составе и структуре почвен¬
ного покрова. Оказалось, что анализ почвенного профиля может
помочь изучению процессов заболачивания по следующим
причинам.
Во-первых, поскольку возникновение современного заболачи¬
вания вызвано гидролого-геоморфологическими причинами, то
чаще всего оно в первую очередь изменяет почвенные условия,
а последние являются первопричиной изменения растительности
и других компонентов ландшафта. Во-вторых, морфология почв
обладает определенной инерцией к изменению условий среды —
наряду с появлением новых, наиболее быстро изменяющихся при¬
знаков в них относительно надолго сохраняются признаки прош¬
лых почвообразований (реликтовые). Именно эти реликтовые
признаки позволяют с достаточной достоверностью диагностиро¬
вать наличие и механизмы современного заболачивания.
На территории средней тайги Западной Сибири выделены
два типа современного заболачивания по источнику нарастаю¬
щего увлажнения — почвенно-грунтовое и поверхностное.
Почвенно-грунтовое заболачивание происходит при неглу¬
боком залегании почвенно-грунтовых вод и, как правило, при¬
урочено к междуречьям, сложенным легкими супесчано-песчаны¬
ми отложениями. Увеличение увлажнения на таких междуречь¬
ях проявляется прежде всего в постепенном повышении уровня
почвенно-грунтовых вод. Поэтому при этом типе заболачивания
изменения в почвах проявляются прежде всего в нижней части
профиля. Они заключаются в появлении оглеения, а иногда в по¬
явлении фрагментов ортзанда в почвообразующей породе. По¬
скольку увлажнение всего профиля при повышении уровня поч¬
венно-грунтовых вод резко возрастает, то подзолистый процесс
значительно усиливается, мощность горизонта Аг увеличивает¬
ся, иллювиальный горизонт В смещается вниз, а фрагменты орт¬
занда растут и все больше приближаются к поверхности. На¬
растание этих признаков сопровождает постепенный подъем
уровня почвенно-грунтовых вод (до средней глубины почвенно¬
грунтовых вод в пределах 1 ж). Большая мощность оподзолен-
ного горизонта и его переувлажнение вызывают резкую смену в
растительном покрове — появление сфагновых мхов, что явля¬
ется началом верхового торфонакопления и смены лесного ланд¬
шафта болотным. В почвенном профиле при этом начинают
действовать процессы, противоположные тем, которые развива¬
140
лись в лесной почве,— торфонакопление, сокращение мощности
горизонта А2 и замазывание его иллювиальным гумусом, обед¬
нение и «рассасывание» иллювиальной толщи — горизонта В
(см. выше описание подзолистых А1—Ре-гумусовых грунтово-
глеевых почв).
Поверхностному заболачиванию подвергаются те между¬
речья, где территория сложена суглинисто-глинистыми отложе¬
ниями. Оно возникает в связи со слабым поверхностным и внут¬
ренним дренированием водоразделов из-за плохих условий сто¬
ка поверхностных вод. Последние в связи с перераспределением
влаги по элементам рельефа стекают в микро- и мезопонижения,
где все более аккумулируются. Этот процесс аккумуляции, осо-.
бенно талых снеговых вод, здесь особенно сильно выражен из-за
медленного оттаивания сезонной мерзлоты весной и в первую
половину лета, что обусловливает водонепроницаемость почвен¬
ной толщи и приводит к стеканию талых вод по поверхности в
понижения (Федорова, 1970)..
Понижения, даже слабо врезанные, становятся первичными
очагами современного заболачивания. В развитых в них почвах
наблюдается ряд изменений в верхней 0,5—1-метровой толще
профиля, тогда как при почвенно-грунтовом заболачивании по¬
добные изменения, как указывалось, начинаются снизу. Проис¬
ходящие при поверхностном заболачивании изменения заключа-.
ются в увеличении степени оглееиия верхних почвенных гори¬
зонтов, стирании морфологической выраженности оподзоленного
и иллювиального горизонтов (А2 и В) и смене кустарничково-
зеленомошного покрова более гидрофильным долгомошно-сфаг-
новым и сфагновым, что приводит к быстрому увеличению
мощности подстилки, т. е. к началу торфонакопления. По мере
роста торфяного горизонта молодые болотца понижений посте-
пенйо распространяются за пределы отрицательных форм релье¬
фа на прилегающие участки. Происходящие при этом процессе
изменения химических свойств почв были детально охарактери¬
зованы выше при описании глеевых кислых почв.
Каждый из двух типов заболачивания может проявляться
несколько по-разному, в зависимости от того, сказывается или не
сказывается на данной территории влияние растущего торфяного
массива. (Мы будем называть в дальнейшем подразделение ти¬
пов заболачивания по этому признаку подразделением по усло¬
виям заболачивания). При отсутствии влияния растущих торфя¬
ников постепенное нарастание увлажнения на водоразделах в
силу гидролого-геоморфологических и климатических причин ре¬
ализуется в почвах именно так, как было описано выше. Впер¬
вые процесс заболачивания водораздельных таежных лесов За¬
падной Сибири без влияния торфяников был отмечен Б. Н. Го-
родковым (1946), который указывал, что. заболачивание лесов
часто происходит независимо от торфяников, начинаясь в пони¬
женных местах и продолжаясь позднее и на соседних повышени¬
141
ях. Для северотаежных лесов (подобное автохтонное заболачива¬
ние было детально описано А. П. Тыртиковым (1968). Он отме¬
чает, что даже на достаточно дренированных суглинистых почвах
леса неизбежно заболачиваются.
Скорость заболачивания при отсутствии влияния торфяника
определяется степенью дренированности данного участка. По
А. П. Тыртикову, тайга сменяется болотом в северотаежной под¬
зоне, в зависимости от степени дренированности, за период от
150 до 300 лет. Он указывает также, что заболачивание слабо-
дренированных водоразделов происходит независимо от механи¬
ческого состава грунтов.
Приведем два фрагмента почвенной карты автохтонно за¬
болачивающихся участков водоразделов, сложенных суглини¬
стыми и песчаными породами.
Относительно дренированный суглинистый
водораздел (рис. 11). Наиболее дренированные части водо¬
раздела заняты наименее переувлажненными автоморфно-гид-
роморфными сочетаниями почв. Это подзолистые элювиально-
глееватые почвы, наиболее «сухие» таежные почвы Западной
Сибири, и полугидроморфиые подзолистые торфяиисто-эллю-
виально-глеевые почвы, развивающиеся внутри тех же контуров
по слабо выраженным понижениям и выполЪженным участкам.
Внутри этих сочетаний уже есть отдельные небольшие пятна
молодых болот с торфянисто-глеевыми почвами (показаны вне-
масштабным знаком).
На плоских обширных пониженных участках развито поч¬
венное сочетание полугидроморфно-гидроморфного характера.
Здесь исчезает наиболее «сухой» элемент предыдущего сочета¬
ния. На этих участках примерно в равном соотношении пред¬
ставлены два элемента — полугидроморфиые подзолистые
торфянисто-элювиально-глеевые почвы и почвы молодых бо¬
лот— торфянисто-глеевые. В профиле последних наблюдаются
реликтовые черты (показаны немасштабным знаком) полугид-
роморфных подзолистых почв, следовательно, торфяно-глеевые
почвы активно развиваются по их фону.
Третий тип почвенной комбинации — гидроморфный комп¬
лекс, а именно торфяно-глеевые почвы и торфяники, приурочен¬
ные к депрессиям. Генетически это могут быть разные образо¬
вания. И те и другие могут сформироваться в результате за¬
тор фовывания мелких водоемов и депрессий, но торфяио-глее-
вые почвы по краям контуров могут также образоваться из
торфянисто-глеевых почв в результате развития торфонакоп-
ления.
Таким образом, можно отметить следующие черты процесса
современного заболачивания дренированного суглинистого во¬
дораздела.
1. Почвенный покров сложен тремя типами почвенных ком¬
бинаций, представляющих ряд нарастания гидроморфности.
142
7 ИНН СЕ> ГП»
Рис. 11. Автохтонное заболачивание суглинистого водораздела (фрагмент поч¬
венной карты)
/ — сочетание подзолистых элювиально-глееватых и торфянисто-подзолистых элювиаль-
но-глеевых почв; 2 — сочетание торфянисто-подзолистых элюзиально-глеевых и торфяни-
сто-глеевых почв, 3 — сочетание подзолистых А1 — Ие-гумусовых и подзолистых А1 — Ге-
гумусовых грунтово-глееватых почв; 4 — сочетание подзолистых А1 — Ге-гумусовых грун-
тово-глееватых, грунтово-глеевых и торфянисто-глеевых почв; 5 — сочетание подзолистых
А1 — Ре-гумусовых грунтово-глеевых и торфянисто-глеевых почв; 6 — торфянисто-глеевые
почвы; 7 — комплекс торфяно-глеевых почв и маломощных растущих верховых торфяни¬
ков; 8 — комплекс торфянисто-глеевых, торфяно-глеевых и маломощных растущих верхо¬
вых торфяников; 9 — растущие торфяники; 10 — пятна торфянисто- и торфяно-глеевых
почв, 11 — реликтовые профили лесных почв в минеральном субстрате болотных почв
2. Полугидроморфно-гидроморфный тип почвенного сочета¬
ния, являющийся узловым для изучения современного забола¬
чивания, характеризуется значительным распространением аре¬
алов гидроморфного элемента, имеющего реликтовые признаки
таежных полугидроморфных почв. Это указывает на активность
процесса заболачивания на данном водоразделе.
3. Даже в наиболее «сухом» автоморфно-гидроморфном ти¬
пе сочетания отражен процесс современного заболачивания —
присутствие полугидроморфных почв и пятен молодых пидро-
морфных почв, что указывает на медленный процесс внутренней
эволюции этого сочетания.
4. Скорость процесса заболачивания в разных типах сочета¬
ний также различна: в автоморфно-гидроморфном сочетании он
развивается наиболее медленно, а в гидроморфном, где прояв-
143
Рис. 12. Автохтонное заболачивание песчаного водораздела (фрагмент поч¬
венной карты)
Условные обозначения см. на рис. 11
ляется процесс прогрессивного нарастания торфа, наиболее бы¬
стро.
Относительно дренированный песчаный во¬
дораздел (рис. 12). Наиболее дренированные участки заня¬
ты автоморфно-полугидроморфными почвенными сочетаниями
подзолистых А1—Ре-гумусовых и подзолистых А1—Ге-гумусо-
вых грунтово-глееватых почв. На выположенной части водоразде¬
ла развиты полугидроморфно-гидроморфные сочетания и гидро-
морфные комплексы, при этом последние преобладают. Это
обусловлено близостью грунтовых вод и замедленным грунто-
144
вым стоком. Поэтому центральные части таких водоразделов
представлены молодыми болотами с торфянисто-глеевыми поч¬
вами, понижения рельефа — торфяно-глеевыми почвами и тор¬
фяниками. Наблюдается наползание болот вверх по склонам, в
дальнейшем болото вытесняет суходольные участки. Полугидро-
морфные подзолистые А1—Ее-гумусовые грунтово-глееватые поч¬
вы присутствуют даже в наиболее «сухом» почвенном сочетании,
что говорит о начальных этапах заболачивания (как и на суг¬
линках) . Полугидроморфно-гидроморфные почвенные комби¬
нации обладают наибольшей внутренней пестротой и набор
почв в них наибольший, так как в условиях песчаных пород и не¬
глубокого залегания грунтовых вод даже небольшие изменения
относительных высот приводят к изменению характера почво¬
образования.
Заболачивание под влиянием торфяников прежде всего
развивается, на общем фоне автохтонного заболачивания водо¬
разделов. Но процесс осложняется, усиливается и часто видоиз¬
меняется, так как проявляется дополнительное воздействие
мощного фактора заболачивания — растущего торфяника и
той массы воды, которую он содержит и которая подтопляет
окружающие суходольные территории. Заболачивание под влия¬
нием торфяников (автохтонно-аллохтонное) распространено
на таежных водоразделах Западной Сибири значительно шире,
чем без участия торфяников, так как водоразделы обычно изо¬
билуют торфяниками самого разнообразного размера, возраста
и мощности. В зависимости от механического состава отложе¬
ний влияние торфяника на периферию 'осуществляется через
подъем уровня почвенно-грунтовых вод (в случае легких пород)
или через поверхностное подтопление (в случае тяжелых по-
род)..
Приведем теперь в качестве примера два фрагмента почвен¬
ной карты участков водоразделов, сложенных суглинистыми и
песчаными породами, заболачивающихся под влиянием расту¬
щих торфяников.
Плоский суглинистый водораздел с расту¬
щим торфяником (рис. 13). Наиболее дренированная
часть водораздела представлена автоморфно-гидроморфным
почвенным сочетанием. Его роль по площади подчиненная.
В центре водораздела располагается коренной торфяник, а вок¬
руг него — гидроморфные и полугидроморфные почвенные со¬
четания и комплексы. Они и образуют основной фон почвенного
покрова этого водораздела. Полугидроморфно-гидроморфные и
гидроморфные почвенные комбинации располагаются как бы
концентрически вокруг торфяника и представляют зоны разной
интенсивности его влияния.
Таким образом, можно отметить следующие черты современ¬
ного заболачивания под влиянием торфяника окружающих его
суходольных территорий.
Ю Н. А. Караваева
145
Рис. 13. Автохтонно-аллохтонное заболачивание суглинистого водораздела
(фрагмент почвенной карты)
Условные обозначения см. на рис. 11 11. Концентрическое расположение вокруг торфяника гидро-
морфных и полугидроморфно-гидроморфных почвенных комби¬
наций, представляющих зоны его влияния.
2. Наличие в полугидроморфно-гидроморфных и гидроморф-
ных комбинациях, т. е. почти на всем рассматриваемом участке,
реликтовых профилей, свидетельствующее об активности забо¬
лачивания (как и в предыдущем случае).
3. Большие площади контуров молодых суходольных болот,,
не уступающих по размеру коренному торфянику.
4. Наползание молодых болот вверх по склонам повыше¬
ний водораздела.
Плоский песчаный водораздел с растущим
торфяником (рис. 14). На таких водоразделах наиболее
«сухие» автоморфно-полугидроморфные почвенные сочетания
играют ничтожную роль в почвенном покрове. Преобладают мо¬
лодые суходольные болота с торфянисто-глеевыми почвами,
площадь которых превышает площадь самого торфяника. Зоны
влияния торфяника располагаются концентрически вокруг не¬
го, как и на суглинистом водоразделе, но в отличие от послед¬
него влияние торфяника распространяется на значительно боль¬
шую площадь, так как осуществляется через грунтовые воды.
Прослеживается наползание болота на небольшие повышения.
В контурах молодых суходольных болот широко распространены
146
, и Автохтонно-аллохтонное
фрагмент почвенной карты)
,1— обозначения см. на рис.
заболачивание
песчаного
водораздела
реликтовые минеральные профили подзолистых А1—Ре-гумусо-
вых грунтово-глеевых почв.
По условиям заболачивания (автохтонного или автохтонно-
аллохтонного) в его проявлении обнаруживаются подзональные
географические изменения. (В подзоне средней тайги обе формы
заболачивания максимально выражены. В северной тайге также
развито автохтонное и автохтонно-аллохтонное заболачивание,
но сам процесс на первых этапах торфонакопления несколько
модифицируется в связи с более суровыми климатическими ус¬
ловиями и новообразованием многолетней мерзлоты. По нашим
наблюдениям, в старом елово-кедровом лесу с примесью березы
(левобережье Сыни в нижнем течении) многолетняя мерзлота
отсутствовала до глубины 2,5 ж. На заболачивающихся (автох¬
тонно) участках этого леса с долгомошно-сфагновым и сфагновым
покровом при мощности торфа 35 см многолетняя мерзлота бы¬
ла зафиксирована (в конце августа) на глубине 80 см, при
мощности торфа 45 см — на глубине 50 см и при мощности тор¬
фа 68 см — на глубине 62 см. Следовательно, когда торфонакоп-
ление в северной тайге достигает мощности 50—60 см, горизонт
многолетней мерзлоты располагается в пределах торфяной за¬
лежи.
Это обусловливает две особенности дальнейшего торфона¬
копления и развития всего ландшафта.
Прежде всего, скорость торфонакопления замедляется. Затем
при мощности торфа около 1 ж, когда на заболоченных участ¬
ках, сложенных с поверхности органогенным материалом, фор¬
мируется четко выраженный микрорельеф, начинается процесс
термокарстовых . просадок по /микропонижениям. В термокар¬
стовых понижениях мерзлота вначале сохраняется, а затем вы¬
таивает. Резкое обособление мерзлых бугров и талых мочажин
приводит к приостановлению роста торфа на буграх и их дегра¬
дации (при мощности торфа ~ 1,2—1,5 м). Но мерзлота в дегради¬
рующих буграх сохраняется вблизи поверхности (на глуби¬
не ~0,5—0,7 ж).
Таким образом, в северотаежной подзоне процесс заболачи¬
вания уже на первых этапах сопровождается появлением мно¬
голетней .мерзлоты, значительно изменяющей весь ход дальней¬
шего торфонакопления и приводящей к иному результату, чем в
средней тайге. Наши материалы вполне согласуются с данными
А. П. Тыртикова (1968), детально описавшего все этапы эволю¬
ции северотаежного леса при его заболачивании.
В южной тайге, по-видимому, автохтонное заболачивание по
климатическим /причинам не проявляется. Но заболачивание
под влиянием торфяников выражено достаточно отчетливо, хотя
сам процесс торфонакопления, особенно на первых этапах, оче¬
видно, отличен от происходящего в средней и северной тайге.
В южной тайге довольно долго длится гипново-травяной этап
торфонакопления, при котором торф накапливается очень мед¬
148
ленно в связи со значительно более благоприятными условиями
разложения. По-видимому, есть и другие особенности, связан¬
ные с иным составом пород и болотно-грунтовых вод и разли¬
чиями в свойствах почв.
(Важнейшей проблемой является выявление вполне достовер¬
ных признаков заболачивания, которые ¡могут служить доказа¬
тельством существования в (Природе этого процесса. Такими
признаками являются две особенности почвенного покрова сред¬
ней тайги.
Первый диагностический признак — это широкое распрост¬
ранение реликтовых -профилей таежных почв на верховых боло¬
тах с мощностью торфяной залежи от 30—50 до 100—150 см.
Осо»бенно четко фиксируется и длительно сохраняются реликто¬
вые профили подзолистых А1—Ре-гумусовых грунтово-глеевых
почв, развитых на легких породах. В этих случаях под торфяни¬
ками мощностью 1 —1,5 м еще можно морфологически четко
фиксировать следующие реликтовые признаки: 1) осветленный
подзолистый горизонт А2; 2) кофейный иллювиальный гори¬
зонт В; 3) фрагменты размягченного и выщелачивающегося орт-
занда, если на грунтово-глеевой стадии лесного почвообразова¬
ния происходило ортзандообразование; 4) нижний слой торфя¬
ной залежи, представляющий по ботаническому составу лесную
подстилку (его сохранность зависит от наличия или отсутствия
пожара).
Химические свойства минерального субстрата таких болот
также свидетельствуют о том, что это реликтовые профили под¬
золистых А1—Ее-гумусовых грунтово-глеевых почв (см. раз¬
рез 27 торфяно-глеевых почв разрезы 23 и 37 растущих торфя¬
ников).
В почвах на суглинисто-глинистом субстрате реликтовые
признаки таежного почвообразования сохраняются значительно
хуже, так как почвенный профиль торфянисто-подзолистых элю-
виально-глеевых и торфянисто-элювиально-глеевых почв вооб¬
ще слабо дифференцирован на генетические горизонты. Если
минеральный профиль таежной почвы имел дифференциацию, то
морфологически под маломощной (до 0,5 м) торфяной залежью
еще -можно обнаружить признаки осветленного горизонта А2
таежной почвы и ржавый горизонт на месте бывшего иллю¬
виального горизонта В.
Однако признаки суглинистого минерального профиля моло¬
дых болот все же нельзя считать достаточно достоверным кри¬
терием, так как они могли сформироваться и в болотных усло¬
виях. Единственным достоверным признаком суходольного проис¬
хождения болота, сформированного на суглинисто-глинистом суб¬
страте, является нижний маломощный слой торфяной залежи,
представляющий по ботаническому составу лесную подстилку.
Иногда этот слой разложен до состояния перегноя и не содержит
различимых растительных остатков; это бывает, если заболачива¬
149
ние протекает с достаточно длительным подтоплением болотны¬
ми водами. Иногда пожар уничтожает лесную подстилку. В обо¬
их этих случаях доказательством суходольного происхожде¬
ния данного болота является или непосредственный контакт
сфагновой залежи и минерального субстрата (в случае пожара),
или разделение их очень маломощным, совершенно другим по
морфологии и свойствам слоем, представляющим видоизменен¬
ную лесную подстилку. Этим критерием для выяснения суходоль¬
ного происхождения болот широко пользуются торфоведы, и в
связи с этим он был использован и нами при исследованиях
профилей почв суходольных болот на суглинисто-глинистом
субстрате (см. разрезы 47 и 46 торфяно-глеевых почв и разрез
23 растущего торфяника).
Таким образом, используя реликтовые почвенные признаки
для диагностики суходольного происхождения болот, можно
представить масштабы распространения таких болот и судить о
размахе процесса современного заболачивания. С этой целью мы
составили картосхему распространения торфяников и почв моло¬
дых суходольных болот на территории Сосьвинского Приобья
(рис. 15). Контуры торфяников на ней включают торфяные за¬
лежи мощностью от 1 му следовательно, в них наверняка входит
и определенный процент суходольных болот с мощной торфя¬
ной залежью. Но мы сделали это допущение для более достовер¬
ного выяснения общей картины. Торфяные залежи мощностью
меньше 1 м, имеющие в профиле реликтовые признаки таежного
почвообразования, выделены отдельными контурами. Таким об¬
разом, вся болотная территория Сосьвинского Приобья разделе¬
на на две крупные градации. По этой картосхеме видно, что по
площади по крайней мере половина всех болот Сосьвинского
Приобья имеет суходольное происхождение, что является ре¬
зультатом активного развития современного заболачивания. Не¬
большая мощность торфяной залежи этих болот указывает, что
возраст их исчисляется всего несколькими столетиями. Если
принять за средний годовой прирост торфа цифру 2 мм в год, то
возраст болот с торфяными залежами мощностью 30—50 и
100 см равен 150—250—500 годам. Возможно, что-это занижен¬
ные цифры, так как многие исследователи приводят значи¬
тельно более высокие показатели годового прироста торфа —
5 мм в год (Тыртиков, 1968) и 0,5—1 см в год (Веидров и др.,
1966).
Вторым диагностическим признаком наличия современного
заболачивания является общее динамическое состояние почвен¬
ного покрова. Оно характеризуется широким развитием призна¬
ков прогрессирующего заболачивания в полугидроморфных
почвах — торфянисто-подзолистых элювиально-глеевых, торфя-
нисто-элювиально-глеевых и подзолистых почвах А1 — Ёе-гуму-
совых грунтово-глеевых. В суглинисто-глинистых почвах это сле¬
дующие признаки: нарастающее увеличение мощности подстилки
150
Рис. 15. Соотношение площадей торфяников и молодых суходольных болот
на территории Сосьвинского Приобья
/ — торфяники (А0>1 м)\ 2 — болотные торфянисто-, торфяно-глеевые и торфяные почвы
(суходольных болот); 3 — незаболоченные и заболоченные водоразделы с пятнами болот;
4 — долины рек
при смене состава торфообразователей, а именно кустарничков
и зеленых мхов сфагновыми мхами, усиление оглеения профиля
с приближением горизонта стабильного оглеения все ближе к
поверхности, постепенное уничтожение морфологической диф¬
ференциации минерального профиля. В песчано-супесчаных
грунтово-глеевых почвах такими признаками служат нарастаю¬
щее увеличение мощности подстилки, усиление подзолистого про¬
цесса на первых этапах заболачивания и последующее его зату¬
хание, формирование аллохтонного ортзанда и перемещение его
к поверхности, усиление оглеения профиля, связанное с прибли¬
жением уровня почвенно-грунтовых вод к поверхности. Те же
признаки прогрессирующего заболачивания характерны и для
торфяно-глеевых почв, что выражается в нарастающем торфо-
накоплении.
Динамизм всех этих признаков обусловливает большую неу¬
стойчивость разнообразных почвенных комбинаций, компонен¬
тами которых являются перечисленные выше почвы.
При описании почвенного покрова водоразделов мы отмеча¬
ли присутствие активного гидроморфного компонента во всех
почвенных комбинациях, даже наиболее дренированных. Для
каждой комбинации можно было отметить ее эволюцию в на¬
правлении усиления гидроморфизма и признаки этой эволюции
(возникновение обратной зависимости между компонентами
и др.). Мы отмечали также, что благодаря прогрессирующему
современному заболачиванию все компоненты одной комбинации
эволюционно связаны между собой и сменяют одна другую в
пространстве и во времени. То же эволюционное соотношение
существует между разными по степени увлажнения комбинация¬
ми, образующими единый эволюционный ряд.
МЕХАНИЗМ ЗАБОЛАЧИВАНИЯ
Проведенные исследования показали, что в зависимости от конк¬
ретных природных условий, в которых происходит заболачивание,
механизм этого процесса складывается по-разному. Заболачи¬
вание на супесчано-песчаных отложениях происходит путем
оподзоливания, роста ортзанда и засфагновывания, или путем
только оподзоливания и засфагновывания, или, наконец, путем
обводнения, а на суглинисто-глинистых отложениях — в резуль¬
тате подтопления или периодического подтопления и засфагно¬
вывания. Разнообразие типов современного заболачивания даже
при однотипном механическом составе отложений связано с тем,
что каждый из них определяется сочетанием ряда природных
факторов. К этим факторам относятся следующие.
1. Стадия развития болотного массиваиееха-
р а к тер. Имеет значение мощность торфяной залежи и стадия
торфонакопления (эвтрофная, мезотрофная, олиготрофная),
151
степень обводненности, степень заполнения котловины торфяни¬
ком к другие характеристики болотного массива, определяющие
высоту уровня болотных вод и степень влияния болотного мас¬
сива на окружающую территорию.
2. Первоначальный рельеф (до заполнения пониже¬
ний торфяниками). Имеет значение степень вреза понижений,
занятых болотами, рельеф их дна, характер переходов к повы¬
шениям рельефа (постепенный или резкий) и. степень сточности.
3. Характер .почвенной толщи на окружающих
болото территориях (имеется в виду период, когда начи¬
нает сказываться влияние болота). Здесь речь идет о свойствах
почвенной толщи, способствующих заболачиванию, а именно о
наличии: а) уплотненных или цементированных горизонтов (ил¬
лювиального, ортзандового); б) сильновыщелоченных обеднен¬
ных поверхностных горизонтов (подзолистых), облегчающих
поселение сфагнов и поверхностное засфагновывание; в) слабо-
разложившейся, достаточно мощной подстилки, облегчающей
поверхностное засфагновывание; г) переувлажнения и слабой
водопроницаемости верхней части почвенной толщи (все сугли¬
нисто-глинистые почвенные профили).
Заболачивание на легких породах
Наиболее ярко механизм заболачивания проявляется на супес¬
чано-песчаных отложениях. Как уже указывалось, здесь воз¬
можны три варианта механизма заболачивания.
I. О п о д з о л и в а н ке, рост ортзанда, засфагно¬
вывание. Такой механизм заболачивания наблюдается при
тесном контакте (от нескольких метров до 10 м) незаболочен¬
ного соснового леса на подзолистых А1 — Ре-гумусовых почвах
и болота, находящегося в достаточно зрелой стадии развития
(рис. 16). Подъем уровня грунтовых вод на прилегающих к бо¬
лоту участках способствует формированию в контактной зоне
мощного тела цементированного ортзанда, размером до 10 м по
горизонтали. Ортзанд возникает в результате взаимодействия
почвенных растворов и грунтовых вод. Появление ортзанда спо¬
собствует значительному повышению увлажнения в лежащей
над ним почвенной толще. В его краевой части, обращенной к
лесу, резко возрастает интенсивность подзолистого процесса.
Увеличение выноса веществ сверху из подзолистого горизонта
и снизу, обусловливаемое поднимающимися к поверхности грун¬
товыми водами, способствует увеличению горизонтальной и вер¬
тикальной мощности ортзанда/ Постепенное приближение орт¬
занда к поверхности приводит к переувлажнению верхних го¬
ризонтов почвы, что вместе с обедненностыо субстрата (мощный
подзолистый горизонт) создает условия для поселения сфагну¬
ма и поверхностного заторфовывания подзолистой А1 — Ре-гу-
мусовой грунтово-глеевой почвы с превращением ее в маломощ-
152
Рис. 16. Первый тип механизма заболачивания на легких породах
Ландшафты и почвы:/ — сосняк бруснично-лишайниковый, подзолистые А1 — Fe-
гумусовые почвы; //—сосняк бруснично-зеленомошно-лишайниковый, подзолистые А1 — Fe-
гумусовые грунтово-глееватые почвы; III — сосняк кустариичково-зеленомошный с пятна¬
ми сфагнума, подзолистые А1 — Fe-гумусовые грунтово-глеевые почвы; IV — сосняк кустар-
ничково-сфагновый, подзолистые А1 — Fe-гумусовые грунтово-глеевые ортзандовые почвы;
V — сосняк кустарничково-сфагновый (рям), почвы те же; VI — рям, болотные верховые
торфяно-глеевые почвы с глубоким мягким ортзандом на реликтовом профиле подзолистой
А1 — Fe-гумусовой грунтово-глеевой почвы; VII — сосново-березовое осоково-сфагновое бо¬
лото, болотные переходные торфянисто-перегнойно-глеевые почвы с глубоким мягким орт¬
зандом; VIII — осоково-вейниковое низинное болото, болотные низинные перегнойные поч¬
вы. 5—9 — номера разрезов*; А2, Вж — индексы почвенных горизонтов
ный верховой торфяник, в минеральной толще которого наблю¬
даются реликтовые профили подзолистых А1 — Ре-гумусовых
грунтово-глеевых почв. Подобный механизм заболачивания
широко распространен на склонах к болотам. Это подтверждает
частая встречаемость подобных контактных зон с ортзандами,
а также широкое развитие верховых болот с маломощной тор¬
фяной залежью и реликтовыми горизонтами — подзолистым
и ортзандовым в минеральной толще (разрезы 5, 7, 8, 9, 6, под¬
золистых А1 — Ре-гумусовых почв и подзолистых А1 — Ре-гуму¬
совых грунтово-глеевых почв).
II. Олодзоливание, засфагновывание. Такой ме^
ханизм заболачивания является модификацией первого типа в
условиях плоского рельефа и наступания болота на лес, уже за¬
болоченный в результате длительного предшествующего подъе¬
ма грунтовых вод до глубины 1,5—2 м, связанного с постепен¬
ным ростом торфяника в котловине (сфера подобного влияния
торфяника может прослеживаться на расстоянии около 200 м
от краев торфяника). К тому времени, когда болото начинает
наступать, почвы таких лесов оказываются сильно обедненны¬
ми, имеют мощный подзолистый горизонт (30—40 см). Это
можно иллюстрировать разрезом 20 подзолистых А1 — Ре-гуму- 1111 Н. А. Караваева
совых грунтово-глеевых почв. Цементированный ортзанд отсут¬
ствует, но наблюдается формирование уплотненного горизонта
В, в данном случае не играющего ведущей роли в заболачивании.
Переувлажнение профиля создается поднимающимися грунто¬
выми водами; мощный подзолистый горизонт способствует по¬
верхностному засфагновыванию и превращению леса в верхо¬
вой торфяник с реликтовыми профилями подзолистых А1 —
Ре-гумусовых грунтово-глеевых почв.
III. Обводнение. Заболачивание в результате обводне¬
ния наблюдается на определенной стадии развития торфяника
(переходного верхового), когда он заполнил слабосточную кот¬
ловину и сброс избыточной влаги осуществляется путем подтоп¬
ления окружающих территорий (рис. 17). Лесные участки,
испытывающие обводненные, обычно уже в той или иной степени
заболочены, имеют подзолистые А1 — Ре-гумусовые грунтово-
глеевые почвы, часто с цементированным ортзандом, а иногда
с просто уплотненным иллювиальным горизонтом с фрагмента¬
ми ортзанда, располагающимся на глубине 40—50 см. При об¬
воднении присутствие этих горизонтов и общая выположенность
рельефа обусловливают застой вод на поверхности почв, полную
гибель лесного ландшафта, превращение его в обводненное
травяное болото, имеющее реликтовые профили подзолистых
А1 — Ре-гумусовых грунтово-глеевых почв. (Этот механизм за¬
болачивания, как мы увидим ниже, в несколько измененном
виде наблюдается и на суглинистых породах.) Затем происхо¬
дит последовательное заторфовывание обводненных территорий
Рис. 17. Третий тип механизма заболачивания на легких породах
Ландшафты и почвы: I — сосняк бруснично-лишайниковый с вейником, подзо¬
листые А1 — Ре-гумусовые груитово-глееватые почвы; II — сосняк бруснично-мохово-ли¬
шайниковый с вейником, подзолистые А1 — Ре-гумусовые грунтово-глеевые ортзандовые
почвы: III — березово-сосновый лес с голубикой, андромедой, Кассандрой, почвы те же, с
мягким ортзандом; IV — осоковое болото, болотные низинные малоразвитые почвы не ре¬
ликтовом профиле подзолистой А1 — Ре-гумусовой грунтово-глеевой почвы; V— сосняк кус-
тариичково-сфагиовый (рям), верховой торфяник. Аг, С— индексы почвенных горизонтов
154
с .прохождением стадий эвтрофного, мезотрофного и олиготроф-
ного торфонакопления. Эвтрофную стадию эти болота проходят
очень быстро, поскольку химический состав вод и минерального
субстрата очень беден. Поэтому даже нижняя часть подобной
торфяной залежи представлена сразу мезо-олиготрофным тор¬
фом (пушицево-осоково-сфагновым). Такое торфонакопление
обычно формирует толщу мощностью не более 60—70 см. Затем
болото вступает в олиготрофную стадию, характеризующуюся
накоплением торфа преимущественно сфагнового состава. Под
торфяной толщей еще можно отметить стирающиеся следы про¬
филя подзолистых А1 — Fe-гумусовых грунтово-глее'вых почв
(разрез 37 растущего торфяника).
Во всех трех случаях современное заболачивание способст¬
вует установлению гидроморфного (болотного) почвообразова¬
ния, характеризующегося процессом постепенного торфонакоп¬
ления. Иногда этот процесс начинается, как указывалось, сразу
с накопления олиготрофного торфа; иногда (III тип) наблюдает¬
ся последовательная смена эвтрофного торфа мезотрофным и
затем олиготрофным (рис. 18).
I тип Е тип
I Оподзоливание Заарагнобывание
Как показали исследования в окрестностях пос. Сытомино,
в условиях песчаных пород торфяник может влиять «а приле¬
гающую территорию, площадь которой в 4 раза превышает его
собственные размеры.
ииииоилииипиь А
cm ортзанда
лес
Болото
*гар.В
-Грунт oÔb/e
боды
Штип
ОЪВоднение
Лес
Болото
Рис. 18. Механизм заболачива¬
ния на легких породах
Заболачивание на суглинисто-глинистых отложениях
Механизм заболачивания на суглинисто-глинистых отложениях
представляет собой, как правило, модификацию уже рассмот¬
ренных выше случаев заболачивания супесчано-песчаных пород.
Основное различие заключается в том, что заболачивание су¬
глинисто-глинистых отложений происходит большей частью без
участия грунтовых вод, так как рост торфяников и связанные
155
с ним явления на поверхности окружающих участков обычно
опережают подъем глунтовых вод.
I. Подтопление, з атор фовы в а н и е. Влияние грун-
вых вод (фактически болотной верховодки) проявляется в узкой
полосе, обычно не шире нескольких десятков метров, по пери¬
ферии болота, пока торфяник не заполнил свою котловину.
Эта полоса является полуобводненной и имеет режим питания
переходного болота, за ней расположена незаболоченная тер¬
ритория. По мере нарастания торфяника эта обводненная поло¬
са расширяется и начинает наступать на ранее незаболоченный
лес, превращая его в обводненное переходное болото с мало¬
мощной торфяной залежью и стирающимся профилем таежной
почвы (рис. 19, /). Таким образом, этот механизм заболачивания
Inrun
Подтопление-заторфовыВание
Лес Переходное Болото
Болото
Лес Переходное болото
Болото
Рис. 19. Схемы механизмов заболачивания на суглинках
почти аналогичен разобранному для песков заболачиванию в
результате обводнения. Разница заключается в том, что при су¬
глинисто-глинистых водоразделах подстилающий оглеенный сла¬
боводопроницаемый субстрат также обусловливает застой вод
на поверхности, как и цементированный ортзандовый или уплот¬
ненный иллювиальный горизонт на песках. Этот механизм забо¬
лачивания можно назвать подтоплением.
По мере нарастания торфяной залежи полоса переходного
болота превращается в олиготрофное болото. Таким образом,
здесь мы имеем дело с заторфовыванием, совершающимся со¬
вершенно аналогично на песчаных и суглинистых породах.
II. Периодическое подтопление, засфагновы-
в а н и е. Когда торфяник уже заполнил котловину, взаимодейст¬
вие его с окружающей территорией увеличивается и несколько ме¬
няется (см. рис. 19, II). Прежде всего подтопление сказывается на
значительно большем расстоянии. Полоса леса, ставшего переход¬
ным болотом, заметно расширяется. Кроме того, вокруг этой под¬
топленной полосы формируется довольно широкая (несколько
десятков и даже сотен метров) полоса заболоченного леса. По-
видимому, ее появление связано с периодическим небольшим
подтоплением этой территории со стороны болотного массива в
периоды его максимального переполнения водой во время ве¬
сеннего снеготаяния и позднелетне-осеннего максимума осад¬
ков. В условиях плоского рельефа подобное периодическое под¬
топление захватывает значительные площади. В почвах замет¬
156
но возрастает оглеение, влажность подстилки сильно увеличи¬
вается, создаются условия для поселения долгомошников и
сфагнов и последующего засфагновывания. Можно предпола¬
гать, что на этой стадии заболачивания в условиях плоского
рельефа почвенно-грунтовые воды могут оказаться в пределах
почвенной толщи, хотя, как правило, мы не обнаруживали их
до глубины 1,5 м. Такой механизм заболачивания (периодиче¬
ское подтопление, засфагновывание) специфичен только для
суглинисто-глинистых пород на определенной стадии развития
болотного массива в условиях плоского рельефа.
* * *
Таким образом, можно выделить пять вариантов механизма сов¬
ременного заболачивания на территории Сосьвинского Приобья
(табл. 30).
Таблица 30
Типы и механизмы заболачивания и их элементы
Тип забола¬
чивания
Вариант ме-
хаи изма
Элементы механизма заболачивания
Почвенно-грун¬
I
Подъем уровня почвенно-грунтовых вод
товое
Оподзоливание
Рост ортзанда
Засфагновывание (непосредственная смена лесной под¬
стилки на сфагновый торф)
II
Подъем уровня почвенно-грунтовых вод
Оподзоливание
Образование уплотненного горизонта В
Засфагновывание (аналогичное предыдущему)
III
Подъем уровня почвенно-грунтовых вод
Оподзоливание
Образование уплотненного горизонта В или ортзанда
Обводнение
Заторфовыэание (смена лесной подстилки на низинный
или переходный торф)
Поверхностное
IV
Подтопление
Стабильное оглеение почв
Заторфовывание (смена лесной подстилки на переходный
торф)
V
Периодическое подтопление
Усиление оглеения почв
Засфагновывание (непосредственная смена лесной под¬
стилки на сфагновый торф)
Все изложенное .выше показывает, что основной причиной
современного заболачивания на легких породах является подъ¬
ем уровня грунтовых вод, обусловливающих возникновение и
15Т
проявление остальных факторов, следующих неразрывной цепью
один за другим. Таким образом, приостановить или ликвидиро¬
вать процесс заболачивания на супесчано-песчаных водоразде¬
лах можно только путем воздействия на основную причину.
Воздействие на другие факторы не приведет к желаемому ре¬
зультату. Основной причиной заболачивания на тяжелых поро¬
дах является избыток влаги в поверхностных горизонтах, посту¬
пающей с торфяного массива или из заторфовьгвающегося по¬
нижения. При наличии этого фактора, остальные неразрывно
следуют один за другим. Следовательно, на тяжелых породах
приостановить или ликвидировать процесс заболачивания может
только сброс избыточной поверхностной влагй.
Развитие современного заболачивания на территории Сось-
винского Приобья, отражающее географическое проявление раз¬
ных типов и условий заболачивания, показано на рис. 20. Эта
картосхема составлена на основе почвенной карты того же мас¬
штаба, контуры которой были интерпретированы с точки зре¬
ния интенсивности процессов заболачивания. Почвы и комбина¬
ции почв были разделены на четыре группы, представляющие
четыре типа территорий, по развитию в них процессов заболачи¬
вания: слабозаболачиваемые, заболачиваемые, интенсивно забо¬
лачиваемые, болотные.
К слабозаболачиваемым территориям отнесены участки со
следующими сочетаниями почв: 1) с подзолистыми элювиально-
глееватыми, торфянисто-подзолистыми элювиально-глеевыми,
торфянисто-глеевыми; 2) с элювиально-глееватыми кислыми,
торфянисто-элювиально глеевыми и пятнами торфянисто- и тор-
фяно-глеевых; 3) с подзолистыми А1 — Ре-гумусовыми и подзо¬
листыми А1 — Ре-гумусовыми грунтово-глееватыми. Это наибо¬
лее дренированные участки водоразделов, сложенных суглини¬
сто-глинистыми и супесчано-песчаными отложениями.
К заболачиваемым территориям отнесены участки со следую¬
щими сочетаниями почв: 1) с торфянисто-подзолистыми элюви¬
ально-глеевыми и торфянисто- и торфяно-глееватыми; 2) с подзо¬
листыми А1—Ре-гумусовыми грунтово-глеевыми, подзолистыми
А1—Ре-гумусовыми грунтово-глеевыми, с пятнами торфяно-
глеевых почв. Это участки водоразделов, представленные полу-
гидроморфно-гидроморфными почвенными сочетаниями.
К интенсивно заболачиваемым территориям отнесены сле¬
дующие почвенные контуры: 1) подзолистые А1 — Ре-гумусовые
грунтово-глеевые и торфянисто- и торфяно-глеевые; 2) тор¬
фянисто- и торфяно-глеевые. Это участки молодых сухо¬
дольных болот и прилегающие сильно заболоченные участки су¬
ходолов. К болотным территориям отнесена большая часть бо¬
лот— суходольных со значительной мощностью торфяной зале¬
жи и коренных торфяников.
Первые три группы территорий подразделяются на две гра¬
дации по типу современного заболачивания — поверхностного
158
&
Рис. 20. Картосхема типов и интенсивности заболачивания на территории
Сосьвинского Приобья
Незаболоченные и локально заболачиваемые территории: / — суглинки и тяжелые суглин¬
ки; 2—пески, супеси. Заболачиваемые территории: 3—суглинки и тяжелые суглинки;
4 — пески, супеси. Интенсивно заболачиваемые территории: 5 — пески, супеси* 6 — мало¬
мощные торфяные залежи на любом субстрате. Болотные территории: 7 — торфяники
7
(суглинки, глЪны) и почвенно-грунтового (пески, супеси), что
определяет разный характер мелиоративных мероприятий при
их использовании.
Эта картосхема четко показывает, что значительная часть
территории Сосьвинского Приобья является или болотной, или
интенсивно заболачиваемой; это исключает проведение на ней
обычных лесоустроительных и хозяйственных мероприятий без
предварительного коренного осушения. На заболачиваемых тер¬
риториях, особенно при грунтовом заболачивании, ле¬
соустроительные и хозяйственные мероприятия крайне нежела¬
тельны и должны сопровождаться осушительными мелиорация¬
ми. Использовать слабозаболачи:ваемые территории можно
только выборочно, отдельными массивами, с учетом комплекса
местных природных факторов, которые могут стимулировать
заболачивание: близости и характера болотного массива, лито¬
логии почвенно-грунтовой толщи, глубины залегания почвенно-
грунтовых вод и др.
Таким образом, наличие процесса прогрессивного современ¬
ного заболачивания в таежной зоне Западной Сибири оказыва¬
ет глубокое влияние на все природные компоненты этой терри¬
тории, так как является всеобщим для этой зоны процессом.
Активное заторфовывание депрессий, -например, приводит к ни¬
велированию первоначального рельефа и тем самым способст¬
вует изменению первоначальных геоморфологических условий
территории. Первоначальный рельеф водоразделов, несомненно,
был более расчлененным. Рост торфяников в понижениях и
распространение их на суходолы значительно выровняли эту
расчлененность, а на участках с развитием выпуклых торфяни¬
ков даже возник рельеф, обратный первоначальному. Рост тор¬
фяников и нивелирование рельефа значительно и прогрессивно
ухудшают условия стока с поверхности водоразделов, так как
способствуют увеличению аккумуляции влаги в растущих торфя¬
ных толщах и ослабляют поверхностный дренаж водоразделов.
Тем самым современное заболачивание значительно влияет на
гидрологические условия территории.
Огромное непосредственное влияние оказывает современное
заболачивание на растительность и растительный покров. Из
изложенного выше следует, что этот компонент природной сре¬
ды сам играет на определенном этапе активную роль в забола¬
чивании и в нем отражены все стадии этого процесса.
Б. Н. Городков (1946) отмечал, что «сукцессии западносибир¬
ских хвойных лесов идут в направлении заболачивания» и что
«первые сукцессиоиные смены при разнообразии исходных ус¬
ловий полноты и скорости развития серийных стадий в конце
концов приходят к однородным растительным сообществам.—
моховым болотам верхового типа» (стр. 246).
Современное заболачивание на севере таежной зоны способ¬
ствует возникновению многолетней мерзлоты и сопутствующим
159
ей процессам термокарста. Тем самым современное заболачива¬
ние в определенной ситуации влияет и на мерзлотные условия
территории.
При описании основных групп почв средней тайги мы отме¬
чали то большое влияние, которое оказывает современное забо¬
лачивание на генетические свойства почв. Мы проследили гене¬
тические связи между разными почвенными группами, образу¬
ющие единый динамический ряд заболачивания автономных
почв. При описании почвенного покрова те же генетические свя¬
зи были выявлены между его элементарными ареалами и между
разными почвенными комбинациями. Были также выявлены
специфические черты почвенного покрова таежной зоны, непо¬
средственно связанные с процессом современного заболачива¬
ния. Все приведенные выше материалы показывают определя¬
ющее влияние процессов современного заболачивания на генезис
и географию почв рассматриваемой территории.
Таким образом, современнЬе заболачивание четко и сильно
проявляется во всех природных компонентах таежной зоны За¬
падной Сибири. Мы уже отмечали, что этот процесс закономе¬
рен и обусловлен рядом природных факторов, их сопряженным
воздействием. Однако непосредственным толчком-к активизации
автохтонного заболачивания или к наступанию болота на сухо¬
дол часто являются причины на первый взгляд локального по¬
рядка. Прежде всего следует отметить лесные пожары, способ¬
ствующие временному переувлажнению и засфагновыванию,
которые в условиях тайги очень часто приводят к необратимому
заболачиванию территории. К этой же категории причин отно¬
сятся разнообразные лесоустроительные и хозяйственные меро¬
приятия, проводимые с удалением древесного яруса. При опре¬
деленном сочетании природных факторов (близость болотного
массива, слоистость почво-грунтов и др.) сведение древесного
яруса может стимулировать необратимое заболачивание.
Проведенные исследования показали также, что, несмотря на
широкое развитие заболачивания, на некоторых территориях
тайги Сосьвинского Приобья происходит естественное осушение
и разболачивание. Эти территории, по-видимому, испытывают
поднятие, в связи с чем общая дренированность их заметно воз¬
растает. Наблюдается интенсивное врезание уже существующей
речной сети, что обусловливает увеличение сброса поверхност¬
ных и грунтовых вод. Так, например, конкретные признаки на¬
чавшегося в средней части возвышенности Люлин-Вор осушения
(система правых притоков р. Тапсуй) проявляются и в ланд¬
шафте, и в почвенном покрове. К таким признакам относятся:
1. Спуск воды из многих озерных котловин и превращение
их в отмели, зарастающие пионерной растительностью.
2. Отмирание сфагновых мхов по краям болотных массивов
(ширина этой полосы достигает нескольких десятков метров).
3. Появление хорошего хвойного древостоя по краю болот.
160
4. Опускание уровня грунтовых вод на краю болотных мас¬
сивов до глубины 1 м и большей.
5: По окраине (болота, под лесом с хорошим древостоем в
почвах наблюдаются некоторые признаки, присущие почвам ус¬
тойчивого болотного режима (размягченный ортзанд и др.).
Наблюдения показывают, что осушение прежде всего прояв¬
ляется в суходольных частях болотных массивов с маломощной
торфяной залежью. В торфе отмечаются признаки минерализа¬
ции, уровень грунтовых вод значительно понижается. При нали¬
чии размягченного ортзандового горизонта под болотом, начав¬
шееся осушение снова приводит к его цементации, что резко
тормозит дальнейшее развитие этого процесса. Основной массив
торфяника является консервативным телом и в течение дли¬
тельного периода остается пассивным к естественному осуше¬
нию; наблюдается только замедление или остановка роста тор¬
фяной залежи и некоторая минерализация верхних слоев торфа.
Даже на террасах, являющихся примером коренного осушения в
естественных условиях, торфяник мощностью 2,—3 м, оказав¬
шийся в прибровочной части террасы, изменяется крайне мед¬
ленно (первая надпойменная терраса вблизи пос. Сытомино).
Начавшаяся минерализация торфа затрагивает верхние 0,5 м
торфяной залежи в краевых частях торфяника; на его централь¬
ные части глубокое дренирование почти не влияет (только
рост торфяной залежи замедляется). На суходольные болота с
маломощной торфяной залежью коренной дренаж речной сети
(на террасах) оказывает глубокое преобразующее влияние.
В этих случаях даже цементированный ортзандовый горизонт
выключается из системы внутрипочвенного стока. Цементиро¬
ванная глыба ортзанда со всех сторон обтекается растворами и
разъедается химически; к этому добавляется механическое раз¬
рушение ее в обрывах террасы.
Явление осушения мы наблюдали при полевых исследовани¬
ях только один раз на водоразделе и в ряде случаев на речных
террасах, где оно возникло благодаря изменению конфигурации
речного русла. Но в литературе есть указания, что в ряде мест
этот процесс может развиваться, что связано, по-видимому, как
с неотектоникой, так и с независимой от нее разработкой гидро¬
логической сети (Орлов, 1968; Корнилов и Мухина, 1969).
Важно подчеркнуть, что локальность проявления процессов
разболачивания и их крайне редкая встречаемость, их несоот¬
ветствие общей природной обстановке не позволяют рассматри¬
вать их как важный, определяющий для таежной зоны Западной
Сибири процесс. Он развивается на общем фоне широкого со¬
временного заболачивания. В связи с этим только изучение со¬
временного заболачивания позволит понять свойственные За¬
падной Сибири природные закономерности и составить прогноз
изменения природных условий в естественных условиях и в слу¬
чае освоения этой территории.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изложенные выше материалы показывают, что в таежной
зоне Западной Сибири природные факторы почвообразования
(атмосферная переувлажненность, особые геоморфологические
условия, специфический влагооборот, палеогеографические ус¬
ловия и литология отложений), а также генезис и география
почв отличаются самобытностью и, по-видимому, в целом не
имеют аналогов в других регионах земного шара. В связи с этим
в западносибирской тайге возникают инь*е генетико-географиче¬
ские проблемы и пути их решения, чем в других таежных об¬
ластях.
Автономное почвообразование в средней тайге Западной
Сибири представлено тремя группами почв: глеевыми кислыми
(суглинки — глины), подзолистыми А1—Ре-гумусовыми (пес¬
ки-супеси) и органогенными (торф). Генетические особенности
глеевых кислых почв и формирующие их процессы наиболее
полно отражают специфику природных условий. Основным
процессом является элювиально-глеевый; в благоприятных усло¬
виях дренирования происходит формирование морфологических
профилей, сходных с профилями подзолистых почв. Однако
анализ всего комплекса их генетических свойств убеждает в
значительном отличии их от почв на суглинках, описываемых в-1
настоящее время как подзолистые и псевдоподзолистые почвы.
Г енетически подчиненное почвообразование представлено
почвами, формирующимися под воздействием ¡почвенно-грунто¬
вых или болотных вод: торфяно-глеевыми кислыми (формиру¬
ющимися на тяжелых и легких породах) и подзолистыми А1—
Ре-гумусовыми (на легких породах). Особую группу генетиче¬
ски подчиненных почв образуют разнообразные пойменные поч¬
вы. Эти почвы, по-видимому, не являются самобытными и сход¬
ны с аналогичными почвами других таежных областей.
Важно, что в тайге Западной Сибири, где широко распро¬
странено современное заболачивание, удалось выяснить стадий¬
ность развития этих почв, изменение генетических признаков во
времени на разных этапах заболачивания. Основные зональные
закономерности географии почв западносибирской тайги опреде¬
ляются тремя факторами: механическим составом отложений.
162
степенью дренированное™ рельефа и наличием процессов сов¬
ременного заболачивания. В зависимости от этих факторов раз¬
личаются четыре типа формирования почвенного покрова водо¬
разделов: на суглинистых, тяжелосуглинистых, супесчано-песча¬
ных отложениях и на болотных массивах.
В связи с рядом особенностей свойств автономных почв под¬
зональная почвенно-географическая граница между средней и
северной тайгой выявляется на территории Западной Сибири
не по изменению свойств этих почв, а по свойствам генетически
подчиненных почв, то составу и структуре почвенного покрова.
Проведенные почвенные исследования подтвердили широкое
распространение процесса современного заболачивания, явля¬
ющегося закономерным результатом господствующих в запад¬
носибирской тайге природных условий, всеобщим зональным
процессом этой территории.
Благодаря развитию современного заболачивания все авто¬
номные и генетически подчиненные группы почв водоразделов,
а также все элементарные почвенные ареалы внутри каждой
почвенной комбинации и все почвенные комбинации эволюцион-
но связаны между собой, сменяют друг друга в пространстве и
во времени. По существу все группы почв, как и все единицы
почвенного покрова, представляют единый генетический ряд за¬
болачивания. Современное заболачивание определяет также
специфические черты почвенного покрова: широкое развитие ор¬
ганогенных и минеральных гидроморфных почв и распростра¬
нение реликтовых признаков лесного почвообразования в поч¬
вах болотных ландшафтов.
Изучение современного заболачивания, оказывающего вли¬
яние на основные природные процессы, протекающие в западно¬
сибирской тайге, позволяет правильно понять природные зако¬
номерности и дать прогноз изменений природы в естественных
условиях и в случае хозяйственного освоения этой территории.
ЛИТЕРАТУРА
Архипов С. С. Заболачивание суши.
Факторы и пути. М., Гослестехиз-
дат, Ш34.
Венд ров С. ЛГерасимов И. Л., Ку¬
ницын Л. Ф., Нейштадт М. И.
Влатооборот на равнинах Западной'
Сибири и его роль в формировании
природы и пути преобразования.—
Изв. АН СССР, серия <геогр., 1966,
№5.
Геокриологические условия Западно-
Сибирской низменности. М., «Нау¬
ка», 1967.
Городков Б. Н. Движение раститель¬
ности на севере лесной зоны Запад¬
но-Сибирской низменности.— Проб¬
лемы физ. геогр., 1046, вып. \2.
Городков Б. Н., Неуструев С. С. Поч¬
венные районы Уральской области.
Материалы по районированию Ура¬
ла.— Уральск, техн.-экон. сборник,
вып. 5. Екатеринбург, 1923.
Градусов Б. П.} Палечек Л. А. Содер¬
жание и химико-минералогический
состав фракций меньше 0,001 мм
подзолистых почв Обь-Васюганско-
го водораздела.— Научные доклады
высшей школы. Биол. науки, 1968,
№ 4.
Долгова Л. С., Гаврилова И. П. Осо¬
бенности почвенного покрова север¬
ной и средней тайги Западной Си¬
бири.— Материалы к симпозиуму
IV совещания географов Сибири и
Дальнего Востока, вып. 2. Новоси¬
бирск, 1969.
Жаркова А. М. Генетическая схема
болотных формаций Западно-
Сибирской низменности по ланд¬
шафтным зонам.— Изв. Омского
отд. Геогр. об-ва СССР, 1963, вып.
6 (12).
Завалишин А. А. К вопросу о почво¬
образовании в средней тайге За¬
уралья.—.Почвоведение, 1944, № 4—
5.
Зайдельман Ф. Р. Особенности режи¬
ма и мелиорации заболоченных,
почв. М., «Колос», 1969.
Зайдельман Ф. Р., Закс В. Г. Гидро¬
логический режим, экологическая
оценка и мелиорация незаболочен¬
ных и заболоченных легких подзо¬
листых почв с ортзандовыми гори¬
зонтами.— Почвоведение, 1969,
№ 1.
Калашников К. В. Краткая характе¬
ристика подзолов Ханты-Мансий¬
ского национального округа.— Тру¬
ды Моек. с.-х. акад. им. Тимирязе¬
ва, вып. 47, М., 1969.
Кауричев И. С. Особенности генезиса
почв временногоч избыточного ув¬
лажнения.— Автореф. дисс. на со¬
искание учен, степени д-ра с.-х. на¬
ук. М., 1965.
Кац Н. Я. Типы болот СССР и За¬
падной Европы и их географичес¬
кое распространение. М., Географ-
гиз, 1948.
164
Коломыц Э. Г. Режим тепла и вла¬
ги.— В *ки.: Сосьвинское Приобье.
Л., «Наука», 1971.
Корнилов Б. АМухина Л. И. При¬
родные комплексы левобережной
части Среднего Приобья.— В кн.:
Природные условия и особенности
хозяйственного освоения северных
районов Западной Сибири. М., «На¬
ука», 1969.
Кошелева И. Т., Толстухина А. С.
К вопросу об окультуривании почв
Северного Приобья.— Почвоведе¬
ние, 1967, № 2.
Лазарева И. П. Химические свойства
тяжелосуглинистых почв ельников
Карельской АССР.— Тезисы докла¬
дов к IV Делегатскому съезду поч¬
воведов. Алма-Ата, 1970.
Малик Л. К. Влияние рельефа Запад¬
ной Сибири на особенности ее вод¬
ного режима (на примере бассей¬
нов рек Северной Сосьвы, Тавды и
Конды).— Изв. АН СССР, серия
•геогр., 1969, № 5.
Маркова М. Ф. Особенности почвооб¬
разования в условиях Ханты-Ман¬
сийского национального округа.—
Труды Моек. с.-х. акад. им. Тимиря¬
зева, выл. 47. М., 1969.
Мершин А. Я. К изучению почв Хан¬
ты-Мансийского округа Омской об¬
ласти.— В кн.: Сборник памяти
акад. В. Р. Вильямса. М.— Л., Изд-
во АН СССР, 1942.
Морозов С. С., Поляков С. СТе¬
решков Г. М. Почвы центральной
части Ханты-Мансийского нацио¬
нального округа.— Почвоведение,
11961, № 12.
Нейштадт М. И. Об абсолютном воз¬
расте торфяных болот Западной
Сибири.— «Revue Romaine de Bio¬
logie», ser. botanique, 1967, m. 12,
№ 21—3.
Овчинников С. M. Характеристика
почвенного покрова бассейна р.
Вах.— Материалы к симпозиуму
IV совещания географов Сибири и
Дальнего Востока, вып. 2. Оцеш<а
•природных ресурсов Сибири и
Дальнего Востока. Новосибирск,
•1969.
Орлов В. И. Ход развития природы
лесоболотной зоны Западной Сиби¬
ри.— Труды Зап.-Сиб. науч.-исслед.
геол.-развед. нефт. ин-та, вып. 10.
Л., «Недра», 1968.
Почвенно-географическое районирова¬
ние СССР (в связи с сельскохозяй¬
ственным использованием земель).
М., Изд-во АН СССР, 1962.
Пьявченко Я. И. Условия заболачи¬
вания лесов таежной зоны.— Труды
Ин-та леса, т. 23. М., Изд-во АН
СССР, 1964.
Пьявченко Н. И. Некоторые типы бо¬
лот и заболачивание лесов Тюмен¬
ской области.— Труды ин-та леса,
т. 26. М., Изд-во АН СССР, 1955.
Руднева Е. Я. Современные режимы
целинных поверхностно-глеевых
почв среднетаежной подзоны Каре¬
лии.— Тезисы докладов к IV Деле¬
гатскому съезду почвоведов. Алма-
Ата, 1970.
Самбук Ф. В. Ботанико-географичес¬
кий очерк долины реки Печоры.—
Труды Ботанич. музея АН СССР,
вып. 22, Л., 1930.
Скрынникова И. Н. К вопросу об ис¬
тории исследования, принципах
классификации и систематики бо¬
лотных почв СССР.— Почвоведе¬
ние, 1964, № 4.
Смолоногов Е. Я., Фирсова В. Я.
Лесорастительные условия и поч¬
вы возвышенности Люлин-Вор.—
Труды Ин-та биологии Уральск,
филиала АН СССР, вып. 55. Лес¬
ные почвы Урала. Свердловск,
1966.
Сукачев В. Я. Болота, их образова¬
ние, развитие и свойства. Изд. 3.
Л., 1926.
165
Танфилъев Г. И. Пределы лесов в По¬
лярной России по исследованиям в г
тундре Тиманских самоедов. Одес¬
са, .19111.
Таргульян В. О. Почвообразование в
холодных гумидных областях. Ав-
тореф. дисс. на соискание учен,
степени канд. геогр. наук. М., 1967.
Таргульян В. О., Гудина А. Н., Те¬
ремков Г. М., Трофимов В. Т. Поч¬
вы.— В кн.: Природные условия
хозяйственного освоения Тазовско-
го нефтегазоносного района. М.,
«Наука», 1972.
Тыртиков А. П. Заболачивание ле¬
сов севера Западной Сибири и ди¬
намика вечной мерзлоты.— Вести.
МГУ, серия 6. Биология, почвове¬
дение, 1968, № 6.
Указания по классификации и диаг¬
ностике почв. Вып. 1. Почвы та¬
ежно-лесных областей СССР. М.,
«Колос», 1967.
Уфимцева К- А. Своеобразие почвен¬
ного покрова лесной зоны Запад¬
но-Сибирской равнины.—В кн.: Ге¬
незис и география почв. М., «Нау¬
ка», ,1966.
Уфимцева К. А. Почвы таежной зоны
Обь-Иртышского междуречья.— В
кн.: Природные условия и особен¬
ности хозяйственного освоения се¬
верных районов Западной Сибири.
IM., «Наука», 1969.
Федорова Н. М. Температурный ре¬
жим суглинистых почвогрунтов во¬
доразделов Сосьвинского Приобья.
Западной Сибири и некоторые ас¬
пекты современного почвообразо¬
вания.— Почвоведение, 1970, № 3.
Флеров Л. ФГ Ботанико-географиче¬
ские очерки. II. Образование болот
и зарастание озер в северо-запад¬
ной части Владимирской губер¬
нии.— Землеведение, 1899, кн 1/2.
Фридланд В. М. О структуре поч¬
венного покрова главных почвен¬
ных зон и подзон западной части
Советского Союза.— Почвоведение,
•1967, № 5.
Karavayeva N. A. Formation and evo¬
lution of cemented ortstein horizons-
(ironpans) in the taiga zone.—
Transactions of 9-th International
Congress of Soil Science, v. 4, Ade¬
laide, Australia, 1968.
СОДЕРЖАНИЕ
Основные проблемы почвенно-географического изучения таежной зоны
и краткий обзор почвенных исследований 5*
Природные условия Сосьвинского Приобья и основные факторы почво¬
образования Ю
Основные группы почв 14
Глеевые кислые почвы 16
Подзолистые А1—Ре-гумусовые почвы 66
Органогенные кислые почвы 71
Торфяно (грунтово) -глеевые кислые почвы 79
Подзолистые А1 — Ре-гумусовые грунтово-глеевые почвы ... 88
Основные закономерности формирования почвенного покрова 108
Суглинистые водоразделы 107
Тяжелосуглинисто-глинистые водоразделы 114
Супесчано-песчаные водоразделы 115
Болотные массивы 120
Пойменные территории 130
Процессы современного заболачивания 137
Факторы, типы и условия заболачивания 137
Механизм заболачивания 151
Заключение 162
Литература 164
Нина Анатольевна Караваева
Почвы тайги Западной Сибири
Утверждено к печати
Институтом географии АН СССР
Редактор Издательства А. А. Фролова
Художник Н. Аь Седельников
Технические редакторы Н. Ф. Егорова,
Л. Н. Золотухина
Сдано в набор 9/1 1973 г. Подписано к печати
21 /III 1973 г. Формат 60Х90‘/|б. Бумага № 2.
Уел. печ. л. 11,25. Уч.-изд. л. 11,8. Тираж 900.
Т-04808. Тип. зак. 5341. Цена 1 р. 18 к.
Издательство «Наука»
103717 ГСП, Москва, К-62, Подсосенский пер., 21
2-я типография издательства «Наука»
121099, Москва, Г-99, Шубинский пер., 10
грани
ца
22
27
33
33
41
43
50
54
55
162
ИСПРАВЛЕНИЯ И ОПЕЧАТКИ
Строка
Напечатано
Должно быть
Табл. 4., 2 гр.
слева, 6 сн.
ВСз
BCg
Табл. 7, 1 гр.
слева, 1 сн.
ВС
ВСз
Табл. 9, 1—3 гр.
справа, 1 сн.
26
28
Табл. 9, 5 гр.
справа, 1 сн.
8
7
9 св.
элювн а льно-г лееватой
подзолистой элюви-
ально-глееватой
8 св.
макроклиматом
микроклиматом
4 св., 6 гр.
справа
0,5
0,05
Табл. 12, 15 сн.
1—2 гр. слева
72Б1
1>31
24 сп.
Аз
Аг
10 сн.
Ре-гумусовыми
Ре-гумусовыми
грунтово-глеевыми