В.Н.ЕФИМОВ
И ИХ ПЛОДОРОДИЕ
- _
ТОРФЯНЫЕ
ПОЧВЫ

В.ШЕФИМОВ
ТОРФЯНЫЕ
ПОЧВЫ
И ИХ ПЛОДОРОДИЕ
ii
Ленинград
Агропромиздат
Ленинградское
отделение
1986

УДК 63.1.445.12(47)
Рецензенты: ст. научный сотрудник ВНИИМЗ канд. биол. наук
Т. Я. Хохлова, научный консультанг ВНИИТП д-р с.-х. наук А. А. Немчинов.
Ефимов В. Н Торфяные почвы и их плодородие. —. Л.: Агропромиздат.
Ленингр. отд-ние, 1986.— 264 с.
В монографии рассматриваются генезис, состав и свойства торфяных почв
европейской территории СССР, их эволюция при длительном
сельскохозяйственном освоении. Даны параметры плодородия и его формирование в
процессе освоения почв, пути их рационального использования, теоретические основы
удобрения сельскохозяйственных культур, выращиваемых на торфяных почвах.
Рассмотрены вопросы экологическогр последствия мелиорации н химизации
земледелия на торфяных почвах и охраны окружающей среды.
Для научных работников *—почвоведов, агрохимиков.
Библиогр. 381 назв. Ил. 29. Табл. 128.
Виктор Никифоровым Ефимов
ТОРФЯНЫЕ ПОЧВЫ И ИХ ПЛОДОРОДИЕ
Редактор В. А. Алексеева. Художественный редактор С. Л. Шилова. Переплет
художника А. Р. Шилова. Технический редактор Р. Н. Егорова.
Корректор А. У. Фе дорова.
ИБ № 4090
Сдано в набор 30.05.86. Подписано в печать 17.10.86. М-18298. Формат 60X90Vie. Бумага тип
Л» 2. Гарнитура литературная Печать высокая. Усл. печ. л. 16,5. Усл. кр.-отт. 16,5. Уч.-изд:
л 20,05. Изд. № 250. Тираж 2400 экз. Заказ № 4619. Цена 1 р. 80 к.
Ленинградское отделение ордена Трудового Красного Знамени ВО «Агропромиздат».
191166, Ленинград, Невский пр. 28.
Областная типография управления издательств, полиграфии и книжной торговли Иванов-
ского облисполкома, 153628, г. Иваново, ул. Типографская, 6.
_ 3802020000—531 л оя
Е 2—86
035(01)—86
© ВО «Агропромиздат», 1986

Введение
Постановлением ЦК КПСС и Совета Министров СССР
«О долговременной программе мелиорации, повышения
эффективности использования мелиорированных земель в целях
устойчивого наращивания продовольственного фонда страны» от 23
октября 1984 г. предусматривается к 2000 г. расширение площади
осушаемых земель до 19—21 млн. га.
В народном хозяйстве СССР использование юрфа идет по
следующим направлениям: топливно-энергетическое,
сельскохозяйственное, лесохозяйетвенное, химическая переработка с целью
получения ценных продуктов (торфяной воск, спирты, фурфурол,
этиленгликоль и др.).
В качестве топлива торф применялся в бедных лесом
губерниях России еще в начале XIX в. После Великой Октябрьской
социалистической революции по плану ГОЭЛРО были построены
первые электростанции на торфяном топливе — Шатурская и др.
При отсутствии в та время альтернативных топливных
источников торф сыграл йоложительную роль в обеспечении стра:
ны энергетическим сырьем, его топливно-энергетическое
использование преобладало вплоть до 80-х годов XX столетия.
Несмотря на то, что в настоящее время торф играет
незначительную роль в топливном балансе страны (1,4 %) до сравнению с
каменным углем, нефтью и газом, в 1980 г. его было добыто
огромное количество—127,3 млн. т (в воздушно-сухом
состоянии). При этом уничтожаются большие площади низинных
торфяников, пригодных под сельскохозяйственное освоение, что при
наличии более калорийных видов топлива нерационально.
Выработанные торфяники, как правило, отличаются низким
плодородием и с трудом поддаются окультуриванию. Поэтому
приоритет должен быть отдан_ лесохозяйственному и
сельскохозяйственному освоению болот, химической и биохимической
переработке тбрфа.
В сельском хозяйстве торф используют в качестве подстилоч-
з

ного материала для скота, для приготовления компостов, торфо-
грунтов для овощеводства защищенного грунта; торфяные
массивы используются для возделывания сельскохозяйственных
культур и создания лугов
По масштабам"' освоения торфяных почв под лесное и сельское
хозяйство Советский Союз занимает первое место в мире.
Площадь осушенных торфяных почв в лесном хозяйстве составляет
5 млн га, в сельском хозяйстве — более 2,5 млн ia. Научные
.учреждения страны в последние годы расширяют
научно-исследовательские работы по вопросам мелиорации земель и их
эффективного использования. В Нечерноземной зоне РСФСР, а также
в Прибалтийских республиках и Белорусской ССР будут
осушены значительные площади низинных торфяных почв. Вовлечение
их в сельскохозяйственную культуру гораздо выгоднее, чем
использование торфа на удобрение, а тем более сжигание его в
качестве топлива. Освоение низинных торфяных почв позволит
внести определенный вклад в решение Продовольственной
программы СССР, главным образом путем расширения кормовой
базы животноводства, так как эти почвы наиболее
приспособлены для возделывания многолетних трав.
Рациональное использование мелиоративных торфяных почв
невозможно без познания генезиса, состава, свойств и научной
классификации их целинных аналогов. Однако до недавнего
времени объектом исследования ученых была не торфяная
почва, а торфяная залежь; ^геологов и химиков-технологов не
интересовал самый верхний слой этой залежи — торфяная почва.
Поэтому несмотря на большое количество статистически
достоверных данных по составу различных типов торфа сами торфяные
почвы исследованы гораздо слабее. Даже почвоведы образцы
торфа на анализ нередко берут произвольно из разных глубин,
тогда как для познания генезиса, состава и свойств почв
необходимо взятие образцов по всему почвенному профилю с учетом
изменения ботанического состава и степени разложения торфа.
Это связано с тем, что при освоение торфяных почв по мере
сработки органогенного горизонта на поверхность выходят
нижние слои, которые по своему составу и свойствам могут
значительно отличаться от верхних.
Научной основой мелиорации торфяных почв является теория
процессов, идущих в освоенных и целинных почвах. Поэтому
изучение состава и свойств последних и их изменения при
сельскохозяйственном освоении представляется весьма актуальным.
В теории болотного процесса почвообразования ведущее место
должно отводиться вопросам превращения растений-торфообразо-
вателей в торф, происхождению органической й минеральной
частей торфа и их трансформации, процессам накопления,
превращения и передвижения веществ в целинных и освоенных
торфяных почвах, раскрытию формы их аккумуляции и миграции.
Такой подход имеет как научное, так и прикладное значение,
связанное с эволюцией целинных и освоенных почв, а также с вы-
4

бором рациональных способов освоения и сельскохозяйственного
использования.
Эти вопросы охватывают важные стороны сущности
почвообразования в освоенных почвах. Их органогенной природой
определяются особенности водно-воздушного и теплового режимов,
условий окислительно-восстановительных процессов,
биологической активности, взаимодействия удобрений с почвенным
поглощающим комплексом, питательного режима, т. е. тех вопросов,
которые определяют плодородие. Необходимо отметить, что
параметры плодородия этих почв только еще разрабатываются. При
правильном освоении и включении в почвообразование
агрохимических факторов добиваются расширенного воспроизводства
плодородия, намного превышающего исходное плодородие целинной
торфяной почвы. На освоенных почвах получают зерна 4,5—
5,0 т/га, картофеля—30—40 т/га, кормовых корнеплодов — 70—
120 т/га, белокочанной капусты — 50—80 т/га, сена многолетних
трав — 8—15 т/га. Однако из всех почвенных типов, вовлеченных
человеком в сельскохозяйственное освоение, торфяные почвы в
наибольшей степени подвержены антропогенному воздействию,
что во многом объясняется их органогенным происхождением.
При неправильном освоении эти почвы сравнительно быстро
деградируют и теряют свое плодородие.
Деградация торфяных почв, связанная с их переосушением и
обезвоживанием коллоидов, описана Б.Такке (1930), И. Н. Скры-
нниковой (1957), Г. Окрушко (Okruszko H., 1964). Снижение
влажности торфа ниже 65 % на сухую массу ведет к
прекращению его смачиваемости (гидрофобности) и проявлению
процессов развеивания. ч
В Полесье и лесостепи велика непроизводительная потеря
органического вещества за счет минерализации, приводящей к
быстрой «сработке» торфа (Скоропанов С. Г., 1961).
На северо-востоке европейской части СССР и в Сибири
освоение торфяных почв сопровождается ухудшением
температурного режима и вследствие, этого превращением целинных сезон-
но-мерзлотных почв в освоенные вторично-мерзлотные (Кочетко-
ва В. Л., 1961; Скрынникова И. Н., Вознюк С. Т., Кочетко-
ва В. Л., 1964).
Познав сущность процессов, происходящих при мелиорации
почв, можно избежать многих ошибок, характерных для
практики прошлого. Основы этих процессов изучают путем
сопоставления состава и свойств целинных и мелиорируемых почв
разных сроков освоения либо путем исследования динамики
современных почвенных процессов в целинных и освоенных почвах.
Первый метод дает возможность выявить коренные различия
между ними, второй — сущность современных почвенных
процессов в динамике. В обоих случаях возникают затруднения,
связанные с подбором абсолютного контроля — неосушенной и
неосвоенной почвы. Целинная почва, находящаяся в
непосредственной близости к освоенному массиву, не является абсолютным
5

контрольным вариантом вследствие влияния осушения и на
неосвоенную часть болота, а будучи взятой с другого неосушенного
болота, она, как правило, имеет другие состав и свойства.
В СССР накоплен большой опыт возделывания
сельскохозяйственных культур на торфяных почвах. Более 70 лет возделыва-
ются сельскохозяйственные культуры на осушенных торфяных
почвах Архангельской, Новгородской болотных станций,
опытного поля Тоома Эстонской ССР, Минской и Коссовской болотных
станций Белорусской ССР, Сарненской научно-исследовательской
станции по освоению болот Украинской ССР и на ряде других,
где осушение на научной основе начали проводить еще в 1911—
1914 гг.
Анализ данных по изменению состава и свойств торфяных
почв длительного сельскохозяйственного освоения может быть
полезным при составлении научных прогнозов, касающихся
изменения состава и свойств вновь осваиваемых почв.
Разработка математической модели окультуренной
высокоплодородной торфяной почвы, не имеющей природных аналогов,
чрезвычайно трудна, но крайне необходима. Без нее ученые
будут, как и прежде, заниматься только фиксацией негативных
сторон освоения этих почв, между тем как задача науки состоит
в точном, научно обоснованном прогнозе перспектив их
использования. Это позволит внести предложения о целесообразности
освоения того или иного массива и предложить конкретные
способы его реализации.
Автор предпринял попытку комплексно осветить основные
вопросы генезиса, состава и свойств торфяных почв, рассмотреть
их пригодность к сельскохозяйственному освоению, изменение
при осушении и возделывании, формирование плодородия.
Основная цель — найти пути получения высоких урожаев
сельскохозяйственных культур хорошего качества, с учетом экологических
последствий мелиорации и химизации земледелия, а также
требования охраны окружающей среды от загрязнения.
6

Часть I
ПРОИСХОЖДЕНИЕ, СОСТАВ И СВОЙСТВА
ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Глава 1
БОЛОТНЫЙ ПРОЦЕСС ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
И БОЛОТНЫЕ ПОЧВЫ
Причины развития, условия и сущность болотного процесса
почвообразования. Общая площадь в мире, занятая болотными
почвами, по данным Л. Хейкурайнена (Heikurainen L., 1960)
составляет 150 млн га, Н. Я. Каца (1941)-т-175 млн. га, В. Бэрка
и П. O'Xapa (Burke W., O'Hara P. S., 1962)—220 млн. га.
Преобладающая часть этих площадей находится в СССР. Только
болотных торфяных почв с мощностью торфяного горизонта
более 50 см (Ат>50 см), состоящих на 50—95 % из
органического вещества, в нашей стране около 100 млн. га. Площадь
заболоченных и болотных почв в СССР превышает 200 млн. га
(Миркин С. Л., 1960; Романов В. В., 1961; Пьявченко Н. И.,
1963). Мировые запасы торфа составляют около 275 млрд т, из
них на долю СССР приходится 158 млрд. т, или 57 % Рт мировых
запасов (Оленин А. С, 1972). Болотные почвы встречаются во
многих почвенно-климатических зонах и относятся к интразо-
нальным, хотя в каждой зоне имеют свой зональные особенности.
Основные площади их сосредоточены в таежио-лесной зоне
РСФСР. В европейской части СССР находится 25442 тыс. га
болот, наибольшие площади болот сосредоточены в'Западной
Сибири — 36448 тыс. га, в Восточной Сибири насчитывается
2870 тыс. га, на Дальнем Востоке — 6700 тыс. га.
В России процессы заболачивания впервые,описаны в конце
XIX в. ботаником и географом Г. И. Танфильевым (1888, 1889,
1890, 1898). В результате обширных исследований болот и
заболоченных лесов, он пришел к выводу, что заболачивание суши
связано с вырубками леса и лесными пожарами. Он установил,
что на лесосеках почти сразу же после сведения леса, ранее
не имевшего и следов заболачивания, поселяются влаголюбивые
растения (кукушкин лен); через 3 годами позднее поселяются
уже сфагновые мхи, занимающие все большие и большие
площади. Большая влагоемкость сфагновых мхов и является, по
IV И. Танфильеву, причиной заболачивания лесосек. Заболачи-
7

вание пожарищ он также связывает с поселением на этих местах
влаголюбивой растительности, ее эволюцией и накоплением этой
растительностью избытка воды.
В самом конце XIX и начале XX вв. исследованием процессов
заболачивания занимался А. Ф. Флеров (1898, 1914). Будучи
ботаником, он рассматривал болота как образования
растительности болотного типа, требующей для своего развития
избыточного увлажнения.
Значительный вклад в изучение болот внесли исследования
В. С. Доктуровского (1915, 1922, 1935),,который считал, что
процессы заболачивания развиваются, при застаивании воды и
появлении болотной растительности. Накопившиеся отложения торфа
(торфяники) В. С. Доктуровский относит к геологическим
образованиям.
Р. И. Аболин (1914, 1928), открывший своими работами ланд-
шафтно-географическое направление в изучении болот, отметил,
что при развитии болот как географического ландшафта
происходят J специфические почвенные процессы, обусловленные
переувлажнением и анаэробиозисом.
Наиболее стройная теория заболачивания суши и зарастания
водоемов была разработана В. Н. Сукачевым (1915, 1926).
Заболачивание суши он объясняет гидрологическими условиями
местности и считает, что это явление происходит лишь при
застаивании и накоплении влаги в почве. Постоянное избыточное
увлажнение обусловливает появление болотной растительности. По
его мнению, растения впоследствии могут лишь усиливать этот
процесс. Он считал, что заболачивание лесосек и пожарищ
происходит вследствие уменьшения испарения воды из почвы после
уничтожения леса. Эта теория со?ласуется с ранее проведенными
исследованиями П. Отоцкого (1906), показавшего, что на
безлесных пространствах уровень грунтовых вод находится выше, чем
под лесом. В. Н. Сукачев отмечает, что постоянное
переувлажнение обусловливает развитие особого почвообразовательного
процесса.
Р. И. Аболин и В. Н. Сукачев в самом общем плане отметили
специфическое, особое почвообразование при развитии болота
как географического ландшафта.
Л. С. Берг (1930, 1945) считал все почвы неотъемлемой
частью географического ландшафта, а болотные — обязательным
элементом болотного ландшафта. Следовательно, можно
признать и наличие почвообразовательного процесса при развитии
болот.
Многие ученые-геологи и даже один из ведущих
почвоведов—Н. М. Сибирцев (1900)—не считали торфяные
образования почвами, а относили их к поверхностным геологическим
породам. Противоположной точки зрения придерживался В. В.
Докучаев. В классификации почв 1886 г. среди нормальных почв им
выделен III класс — типичных болотных почв.
Вместе с В. В. Докучаевым многие выдающиеся отечествен-
8

ые почвоведы считали болотные образования почвами
Н(К Д Глинка, П. С. Коссович, В. Р. Вильяме, Д. Г. Виленский,
С А. Захаров, С. П. Кравков). Н. И. Пьявченко (1963)
утверждает что в отличие от геологических образований торф
представляет собой новейшее образование, возникшее в современный
период в основном из болотных растений в результате болотного
процесса почвообразования. Верхние слои торфяников,
подвергающиеся воздействию различных факторов почвообразования и
взаимодействующие с растительностью, представляют собой
почву в полном смысле этого слова.
В. Р. Вильяме (1914, 1915) выступил с критикой понятия о
торфяных образованиях как о геологической органогенной
породе. Болотный процесс рассматривался В. Р. Вильямсом как
обязательная стадия дернового периода почвообразования в его
общей схеме единого почвообразовательного процесса, а
дерновый процесс почвообразования в лесной зоне включает луговую
и болотную стадии развития. По мнению В. Р. Вильямса, все
минеральные почвы таежной зоны со временем должны перейти
в болотные. Неизбежность такой эволюции на лугах он объяснял
прогрессивным накоплением органического вещества в почвах в
результате развития дернового периода почвообразования.
Растения выделенных им рыхлокустовой и корневищной фаз
развития луга сами себя изживают, подготавливая себе смену из ллот-
нокустовых злаков и осок в результате прогрессивного
накопления большого количества разложившегося и полуразложившегося
органического вещества, создания анаэробиозиса, а
следовательно, и перевода некоторых элементов пищи в закисные соединения,
недоступные для рыхлокустовых и корневищных злаков.
В. Р. Вильяме считал, что корневые системы плотнокустовых
злаков снабжены аэренхимой, имеют микотрофный тип питания
и могут снабжать растение элементами питания в анаэробных
условиях. Усиление процессов анаэробиозиса снижает темпы
гумификации и минерализации растительных остатков. В
результате прохождения луга через «плотнокустовую фазу» над
поверхностью почвы формируется органогенный горизонт — торф. В
ходе дальнейшей эволюции луга плотнокустовые злаки и осоки
сменяются мхами.
Несколько иначе, по мнению В. Р. Вильямса, развивается
болотный процесс почвообразования на водораздельных
пространствах под лесами. На водоразделах процесс оподзоливания
настолько обедняет почвы зольными элементами пищи, что на
них после смены леса уже не могут произрастать травянистые
растения и сразу же поселяются сфагновые мхи. Следовательно,
основная причина заболачивания водораздельных территорий и
образования болот заключается в обеднении почв зольными
элементами пищи. Содержание воды в болоте В. Р. Вильяме
рассматривал как следствие большой влагоемкости органического
вещества.
Обстоятельный критический разбор учения В. Р. Вильямса о
а

дерновом процессе был впервые дан В. Н, Сукачевым (1916),
который показал ошибочность его схемы о фазах развития луга.
Заболачивание, по утверждению В. Н. Сукачева, происходит
только в том случае, если первоначально имеются условия для
застаивания воды вследствие водонепроницаемости грунта, или*
отсутствует сток воды.
В. А. Буренков, А. Л. Кощеев и Н. И. Мальчевский (1934),
Н. И. Пьявченко (1963) экспериментально установили, что
причина заболачивания лесосек и пожарищ заключается не в
обеднении почвы зольными элементами питания, а в нарушении
водного баланса территории при уничтожении леса.
Очевидно, подзолообразовательный процесс хотя и имеет
элювиальный характер, в принципе нигде и никогда не может
приводить почвы к такому обеднению зольными элементами,
чтобы на ней не смогли произрастать травянистые растения.
Б. Б. Полынов (1948) отмечал, что пока существует почва,
полного вымывания из почвы элементов питания растений
никогда не может быть.
Представления В. Р. Вильямса о неизбежности смены леса
лугом, а луга болотом были ошибочны, так как леса
заболачиваются, минуя стадию луга. А. А. Кощеев (1951) в
Ленинградской области, Г. Е. Пятецкий (1961) в Карелии
экспериментально установили, что содержание влаги на лесосеках
увеличивается на 230—330 мм по сравнению с почвами, находящимися под
лесом. Следовательно, причина заболачивания заключается не в
недостатке элементов питания для растений, а в нарушении
водного баланса территории при вырубке лесов. Н. И. Пьявченко
(1963), проведя нивелировку поверхности при изучении условий
заболачивания еловых лесов в Вологодской области, показал, что
заболачивание происходит только в замкнутых понижениях и
только иногда на склонах, в местах выхода на поверхность поч-
венно-грунтовых вод. В зоне избыточного увлажнения грунтов
им наблюдалось заболачивание и совершенно плоских мест под
влиянием переувлажнения почв атмосферными осадками.
В настоящее время болотоведы, почвоведы и ученые других
специальностей, работающие в области изучения болот,
придерживаются гидрологической теории заболачивания и
первопричину этого процесса видят в переувлажнении территории. При этом
учитываются географическое положение, рельеф, местная
геологическая обстановка, водопроницаемость грунтов, характер
поверхностного и внутрипочвещюго стока, наличие или отсутствие
вечной мерзлоты, подтопляемость территории уже
существующими болотными массивами. Важное значение придается
нарушениям естественно сложившегося водного баланса территории
вследствие вырубки лесов, ветровалов и пожарищ. Иными словами,
современный уровень знаний не позволяет принять схему
болотной стадии дернового периода В. Р. Вильямса.
Часть болот образовалась при зарастании водоемов, которые •
становились очагами возникновения болот на части торфяных
J0

ассивов Сущность процесса образования болот этого типа
дельно описана В. Н. Сукачевым (1926), а в последующем —
И Д Богдановской-Гиенеф (1945), Н. И. Пьявченко (1963, 1985)
и другими исследователями. При заторфовывании водоемов
процессу болотного4 почвообразования предшествует стадия осадко-
накопления (образования озерных мергелей, глин, песков, сапро-
пелей). По мере заполнения водоема осадками донная
растительность появляется над поверхностью воды, а в мелководной
прибрежной части озер начинаются процессы болотного
почвообразования. Основным итогом этого процесса является
формирование профиля торфяной почвы.
В случае заболачивания суши образование торфяной почвы
идет по другой схеме. Постоянно избыточное переувлажнение
минеральной почвы приводит почти к полному насыщению
почвенных пор влагой. Проникновение в почву атмосферного воздуха
сильно замедляется. Вода, проходя через гумусовые горизрнты
почв, полностью лишается кислорода. Анаэробиозис приводит к
оглеению минеральных горизонтов и появлению закисных
соединений. Жизнедеятельность аэробных микроорганизмов-сапрофа-
гов подавляется. Это приводит к резкому замедлению процессов
минерализации растительных остатков. Развивается фитоценоз,
приспособленный к создавшимся условиям. Над глеевым
горизонтом начинает формироваться органогенный горизонт, состоящий
из полуразложившегося органического вещества — торфа. На
первой стадии своего развития органогенный горизонт Ат
составляет менее 50 см и подстилается минеральным глеевым
горизонтом G. При дальнейшем нарастании толщи торфа образуется
горизонт Ат. Глеевый горизонт остается как реликт прежнего
почвообразования (Schelling J., 1960; Hammond R. F., 1964,
1958). Толща торфа может достигать нескольких метров.
Раньше вся торфяная залежь отождествлялась с торфяной
почвой. Разграничение понятий «торфяная почва» и «торфяная
залежь» дано Д. А. Герасимовым (1937), а вслед за ним и
И. Н. Скрынниковой (1954, 1955). И. Н. Скрынникова
предлагает разделять всю толщу торфяной залежи на торфяную почву и
торфорганогенную породу, которая является одновременно и
материнской породой для торфяной почвы. К торфяной почве
она относит верхний биологически активный (35—50, максимум
70 см) слой торфяника, в котором анаэробные процессы
периодически сменяются аэробными. Здесь происходит частичное
разложение растительных остатков. Нижняя граница почвы
совпадает с максимальным опусканием грунтовых вод во время летней
подсушки торфяника и нижней границей корнеобитаемого слоя.
Более глубокие слои торфа относятся к торфорганогенной породе.
Здесь при постоянном избытке влаги господствуют анаэробные
процессы и осуществляется консервация торфа.
Границей, разделяющей верхнюю часть торфяника, где
происходит современное почвообразование, и нижнюю часть с поро-
дообразовательными процессами, является зона устойчивого за-
11

Рис. 1. Категории
земной поверхности
(по Б. Б. Полынову,
1948); стрелки
означают направление
движения влаги
тухания почвенных процессов. Иными словами, верхняя часть
профиля торфяника является современной почвой, а нижние
слои — погребенными почвенными горизонтами, служащими
своеобразной материнской породой для современной почвы. В
случае образования торфяника по типу зарастания водоемов
самые нижние его слои проходят стадию озерного осадконакоп-
ления.
Б. Б. Полынов (1948) объясняет многие стороны болотного
процесса почвообразования. Согласно его учению любой
географический ландшафт (непременным компонентом которого
является почва) не представляет собой равновесной системы, а
находится в состоянии неизменного развития. Эти изменения в
ландшафте находят свое отражение и в почвах. При разработке
учения об образовании и развитии почв н& земном шаре Б. Б. По-
лыновым в общем плане выделены 3 крупные категории
поверхности:
1) повышенные, с глубоким залеганием грунтовых вод, с
элювиальным почвообразованием (/);
2) пониженные, с накоплением вынесенных продуктов
почвообразования — супераквальное почвообразование (генетически
подчиненные почвы, по П. С. Коссовичу; //);
3) подводные, или субаквальные, поверхности, с подводным
•или субаквальным почвообразованием (рис. 1, ///).
Б. Б. Полынов считает, что элювиальному почвообразованию
соответствует находящееся в прямой зависимости от него
супераквальное и даже субаквальное почвообразование. Следует
учитывать, что идеи об элювиальном, супераквальном и субакваль-
ном почвообразовании были высказаны Б. Б. Полыновым в
общем плане развития земной поверхности. В сферу субаквального
почвообразования он включил весь Мировой океан. Очевидно,
озера, моря и океаны являются не зоной почвообразования, а
зоной осадконакопления. Почвообразование начинается только в
прибрежной зоне, после появления донной растительности над
поверхностью воды.
Согласно мнению Б. Б. Полынова об образовании и развитии
ландшафтов и почв как компонента этого ландшафта торфяные
почвы могут представлять собой продукт начального субакваль*
ного почвообразования. В случае развития болотного процесса
по типу зарастания водоемов на первых стадиях в глубинной их
12

Рис 2 Схема развития минеральных подпочв торфяного месторождения Клон-
заст округа Оффали в Ирландии (по R. F. Hammond, 1964):
п В —минеральная почва вне болота; Si — минеральная почва на окрайке болота (хорошо
ячиитая реликтовая), S2 — минеральная почва в пределах болота (умеренно развитая ре-
иктовая) 5з — минеральная почва в пределах болота (неразвитая реликтовая почва);
л 54 — минеральная почва в центре болота, ледниковая глина, песок, мергель)
части преобладают процессы осадконакопления. По мере
заполнения ими водоема и появления донной растительности над
водной поверхностью, получают развитие процессы болотного
почвообразования.
В случае заболачивания суши очагами этого процесса почти
всегда являются замкнутые понижения (Пьявченко Н. И., 1954,
1955). В них создаются условия постоянного переувлажнения, а
следовательно, и возможность для развития болотного процесса
почвообразования. Вероятно, эти элементы ландшафта
периодически (возможно, и постоянно) находятся в условиях субаквально-
го почвообразования, если считать, что в сферу субаквального
почвообразования входят поверхности, покрытые тонким слоем
воды.
В случае одновременного начала процессов элювиального и
субаквального почвообразования заболачивание развивается
одновременно с элювиальным. По мнению Б. Б. Полынова,
ландшафт не остается неизменным во времени. Эти изменения могут
быть медленными, измеряемыми геологическим^ эпохами или,
наоборот, быстрыми, вызванными силами природы либо
вмешательством человека. Изменение ландшафта приводит к
изменению почв как составной его части. В случае появления но&ых
переувлажненных территорий, вызванных естественным
развитием ландшафта или вмешательством человека (вырубка лесов,
пожары, ошибки при гидротехническом строительстве и т. д.),
болотный процесс накладывается на предшествовавший процесс
почвообразования. В этом случае минеральные почвы,
находящиеся под торфяными почвами, следует относить к реликтам.
Экспериментальное подтверждение высказанным положениям
мы находим у Р. Хаммонда (Hammond R. F., 1964, 1968),
исследовавшего стадии развития верховых болот и минеральных
подпочв в Центральной Ирландии (рис. 2). Минеральные подпочвы
и торфа различны не только по морфологическим признакам, но
и имеют различный возраст, что подтверждено радиоуглеродным
методом, а также физико-химическими анализами. Современный
Центр торфяника, исследованного Р. Хаммондом, вышел из
стадии озера б9реального периода 7540 лет назад, т. е. нижние слои
Центра торфяника начали свое образование в условиях
субаквального почвообразования, по Б. Б. Полынову. Минеральное
13

ложе центра болота не дифференцировано на почвенные
горизонты ни морфологически, ни по физико-химическим
показателям. Очевидно, болотный процесс почвообразования не
накладывался здесь на какой-либо другой. Абсолютный возраст верхних
слоев минерального ложа центра болота составляет 9000 лет, а
возраст нижних слоев торфа в центре 7540±125 лет. На окрайке
болота нижние слои торфа начали формироваться всего 1710±
±100 лет назад. Минеральное ложе болота там представлено
хорошо развитой почвой, сохранившей строение генетических
горизонтов, подтвержденное физико-химическими показателями. Эта
почва имеет все признаки зональной бурой подзолистой почвы,
находящейся вне болота. Между минеральным ложем центра
болота и минеральной почвой вне болота идет целая гамма
переходных реликтовых почв, где болотный процесс наложился на
прежнее подзолообразование. Вследствие того, что нижние слои
торфяника, находящиеся на всех уровнях минерального ложа
болота, сформированы одним и тем же лесотопяным торфом,
Р. Хаммонд и делает обоснованное заключение о том, что
факторы, регулирующие развитие фитоценоза, были почвенными и
действовали независимо от времени.
Радиоуглеродный метод позволяет с достаточно большой
точностью определить возраст современных торфяников и
торфяных почв. Время образования самых древних слоев торфа
современных торфяников совпадает с окончанием последнего
оледенения на территории Северного полушария. Абсолютный
возраст голоцена (послеледникового периода), по данным
М. И. Нейштадта (1965), определяется в 12 тыс. лет. В голоцене
и образовались современные торфяники.
В европейской части СССР наиболее древние слои торфа
начали свое формирование около 10 тыс. лет назад. М. И. Нейш-
тадт, используя метод абсолютных датировок по 14С и увязав их
с данными пыльцевого анализа и стратиграфией болот,
определяет возраст Шуваловского торфяника под Ленинградом в
8770±295 лет, Осеченского торфяника Калининской области —
в 9575±305 лет, а Половец-Купанского Ярославской области
(вместе с подстилающими торфяник сапропелями)—в 11975±
±370 лет. Средний ежегодный прирост торфа на этих болотах за
все время их развития составлял от 0,27 до 0,65 мм в год.
Начало образования современных торфяных почв в странах Западной
Европы и Северной Америки приурочено к этому же времени.
М. Салми (Salmi M., 1963), К. Толонен (TolonerTK., 1963)
определяют возраст торфяников Финляндии в 7000—8500—9000 лет,
Р. Хаммонд (Hammond R. F., 1968) торфяника Ирландии —
7540 лет, Г. Финней и Р. Фарнхейм (Finney H. R., Farnham R. S.,
1968) утверждают, что воды с ледниковых равнин в Северной
Америке отступили It700—14 000 лет назад. Наиболее древние
слои торфа в торфяниках Аляски, США, Канады, странах
Северной и Центральной Европы начали свое формирование 9000—
10 000 или 11000—12 000 лет назад.
И

Следовательно, современные торфяники Север*™ "!^^™
«вникли в послеледниковый период. Наряду с **ими ч^с^1ИУ-
^т и более древние погребенные торфяники, сформировавшиеся
в межледниковые эпохи несколько десятков тыс** %™^***'
В связи с тем, что процесс заболачивания пр# Л^4^И1^"СП1-
увлажнения территории>1 в большинстве случа^ н^0рзтим в
торфяных почвах происходит постоянное нарастав щ ^
фа. Необратимость процесса заболачивания особе^° заметна на
европейском Севере таежно-лесных областей СС„ ' хаРактеРи"
зующихся пониженным испарением, геологически молодостью
поверхностных образований, слабой расчленеш*0стью РельеФа»
бедностью пород и почв, слабой минерализацией иочвенно-грун-
товых вод. В этих условиях процесс заболачивай*** может
начинаться сразу по верховому типу. Однако нараста**йе толщи ™Р~
фа даже при благоприятных климатических^ усло0**ях для тоРФ°"
образования небеспредельно.
Типичные верховые торфяники имеют рыпуклУ10 повеРхность.
В Ленинградской области превышение центра вер*дВЫХ Т0РФЯНИ;
ков над периферией часто достигает 4—5 м, в Архангельской
и Вологодской областях — 2—3 м, а в описанном еЩе • и* *ан"
фильевым Шуваловском торфянике под Лен#*1ГРадом — ° м*
Н. Я. Кац (1948) считает, что предел превышен^ ^Р? ™иг°-
трофных торфяников над окрайкамч составляет ° м# 11осле
этого торфяник прекращает свой рост в высоту, так как ПРИ
большой выпуклости поверхности он уже неспосо^ен удерживать
воду, а приход влаги за счет атмосферных осаДков не пРевы"
шает расхода по стоку с поверхности.
Заболачивание новых территорий в совре^енныи пеРи°Д
Д. А. Герасимов (1931, 1932) объясняет подтог^ением стаРых
сфагновых болот по периферии и разрастанием б°лотных
массивов вширь. В ряде случаев поверхность центра, з#**ятая Т0РФЯНЫ"
ми почвами прекративших рост в высоту торфя*!***08' п°ДвеРга"
ется растрескиванию и разрушению благодаря промерзанию и
воздействию других климатических условий. На ПовеРхности та*
кого болота развивается грядово-мочажинный и грядово-озерко-
вый рельеф. Сфагновые мхи на грядах заменяются лишаиниками>
а в понижениях — печеночниками.
Олиготрофные выпуклые болота с явно выра#еНН™и РегРес*
сивными явлениями в своем центре описаны * Прибалтике
И. Д. Богдановской-Гиенеф (1936, 1956). Она с^та?т> ч7° Рег"
рессивные явления в подзоне северной тайги европеискои части
СССР развиваются в результате воздействия низ#их темпеРатУР>
высокой влажности воздуха, ослабляющей тpaнcIl**Paцию, и мед"
ленного оттаивания торфа весной.
Классификация болот и болотных цОчв
Подход к классификации болотных почв во мИ°гом отличенот
систематизации болот и торфяников, однако имее? и очень много
15

общего. Систематизации болотных почв предшествовали
обширные исследования болотоведов по классификации болот и
торфяников.
Остановимся кратко на основных вопросах классификации
болот. Г. И. Танфильевым в основу их систематизации были
положены различия в условиях водного питания торфов. К. А. Вебер
(Weber К. А., 1904) в зависимости от требовательности растений-
торфообразователей к элементам питания выделил евтрофные,
мезотрофные и олиготрофные типы болотных растений и
соответственно сформированные ими низийные, переходные и верховые
торфа. В основу подразделения торфяников был положен
принцип топографии поверхности. Низинные торфяники
располагаются в понижениях и, имея плоскую или вогнутую поверхность,
формируются под воздействием вод, богатых элементами
литания. Сюда были отнесены лесные ольшаниковые, тростниковые
и злаково-осоковые торфяники. Верховые торфяники имеют
выпуклую поверхность, а следовательно, и питание их происходит
за счет атмосферных вод, бедных зольными элементами.
Образование торфа в этом типе болот происходит в основном за счет
сфагновых мхов. Переходные торфяники по условиям формирова-
вания занимают промежуточное положение.
По гипотезе К. А. Вебера (Weber К. А., 1904), нарастающие
слои торфа постепенно удаляются от уровня грунтовых вод,
вследствие чего в верхних слоях возрастет недостаток
питательных веществ, что вызывает смену типов торфа — от низинных
через переходные к верховым*.
B. Н. Сукачев (1926) в основу классификации болот положил
тип водного питания. По этому принципу все многообразие болот
он разделил на 2 группы: болота грунтового и атмосферного
питания. Болота первой группы делятся на низинные (травяные, гип-
новые, лесные) и переходные (травяно-переходные и лесные
переходные). Болота атмосферного питания — верховые.
Хотя переходные торфяники и отнесены В. Н. Сукачевым к
группе болот грунтового питания, в последующем обнаружилось,
что ряд из них по своим свойствам ближе к верховым, чем к
низинным. Причина этого явления заключается в различной
степени минерализации вод, питающих низинные и переходные
торфяники.
C. Н. Тюремнов (1949) за основу классификации болот
принимает величину обеспеченности торфов зольными элементами.
По этому принципу он делит болота на следующие типы:
Низинные — с зольностью субстрата 5—18% при рН 5,5—7,0
Переходные » » 4—5 % при рН 4,5—5,5;
Верховые » » 2—4 % при рН 3,5—4,5.
В зависимости от степени увлажнения С. Н, Тюремнов под-
* На европейском Севере СССР вследствие повышенного коэффициента
увлажнения территории, бедности минеральных пород, почв и наличия
грунтовых вод, заболачивание может начинаться сразу по верховому типу.
16

оазделяет болота на 3 подтипа: слабо, средне и сильно
увлажненные. Со степенью увлажнения связаны группы
растительности: древесная, древесно-травяная, травяная, травяно-моховая.
Дальнейшее подразделение на фитоценозы обусловлено
преобладанием того или иного вида растений современного растительного
покрова (олыпаниковые, хвощовые, тростниковые, осоковые,
сфагновые и др.).
По нашему мнению, в условиях одинакового климата
характер заболачивания и торфонакопления определяется рельефом
местности. Естественно, что в вопросах классификации болот
большое значение придается геоморфологическим признакам и, в
частности, характеру ложа болота и его местоположению в
общем рельефе местности.
Попытка глобальной классификации болот, основанной на
различиях торфонакопления на земном шаре, предпринята
А. А. Ниценко (1967). Характер торфонакопления определяется
различиями климата, а в условиях одинакового климата —
геоморфологическими условиями местности (положением болота в
рельефе и характером ложа).
Н. И. Пьявченко (1963) считает, что объективными
критериями классификации типов, подтипов болот и торфов являются
величина рН, общее содержание СаО и степень насыщенности
поглощающего комплекса торфа кальцием и магнием.
х Характерно, что классификации русских почвоведов всегда
носили генетический характер. Деление на типы почвообразования
проводилось не по формальным признакам, а с учетом
направленности, сущности самого процесса почвообразования. Это
полностью относится и к болотным почвам.
Первую наиболее удачную классификацию болотных почв
дал А. А. Немчинов (1949). Он считает, что генезис болотных
почв обусловлен общими законами почвообразования. В основу
классификации почв болотного ряда европейского Севера СССР
он положил состав участвующих в почвообразовании вод,
определяющим признаком которых является их жесткость.
Степень минерализации (жесткость) вод определяется
количеством растворимого в них углекислого кальция. Показатель
жесткости вод ранее выражался в немецких градусах (1 немецкий
градус, или 10 мг/л СаО), и, по определению А. В. Пичугина
(1956), жесткость составляет для вод верховых торфяйнков 2°,
переходных — 3—6° и низинных — 5—6°. В карбонатных
торфяниках она достигает 40°. В настоящее время жесткость вод
выражается в мг-экв. (Ca2++Mg2+) на 1 л~и составляет для верховых
болот 1,11 мг-экв., переходных—1,67—3,34 мг-экв., низинных —
2,79—3,34 мг-экв. А. А. Немчинов (1949, 1957) отмечает, что в
условиях северной части таежной зоны на бескарбонатных
моренных и покровных породах преобладают мягкие грунтовые воды.
Жесткие воды привязаны здесь лишь к карбонатным
отложениям. Исходя из различий в жесткости вод, питающих заболоченные
и болотные почвы, он предлагает различать два основных типа
17

почв: увлажняемые мягкими и слабожесткими и увлажняемые
жесткими водами. В основу подразделения на подтипы им
приняты этапы развития почв: минеральные заболоченные и слабо-
оторфованные почвы; мелкооторфованные с мощностью торфа
5- -15—50 см и торфяно-бологные почвы.
^Подтипы торфяных и мелкооторфоваиных почв
подразделяются на группы на основе ботанического состава торфа.
Деление почв болотного ряда на типы в зависимости от
увлажнения слабожесткими, мягкими или жесткими водами более
обосновано с генетической точки зрения, чем выделение болот
атмосферного и грунтового питания. Если понятие «атмосферный
тип питания» ассоциируется с крайней бедностью вод зольными
веществами и с образованием под их воздействием олиготроф-
ных болот, то «грунтовый тип питания» ассоциируется обычно с
богатством вод зольными элементами и евтрофными болотами.
Между тем известно, что в северной части таежной зоны
преобладают мягкие и слабожесткие грунтовые воды, цоэтому
выделение типов болотных почв по степени жесткости увлажняющих их
вод более обоснованно.
Как указывает А. А. Немчинов (1957), характер вод
определяет видовой состав растений-торфообразователей, скорость и
качественные различия процессов минерализации и гумификации
растительных остатков.
Растительность болотных почв, формирующихся под
воздействием мягких вод, представлена видами, нетребовательными к
условиям произрастания. Процессы минерализации и
гумификации торфообразователей протекают в весьма замедленном темпе.
Происходит отложение торфа, обладающего высокой
кислотностью, низкой зольностью и ненасыщенностью Ьснованиями.
При формировании болотных почв под воздействием жестких
вод растительность требовательна к условиям питания и имеет
хорошее развитие. Минерализация и гумификация растительных
остатков происходят значительно быстрее. Образующийся торф
характеризуется слабокислой, нейтральной или слабощелочной
реакцией, повышенной зольностью и насыщенностью
основаниями.
Однако, как показали дальнейшие исследования, корреляция
между ботаническим составом торфообразователей и зольным
соаавом торфа наблюдается лишь в нормальнозольных
торфяных почвах, где минеральные вещества генетически связаны с
минеральным веществом торфообразователей.
Данные М/ Н. Никонова (1955, 1960) свидетельствуют об
отсутствии подобной связи для группы высокозольных торфов,
которые значительно распространены в южной тайге и лесостепи и
меньше встречаются на европейском Севере.
Классификация болотных почв И. Н. Скрынниковой (1964)
имеет более общий характер. В пределах страны ею выделены
4 зональных типа болотных почв: 1) болотные верховые
(атмосферного увлажнения); 2) болотные низинные (грунтового ув-
18

жнения); 3) лугово-болотные суббореального пояса; 4) лугово-
гГлотные и болотные полупустынь и пустынь.
В бореальном поясе ею выделены 4 фации болотных по^в:
вропейская, западно-сибирская длительно-мерзлотная, восточно-,
сибирская мерзлотная, дальневосточная камчатская
(океаническая). о
В пределах европейской фации в типе болотных верховых
почв выделяются подтипы: торфяно-глеевый, торфяной и
переходный торфяной.
В сибирских фациях выделены подтипы, различающиеся по
характеру мерзлотности, а в океанической фации — подтип тор-
фяно-глеевых почв.
Роды выделяются по составу торфообразователей. Для торфя-
но-глеевых почв и почв на маломощных торфяных залежах
родовым признаком является состав породы, подстилающей
торфяную залежь (на песках, суглинках и глинах). Виды тарфяных
почв верхового типа выделяются по мощности торфяного
горизонта, торфяной залежи и мощности очеса.
В типе торфяных низинных почв европейской фации
выделены 5 подтипов: 1) торфяно-глеевые обедненные; 2) торфяные
обеднённые; 3) торфяно-перегнойно-глеевые; 4) торфяно-пере-
гнойные; 5) иловато-торфяные (вторично заиленные).
Родовое подразделение торфяных почв низинного типа
проводится по составу торфообразователей. Кроме того, в качестве
родовых подразделений для высокозольных торфяных низинных
почв принят состав грунтовых вод и минеральных включений
(заиленные, железистые, карбонатные, сульфатные, сернокислые,
пепловые). Видовое подразделение производится по мощности
торфа и степени его разложения.
В классификации И. Н. Скрынниковой нашли отражение
зональный характер распространения почв, их генезис,
ботанический состав и степень разложения торфа, характер водного
питания, состав зольной части торфа.
Необходимо отметить, что в научной литературе по
почвоведению до сих пор понятия «торфяная», «болотная» и даже «тор-
фяно-болотная почва» принимаются как синонимы. Отсутствие
четкости в терминологии порождает путаницу по существу
вопроса. Между тем понятие «болотные почвы» более широкое,
нежели «торфяные», и относится к группе почвенных типов,
объединенных в гидроморфный генетический ряд. Наряду с
болотными торфяными почвами (Ат>50 см) к этому ряду почв
относятся и болотные почвы без явно выраженных процессов торфона-
копления (болотные почвы зоны сероземов). В этой связи
совершенно не оправдано введение термина «торфяно-болотные
почвы»,- ибо неболотных торфяных почв не существует. Приняв
болотные образования за почвы, мы должны включить их в общую
классификацию почв СССР, так как основой всех почвенных
классификаций со времен В. В. Докучаева является почвенный
генетический тип.
2*
19

Каждый почвенный тип формируется и развивается в
сопряженных биологических, климатических и гидрологических усдо-
виях и характеризуются проявлением основного процесса
почвообразования при возможном сочетании с другими процессами.
Характерные черты почвенного типа определяются: 1)
однотипностью поступления органических веществ и процессов их
превращения и разложения; 2) однородным комплексом процессов
разложения минеральной массы <и синтеза минеральных и орга-
номинеральных образований; 3) однотипным характером
миграции и аккумуляции веществ; 4) однотипным строением
почвенного профиля; 5) однотипной направленностью мероприятий по
повышению и поддержанию плодородия почв (табл. 1).
1. Схема классификации почв СССР
Эколого-генетические
(биоклиматические) группы
Тип почв по ге этическим рядам
автоморф ный
полугидро-
морфный
гидроморф -
ный
пойменио-
аллювиальный
Почвы тундровых и
арктических областей
Почвы таежно-лесных
областей
Тундровые
ч глеевые
Тундровые
дерновые
Тундровые
остаточ-
но-торфя-
ные

Подзолистые
Дерново-

перегнойные лито
генные
Дерново-

карбонатные
Мерзлотно-
лугово-
лесные
Серные
лесные
Тундровые

заболоченные
Болотно-
подзолис-
тые
Дерново-
глеевые
Серые
лесные
глеевые
Болотные

тундровые
Аллювиаль-
но-тунд-
ровые бо
лотные
Болотные
верховые
Болотные
низинные
Пойменные
тундрово-
дерновые
Пойменные ал
лювиальные
дерновые
Пойменные
аллювиальные
дерново-гле-
евые
Пойменные
аллювиальные
болотные
В современной классификации болотных почв таежно-лесной
и лесостепной зон СССР выделяются 2 типа болотных почв
(болотных верховых и болотных низинных).
Тип болотных верховых почв делят на 2 подтипа. В типе
болотных низинных пбчв выделены- 4 подтипа. Подтипы делятся
на роды, роды —на виды (табл. 2).
Виды выделяются по мощности органического горизонта:
торфяно-глеевые маломощные; торфяно-глеевые; торфяные на
мелких торфах (Ат 0,5—1,0 м); торфяные на средних торфах
20

2. Классификация болотных почв
Тип почвы
Подтип
Род
Болотные верховые почвы Болотные торфяно-глее- Обычные
вые
Болотные верховые тор Переходные остаточно-
фяные низинные
Гумусово-железистые
Болотные низинные почвы Низинные обедненные Нормальнозольные
торфяно-глеевые
Низинные обедненные Карбонатные солончака-
торфяные вые
Низинные - (типичные) Сульфатнокислые оруде-
торфяно-глеевые нелые
Низинные - ^типичные) Делювиально-заиленные
торфяные
(Ат 1—2 м); торфяные на глубоких торфах (Ат>2 м). По
степени разложения болотные верховые почвы делятся на торфяные
и перегеойно-торфяные. Болотные низинные почвы по степени
разложения торфа делятся на торфяные, торфяно-перегнойные,
перегнойные.
По строению торфяной залежи выделяют:
низинный тип — залежи, полностью сложенные низинными
торфами или перекрытые переходными торфами, но не более чем
наполовину общей глубины залежи, либо перекрытые верховыми,
но не более чем на 0,5 м;
переходный тип — сложенные полностью или более чем
наполовину переходными торфами или перекрытые верховыми
торфами, но не более чем на 0,5 м;
верховой тип — полностью сложенные верховым торфом
или таким, где пласт верховых торфов подстилается
переходными или низинными торфами, но при этом мощность верховых
торфов составляет не менее половины общей глубины залежи.
Как видно из обзора классификации болот и болотных почв,
на территории СССР получил широкое распространение ряд
болотных почв, разнообразных по условиям происхождения и
развития, составу и свойствам. Для них существуют определенные
географические закономерности пространственного размещения
на территории страны.
Географические закономерности
распределения болот и болотных почв
на территории СССР
Исследования С. Н. Тюремнова (1949), Н. Я. Каца (1948,
1958), М. Н. Никонова (1960), В. В. Романова (1953) и др.
показали, что размещение болот и болотных почв в стране
подчиняется определенным географическим закономерностям.
21

Н. Я. Кац объясняет распределение болот явлением широтной и
меридиальной зональности, которая обусловлена изменением
климата в пределах страны, а также соотношением количества
осадков и величиной испарения влаги на различных территориях.
М. Н. Никонов считает, что наибольшие площади болот
сосредоточены на территориях, где количество осадков превышает
испарение. В пределах же территорий с оптимальными
климатическими показателями для развития болот основными
условиями, регулирующими их распространение, являются геологические
и геоморфологические факторы. Им составлена карта
размещения торфяных болот СССР (1955), а затем и размещения болот
мира $М. Н. Никонов, В. П. Слука, 1964); выделены 4 пояса
торфонакопления: 1) полярный, 2) .интенсивного торфонакопле-
ния; 3) слабого торфонакопления; 4) ничтожного
торфонакопления (рис. 3).
Пояс полярного торфонакопления. Заторфованность территории
менее 1 %. Болота в основном реликтовые, скованные вечной
мерзлотой. На этой территории сильно развито современное
поверхностное заболачивание.
Пояс интенсивного торфонакопления. Занимает таежно-лесные
области СССР. Сюда входят северные районы РСФСР, большая
часть Западно-Сибирской низменности. Заторфованность
территории около 10%, а местами — до 30 %. В этом поясе находится
до 85 % всего торфяного фонда СССР. Распространены
торфяники всех типов, но преобладают верховые. По В. В. Романову
(1961), южная граница распространения верховых торфяников
проходит по тем местам, где количество осадков, выпадающих за
теплый период, больше, чем испарение за это же время.
Пояс слабого торфонакопления. Проходит по лесостепной
полосе европейской части СССР, захватывает Западную Сибирь, а
за Енисеем включает и зону тайги, большую часть Восточной
Сибири, Забайкалья и Дальнего Востока. Торфяники небольшие по
площади и преимущественно низинные.
Пояс ничтожного торфонакопления. Степные, полупустынные
и пустынные области СССР, где торфяники встречаются только в
особо благоприятных условиях увлажнения (Колхидская
низменность и Западная Грузия).
Закономерностями пространственного распределения
торфяников, по М. Н. Никонову, можно объяснить и территориальное
распространение типов болотных почв в СССР.
Болотные верховые торфяные почвы имеют преимущественное
распространение в северной и средней таежных подзонах таёжно-
лесной зоны европейской части СССР, на севере Западной
Сибири, ца Камчатке и Сахалине.
Болотные низинные типичные торфяные почвы
распространены преимущественно в подзоне южной тайги и лесостепи, а
болотные низинные обедненные почвы — в северной и среднетаеж-
ной подзонах таежно-лесной зоны.
22

Глава 2
СОСТАВ И СВОЙСТВА ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Значение условий водно-минерального питания
в формировании торфяных почв
Ботанический состав торфа и физико-химическая
характеристика торфяных почв определяются условиями
водно-минерального питания торфяника. При питании мягкими водами видовой
состав растений, формирующих верховые торфа, не отличается
большим разнообразием из-за бедности минерального питания.
Господствуют сфагновые мхи (Sphagnum magellanicum, S. fus-
cum, S. angusttfolium, S. majus, S. balticum), пушица (Eriopho-
rum vaginatum), шейхцерия (Scheuchzeria palustris), болотные
кустарнички — багульник (Zedum palustre), Кассандра (Chamae-
daphe calyculata), подбел (Andromeda polifolia), клюква (Oxy-
coccus palustris), морошка (Rubus chamaemorus). Древесные
породы представлены одной сосной (Pinus silvestris), имеющей
угнетенный вид.
При питании жесткими водами видовой состав растительных
группировок более разнообразен: осоки (Carex caespitosa, С. ра-
radoxa, С. omskiana и др.), гипновые мхи (Drepanocladus verni-
cosus, D. sendtneri, Calliergon giganteum, C. cuspidatum, Camp-
tothecium trichoides, Meesia triguetra), сфагновые мхи
(Sphagnum subsecundum, S. warnstorfii и др.), тростник (Phragmifes
communis), вахта (Menyanthes trifoliata) и обширное
разнотравье. Из древесных наиболее распространены ольха (Alnus
glutinosa), береза (Betula pubescens). Эти растительные
группировки образуют низинные торфа.
Переходные торфа по составу и свойствам занимают
промежуточное положение между верховыми и низинными, так как
растительные группировки, формирующие эти торфа, могут
принадлежать как к группе растений, характерных для низинных
болот (на первой стадии развития), так и верховых (при
нарастании торфа и прекращении доступа к растениям грунтовых
вод). Наиболее характерными видами растений переходных
торфов- являются некоторые осоки (Carex limosa, С. lasiocarpa,
С. rostrata), сфагновые мхи (Sphagnum fallax, S. centrale,
S. obtusum, S. jensenii, S. riparium, S. flexuosum), из древесных
пород — сосна и береза.
Однородные по ботаническому составу, а следовательно, и по
физико-химическим свойствам профили почв формируются при
неизменном водно-минеральном питании, которое приурочено к
определенной стадии развития торфяника (низинной, переходной,
верховой) и представляет только определенный этап в его
эволюции. При нарастании толщи торфа вверх происходит смена
питания от грунтового к атмосферному, и низинный тип торфа
сменяется переходным, а затем верховым. В профиле торфяника
24

оисходят смена ботанического состава торфа, изменение степе-
ПР ег0 разложения, состава органической и минеральной части,
следовательно, и физико-химических свойств.
3 Изучение характера почвообразования в таких почвах
затруднено. Так, например, его изменение, объясняемое
исследователями фактором времени, на самом деле может быть вызвано
сменой ботанического состава торфа и изменением степени его
разложения. Еще большие трудности встречаются при изучении
почвообразования на заиленных, ожелезненных, карбонатных и
засоленных торфяных почвах. Попадая в формирующийся
профиль торфяной почвы извне, привносимые вещества принимают
участие в почвообразовании через биологический круговорот или,
минуя его, осаждаются и закрепляются в уже сложившейся
почвенной толще, претерпевая в ней дальнейшие превращения.
Следовательно, для того чтобы получить не частные, а общие
выводы, необходимо с особой тщательностью подходить к выбору
объектов исследования. Это надо как для познания генезиса,
так и для хозяйственного использования торфа. Вопросы
известкования, применения удобрений при освоении торфяных почв,
теории и практики приготовления и применения удобрений на
торфяной основе и многие другие невозможно решить без
изучения ботанического состава торфов и физико-химических свойств
торфяных почв и торфов.
В связи с тем, что болотные почвы встречаются во многих
почвенно-климатических зонах, Н. М. Сибирцев (1900) отнес их
к интразональным. П. С. Коссович (1911) связывает интразо-
нальный характер болотных почв с их гидроморфным типом
питания. Действительно, независимо от зонального местоположения
эти интразональные почвы имеют главный общий признак,
вызванный гидроморфным типом питания: наличие органогенного
горизонта (Ат). Однако в каждой зоне эти интразональные
почвы несут черты зонального характера. Болотные низинные почвы
северной и средней тайги беднее низинных почв южной тайги и
лесостепи. Болотные почвы южных зон несут в себе такие
зональные признаки, как карбонатность, засоленность, солонцева-
тость. Ниже приводится описание состава и свойств типичных
для Нечерноземной зоны верховых и низинных торфяных почв.
Болотные верховые торфяные почвы
Характеристика верховых торфяных почв дана нзми на
примере типичной для нечерноземной зоны почвы, сформированной
на болоте «Горелый мох» Ленинградской области. Болото
расположено в пределах Оредежской заболоченной равнины.
Равнинный рельеф обусловлен поверхностью коренных пород
(девонские песчаники), прикрытых маломощными валунными
Моренными суглинками. Плоский равнинный рельеф, а также
слаборазвитая речная сеть обусловливают увеличение
заболоченности почв л появление значительных болотных массивов. Вслед-
25

с'твие равнинности и бессточнасти территории большое
распространение получили верховые и переходные болота.
Верховое болото «Горелый мох» сформировалось на
надпойменной террасе реки Оредеж. Площадь его равна 406 га
(Торфяной фонд РСФСР, 1957). Это типичное выпуклое" верховое болото
атмосферного типа питания с превышением центра над окрайка-
ми на 3 м. Подстилающими породами являются моренные
суглинки и глины. Средняя мощность торфа составляет 3,3 м.
Разрез, характеризующий торфяную почву, заложен в безлесной
части болота. По краям этого участка произрастает сосна
Литвинова.
Микрорельеф участка выражен слабо. Встречаются очень
мелкие и редкие кочки и пятна высотой 8—10 м, шириной 1—
1,5 м.
Широка представлены болотные кустарнички: подбел
(Andromeda polifolia), клюква (Oxycoccus, microcarpus, О. palustris),
морошка (Rubus chamaemorus), Кассандра (Chamaedaphne ca-
lyculata), багульник (Ledum palustre), голубика (Vaccinium
uliginosum), водяника (Empetrum nigrum). Травяной ярус очень
скудный и представлен главным образом пушицей (Eriophorum
vaginatum) и росянкой (Drosera rotundifolia). Сплошной
моховой покров представлен Sphagnum fuscum и пятнами Sp.
angustifolium. Основная растительная ассоциация безлесного участ-
3. Ботанический состав торфа верховой торфяной почвы болота
«Горелый мох»
Глуби*а, си
0-10
10—20
20-40
40-60
60—80
80-100
100—120
#, %
0
5
5
5
10
10
10
Ботанический состав
Sphagnum fuscum
Корешки кустарничков
» »
» »
» »
» »
» *
* > »
S. magellanicum
S. fuscum
S angustifolium
Корешки кустарничков и
Eriophorum vaginatum
S. magellanicum
S. angustifolium
S. fuscum
Корешки кустарничков и
E. vaginatum
S. magellanicum
S. angustifolium
S. fuscum
E. vaginatum
% участия
100
Единично
95
5
100
Единично
100
Единично
40
40
15
5
35
20
40
5
40
25
30
5
Вид торфа
Фускум
»
>
>
»
>
»
>
Магеллани-
кум
То же
»
»
>
>
>
»
»
»
»
»
Примечание. R—• степень разложения торфа!
26

^сч,
<ta
- a
i—i—г
^ <^> ^ «i>
<h ^ <*> £i

4. Физико-химическая характеристика верховой торфяной почвы
болота «Горелый мох»
Глубина, см
,
0—10
10-20
20—40
40—60
60-80
80-100
100-120
s
к «
£2
о s
% к сухому
торфу
Полная
влаго-
емкость
0,018 1495
0,043 1802
0,062 2117
0,061 2529
0,064 26/57
0,071 2637
0,072
—

Зольность
2,37
1,28
1,29
1,39
1,33
1,18
1,10
*
Н солево
ытяжки
лю
2,85
2,60
2,55
2,65
2,80
2,80
2,85
идролити-
еская кис
отность,
моль
UET4S
96,85
110,69
105,98
103,41
82,22
81,86
91,12
&£§
МКОСТЬ П1
ощения к
ионов, мм
а 200 г
эр фа
Ы ч н ж н
V, %
126,37 23,36
161,30 31,38
142,76 29,23
136,38 24,17
122,07 27,65
122,33 27,12
126,77
28,12
Примечание. Данные гидролитической кислотности приведены без перемножения
на переводной коэффициент, i ммоль равен 1 мг-экв
ка — Rubtis chamaemorus, Andromeda polifolia, Oxycoccus micro-
carpus, Sphagnum fuscum.
По строению поверхности, характеру увлажнения, составу
растительности, по ботаническому составу и степени разложения
торфа верховая торфяная почва типична для олиготрофных
болот. Постоянство ботанического состава торфообразователей по
всему почвенному профилю и низкая степень разложения торфа
и обусловили типичные для верховой торфяной почвы физико-
химические свойства (табл. 4). Ботанический состав торфа по
профилю почв приводится на рис. 4 и в табл. 3.
Торф по всему профилю характеризуется очень низкой
зольностью, незначительной объемной массой и очень высокой влаго-
емкостью. Возрастание ее с глубиной вызвано появлением
медиум-торфа, обладающего наибольшей влагоемкостью среди всех
сфагновых мхов (Гребенщикова А. А., 1956). Торфяная почва
имеет резкокислую реакцию (рН солевой вытяжки 2,5—2,85) и
высокую гидролитическую кислотность, доходящую до ПО ммоль
на 100 г торфа.
Для всего профиля характерна чрезвычайно низкая степень
насыщенности основаниями. Однородный ботанический состав
торфа и низкая степень разложения, по всей глубине обусловили
сравнительную однородность элементного состава его
органической части (табл. 5). В сфагновых торфах низкой степени
разложения безазотистые углеводные соединения составляют около
60 % общего количества органического вещества (Никонов М. Н.,
Драгунов С. С, Перлин С. И., 1960). Содержание белковых
соединений в них невелико. Эти особенности химического состава
органической части слаборазложившихся сфагновых торфов
обусловливают и сравнительно низкое содержание в них азота.
Вследствие постоянно низкой степени разложения торфа
содержание углерода невысоко и примерно одинаково по всему
профилю.
28

5. Элементный состав органической части
верховой торфяной почвы болота
«Горелый мох»,
% на органическое вещество
Глубина, см
О+Н
0-10
10-20
20—40
60-80
80-100
55,1
54,25
49,10
53,40
54,50
0,70
0,65
0,64
0,95
—
44,20
45,10
50,26
45,65
—
Однородность ботанического состава торфа и одинаково
низкое разложение торфа по всем глубинам обусловили и
стабильность показателей элементного состава органической части торфа
по всему профилю.
Состав золы верховой торфяной почвы типичен для
сфагновых торфов и обусловлен составом атмосферной пыли,
являющейся основным источником питания сфагновых мхов
(Никонов М. Н., 1955; Пьявченко Н. И., 1959). В золе резко
преобладает Si02, за ним следуют СаО и R203 (табл. 6). Высокое
содержание в составе золы Si02 коррелирует с содержанием
кремнезема в составе атмосферной пыли. Значительное увеличение
количества кальция, магния, марганца, калия и серы в золе самой
верхней части профиля (по существу в живых растениях-торфо-
образователях) обусловлено биологической аккумуляцией этих
элементов растительностью. В остальной части профиля
зольность, а следовательно, и содержание зольных элементов меньше,
чем в растениях-торфообразователях.
6. Зольность и состав минеральной части верховой торфяной почвы
болота «Горелый мох»
Глубина,
см
0-8
8-20
20-40
40-60
60-80
80-100
100-120
г£
ноет
Золь
2,37
1,28
1,29
1,ЗЭ
1,33
1,18
1,10
Si02
31,53
48,38
48,42
53,30
45,70
29,79
19,59
Fe203
3,15
4,88
5,18
3,89
4,31
3,64
Не опр.
А1,03
4,36
6,37
7,00
7,22
6,52
4,07
Не опр.
%к
Р205
6,73
8,12
6,69
6,39
6,44
8,58
8,77
минеральной части
СаО
16,67
14,06
12,87
13,84
18,29
20,64
Не опр.
Mg'O
6,9Э
7,61
3,1Э
3,43
4,17
6,48
Не опр.
МпО
2,19
0,83
Нет
—
—
—
Не опр.
к2о
10,78
4,50
1,99
2,30
1,81
1,70
2,14
Na20
2,21
2,32
2,34
2,21
2,62
2,61
2,22
so3
9,44
4,44
7,67
9,06
6,34
6,43
—
Верховая торфяная почва характеризуется низкими запасами
основных элементов питания. Если низкое содержание азота
связано с преобладанием углеводных соединений в составе
органического вещества сфагновых торфов, то малые запасы фосфора и
калия обусловлены малозольностью этого торфа.
29

Описанная почва характеризуется свойствами, типичными для
верховых торфяных почв. Однородность ботанического состава
торфа и одинаково низкая степень его разложения обусловили
постоянство состава и физико-химических свойств почвы по всему
профилю. Однако встречающиеся верховые сосново-пушициевые
и пушициевые торфа могут иметь высокую степень разложения.
Низинные обедненные торфяные почвы
Переходные торфа по своим свойствам занимают
промежуточное положение между верховыми и низинными. Однако их
свойства не отличаются однородностью. Одна группа торфов по
физико-химическим свойствам ближе к верховым, другая — к
низинным. Особенности развития переходных торфяников
(промежуточная стадия развития верхового болота) определяют
неоднородность свойств переходных «торфов. Поэтому разные
исследователи относят их то к низинному, то к верховому типу торфов
и торфяников или выделяют переходные болота, торфяники и
торфа в самостоятельный тип. Это естественно, так как торфяные
почвы составляют единый генетический ряд гидроморфных почв,
где нет четкой границы между почвенными типами.-
В последних почвенных классификациях почвы,
сформированные на переходных болотах, относятся к низинным обедненным.
Этим показано, что последние сформировались при обеднении
водно-минерального питания * типичных низинных почв.
Исходя из этого, мы взяли 2 профиля низинных обедненных
торфяных почв, сформированных в несколько отличных условиях
водно-минерального питания. В первом случае изменение
условий водно-минерального питания от грунтового к атмосферному
произошло давно, во втором случае — сравнительно недавно.
Низинная обедненная торфяная почва болота «Черноречен-
ское». Это переходное болото расположено в Гатчинском районе
Ленинградской области в пределах Оредежской заболоченной
равнины. Болото сформировано на^очень пологом водоразделе
реки Суйды в левобережной ее части. Площадь болота 114 га.
Подстилающими породами являются тяжелые моренные
суглинки и глины. Средняя мощность торфа около 82 см.
Микрорельеф на болоте хорошо выражен в форме различных
по высоте кочек, на долю которых приходится до 60—70 %
площади, остальная площадь занята плакорными участками.
Большинство кочек приствольного характера, но есть кочки и без
деревьев. Они различны по конфигурации: круглые и
продолговатые размером 0,5X0,5 или 1X0,6 — 0,8 и высотой в основном
около 25 см.
^ Древесный ярус представлен сосной (Pinus silvestris),
березой (Betula pubescens), ивой (Salix myrlilloides).
Хорошо развиты полукустарнички: Кассандра (Chamaedaphne
calyculata), подбел (Andromeda polifolia), клюква (Oxycoccus
quadripetalus). Травянистый покров образован осоками (Сагех
30

lasiocarpa, C. limosa), вахтой (Menyanthes trifoliata), хвощом
(Equisetum fluyiatile), вейником (Calamagrostis neglecta),
росянкой (Drosera rotundifolia), сабельником (Согпагшт« palustre).
Моховой ярус состоит из лесных и сфагновых мхов. * Из
лесных хорошо развиты Polytrichum strictum, Pleurozium schreberi,
Rhytidiadelphus triquetrus.
Основная часть мохового яруса представлена сфагновыми
мхами. Это Sphagnum magellanicum, S. fuscum, S. angustifolium,
S. fallax.
Основные ассоциации кочек:
I. Pinus silvestris, Carex lasiocarpa, Menyanthes trifoliata,
Polytrichum strictum, Oxycoccus palustris, Sphagnum
magellanicum, S. fuscum.
II. Carex lasiocarpa.
III. Carex lasiocarpa, Menyanthes trifoliata, Oxycoccus
palustris, Sphagnum angustifoliumr S. magellanicum.
Понижения заняты сфагновыми мхами, среди которых
господствует S. apiculatum.
В настоящее время питание растительного покрова почвы
осуществляется в основном за счет атмосферных вод. Почвенно-
7. Ботанический состав торфа «изинной обедненной торфяной почвы
болота «Чернореченское»
Глуби га, см
Я, %
Ботанический состав
%

участия
Вид торфа
0-10
10-20
20-40
40—50
5С-60
60—80
0 Sphagnum magellanicum
15 S. magellanicum, S. majus,
Menyanthes trifoliata, Eri-
ophorum vaginatum
Scheuchzeria palustris
15 S. magellanicum
S. obtusum, S. majus
Carex sp., M. trifoliata
Sch. palustris
E. vaginatum
Carex sp., E. vaginatum
Кора сосны и березы
S. magellanicum
Травяные остатки, М. trifoliata
Carex sp.
Sch. palustris
E. vaginatum
Древесина
30 Carex sp.
Древесина
Sch. palustris
E. vaginatum
25
25
100 Верховой
комплексный
95
5 Сфагновый м-оча-
жинный
75
15 Сфагновый
переходный
5
5
15
35
10 Осоковый
переходный
10
15
65
15
15
5 Осоковый низин-
ный
70
10
10
10 То же
31

грунтовые воды во влажные периоды года подходят к поверхно-
сти, а в'сухие — опускаются на глубину до 40 см.
По ботаническому составу торфа весь профиль отчетливо
разделяется на две части (табл. 7). Верхний слой торфа до 40 см
сформирован практически за счет одного вида сфагнового мха
(S. magellanicum) и имеет низкую степень разложения. Нижний
слой сформирован в основном за счет осок и имеет высокую
степень разложения. Неоднородность профиля торфяной почвы
является типичной с точки зрения этапов развития низинных
обедненных торфяных почв. Различия ботанического состава
верхней и нижней частей профиля ясно отражены и в ряде
физико-химических показателей этих почв (табл. 8).
8. Физико-химическая характеристика низинной обедненной
торфяной почвы болота «Чернореченское»
Глубина,
см
0-10
10-20
20—40
40—50
50-60
60-80
Объемная
масса,
г/см8
0,03
0,09
0,09
0,18
0,26
0,33
% к сухому торфу
пол гая
влагоем-
кость
1092
953
814
762
965
817
зольность
4,61
4,95
5,32
8,51
11,42
17,43
рН
солевой
вытяжки
3,65
3,65 '
3,65
3,70
3,88
3,95

Гидролитическая

кислотность,
ммоль
34,98
33,66
34,72
34,31
41,22
41,34
Емкость

поглощения
катионов,
ммоль
на 100 г
торфа
91,64
73,26
74,95
76,40
78,63
71,24
У у %
61,82
54,05
53,68
55,09
47,58
41,97
Верхняя часть профиля, сложенная слаборазложившимся
сфагновым торфом, характеризуется низкой объемной массой,
очень высокой влагоемкостью, малой зольностью и низкой
обменной кислотностью. Нижняя часть профиля, сложенная
осоковым торфом, отличается большой объемной массой, несколько
меньшей влагоемкостью торфа, резким повышением зольности и
некоторым возрастанием величины рН. Особенно высокую
зольность имеет слой торфа, находящийся в контакте с минеральной
породой. Гидролитическая кислотность, наиболее полно
отряжающая состояние реакции среды, увеличивается в нижней части
профиля, где выше степень разложения и зольность торфа.
Подобное несоответствие между величиной рН и гидролитической
кислотностью вызвано, вероятно, увеличением содержания
гумусовых веществ и минеральных коллоидов в нижней части
профиля. Насыщенность основаниями изменяется в обратной
зависимости от гидролитической кислотности и является типичной для
низинных обедненных торфяных почв. Величина емкости
поглощения катионов одинакова по всему профилю (табл. 8).
Неоднородностью ботанического состава и различиями в
степени разложения торфа в верхней и нижней частях профиля
вызваны и изменения элементного состава органической части
торфа в почве. С усилением разложения и изменением ботаническо-
32

9. Элементный состав органической части
низинной обедненной торфяной почвы болота
«Чернореченское», % на органическое вещество
Глубина, см
С
N
о+н
0—10 51,25 1,22 47,53
10—20 58,10 1,62 40,28
20—40 57,30 2,02 40,68
40—60 63,80 Не опр. Не опр.
го состава торфа в нижней части профиля почвы происходит
значительное увеличение количества углерода и азота — с 57—58 %
в верхнем слое до 63,8 % внизу и с 1,22 до 2,65 %
соответственно (табл. 9).
Дтмосферный характер питания растений-торфообразователей
низинной обедненной торфяной почвы обусловливает сходство
состава ее зольной части с составом зольных элементов, верховой
торфяной почвы. В золе наблюдается отчетливое преобладание
Si02, за ним следуют оксиды железа и алюминия и оксид
кальция (табл. 10).
10. Зольность и состав минеральной части низинной обедненной
торфяной почвы болотХ«Чернореченское»
гГяу:
бича,
см

Зольность,
%
Si02
Fe,08
AfaOa
% к минеральной части
Р20,
СаО
MgO
МпО
к8о
Na,0
S08
0-10 4,61 41,20 13,31 5,34 5,07 12,42 7,26 1,21 6,431,236,22
10—20 4,95 52,34 9,68 8,77 4,64 10,18 3,23 Не опр. 2,240,566,01
20—40 5,32 56,08 9,48 11,39 6,08 10,18 Не опр. — 0,930,483,39
40—50 8,51 61,34 5,25 14,03 8,09 6,78 0,81 — 0,690,291,87
50--60 11,42 60,63 5,47 13,39 6,02 4,50 0,16 — 0,980,281,25
60.-80 17,43 65,17 5,63 17,21 3,88 2,64 0,94 — 0,900,140,85
Неоднородность ботанического состава и различная степень
разложения торфа верхней и нижней частей профиля сказались
н& распределении зольных элементов в почве. Содержание БЮг,
А120з, Р2О5 значительно увеличивается с глубиной, в то время
как количество Fe203, CaO, MgO, K2O и S03 в нижних слоях
значительно уменьшается. Низинная обедненная торфяная
почва, так же как и верховая, содержит в составе золы очень малые
количества кальция, магния и калия. Аккумуляция марганца
происходит только в живом растительном слое.
Неоднородность ботанического состава и различная степень
разложения торфа в этой почве отразилась и на распределении
по глубинам профиля таких важных -элементов питания, как
азот, фосфор и. отчасти калий, содержание которых резко
увеличивается в нижней части.
3 В. Н. Ефимов
33

Низинная обедненная почва содержит значительно больше
зольных элементов питания, чем верховая. Содержание азота
высокое, что связано с большей степенью разложения торфа,
особенно в нижней части профиля.
Таким образом, в неоднородности профиля низинной
обедненной почвы отражен закономерный этап ее развития, связанный
со сменой (обеднением) водно-минерального питания низинного
болота и переходом почв в подтип низинных обедненных
торфяных, а затем верховых торфяных почв. Если нижняя часть
профиля, имеющая низинный торф, сформировалась за счет
грунтового питания, то впоследствии все большее значение в
формировании торфяной почвы приобретали атмосферные воды.
Подобный профиль торфяной почвы является типичным для
торфяных низинных обедненных почв. Верхняя его. часть по
физико-химическим показателям ближе к верховым почвам, чем к
низинным. Нижняя часть этой почвы значительно отличается по
физико-химическим показателям от*верховых торфяных и ближе
к низинным. В целом исследованная почва представляет собой
низинную обедненную торфяную, находящуюся в стадии
перехода от низинных к верховым и относится к роду переходных оста-
точно-низинных почв.
Низинная обедненная торфяная почва болота «Сабское».
В природе нередко встречаются переходные торфяные почвы,
свойства которых ближе к торфяным низинным, чем к верховым.
Переходное болото «Сабскоех> находится в Лужском районе
Ленинградской области в пределах Лужской равнины и
сформировано в пойме реки Сабы. Средняя мощность торфа составляет
2,5 м.
Значительная часть болота, расположенная вблизи реки,
является по генезису низинной, на части территории более
отдаленной от русла реки, сформировались переходные торфяные почвы.
Питание болота осуществляется за счет атмосферных и
поверхностно-стоковых вод с прилегающих суходолов, а в пойме — и
паводковыми водами реки Сабы. Разрез, характеризующий
профиль торфяной почвы, заложен на участке, значительно
удаленном от части болота, на которой нет лесной растительности и
которая примыкает к реке, имеет к ней небольшой уклон.
Микрорельеф участка выражен хорошо. Разнообразные по высоте
(10—30 см) и конфигурации кочки занимают 70—80 %
поверхности. Древесный ярус представлен сосной (Pinus silvestris),
реже встречается береза (Betula pubescens); кустарнички
представлены подбелом (Andromeda polifolia), клюквой (Oxycoccus
palustris), морошкой (Rubus chamaemorus).
Незначительную площадь занимают травянистые растения,
главным образом осоки (Сагех lasiocarpa, С. limosa), вахта
(Menyanthes trifoliata), сабельник (Comarum palastre). Моховой
ярус состоит из сфагновых (80—90 % поверхности покрыто
Sphagnum magellanicum, S. fuscum, S. warnstorfii) и лесных
(Polytrichum strictum, Pleurozium schreberi) видов мхов. Расти-
34

тельность типична для торфяных почв переходных болот. Поч-
венно-грунтовыГе воды во влажные периоды года подходят к по*
верхности, а в сухие опускаются на глубину 40—60 см. Почва
характеризуется древесно-осоковьш и осоковым торфом средней
степени разложения.
По ботаническому составу торфа весь профиль почвы, за
исключением самой верхней его части, сложен низинным торфом.
Резкое отличие ботанического состава самой верхней части
профиля свидетельствует о смене условий водно-минерального
питания, произошедшей сравнительно недавно. Характеристика
ботанического состава торфа приводится в табл. 11.
Однородность ботанического состава торфа по глубинам
(исключая верхний 10-сантиметровый слой) и практически
одинаковая степень разложения торфа предопределили стабильность,
физико-химических свойств почвы по всему профилю.
11. Ботанический состав торфа низинной обедненной торфяной почвы
болота «Сабское»
Глубина, см
0-10
10—20
20-40
40-60
60-&0
80-100
100—120
R, %
15
20
30
25
20
20
25
Ботанический состав
Sphagnum fuscum
S. magellanicum
Корешки кустарничков
Eriophorum vaginatum, Carex
sp.
Scheuchzeria palustris
E. vaginatum
Корешки кустарничков
S. warnstorfii
Кора сосны
Травяные остатки
Carex sp,
Кора сосны, древесина
Е. vaginatum
Scheuchzeria palustris
Phragmites communis
Травяные остатки
Sphagnum sp.
Carex sp.
Древесина хвойных+кора
сосны
Травяные остатки
Е. vaginatum
Carex sp.
Древесина
Травяные остатки
Carex sp.
Древесина
Травянистые остатки
Carex sp.
Кора сосны+древесина
Травянистые остатки
%

участия
слело
30
20
15
10
10
5
10
40
15
15
15
5
5
5
75
10
5
10
90
5
5
85
5
10
75
20
5
Вид торфа
Фускум
Осоковый низйн'-
ный
Осоковый
низинный
То же
Древесно-осоко-
вый низинный
35

12. Физико-химическая характеристика низинной обедненной торфяной
почвы болота «Сабское»
Глубина,
см
Объем ;ая
масса,
г/см3
% к сухому
торфу
полная
влагоем-
кость
рН
солевой
вытяжки

Гидролитическая

кислотность,
ммоль
Емкость

поглощения
катионов,
ммоль на
100 г
торфа
V, %
0-10
J0—20
20-40
40—60
60—80
80—100
00—120
0,06
0,08
0,09
0,10
0,10
0,09
0,10
1127
1060
1079
1023
1073
973
924
7,49
7,97
7,63
5,60
5,30
5,53
5,41
4*79
4,35
4,45
4,78
4,90
5,00
5,15
24,66
29,97
27;57
25,88
24,04
23,89
21,56
109,46
107,86
95,59
93,53
103,71
104,15
102,15
77,47
72,21
71,16
72,33
76,81
77,06
78,89
Торфяная почва по всему профилю характеризуется низкой
объемной массой, высокой влагоемкостью, средней зольностью
и имеет среднекислую реакцию (табл. 12). Меньшая
гидролитическая, кислотность по сравнению с переходной торфяной почвой
болота «Чернореченское» обусловила и большую насыщенность
основаниями (71—79 %) описываемой почвы. Величина емкости
поглощения катионов составляет 94—109 ммоль на 100 г торфа
и стабильна по профилю.
В составе органической части торфа наблюдается отчетливое
увеличение количества углерода и азота с глубиной. Так же кдк
и переходная почва болота «Чернореченское», органическая
часть описываемой торфяной почвы отличается от верховой
большим содержанием углерода и азота (табл. 13).
13. Элементный состав органической части
низинной обедненной торфяной почвы болота
«Сабское», % на органическое вещество
0—10
10-20
20—40
60—80
80—100
57,90
58,10
60,80
61,20
62,30
1,50
1,70
2,58
2,81
2,95
40,60
40,20
36,62
35,99
34,75
Торфяная переходная почва болота «Сабское» по составу
зольной части довольно значительно отличается от низинной
обедненной торфяной почвы болота «Чернореченское», а тем
более от верховой торфяной почвы. Особенности
водно-минерального питания предопределили отличия зольной части торфа. По
зольному составу эта почва является калыщево-желез'истой
(табл. 14). Повышенное количество кальция в водах и торфе
определяет развитие менее кислой реакции (рН 4,35—5,15) в
36

14. Зольность и состав минеральной части низинной обедненной
торфяной почвы болота «Сабское»
убина, см
0-8
8-20
20-40
40—60
60—80
80—100
00—120<>

Зольность,
%
7,49
7,97
7,63
5,60
5,30
5,53
5,41
SiO,
22,29
13,19
17,73
11,87
9,89
9,06
6,36
Fe,Os
25,06
42,37
37,27
39,91
33,31
33,18
33,27
Ala03
2,62
2,16
4,03
4,98
4,44
3,61
2,82
% к минеральной части
РаО,
•
СаО
12,40 23,55
4*90 24,33
4,76 24,99
3,76 32,47
4,06 34,15
3,77 35,34
3,16
35,87
MgO
b,55
3,30
2,89
3,75
3,94
4,74
—
MnO
1,31
—
0,44
—
-i-
—
—
K8ONa20
S03
6,701,645,41
1,091,225,47
0,861,045,23
0,440,55 5,84
0,460,616,61
0,47 0,596,57
0,721,08 6,70
профиле этой почвы по сравнению с описанными почвами
верхового и переходного болота.
Среднекислая реакция в меньшей мере способствует выносу
железа^из профиля торфяной почвы, вследствие чего оно наряду
с кальцием доминирует в составе золы. Повышенное содержание
железа в водах объясняется миграцией его из песчаных пород,
имеющих здесь широкое распространение. Содержание Si02 в
золе сравнительно невысокое и с глубиной по профилю
постоянно убывает.
Сравнительно недавняя смена условий водно-минерального
питания отразилась на уменьшении содержания кальция.
Более благоприятные условия водно-минерального питания
способствовали большему накоплению в этой почве азота,
фосфора и калия, чем в переходной торфяной почве болота «Черно-
реченское». .Содержание азота увеличивается с глубиной, что
свидетельствует о большей интенсивности процессов
гумификации, произошедших в нижней части профиля почвы. Отчетливо
выражена и биогенная аккумуляция фосфора и калия в верхней
части профиля.
Низинная обедненная торфяная почва болота «Сабское» по
составу и свойствам значительно отличается от такой же почвы
болота «Чернореченское». Если почва болота «Чернореченское»
в верхней части профиля по своим свойствам приближается к
торфяным почвам верховых болот, то низинная обедненная
почва болота «Сабское» имеет больше общего с показателями для
типичных торфяных почв низинных болот. Она относится к типу
болотных низинных почв, к подтипу низинных обедненных
торфяных почв.
Следовательно, торфяные почвы переходных болот не
характеризуются простым усреднением свойств между свойствами почв
верховых и низинных болот. Своеобразие развития этих почв и
состоит в том, что они представлены широкой гаммой перехода
от почв низинных к почвам верховых болот. Очевидно, выделение
переходных торфяных почв на уровне типа необоснованно.
37

Низинные (типичные) торфяные почвы
Ниже приводится описание низинной (типичной) почвы
болота «Литошицкое» Ленинградской области, расположенного на
Ордовикском плато, сложенном известняками. Здесь
преобладают равнинные формы рельефа, хотя местами встречаются
всхолмления и сухие впадины.
Плоский равнинный рельеф обусловлен поверхностью
коренных пород. Известняки перекрыты маломощными ледниковыми
отложениями. Валунные суглинки часто на малой глубине
сменяются известняковой щебенкой. Трещиноватость известняков
обусловливает хорошую дренированность территории. Следствием
этого является малое распространение болот в пределах
Ордовикского плато, а имеющиеся во впадинах болота являются
низинными. 9
Неосвоенный участок; болота покрыт смешанным мелким
густым лесом, типичным для низинных болот. Лесные сообщества
этого участка образованы елью (Picea excelsa), березой (Betula
pubescens), ольхой (Alnus glutinosa), ивой (Salix саргеа) и очень
редко сосной, встречается можжевельник (Juniperus communis).
Травяной ярус образован осокой (Carex caespitosa, С. appropin-
quata), хвощами (Equisetum siivaticum, E. palustris), вейником
(Calamagrostis neglecta), тростником (Phragmites communis) >
болотным й лесным разнотравьем — таволгой (Filipendula ulma-
ria), гравилатом (Geum rivale)., борцом (Aconitum excelsum),
снытью (Aegopodium podagraria), майником (Majanthemum
bifolium), фиалкой (Viola palustris) и др. Моховой покров
сплошной и состоит на 70—90 % из зеленых лесных мхов (Clima-
cium dendroides, Hylocomium splendens, Pleurozium schreberi,
Dicranum Bonjeanii и др.). Сфагновые мхи занимают 10—30 %
поверхности покрытия. Они представлены главным образом
Sphagnum nemoreum, S. warnstorfii.
Болото расположено в обширном воиижении.
Подстилающими породами минерального ложа являются тяжелые суглинки и
глины, часто с включением известняковой щебенки. На
окружающих суходолах известняки перекрыты тонким слоем валун-
ных суглинков, но иногда встречаются выходы известняков и на
поверхность. Болото имеет напорно-грунтовый тип питания.
Микрорельеф выражен хорошо, чаще всего в форме приствольных
кочек.
Профиль торфяной почвы до 40 см сложен древесно-осоко-
вым, а ниже — древесным низинным торфом. Торф по всему
профилю имеет одинаково хорошую степень разложения.
Соотношение между компонентами-торфообразователями как для верхней
части профиля, так и для нижней, имеющей несколько отличный
ботанический состав, остается стабильным по всем глубинам
(табл. 15).
Хорошее разложение торфа обусловило и высокую объемную
массу, величина которой достаточно постоянна по профилю и
38

15. Ботанический состав торфа низинной (типичной)
торфяной почвы
Глубина, см
0-10
10—20
20-40
40—60
60-80
80-100
100-120
Я, %
30
30
35
40
40
35
35
Ботанический состав
Сагех sp.
Кора сосны4-древесина
Травянистые остатки
Гипновые мхи
Сагех sp.
Кора сосны+древесина
Phragmites communis
^Eriophorum vaginatum
Травянистые остатки
Сагех sp. *
Кора сосны+древесина
Ph. communis
Травянистые остатки
Кора, древесина хвойных,
ольха, береза
Сагех sp.
Ph. communis
Травянистые остатки
Кора, древесина хвойных,
ольха
Ph. communis
Сагех sp.
Травянистые остатки
Equisetum sp.
Древесина хвойных, кора еос-
ны, ольха
Ph. communis
Сагех sp.
Травянистые остатки
Древесина хвойных, кора
сосны, ольха
Сагех sp.
Ph. communis
Травянистые остатки
%

участия
50
20
5
5
50
20
10
10
10
55
25
10
10
40
25
30
5
40
30
15
10
5
55
20
15
10
45
20
25
10
Вид торфа
Дрезесно
-осоковый^ низинный
Древесно-яизнн-
ный
составляет 0,15—0,17 г/см3. Влагоемкость колеблется в пределах
600—700 % (табл. 16). Зольность торфа стабильно высокая по
всему профилю (от 12 до 14 %). Почва имеет слабокислую
реакцию (рН солевой вытяжки от 5,6 до 6,25) и низкую
гидролитическую кислотность (12—22 ммоль на 100 г торфа).
Насыщенность основаниями одинаково очень высокая по всему профилю.
Органическое вещество низинной торфяной почвы
характеризуется высоким содержанием углерода (табл. 17). По мере
заглубления в профиле наблюдается повышение содержания
углерода и снижение количества азога в органической массе торфа.
Зависимость между возрастом торфа и содержанием углерода
отмечена Г. Л. Стадниковьим (1932) и В. Е. Раковским с
сотрудниками (Пигалевская Л. В., Раковский В. Е., 1957, 1957; Раков-
ский В. Е. и др./ 1955).
39

16. Физико-химическая характеристика низинной (типичной)
торфяной почвы болота «Литошицкое»
Емкость

поглощения ка-
тионов,
ммоль на
100 г
торфа
138,27
199,48
248,25
259,90
264,04
279,16
258,36
У. %
95,11
94,09
95,22
93,63
91,83
93,21
91,69
Глубина,
см
0-10
10—20
20-40
40-60
60—80
80—100
100—120

Объемная
масса,
г/см8
0,09
0,21
0,16
0,17
0,17
0,15
0,16
% к сухому
торфу
Полная
влаго-
емкость
602
429
673
649
633
698
064
Зольность
10,39
12,26
13,81
14,07
13,86
13,73
12,38
солевой
вытяжки
6,25
5,60
5,70
5,60
5,60
5,60
5,45

Гидролитическая

кислотность,
ммоль
6,76
11,79
11,87
16,55
21,58
18,9.
21.4J
Органическое вещество низинной торфяной почвы
характеризуется значительно большим содержанием азота, чем в верховых
и .переходных почвах. Это объясняется различием ботанического
состава торфа и более интенсивной гумификацией торфообразо-
вателей в низинных почвах.
17. Элементный состав органической части
низинной (типичной) торфяной почвы,
% на органическое вещество
Глубина, см
С
N
О+Н
0-10
10-20
20—40
60—80
80-100
50,10
53,60
56,00
57,30
58,60
2,60
2,87
2,20
1,99
1,97
47,30
43,53
41,80
40,71
39,43
Состав золы Низинной торфяной почвы резко отличен от
состава зольных компонентов в переходных и особенно в верховых
торфяных почвах (табл. 18). Торф обогащен кальцием за счет
привноса с грунтовыми водами. Кальций резко преобладает над
всеми другими зольными элементами. Его количество по
профилю очень высоко и достигает 36—60 % от массы чистой золы.
Довольно высоко и содержание магния. Содержание Si02
невысокое и постоянно уменьшается по мере заглубления в профиль,
понижаясь здесь до 1,5—2 %: Очевидно, высокое содержание
бикарбоната кальция в грунтовых водах этой почвы
способствует усиленному выщелачиванию кремнезема. В верхнем слое
отчетливо выражена биологическая аккумуляция кремнезема,
железа, фосфора, марганца в калия.
Низинная торфяная почва содержит значительное количество
валового азота, а содержание валового фосфора и особенно
калия остается низким и не превышает количества этих элементов
в низинных обедненных почвах.
40

18. Зольность и состав минеральной части низинной (типичной)
торфяной почвы болота «Литошицкое»
Глубина, см
0-8
8-20
20—40
40—60
60-80
80-100
100-120
£
3
6
о
ГО
10,39
12,26
13,81
14,07
13,86
13,73
12,38
SiO,
17,17
19,70
8,35
1,01
1,33
1,90
1,29
Fe203
19,42
11,76
9,24
9,87
7,76
9,23
9,28
Al,08
1,51
2,74
2,87
0,64
—
0,96
0,99
% к минеральной части
PaOs
4,27
4,75
1,32
0,81
0,57
0,80
0,65
CaO
36,24
44,02
54,55
58,50
59,70
59,55
58,02
MgO
9,75
5,28
5,53
6,52
5,33
5,29
7,60
MnO
7,26
1,15
—
0,97
—
—
0,99
K20 Nas0| S03
1,65 0,78 7,16
1,34 0,44 7,63
0,540,58 7,26
0,390,545,88
0,450,536,74
0,420,546,52
0,430,829,31
В верхнем 20-сантиметровом слое отчетливо выражена
биологическая аккумуляция азота, фосфора и калия.
Все охарактеризованные выше торфяные почвы
сложены так называемыми нормальнозольными торфами, зольность
которых не превышает конституционной зольности растений-
торфообразователей. Торфяные почвы, расположенные в южной
части таеждой зоны и лесостепи, вследствие повышенной
минерализации вод и более высокой биогенности отличаются от почв
Севера европейской части СССР большей зольностью и, как
правило, большим содержанием кальция и других зольных
элементов. В таежной и особенно в лесостепной зоне нередки торфяные
почвы, характеризующиеся повышенной зольностью. Н. Я. Кац
(1941) указывает, что границей_ между нормальнозольными и
высокозольными торфами следует считать величину зольности
8—10 i%. M. Д. Бахулин (1952) проводит эту границу на уровне
15 %, а М. Н. Никонов (1955) — 10—12 %.
Максимальная зольность низинных высокозольных торфов
условно принимается за 50 %. Высокозольные торфа существуют
во всех типах торфа, но преобладают среди низинных.
Высокая зольность, необычный состав минеральной части,
специфика почвообразования и хозяйственные признаки
позволяют выделить среди низиннных торфяных почв род высокозольных
почв, являющихся звеном единого Генетического ряда болотных
почв.
Низинные типичные высокозольные
торфяные почвы
Высокозольные торфяные почвы пpeдcfaвляют значительный
интерес как для познания их генезиса, так и рационального
использования в сельском хозяйстве. Они описаны И. Д. Богданов-
ской-Гиенеф (1926), Е. Н. Ивановой (1933), К. В. Веригиной
(1950), М. Д. Бахулиным (1950, 1952), И. И. Минкиной (1954,
1956), М. Н. Никоновым (1955), Н. И. Пьявченко (1958),
41

И. Н. Скрынниковой (1961), В. Н. Ефимовым (1961), С. Т. Воз-
нюком (1969), Р. С. Трусковецким (1984) и др. Эти торфяные
почвы очень неоднородны по зольному составу. Они образуются
при напорном питании болота, аллювиальном или делювиальном
заиливании торфа.
Значительные отличия состава грунтовых вод обусловлены
особенностями местной геологической обстановки. Химический
состав грунтовых вод предопределяет обогащение этих почв
железом, кальцием, фосфором или серой.
Из всех минеральных веществ в зоне этих торфов
доминируют 1—2 элемента, при этом формируется железистая группа
торфа с содержанием FeO>5 %, известковая — с содержанием СаО
от 5 до 30 %, фосфорная — Р205 от 2 до 8 %, серная —S03 до
4—10 %.
В поймах рек высокозольные торфяные почвы образуются
при участии аллювиальных наносов, нередко сочетающихся с
грунтово-напорным питанием и делювиальным намывом в
притеррасной части. Делювиальный намыв играет большую роль в
формирований высокозольных торфов в нижней части склонов и
депрессиях местности, особенно на первых стадиях формирования
низинных торфяных почв.
Ниже приводится описание высокозольных торфяных почв
Ленинградской области. Одна из них сформирована в пойме реки
Луги в притеррасной части и имеет грунтово-напорный тип
питания кальциево-железиетыми водами. Вторая сформирована на
размытом глинте Ордовикского плато, сложенном известняками.
Данные табл. 19 свидетельствуют о высокозольности
торфяных почв, о явном обогащении профиля серой, кальцием и
железом. Это обогащение обусловлено особенностями химического
состава грунтовых вод, который в свою очередь зависит От
местной геологической обстановки. В известняках Ордовикского
плато нередки прослойки диктионемовых сланцев с включением
большого количества конкреций пирита. Этим и объясняется
значительное присутствие в торфе серы наряду с большие
количеством кальция.
Хотя высокозольные торфяные почвы с зольностью от 12 до
50 % встречаются во всех почвенно-климатических зонах
распространения торфяников, однако на европейском Севере,
Северо-Западе и Северо-Востоке ареал их распространения ограничен.
По мере же продвижения к лесостепи все большее
распространение получают низинные почвы, среди которых преобладают вы-
сокозолъные. Высокозольные торфяные почвы Русской лесостепи
описаны Н. И. Пьявченко (1958). Они приурочены в основном к
поймам рек, к оврагам и балкам. В связи со значительным
развитием эрозионных процессов эти почвы довольно часто
погребены под толщей современных наносов. Низинные торфяные
высокозольные почвы Украинской лесостепи описаны С. Т. Вознюком
(1969); Р. С. Трусковецким (1984) и другими исследователями
(табл. 20). Высокая зольность этих почв обусловлена в основном
42

19. Зольность и состав минеральной части низинных высокозольных
торфяных почв Ленинградской области
Глубина,
см

Зольность,
%
% к безводной безгумусной навеске
S!02
Fe2Oa
AI203
PiOB
CaO
MgO
SO,
Лизинная кальциево-железистая (пойма р. Луги)
0-5
5—15
15-25
25—35
35-45
45—60
60—70
70—80
80-90
Низинная
0-10
10-20
20—30
30-40
40-50
50—60
60-70
70—80
80-90'
90-100
18,47
47,28
29,51
28,51
26,07
18,64
17,77
18,42
16,71
14,52
5,72
9,02
8,96
8,28
6,16
11,87
8,90
4,50
38,97
83,14
70,21
70,50
70,2В
43,04
17,87
25,56
21,27
сульфатно-кальциевая
26,36
21,84
19,45
17,51
16,56
18,15
23,15
22,56
17,60
17,99
32,82
34,05
29,12
12,48
4,10
3,60
3,34
2,98
4,15
4,40
3,06
2,18
3,37
11,30
11,44
6,36
7,50
8,36
11,52
11,62
3,79
2,04
2,11
2,11
3,12
2,20
19,36
5,19
3,27
(глинт
0,21
9,57
6,18
1,28
3,08
8,21
2,44
1,68
2,01
2,56
0,02
Следы
»
п
я
»
0,27
0,14
0,12
Ордовикскс
0,23
0,87
1,01
0,17
0,18
0,28
0,16
0,36
0,30
0,23
25,02
6,21
11,21
12,64
13,87
25,69
40,67
33,26
36,78
>го плато,
31,62
30,25
33,75
43,85
48,35
48,90
49,10
41,89
35,52
35,84
3,02
1,21
1,57
1,55
1,63
2,61
3,29
2,71
2,35
2,64
0,96
2,40
3,25
3,19
6,83
7,20
10,37
13,90
район Пулкова)
4,15
4,87
4,92
5,70
5,86
8,20
3,44
4,17
5,00
5,20
7,80
7,20
10,20
15,43
20,32
18,78
20,36
21,54
29,52
29,57
20. Состав золы низинных высокозольных торфяных почв
Лесостепи и Полесья Украины (по С. Т. Вознюку, 1969)
Болотный массив
и ботанический
состав торфа
Сырая
зола ,
% '
% к сухому веществу
SiO»
А1208
Fea03
CaO ;
MgO
K2O+Na80
**о8
SO,
Замлай, гипново-
осоковый 24; 02 13,20
Ромен, осоковый 49,00 3,14
Ир дынь, ольховый 30,75 2,23
1,50
0,61
1,29
4,42
4,62
1,47
2,18 0,23
36,53 0,72
4,63 0,24
0,93
1,01
0,57
0,95
1,55
0,42
0,52
0,51
1,85
большим, содержанием углекислого кальция в связи с высокой
жесткостью грунтовых вод. Пойменные торфяные почвы рек
Яхромы и Мещеры, а также левобережного Приднепровья и южной
лесостепи Украины имеют железисто-карбонатный состав золы.
Таким образом, зольный состав низинных торфяных почв
лесостепи являет собой отражение общих зональных геохимических
закономерностей. Эти закономерности носят общий характер как
для нормальнозольных, так и для высокозольных торфяных почв.
Суть их состоит в том, что как нормалыюзольные, так и высоко-
43

зольные торфяные почвы Белорусского и Украинского Полесья и
особенно лесостепи богаче этих же типов торфяных почв,
расположенных в северной и средней части таежно-лесных областей.
В этом проявляется значение зональности в болотном
почвообразовании.
Местная геологическая обстановка также накладывает свой
отпечаток. Вследствие этого лесостепные торфяные почвы сильно
различаются между собой по содержанию /?203, СаС03 и Si02.
Величина зольности торфа обычно коррелирует с
содержанием питательных веществ в торфах. Однако в ряде случаев
высокая зольность торфа не может служить мерилом обеспеченности
элементами питания (железистые, намытые кремнистые и др.).
Состав золы должен учитываться при выборе торфяных почв под
освоение или использование торфа на удобрение.
Следовательно, торфяные почвы представлены в природе
широким единым гидроморфным рядом от кислых очень
низкозольных верховых до слабокислых высокозольных низинных,
различающихся ботаническим составом торфа, степенью его
разложения, составом золы и элементным составом органической части
торфа.
Верховые торфяные почвы малозольны, характеризуются
слабой разложенностью торфа, незначительной объемной массой,
очень высокой влагоемкостью, кислой реакцией и ненасыщенно-
стьюг основаниями. Состав их золы обусловлен комдонентами
атмосферной пыли. Элементный состав органического вещества
торфа характеризуется широким отношением С: N вследствие
малого содержания азота в верховых торфах.
Низинные типичные торфяные почвы характеризуются
повышенной зольностью торфа, высокой его разложенностью,
значительной объемной массой и отличаются от верховых меньшей
влагоемкостью, слабокислой реакцией и высокой насыщенностью
основаниями. Главная отличительная черта цх зольного состава
заключается в повышенном содержании кальция. Элементный
состав органического вещества характеризуется более узким
отношением С: N вследствие высокого содержания азота в низинных
торфах.
Низинные высокозольные торфяные почвы, являясь звеном
единого генетического ряда болотных почв, неоднородны по
зольному составу (карбонатные, железистые, железисто-кальциевые,
вивианитовые и др.). Особенности зольного состава этих почв
обусловлены местной геологической обстановкой.
Свойства низинных обедненных торфяных почв не
характеризуются простым усреднением между свойствами верховых и
низинных почв. Своеобразие развития этих почв состоит в том, что
они представлены широкой гаммой перехода от почв низинных к
почвам верховым. В неоднородности профиля низинных
обедненных торфяных почв отражены закономерные этапы их развития,
связанные со сменой условий водно-минерального питания
болота от грунтового к атмосферному. Низинные обедненные торфя-
44

ные почвы, в которых смена этих условий произошла давно,
имеют свойства, близкие к верховым, при недавней смене — близкие
к низинным.
Классификационное выделение их на уровне почвенного типа
не имеет генетического обоснования.
Глава 3
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СОСТАВ
ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Методы анализа группового состава
органического вещества торфа
Существует много методов анализа органического вещества
торфа. К сожалению, результаты, полученные по разным
методикам, часто не могут бытб сравнимы. Отличия заключаются в том,
что в разных методиках вещества конкретного класса соединений
выделяются в разных местах общей схемы фракционирования
органического вещества торфа, для их выделения используются
различные экстрагенты и не соблюдаются одинаковые условия^
экстракции (температурный режим, соотношение навески к
растворителю, продолжительность и количество экстракций). Все
многообразие методов можно разделить на 2 группы. В первой
группе методов каждый класс соединений выделяется из одной
навески при последовательной ступенчатой обработке ее
различными экстрагентами. Во второй группе методов определение
отдельных групп веществ^ ведется из нескольких параллельных
навесок торфа.
Каждый из этих методов имеет свои достоинства и
недостатки. При использовании одной навески последовательная
обработка ее разными экстрагентами приводит к необратимым
изменениям природного состава органического вещества в ходе самого
анализа. Так, при экстракции водорастворимых веществ
нагреванием торфа до 96... 98 °С происходит термогидролитическая
деструкция органического вещества. Это в последующем приводит
к уменьшению выхода гуминовых кислот и гемицеллюлоз,
выделяемых по схеме анализа позднее из этой же навески. Ошибки,
допущенные в начале анализа, суммируются с ошибками,
полученными при определении последующих фракций. Достоинство
метода состоит в возможности подсчитать баланс органического
вещества, что очень важно при изучении сущности процесса
торфообразования.
Предполагается, что при использовании нескольких
параллельных навесок из каждой отдельной навески торфа
соответствующий экстрагент выделяет только одну группу веществ
конкретного класса соединений. Однако этого не происходит, так как
во фракцию, выделяемую одним экстрагентом, могут попасть
вещества разной химической природы, т. е. одна группа веществ
45

Место выделения гумусовых веществ в общей схеме анализа
органического вещества торфа (Schlungbaum G., 1968)
Навеска торфа
(Суси С, 1938)
->~гуминовые кислоты
^ гиматомелановая кисло-
та
>"гумусовая кислота
>~гумины
Деминерализация разведенной НС1
I I
I I
I 1
Экстракция битумов
I 1
Бензол-этиловый спирт (1:1 или 7:3)
\ I
1
i
(Kreulen D., 1962)
-гумяноэые кислоты
остаток
(Passer M.t 1963)1 ^гуминовые кислоты
Экстракция водой
(водяная баня или 100 °С)
I
I
(Драгунов С. С,
1960)
остаток
1
I
I
Гидролиз разведенной
НС1
I
I
J
остаток
I
\
Гидролиз
{Лебедев К К.,
1959)
(Rosmej L., 1964)-
<(Smith D., Lori-
гаег I., 1964)
от 72 до 88 % H2S04
I
I
J
- гумины
с
j >"фульвокислоты
->~гуминовые кислоты
->" гумино^ые кислоты
->-гуминовые кислоты
->туминовые кислоты
(Вернер В. С,
ский В. Е„ 1964)
Раков-
->-гумины
46

^ожет оказаться в другой. При этом ошибки могут быть не
меньше, чем при анализе почвы по первой группе методов. Подсчет
баланса органического вещества невозможен, а это является
большим недостатком метода. Следовательно, любая схема
фракционирования органического вещества торфа условна.
В распространенной в Евройе схеме анализа торфа по С. Cyctf
(Sousi S. W., 1938), модифицированной Г. Шлунгбаумом
(Schulngbaum G. 1962), одновременно используются 3 навески, в
каждой из которых определяется только одна группа веществ (см.
схему на стр. 46).
М. Пассер (Passer М., 1963), Н. Н. Бамбалов (1974)
разделяют навеску на 3 части для определения в каждой части какой-
либо группы веществ после экстракции битумов.
К. К. Лебедев (1959), С. С. Драгунов (1963), В. В.
Пономарева и Т. А. Николаева (1959), Д. Краулен (Kreulen D., 1962),
Л. Розмей (.Rosmej L., 1964), В. Н. Ефимов и М. Г. Василькова
(1970) проводят весь анализ из одной навески, последовательно
обрабатывая ее отдельными экстрагентами. При
фракционировании органических веществ особенно йажен вопрос о месте и
условиях выделения гумусовых кислот, так как групповой состав
гумуса дает представление о глубине и направленности
почвообразовательного Процесса.
Методы фракционирования органического вещества торфа
впервые были разработаны химиками-технологами и
предусматривали длительное воздействие на торф крепких реактивов и
высоких температур, что отвечало задачам исследования.
Почвоведы заинтересованы в возможно меньшем нарушении
природного состава торфа действием химических реагентов, а
потому должны разрабатывать и применять свои более мягкие
методы фракционирования органического вещества.
Исходя из этого, В. В. Пономарева и Т. А. Николаева (1959)
предложили более мягкую методику:
Схема Тюрина для минеральных Схема Пономаревой для болотных
почв (1951) почв (1959>
1. Экстрагирование спирто-бензолом 1. Экстрагирование спирто-бензолом
* 4
2. Декальцирование 1 н. Na2S04 юга 2. Декальцирование 1 н. Na2S04 или
0,1 н. H2S04 0,1 н. H2S04
3. Пептизация 0,1 и. NaOH 3. Пептизация 0,1 н. NaOH
За, Вытяжка 0,1 н. NaOH из отдельной навески
недекальцированной почвы
у y
4. Гидролиз 1,0 н. H2S04 4. Пептизация 0,02 н. NaOH
5. Пептизация 0,1 н. NaOH 5. Гидролиз 1,0 н. H2S04
6. Нерастворимый и негидролизуе- 6. Гидролиз 80%-й H2S04
мый остаток I
7. Нерастворимый и негидролизуе-
мый остаток
47

При разработке методики В. В. Пономарева ставила задачу
унифицировать определение группового и фракционного состава
гумуса торфяных и минеральных почв на основе схемы Тюрина
(Тюрин И. В., 1951). С этой целью для определения гумусовых
веществ, связанных и не связанных с кальцием, введена
операция декальцирования торфа. Унифицировать эти методики
невозможно из-за различной природы минеральных и органогенных
почв. Последние имеют огромную массу органического вещества,
которая в основном не связана с минеральной частью ввиду
очень малого ее содержания. Несмотря на это, метод В. В.
Пономаревой и Т. А. Николаевой больше отвечает задачам
исследований почвоведов. Однако и в этом методе применяется
обработка торфа раствором 0,02 н. NaOH с нагреванием, что приводит
к искусственной гумификации слаборазложившихся торфов в
процессе анализа.
Т. В. Дроздова (1959) для выделения гуминовых кислот из
торфа предложила использовать 0,1 н. раствор пирофосфата
натрия как наиболее мягкий экстрагент по,сравнению с растворами
щелочи. Схемой анализа предусматривается выделение только
одной группы веществ, что является недостатком метода. Кроме
того, преимущество пирофосфата натрия как более мягкого
реагента нивелируется нагреванием торфа на кипящей' водяной
бане. Последнее приводит к искусственной гумификации в
процессе анализа.
В. Н. Ефимов и М. Г. Василькова (1970) предложили свою
методику анализа органического вещества торфа с выделением
гумусовых веществ раствором 0,1 М пирофосфата натрия с рН
9,5 с последующей экстракцией 0,02 н. NaOH, которая является
мягкой схемой, отвечающей задачам исследования почвоведов.
Н. Н. Бамбаловым (1972) предложена еще более мягкая
схема анализа органического вещества торфа с выделением первой
фракции гуминовых кислот раствором 0,1 М Na4P207 с pHL7 и
второй фракции гуминовых кислот экстрагированием 0,25%-м
NaOH.
Ниже приводится предложенная нами схема анализа *
органического вещества торфа:
•^водорастворимые вещества
> битумы
►туминовые кислоты
►■ фульвокислоты
>~гуминовые кислоты
>-фульвокислоты
>тем ицеллюлозы
>-целлюлоза
1. Водная экстракция
2. Экстракция бензолом
Y |
3. Пептизация 0,1 М Na4P207
I -
4. Пептизация 0,02 н. NaOH j
Y
5. Гидролиз 1 н. H2S04
6. Гидролиз 80 %-й H2S04
7. Нерастворимый и негидролизуе-
мый остаток
48

В большинстве схем фракционирования органического
вещества торфа водорастворимые продукты выделяются после
экстракции битумов, извлеченных из. сухих образцов торфа. Известно,
что сушка торфа сопровождается
окислительно-восстановительными процессами и необратимыми коллоидно-химическими
изменениями (Драгунов С. С, 1951, 1953, I960). Поэтому первой
операцией в нашей схеме фракционирования предлагается водная
экстракция свежих образцов торфа (в случае анализа сухих
образцов бензольная экстракция проводится первой операцией, а
водная — второй). Температура экстракции 48...50°С, так как
обработка торфа кипящей водой приводит к необратимым
процессам изменения состава органического вещества —
термогидролитическому расщеплению гемицеллюлоз, гумусовых кислот и
лигнина. Это сопровождается уменьшением их молекулярной
массы и частичным переходом в водорастворимую фракцию
(Стадников Г. Л., 1932; Курбатов И. М., 1934; Драгунов С. С,
1951; Пономарева В. В., Николаева Т. А., 1959; Бамбалов Н. Н.,
• 1974). Включение водной экстракции в схему фракционирования
органического вещества объясняется необходимостью учета
водорастворимых фракций органического вещества торфа.
При выделении фракции битумов (воскосмол) мы применили
экстракцию бензолом, так как смесь спирта с бензолом
извлекает из торфов часть гуминовых кислот — спирторастворимую
гиматомелановую кислоту, а также хлорофилл (Курбатов И. М.,
1952; Драгунов С. С, 1951, 1953, 1960; Раковский В. Е., Поз-
-няк В. С, 1962 и др.).
Выделение гумусовых веществ проводилось 0,1 М раствором
Na4P207 с последующей экстракцией 0,01 н. NaOH. Суть этого
метода будет изложена позднее в разделе, характеризующем
гумусовые вещества. Выделение легкогидролизуёмых и трудногид-
ролизуемых веществ проводилось соответственно 1 н. и 80%-й
H2S04.
Состав органической части торфяных почв
Органическая часть торфа состоит как из растительных
остатков (сохранивших анатомическое строение), так и из продуктов
их превращения. Следовательно, в состав органической части
торфяных почв входят как неспецифические вещества (углеводы,
аминокислоты, белки, лигнин), так и специфические вещества,
образующиеся в ходе болотного почвообразовательного процесса
(гумусовые кислоты).
Каждый тип торфа значительно отличается от другого
составом органической части. Эти различия обусловлены
неоднородностью ботанического, а следовательно, и химического состава
растений-торфообразователей и неодинаковыми условиями
перехода торфообразователей в торф.
При изучении химического состава торфа Г. Л. Стадников
(1932) предлагает различать следующие его части: 1) битумы;
49

2) растворимые в воде вещества; 3) гуминовые кислоты и их
соли; 4) органические кислоты и их соли; 5) клетчатку; 6)
лигнин. И. Нигеманом и Г. Шлунгбаумом сделаны более подробные
идентификации органических вешеств торфа (Niggemann J.*
1964; Schlungbaum G., 1968). Г. Шлунгбаум предлагает
различать неизменные органические вещества торфа: углеводы
(целлюлоза и гемицеллюлоза), лигнин, аминокислоты и их
производные, дубильные вещества, протобитумы (экстрагируемые и
полимерные протобитумы), ферменты; органические продукты торфо-
образования: гумусовые вещества, вещества, сопутствующие
гумусу, комплексы уроновых кислот (новообразования, полученные
благодаря деятельности микроорганизмов), флобафены
(образования из дубильных веществ), белковые вещества (продукты
жизнедеятельности микроорганизмов). И. Нигеман (Niggemann J., 1964)
дает еще более дробное разделение органической части торфа.
В состав органического вещества торфа входят С, Н, N, О,
St P. В табл. 21 приводится элементный состав органической
массы растений-торфообразоватеЛей.
21. Элементный состав органического вещества растеннй-торфообразователей,
% (по С. Н. Тюремнову, 1976; В. Е. Раковскому и Л. В. Пигулевской, 1978)
Расте ие
Сосна
Береза
Осоки
Тростник
Пушица
Шейхцерия
Вереск
Подбел
Клюква
Бурый мох (дрепанокля-
ДУс)
Мох сфагнум
С
50,1
49,4
47,9—50,8
47,7-49,8
49,1-50,0
51,1
53,5
53,9
53,7
50,1
48,4-49,9
О
42,1
42,6
39,4-41,7
40,4—42,2
42,0-42,9
41,0
40,1
39,1
39,8
39,7
39,2-43,9
Н
6,2
6,3
6,1—6,2
6,2-6,5
5,7-5,8
6,0
5,8
6,1
5,7
5,8
5,1—6,0
N
1,0
1,6
1,4-1,6
1,5
1,3
1,9
0,8
0,9
0,8
1,4
0,9-1,1
Содержание углерода в торфообразователях достигает 48—
50 % (в кустарничках — несколько больше), кислорода —39—
43%, водорода —5—6%, аэота —0,8—1,6%. Содержание S и Р
не превышаем десятых долей процента и в ряде работ не
учитывается.
Изменение элементного состава органической массы растений-
торфообразователей в ходе превращения их в торф служит
показателем глубины продвижения процесса торфообразования.
Исследованиями Л. В. Пигулевской и В. Е. Раковского (1957),
В. Н. Ефимова- (1980) установлены закономерности этого
изменения: при общем уменьшении фитомассы в органическом
веществе происходят явно выраженное наконление углерода и
снижение содержания кислорода и водорода и в тем большей степени,
чем больше увеличивается степень разложения торфа. Накопле-
50

22. Элементный состав органического вещества верховых торфов,
% (до М. М. Журавлевой, 1954)
Показатель
Фускум торф
Пушицево-сфагновый
Степень разложения 12 25 40 60
Содержание:
углерода 54,06 54,56 54,41 '60,38
водорода, 6,09 5,69 6,34 6,12
азота ' 0,96 0,68 1,48 0,85
ние углерода связано с закреплением его в составе
образующихся гумусовых веществ (табл. 22).
Й И. Лиштван и Н. Т. Король (1975) установили широкое
варьирование элементного состава органического вещества
различных типов и видов торфа в зависимости от ботанического
состава растений и степени их разложения.
По их данным, содержание углерода колеблется от 48 %' у
моховых слаборазложившихся до 65 % у высокоразложившихся
торфов. Содержание кислорода колеблется от 24,7 до 45^2 %, а
водорода — 4,7—7,3 %. Содержание азота зависит от типа торфа
и составляет от 0,6 до 2,5 % у верховых и от 1,3 до 3,8 % У
низинных торфов. Содержание серы в органической массе у нор-
мальнозольных торфов колеблется от 0,02 до 1,0—1,2 %.
Групповой состав органического вещества* торфа в
значительной мере обусловлен составом растений-торфообразователей.
Сопряженное изучение химического состава лоследних и торфов
соответствующего ботанического состава позволяет проследить
характер изменений органического вещества торфообразователей
при переходе их в торф (табл. 23).
Древесные породы характеризуются малым содержанием би-
тумообразователей и водорастворимых веществ (2,5—3 %),
большим количеством легкогидролизуемых веществ (23—25 %),
очень высоким содержанием целлюлозы (50 % э лиственных и
до 58 % в хвойных породах). Количество лигнина в лиственных
породах в среднем около 23 %, а в хвойных — до 30 %
Кустарнички содержат больше (6—8 %) битумообразовате-
лей (бензольных), до 7—10 % водорастворимых, от 20 до 40 %
легкогидролизуемых веществ, 20 % целлюлозы и от 22 до 33 %
лигнина в зависимости от вида растения.
Травы характеризуются малым содержанием (около 2,5 %)
битумообразователей (бензольных), количество водорастворимых
веществ составляет около 8 %, а целлюлозы — около 27 ,%,
лигнина— около 20 %^
Сфагновые мхи'содержат около 2% битумообразователей
(бензольных) и около 6 % водорастворимых веществ. Во мхах
очень велико содержание легкогидролизуемых веществ (до 60—
€5 %, в среднем 55 %), в составе которых, велика доля гемицел-
люлоз. Содержание целлюлозы невысокое (от 16 до 27 ,%). Ко-
4*
51

ассы
s
•в
§
&
я*
s
ган
о.
*1£
нсо
о сп
»-н
^^
>»
► м
•s s
4) «
5 S.
eh
фообраз
и С. Н.
i О
•к и
стени
кобее
go
gs
н .
gw
о о
«3
£
мич
S
X
»яв
о
со
о
с
Б
я*
U
ео
см
§*
8йй
X Q) О
5£н
feo,
«5
«о
со
о
|
3
а
оа
I
1
2
я
а
>*
0)
Ot
1
S
§
S в»
13
fee»
g со
а»
ч
•
о
ea
** а»
§
<3 ed
§1
ж 25
О
и ев
S 23
уев,
1
1
и
п
н о,
о
се
0«
*>
^
ь
-Н
3
-н
^
-н
*
ь
•н
^
о
-Н
^
оа
!
1
СП
со
со
S
sr
8
^
СО
-00
ел
т—»
8.
см
см
СП
85
СП
rf«
СП
00
о
&
с*
о
СО
т—1
^
00
t^
СП
СП
СО
ю
оо
a
8
СО
СМ
Г^
СМ
Ю
СО
°1
\о
00
1^
со
СМ
СО
00
ю
СМ
я
,_,
о
CM
^*
CM
CO
СП
b*
CM
t-
CO
CO
CO
CM
h-
Ю
CO
CM
s
1
1
t-
CO
-^
CM
^co
СП
R
a
f-p^
со
i—«
!—|
CO
CM
Ю
о
8
тН
8
8
S
t^
i—i
i-h
5?
r^
*
a
£*
см
r^
£
1—t
CO
Ю
о
CO
s
00
CM
о
en
Ю
4F
о
00
8
rh
СП
00
00
s
to
00
CM
СП
см
Ю
1—«
00
9
a
Ю
о
CO
t^
CO
Ю
\
I
CO
Ю
00
1
1
,
T—*
CM
1
1
en
CO '
a
J
8
со
1
1
CM
СП
en
T—1
1
1
1
1
1
1
1
<M
CM
en
1
1
tH
en
8
1
1
00
00
s
1
1
1
1
1
1
L
1
1
a
CO
1
1
о
CO
1
1
о
en
£*
|
I
l
I
1
|
i
о
о
00
|
1
s
t^
1
1
t^
1-H
4—t
I
1
8
8
i
1
i
i
i
I
CO
<M
I
тн
ю
00
1
1
I
1
1
1
S
CO
О
2
ЯГ
s
at
a>
I—
1
1
^*
S3
о
«5
ьй
ое от
us
1
1
Г-4
rf
00
1
В
ее.
о.
с*
со
us
ал
as
5
О»
О
о
8
а>
СМ
&!
S
S
S
5!
з
§
О
С
О)
я
£^ °
t—t f—t О
f-i О СО
00 Ю О
см" см см"
Я1
СО
см
I
S
й
со см
оо ю
О)
X
X
О)
н
о
С0
S
X (Л
<° § «в ,л
Зй-н to
Ю <о о ел
•-и СМ СМ
I
ев
•9* «
ьн л> Н Г2
S
S
5 J°
sa a в -g
г >< чй н ucsa^ сЗ^ аз
о S
S-c
Он Xi
52

личеетво негидролизуемого остатка, лигнинная природа которого
подтверждается С. Оденом (1926), С. Ваксманом (1937),
Г. Л. Стадниковым (1932), но отвергается И. Ml Курбатовым
(1952) и С. М Майской (1946, 1947), составляет в сфагновых
мхах 5—10 %.
Зеленые мхи по сравнению со сфагновыми характеризуются
несколько более повышенным содержанием битумообразовате-
лей — до 3—3,5 %, гораздо меньшим количеством легкогидроли-
зуемых веществ (от 35 до 44 %), которые почти полностью
представлены редуцирующими веществами. Количество
водорастворимых веществ целлюлозы примерно такое же, как и в сфагновых
мхах. Содержание негидролизуемого остатка значительно выше
(до 18—20 %), чем а сфагновых мхах.
Групповой состав органического вещества торфа зависит от
сочетания растительных группировок (типов и групп торфа), а
также от характера превращения растительных остатков в ходе
болотного процесса почвообразования.
М. Н. Никонов (1960) приводит обобщенную характеристику
состава основных типов и групп торфов (табл. 24). Как видно из
этой таблицы, различные типы и группы торфов имеют примерно
одинаковое количество битумов, содержание которых снижается
лишь в низинных торфах с повышенным содержанием кальция.
Все группы торфа имеют очень высокое и примерно одинаковое
количество (21—24 % на сухой торф) негидролизуемого остатка.
Содержание легкогидролизуемых веществ и целлюлозы в
значительной мере зависит от типа, группы торфа и степени его
разложения. Количество этих веществ уменьшается по мере
возрастания степени разложения торфа от моховой группы торфов к
древесной внутри каждого типа.
Больше всего легкогидролизуемых веществ (до 32 % на cYj
хое вещество) и целлюлозы (до 8,4 %) содержится в моховой
группе Верхового типа торфа. Содержание гумусовых веществ
увеличивается от верхового типа торфа к низинному, а внутри
типа — от моховой группы к древесной. В хорошо
разложившихся торфах количество гумусовых веществ (гк-f фк) достигает
45—55 % от массы сухого вещества. М. Н. Никонов и С. Ц. Пер-
лин (1963) установили, что между степенью разложения торфов
и содержанием в них гуминовых кислот существует прямая
коррелятивная зависимость и обратная зависимость по отношению
к фракциям легко- и трудногидролизуемых вещеслв.
Большинство данных группового состава органического
вещества относится к характеристике типов и групп торфов, но не к
почвенному профилю в целом.
Для познания сущности болотного процесса необходимы
данные по содержанию углерода, начиная с растений-торфообразо-
телей и кончая нижней частью почвенного профиля, увязанные с
ботаническим составом и степенью разложения торфа. Эти
данные для основные типов торфяных почв Северо-Запада СССР
приводятся в табл. 25 и на рис. 4.
53

IB
I8
a
« n
5?
8
о
o«
2S3
>3
о
CD
О
I
CM.I
CO
CN
Q
CN~ CN
CD
со
3
CO
S3
a
CD
r-•
CN
CN
\
|03
CN
lO
I
[СО"
CN
1-CsT
1—4
I
сч
й
о
CN
*o
со
CO
00
CO
1*5
со"
|Юл
о
7
CO
»—*
I
гЯ
CN
1 i—«
CO
ho
loo
3
I
| со
|CN
I
Ю
О
, I
CO
si
6«
1—«
1
Ю
a
ю
CO
1
8
<3i
-60
9
Ю
i—<
8
1
о
a
13
I
Ю
s
Is
t
m
о
X
о
54
ас
к
И
се
а,
Н
ее
П
О
X
о
S
CQ
Он
%
я
о.

25. Валовое содержание углерода в торфяных почвах, %
от органической массы
Глубина, Ы
Верховая,
„Горелый
Низинная обедненная
.Hfepdope-
чеюсое*
.Сабское*
Низинная,
„Литошицкое*
0—10
10-20
20—40
50—60
60-80
80—100
55,1
54,2
49,1
—
53,4
54,5
51,2-
58,1
57,3
63,8
—
—
57,9
Ь8Л
60,8
—
61,2
62,3
50,1
53,6
56,0
—
57,3
58,6
Валовое содержание углерода колеблется от 53—55 % в
верховых торфяных почвах до 58—64 % в низинных обедненных и
низинных типичных почвах. Как правило, по мере заглубления в
органической массе торфа возрастает содержание углерода.
Однако верховые торфяные почвы (при однородном ботаническом
составе торфа и слабой степени его разложения)
характеризуются постоянством в распределении углерода по профилю.
В низинных типичных и обедненных торфяных почвах
наблюдается явно выраженное возрастание углерода в органическое
веществе торфа с глубиной, а также при различном
ботаническом составе, т. е. содержание углерода в торфе в значительной
мере зависит от его возраста. Возрастание содержания углерода
в торфе с глубиной связано с большими потерями во времени
при торфообразовании богатых кислородом углеводов, а также
реакциями конденсации, идущими в нижней части профилями
возможно, и миграцией сюда выеокообуглероженных соединений
(Ваксман С, 1937; Л. В. Пигулейская, В. Е. Раковский, 1957;
И. С. Лупинович, Т. Ф. Голуб, 1958; Е. С. Лукошко, В. Е.
Раковский, 1962). Содержание углерода в органической массе зависит
и от его ботанического состава, нарастая от маховых к травяным
и древесным торфам.
Зависимость между содержанием углерода и степенью
разложения торфа выражена менее четко. Возрастание углерода в
органическом веществе торфа с глубиной не всегда
сопровождается увеличением степени его разложения (см. рис. 4, б, &).
Отсутствие определенной корреляции между содержанием валового
углерода в торфах и степенью разложения торфа связано с тем,
что показатель степени разложения не дает представления о
материальных потерях, связанных с превращением растений в
торф. Истинный первоначальный состав торфообразователей не
всегда лавестен, так как некоторые виды растений, обладая
меньшей биохимической устойчивостью, пропадают бесследно, а
учитываются только сохранившиеся полностью или частично.
Для познания сущности болотного процесса почвообразования
необходимы данные по составу органических веществ по всему
профилю торфяной почвы, а не отдельных, случайно взятых для
55

26. Состав органической части торфяных почв, % на органическую
массу торфа
Глубина, см

Водорастворимые
вещества
Битумы

Гумусовые
кислоты
Вещества,
гидролизу емые H8SO«
1,0 н.
гемицел-
люлозы
80%-й

целлюлоза
Негидроли-
зуемый
остаток
Верховая, болото «Горелый мох»
0-
10-
-10
-20
20—40
60-
80-
0-
10-
20-
40-
0-
10-
20-
60-
80-
0-
10-
20-
60-
80-
-80
-100
-10
-20
-40
-50
-10
-20
-40
-80
-100
-10
-20
-40
-80
-100
2,6
0,9
0,8
0,7
0,7
Б
1,8
1,2
1,1
0,8
1,4
0,8
0,6
0,6
0,6
1,0
0,7
0,8
0,8
1,1
10,0
9,4
10,8
10,8
13,0
8,3
8,5
7,5
7,1
7,4
Низинная обедненная
о л ото «Че
1,3
2,5
3,5
4,7
Болото
1,4
2,0
2,3
2,6
3,1
Низинная типичная
1,8
0,9
0,8
0,7
0,7
0,4
0,6
0,5
0,7
1,0
рнореченское»
31,4
37,4*
41,6
55,2
«Саб
28,2
41,4
49,8
45,2
42,6
12,7
12,2
11,3
6,4
с к о.е»
10,9
10,4
10,2
12,0
12,3
33,6
37,1
34,7
37,6
36,6
27,1
24,1
17,2
6,7
30,4
15,7
7,4
4,5
5,3
, болото «Литошицкое»
51,2
66,4
65,6
48,0
41,8
7,7
5,2
3,2
3,3
3,9
13,4
4,3
2,7
3,6
3,8
15,53
16,65
11,22
13,57
15,66
5,26
9,70
12,23
20,52
10,59
15,76
17,24
21,83
23,77
5,22
9,82
15,74
25,45
29,93
Примечания: 1) содержапие водорастворимых и гумусовых веществ высчитано
путем умножения количества углерода в вытяжках на коэффициент 2, учитывая, что
содержание углерода в этих веществах составляет 50 %; 2) содержание гемицеллюлоз и
целлюлозы высчитано путем умножения содержания глюкозы во фракции на коэффициент 0,9;
3) С негидролизуемого остатка высчитано по разности между содержанием валового
углерода в органической массе торфа и суммой углерода всех выделенных фракций.
анализа слоев. Характер изменений органической части торфа в
ходе болотного процесса можно проследить лишь при
исследовании всего профиля торфяных почв с одновременным
определением не только общего содержания углерода, но и фракционного
состава органического вещества торфа.
Все расчеты фракционного состава органического вещества
для минеральных почв почвоведы обычно выражают в процентах
к валовому углероду. Хотя этот метод может быть применен и к
торфяным почвам, расчеты лучше вести на органическую мйссу
торфа, так как при первом способе расчета содержания углерода
каждой отдельной фракции (выраженное в процентах, т. е.
относительных величинах) относят к валовому углероду, который
56

представляет собой также относительную величину (процент от
органической массы). Второй способ расчета дает более полное
представление о характере изменения органического вещества в
профиле торфяной почвы в ходе развития торфообразовательного
процесса во времени. Данные фракционного состава органической
части торфяных почв (табл. 26) свидетельствуют о том, что
органическая масса верховых сфагновых почв со слаборазложив-
шимся торфом характеризуется большим содержанием
углеводов, гемицеллюлоз и целлюлозы.
Органическая часть низинных почв, сложенных травяными и
древесными торфами, отличается меньшим содержанием
углеводов, гораздо большим количеством азотистых веществ во всех
выделенных фракциях.
Процесс торфообразования во времени связан со значительной
потерей углеводов, наиболее легко разлагаемых
микроорганизмами. Особенно отчетливо это можно проследить при анализе
состава органического вещества низинных торфяных почв. В этих
почвах по глубине профиля наблюдается постоянное уменьшение
содержания гемицеллюлозы и целлюлозы. В то же, время в
низинных торфяных почвах в процессе почвообразования
происходит значительное накопление гумусовых веществ и негйдролизуе-
мого остатка, количество которого возрастает с глубиной, что
свидетельствует о связи накопления гумусовых веществ и негид-
ролизуемого остатка с возрастом торфяника (табл. 26).
Понятие «негидролизуемый остаток» объединяет группу
неоднородных по химической Природе веществ, устойчивых к
воздействию химических реагентов в процессе анализа органического
вещества почвы. В состав негидролизуемого остатка торфяных
почв входят лигнин, кутин, суберин, споропелин и др.
Органическая масса низинных обедненных торфяных почв
отличается от верховых и низинных почв значительным
накоплением битумов вследствие их большего содержания в
кустарничках— тапичных торфообразователях этих почв. По содержанию
гумусовых веществ и веществ, гидрблизуемых . кислотой,
низинные обедненные торфяные почвы занимают промежуточное
положение между верховыми и низинными.
Главное различие состава органического вещества верховых
сфагновых и низинных торфяных почв заключается в
значительной аккумуляции гумуса в последних (10 и 48—66 % на органиг
ческую массу соответственно, табл. 26).
Величина накопления гумусовых веществ и негидролизуемого
остатка зависит от ботанического состава торфа и нарастает от
моховой группы торфов к травяной и древесной. По данным
Н. Н. Бамбалова (1963), доля лигнина в составе
негидролизуемого остатка органического вещества торфа составляет менее
50 %. Он считает, что большая часть негидролизуемого остатка
представлена промежуточными продуктами гумификации. Однако
существует мнение, что в состав негидролизуемого остатка
входят также негидролизуемые формы гуминовых веществ. Во всех
ът

исследоаанных нами торфяных почвах, за исключением верховых,
содержание негидролизуемого остатка увеличивается с глубиной
и в нижней части профиля низинной почвы составляет 50 % по
углероду от общего его количества.
Верховые торфяные почвы с очень низкой степенью разложе-
яия торфа характеризуются постоянством состава органической
части в профиле (табл. 26). .Более высокое содержание группы
легкогидролизуемых веществ в верховых торфах по сравнению
с низинными при равной степени разложения В. Е. Раковский
объясняет защитным действием фенолов-антисептиков
(Лукошко Е. С, Раковский В* Е., 1962; Раковский В. Е., Позняк В. С,
1962). Кроме того, верховые почвы характеризуются очень низкой
биогенностью, при которой процессы разложения растений-тор-
фообразователей из-за резкокислой реакции и недостатка
зольных элементов (особенно кальция) идут слабо.
Происхождение гумусовых веществ
в торфяных почвах
Постоянной составной частью торфа являются гумусовые
вещества. В этом состоит главное принципиальное отличие
органического вещества торфа от органического вещества растений-тор-
фообразователей, в которых гумусовые вещества отсутствуют.
Гумусовые вещества по стабильности своего присутствия, а часто
и по количеству значительно превосходят другие органические
вещества торфа. Механизм превращения растений в торф и
образования гумусовых веществ до сих пор до конца не изучен.
Дискуссия о происхождении гумусовых веществ торфа
сводится к выявлению исходных химических веществ в растениях-тор-
фообразователях и механизму самого процесса: лигнинная
гипотеза Ф. Фишера и Г. Шрадера, лигиино-протеиновая гипотеза
С. Ваксмана, гипотеза циклизации углеводов и дегидратации и
ароматизации циклов В. Е. Раковского, гипотеза М. М.
Кононовой и Т. А. Кухаренко, объясняющих гумусообразование
принципом двухфазности — распада сложных химических соединений до
мономеров (аминокислоты, фенолы) с последующим окислением
и конденсацией продуктов распада.
Конденсационные и полимеризационные гипотезы образования
гумуса получили широкое признание. Однако в 80-е годы они
были пересмотрены Л. Н. Александровой (1980). Она считает, что
ни одна из этих гипотез с точки зрения химической кинетики не
может объяснить причин смены процессов разложения сложных
органических соединений только до простых мономеров
(аминокислоты, фенолы без их дальнейшей минерализации) процессами
конденсации или полимеризации.
Реакции конденсации приводят к уменьшению количества
карбоксильных групп в образующихся продуктах, тогда как
гумусовые вещества всегда содержат значительно больше
карбоксильных групп по сравнению с любыми гумусообразователями. Кон-
58

нсационная те0рИЯ не может быть объяснена и с позиций
энергетики почвообразования, так как реакции конденсации идут с
затратами энергии, а источники этой энергии неизвестны.
Л/ Н. Александрова полагает, что гуминовые кислоты
образуются йе в ходе конденсации и полимеризации мономеров, а в
процессе гидролитического расщепления высокомолекулярных
продуктов, на протяжении всего периода гумификации.
Хотя гумусообразование в торфяных и минеральных почвах
имеет специфические отличия, однако ряд принципиальных
положений носит общий характер для всех почв. Так, например, если
лигнин и утратил ту исключительную роль, как пишет К. К.
Лебедев (1959), которая отводилась ему в учении Фишера, его
значение в процессах превращения растительных остатков в торф
несомненна. Придерживаясь биохимической концепции гумусооб-
разования, исследователь не должен забывать и о
физико-химических превращениях органического вещества торфа> идущих4 в
нижней части профиля торфяников.
Методы выделения гумусовых веществ
из торфяных почв
Жесткие методы анализа органического вещества торфа
непригодны для познания процессов почвообразования. Поэтому
следует с большой осторожностью относиться к выделению
гумусовых веществ из торфов (особенно из слаборазложившихся и
растений-торфорбразователей) растворами кислот и щелочей.
Процесс потемнения, разложения растительного материала, а
следовательно, и образования гумусовых веществ происходит в
неживой растительной клетке лишь после отмирания растений.
Однако выделение гумусовых веществ жесткими методами из
живых торфообразователей противоречит этому и
свидетельствует об искусственной гумификации торфообразователей при
воздействии на них крепких растворов щелочей. Даже сравнительно
«мягкая» обработка торфа, в которой кипячение с 0,1 н. щелочью
заменено нагреванием при 80 °С, приводит к значительному
выходу гумусовых веществ из живых растений-торфообразователей
(табл. 27), т. е. искусственной гумификации растительного
материала, а следовательно, и к погрешностям в методике выделения
гумусовых веществ из слаборазложившихся торфов.
В. В. Пономаревой и Т. А. Николаевой (1959), С. С. Драгу-
новым и Н. А. Картацци (1960), С. С. Драгуновым и Л. Н.
Поповой (1969) предложены более мягкие методы выделения
гумусовых веществ из торфяных почв. В. В. Пономарева и Т. А.
Николаева предложили холодную обработку торфа 1 н. щелочью.
Однако таким способом невозможно достигнуть полного
выделения гумусовых веществ. Термическое воздействие на торф, к
сожалению, неизбежно из-за большой массы органического
вещества, имеющего грубодисперсное компактное строение, не
разделенное минеральными компонентами, как во всех других почвах.
59

27. Выход гумусовых веществ из торфообразователей,
% от органической массы* (по В. А. Батуро, 1957)
Растение
Части растения
Гумусовые
вещества
Гуминовые
кислоты
Фульво-
кислоты
Sphagnum magellaniCum
Осока
Кукушкин лен
Зеленая
Отмершая
Наземная
Прошлогодние
листья
Подземная
Зеленая
Отмершая
Наземная
Подземная
10,60
12,34
17,95
23,38
15,21
22,15
29,99
20,38
24,17
2,44
3,76
7,21
11,31
7,71
11,61
12,25
2,65
2,87
8,16
8,58
10,76
12,07
7,50
10,54
17J4
17,73
21,30
Шейхцерия
* Схема выделения: 1) спирто-бензол 1 : 1 (битумы); 2) 2%-й НС: 5-кратное кипячение
<легкогидролизуемые вещества); 3) ОД н. NaOH — 3-кратное нагревание в течение 1 ч при
60 °С (гумусовые вещества).
Поэтому полнота выделения гумусовых веществ из торфов
достигается только нагреванием. В. В. Пономарева и Т. А.
Николаева, С. С. Драгунова и Л. Н. Попова предлагают заканчивать
экстракцию гумусовых веществ из торфов нагреванием до 80 °С,
но со слабым раствором 0,02 н. NaOH, предварительно выделив
наиболее подвижные фракции гумусовых веществ холодной
щелочной обработкой.
С. Бремнером (Bremner S. M., Lees H., 1949) предложен
раствор пирофосфата натрия, как более мягкого пептизатора, при-'
менение которого дало возможность выделения из почв
комплексных металлоорганических соединений.
Л. Н. Александрова (1960) обосновала применение этого
пептизатора как для выделения свободных гумусовых веществ, так
и их органоминеральных соединений из минеральных почв. Пиро-
фосфат натрия в смеси со щелочью был также предложен для
извлечения гумусовых веществ из минеральных почв М, М.
Кононовой и Н. П. Бельчиковой (1961).
К. Боратынский и К. Вильк (Boratynski К., Wilk К., 1964)
показали, что из растворов более слабого действия, чем щелочи
[NaF, (NH4hF2, Na4P207, Na2C204], наибольшей пептизирующей
силой для гумусовых веществ в минеральных почвах обладает
раствор 0,1 М пирофосфата натрия.
Пирофосфат натрия применяется для экстракции гумусовых
веществ и в торфяных почвах (Дроздова Т. В., 1959; Бамба-
лов Н. Н., 1968; Ефимов В, К, Вашлькова М. Г., 1970).
Т. В. Дроздовой установлено, что однократная обработка торфа
0,1 М раствором 'Г^РгОу при нагревании в течение 8 ч на
кипящей водяной бане выделяет столько же гуминовых кислот,
сколько при многократной обработке торфа 0,1 н. раствором NaOH.
Как видим, раствор пирофосфата в качестве пептизатора
гумусовых веществ имеет ряд преимуществ перед щелочными рас-
60

творами: он является менее щелочным растворителем; пирофос-
латная вытяжка извлекает из почвы более «чистые» гумусовые
вещества с характерным для каждого типа цочв отношением
гк:фк; обработка почвы пирофосфатом натрия исключает
длительную процедуру ее декальцирования; применение пирофосфа-
та натрия позволяет одновременно определять в одной вытяжке
как общее, количество гумусовых веществ и их состав, так и
количество алюмо- и железогумусовых соединений.
Нами проведено сравнение экстрагирующего действия 0,1 М
раствора Na4P207 и 0,02, н. раствора NaOH, наиболее часто
применяемого для извлечения гумусовых веществ из торфов.
Выявлено влияние рН-растворителя, количество экстракций,
необходимых для более полного выделения гумусовых веществ, влияние
соотношения навески торфа и растворителя, а также
оптимальный температурный режим (Ефимов В. Н., Василькова М. Г.,
1970). Показано, что применение экстра'гента с резкощелочной
реакцией (0,02 н. NaOH) невозможно в случае анализа слабогу-
мифицированных верховых торфов, где под действием щелочи
происходит извлечение вещества негумусовой природы (табл.28)*
28. Количество гумусовых веществ, пептизируемых последовательно
обработкой торфов 0,1 М Na4P207 и 0,02 н. NaOH
Почва, глубина, см
Экстр агент
% от
органической массы
С»
С**
^гк
^гк
Сфк
C:N
Торфяная верховая,
болото «Горелый мох»,
8—20 0,lMNa4P2O7 3,58 1,31 0,58 18,3
0,02 н. NaOH 6,07 1,79 0,42 26,7
Торфяная низинная,
болото «Литодшцкое»:
0—10 0,1 М Na4P207 14,95 9,10 1,58 13,3
0,02 н. NaOH 16,65 8,20 0,97 12,3
20—40 0,1 М Na4P207 21,44 16,36 3,25 22,3
0,02 н. NaOH 20,25 13,75 2,12 22,2
* С органических веществ, экстрагируемых 0,1 М Na4P207 и 0,02 н. NaOH.
** С органических веществ, осаждаемых при рН X.
*** С органических веществ, не осаждаемых при рН 1.
Из хорошо гумифицированных низинных торфов растворы
0,1 М Na4P207 и 0,02 н. NaOH извлекают практически
одинаковое количество гумусовых веществ, однако применение щелочи
ведет к нарушению соотношения гк:фк, увеличивая выход фульво-
кислот. Л. Н. Александрова (1960) показала возможность
омыления гуминовых кислот и частичного отщепления от них фуль-
вокислот в процессе пептизации щелочью. Высокое пептизирую-
щее действие 0,1 М раствора пирофосфата натрия, имеющего
меньшую величину рН, чем щелочь, объясняется его высокой
комплексообразующей способностью.
61

Верховая торфяная почва Низинная торфяная
Сгмг/100г
16000
пооо
12000
10000
8000
6000\
4000
2000
почва
У7Х=\
На рис. 5 показано
влияние рН 0,1 Ж
раствора Na4P2C>7 как на общее
количество извлекаемых
гумусовых веществ, так и
на гуминоподобную часть
их, осаждаемую при рН 1.
Из приведенных данных
видно, что для более
полной экстракции
гумусовых веществ как из
верховой, так й из низинной
торфяной почвы следует
пользоваться 0,1 М
раствором Na4P207 с рН 9,5.
Использование пирофос-
фата с более высоким
значением рН
нецелесообразно из-за возрастания
щелочности раствора.
Однако раствором пи-
рофосфата натрия с
нейтральной реакцией
невозможно выделить основное
количество гумусовых
веществ, особенно из
низинных торфов, нередко
имеющих рН около 5,5—
5,8. Для максимально
полной экстракции
гумусовых веществ из
торфяных почв необходимо проводить 3—4 последовательные
экстракции. Увеличение количества экстракций свыше 3—4
нецелесообразно. Ограничиться одной экстракцией тоже нельзя, так как из
перегнойных почв однократная обработка не извлекает всех
гумусовых веществ (рис. 6).
Данные табл. 29 свидетельствуют о том, что коэффициент
оптической плотности осаждаемой части-органических веществ
заметно уменьшается к четвертой экстракции, что подтверждает
вывод о необходимом количестве экстракций (в опыте—14).
Влияние соотношения навески торфа и растворителя на выход
экстрагируемых веществ показано на рис. бив табл. 30.
Анализ табл. 30 и рис. 7 свидетельствует о том, что при
сравнительном изучении количества и состава гумуса в верховых и
низинных почвах лучшим соотношением навески к экстрагенту
является 1:100, а для хорошо гумифициррванных низинных
торфов более благоприятно соотношение 1:250.
Установлено, что лучшим температурным режимом,
способствующим наиболее полной экстракции гумусовых веществ^ явля-
ШЬ»и
^Ш pH9>s
Рис. 5. Влияние рН раствора Na4P207 на
количество извлекаемых органических веществ:
1 — общее количество экстрагируемых гумусовых
веществ; 2 — количество гумусовых веществ,
осаждаемых при определенном рН
62

Рис. 6. Количество
органических веществ, извлекаемых при
последовательной экстракции
торфа 0,1 М раствором Na4P207
при рН 9,5.
1 — общее количество
экстрагируемых гумусовых веществ; 2 —
количество гумусовых веществ,
осаждаемых при рН 1
Верховая торфяная рочоЬ
С,мг/100г
2000г-
Низинная торфяная почва
С, м г/100 г
6000 г
*ооо\-
2000
Л L
J I L
123 4561 1 2 J Ч 5 6
Количество экстракций
ется нагревание при.80°С (рас. 8). Повышение температуры с
80 до 90 °С * приводит к значительному приросту выхода
гумусовых веществ за счет искусственной гумификации, особенно в
слаборазложившихся торфах.
Исследования, проведенные нами на широком ряде торфяных
почв, показали, что и Многократной обработкой торфа только
раствором пирофосфата натрия {так же как и многократной
обработкой, его только раствором 0,02 н. щелочи) невозможно
добиться полного выделения гуНй^совых веществ из торфов. М. Чо-
удри и Е. Стивенсон (Choudre M., Stevenson E., 1957)
установили, что наибольший выход гумусовых веществ происходит в том
случае, когда щелочной обработке минеральной почвы
предшествует обработка ее раствором пирофосфата натрия. Мы полагаем,
что раствор пирофосфата сильно пептизирует комплексные алю-
мо- и железогумусовые соединения и гуматы кальция торфяных
29. Коэффициент оптической плотности осаждаемых органических веществ,
выделенных 0,1 М раствором Na4P207
Почва
Верховая торфяная
Низинная торфяная
Глуби-ia,
см
8-20
10-20
20-40
Экстракция
1-я
6,1
8,3
12,5
2-я
5,5
7,6
11,9
3-я
5,7
7,3
10,2
4-я
5,6
6,2
9,15
* Г. Л. Стадниковым (1932) показано, что повышение температуры до
100 °С приводит, к разложению гуминовых кислот.
63

30. Выход гумусовых веществ из торфяных почв в зависимости
от способа их экстракции
Почва,
глубина, см
Верховая
торфяная,
8-20
Низинная
торфяная:
0—10
20—40
Экстр агент
0,1 М Na4P207
0,2 н. NaOH
0,1 М Na4P207
0,2 н NaOH
0,1 М Na4P207
0,02 н. NaOH

Отношение
навески к

растворителю
1:30
1:100
1:250
1:150
1:30
1:100
1:250
1 : 150
1:30
1:100
1:250
1:150
% от органической
массы
собщ
2,25
4,38 -
3,54
5,10
12,21
14,95
16,43
16,65
19,52
21,44
23,37
20,25
с
Wk
0,91
1,58
1,08
1,74
7,46
9,10
9,37
8,20
14,66
16,36
16,61
13,75
с
Wk
Сфк
0,61
0,57
0,44
0,53
1,57
1,58
1,32
0,97
3,0
3,25
2,49
2,12
с
N
17,9
18,3
17,6
26,7
13,0
13,3
13,6
12,3
24,7
22,3
22,6
22,2
Примечание. Пирофогфатные экстракции — 4-кратное нагревание при 80°С по
2 ч; щелочные экстракции — 4-кратное нагревание при 80 °С по 1 ч.
почв, после чего выход гумусовых веществ при экстракции
щелочью вновь увеличивается. Для полной экстракции гумусовых
веществ необходимо применение
пирофосфатной обработки тор- 10с0^100г
фа с последующим применением '
щелочной обработки. .
Предварительная обработка *0°о\
почвы раствором пирофосфата
натрия создает условия для по- Шо |
вышения выхода гумусовых ве-
4000 \
Низинная торфяная почба
Верхобая торфяная почба
С,мг/100г
2000,
1000 V 1*
J * 1 г
6' Количество экстракции
Рис. 7. Влияние соотношения между навеской торфа и 0,1 М
Na4P207 на количество экстрагируемых органических веществ:
1 — общее количество органических веществ при отношении торфа к экстрагечту 1 • 30,
2 — количество органических веществ, осаждаемых кислотой при рН 1 и отношении торфа
к экстрагенту 1 : 30; 3 — общее количество органических веществ при отношении торфа к
экстрагенту 1 : 100, 4 — количество органических веществ, осаждаемых кислотой при рН 1
и отношении торфа к экстрагенту 1 • 100, 5 — общее количество органических веществ при
отношении торфа к экстрагенту 1:250; 6 — количество органических веществ, осаждаемых
кислотой при рН 1 и отношении торфа к экстрагенту 1 : 250
раствором
€4

С,мг/100г
24000 г
Верховая торфяная
почва
20000 \-
16000 Ь
12000 к
8000 Ь
4000 W
_ezM
ED*
F7714
Ш
Низинная
торфяная
почва
ш
1 2 1 Z
Количество экстракций
Рис. 8. Влияние температурного режима на количество органических веществ
извлекаемых 0,1 М раствором Na4P207:
i — настаивание при комнатной температуре 24 ч; 2 — 4-кратное нагревание при
температуре 80 С по 2 ч; 3 —то же, по 10 ч; 4 —то же, при 90° С 8 ч
ществ при последующей щелочной экстракции. Последовательные
пирофосфатная и щелочная обработки торфа дают больший
выход гумусовых веществ, чем многократная щелочная обработка
(рис. 9). Необходимо применение 2-кратной обработки торфа
раствором 0,02 н. щелочи при 80 °С по 1 ч после 3-4-кратного
нагревания его с 0,1 М раствором пирофосфата натрия при 80 °С.
С,мг/100г
6000Г
юоо Ц
4 S 6 7
Количество экстракций
Рис. 9. Количество органических веществ, извлекаемых 0,1 М Na4P20z и
0,02 н. NaOH из низинной торфяной почвы (0—10 см):
' —количество органических веществ, экстрагируемых 0,1 М раствором Na4P207 при рН 9,5*
^ — количество органических веществ, экстрагируемых 0,02 н.- раствором NaOH после
экстракции 0,1 М Na4P207; 3— количество органических веществ, экстрагируемых 0,02 н.
раствором
В заключение приводим краткое описание методики выделения гумусовых
веществ из торфа.
65

3 г воздушно-сухого торфа* заливают 300 мл горячего раствора 0,1 fy
пирофосфата натрия. Колбу с раствором нагревают на водяной бане тщ
температуре 80 °Сгв течение 2 ч. Горячий раствор фильтруют. Торф с филь*.
ра смывают горячим раствором пирофосфата обратно в колбу. Колбу доли*
вают до 300 мл горячим раствором пирофосфата натрия. Операцию с нагрева*
нием при 80 °С в течение 2 ч вновь повторяют и фильтруют раствор.
Для полного выделения гумусовых веществ необходимо проводить 3—^
экстракции. Для общей характеристики гумусовых веществ в торфах можн$
ограничиться двумя экстракциями.
Экстрагируемые растворы сливают вместе и очищают на бактериологиче-
ских фильтрах № 5—7 или на центрифуге ЦЛС при 8000 с-1 в течение 30 мин.
В очищенном растворе определяют общий углерод по Тюрину, азот —по
Кьельдалю, углерод и азот осаждаемой^части гумусовых веществ —при рН 1.
Остаток торфа после экстракции пирофосфатом натрия заливают 0,02 н.
раствором NaOH при соотношении торфа к раствору 1 : 100 и нагревают при
80 °С в течение 1 ч на водяной бане. Фильтруют горячий раствор и проводят
повторную обработку торфа 0,02 н. NaOH. Горячий раствор фильтруют.
Очистку раствора проводят указанным выше способом. Определяют углерод и
азот общий и осаждаемой при рН 1 части гумусовых веществ.
При специальных исследованиях проводят определение оптической
плотности осаждаемой части гумусовых веществ в пирофосфатной и щелочной
вытяжках "и ряда других констант.
Содержание и состав гумусовых веществ
в торфяных почвах
Процесс болотного почвообразования сопровождается
значительным накоплением гумусовых веществ в торфяной почве. Их
количество можно принять за критерий продвижения- процесса
гумусообразования.
Содержание и качество гумусовых веществ в торфяных почвах
в значительной мере обусловливаются ботаническим составом
растений-торфообразователей. Различия в условиях гумификации
моховых, травяных и древесных торфов показаны М. Н. Никоно-
вым, С. С. Драгуновым и С. И. Перлиным (1960). По их мнению,
эти различия сводятся к тому, что гумификация моховых торфов
происходит в условиях почти постоянного переувлажнения и
затрудненной аэрации, а гумификация древесных торфов, в
которых основная растительная масса сосредоточена выше
поверхности почвы, идет в гораздо лучших условиях. Травяные торфа
занимают промежуточное положение, так как растения-торфообра-
зователи этих торфов имеют примерно одинаковые по объему
надземные и подземные части. В доказательство высказанных
положений авторы приводят сравнительные данные по
содержанию гумусовых веществ в торфах различного ботанического
состава.
Из данных табл. 24 видно, что количество гуминовых кислот
коррелирует с видамц торфа по ботаническому составу.
Соотношение гуминовых кислот и фульвокислот увеличивается по мере
перехода от моховых к древесным торфам как в верховом, так и
низинном типах болот.
* Из навески торфа предварительно выделяют и определяют битумы и
водорастворимые вещества.
66

Следовательно, гумусообразование с преобладанием гуминовых
кислот над фульвокислотами отчетливо проявляется при переходе
0х моховых торфов к древесным. Сторонники лигнинной
гипотезы происхождения гумусовых веществ различное содержание
гумуса в моховых, травяных и древесных торфах объясняют
неодинаковым количеством лигнина в исходном материале.
Главная роль в процессах гумусообразования принадлежит
химическому составу растений-торфообразователей. Нами
определен состав гумусовых веществ по профилю верховых, низинных
обедненных и низинных типичных торфяных почв (Ефимов В. Н.,
Василькова М. Г., 1971).
Общее количество гумусовых веществ, экстрагируемых по
предложенному нами методу, составляют 10 % в верховых,
возрастая до 66 % от органической массы торфа в низинных
торфяных почвах. Во всех изученных нами торфяных почвах
количество гумусовых веществ возрастает с глубиной, но при
обязательном условии однородности ботанического состава торфа. По мере
увеличения степени разложения торфа в нем происходит
накопление органических веществ. По ряду локазателей они
аналогичны гуминовым кислотам.
31. Содержание и состав гумусовых веществ в торфяных почвах,
% от органической массы торфа
Глубина, см
0-10
10-20
20—40
60—80
80-100
0-10
10-20
20—40
40-50
0-10
10-20
20—40
60-80
80-100
Hi
0-10
10-20
20-40
60—80
80—100
Гумусовые
вещества
Верховая тор(
10,0
9,4
10,8
10,8
13,0
Низинна
Болото
31,4
37,6
42,6
55,2
Бол
22,2
41,4
49,8
45,2
42,6
минная типичная
51,2
66,4
65,4
48,0
41,8
Гуминовые
кислоты
ряная, болото W
3,8
3,2
5,2
5,0
7,2
я обедненная то
«Чернорече
15,6
25,0
30,2
43,6
ото «С а б с к (
14,2
23,6
35,6
35,4
33,8
г торфяная, боле
31,0
49,4
54,4
37,8
31,8
Фульво-
кислоты
"орелый мох»
6,2
6,2
5,6
5,8
5,8
рфяная
некое»
15,8
12,6
12,4
11,6
эе»
14,0
17,8.
13,2
9,8-
8,8
по «Литошицкое
"20,2
17,0
11,2
10,2
10,0
гк
фк
0,6
0,5
0,9
0,9
1,2
1.0
2,0
2,4
3,8
1,0
1*3
2,8
3,6
3,8
?»
1.5
2/9
4,8
3,7
3,2
6*

В верховых слаборазложившихся торфяных лочвах гуминовые
кислоты составляют меньшую часть экстрагируемых органических
веществ (табл. 31). В верховых сфагновых торфяных почвах пре,
обладают фульвокислоты, в низинных — гуминовые кислоты.
В верховых сфагновых торфяных почв,ах гумификация идет по
типу преобладания фульвокислот, а в низинных — гуминовых".
Распределение гумусовых веществ по профилю торфяной
почвы свидетельствует о характере процесса болотного
почвообразования. При однородном ботаническом составе торфа содержание
гумусовых веществ (в том числе и гуминовых кислот) во всех
торфяных почвах увеличивается вниз по профилю. Это
свидетельствует о зависимости накопления гумусовых веществ от фактора
времени.
Следовательно, характер гумусообразования в торфяных
почвах определяется не только ботаническим составом растений-тор-
фообразователей, но и временем почвообразовательного процесса.
Эти данные не согласуются с представлениями И. М.
Курбатова (1949, 1959) о торфообразовании как о процессе,
сравнительно быстро протекающем в поверхностном (торфогенном) слое
с последующей консервацией торфа, тысячелетиями не
претерпевающего никаких изменений.
Гумусовые вещества, аккумулировавшиеся в торфяных почвах,
характеризуются неодинаковой закрепляемостью в профиле,
В. В. Пономарева и Т. А. Николаева (1959) показали, что в
верховых торфяных почвах практически отсутствуют гуминовые
кислоты, связанные с кальцием, а стало быть, и прочно
закрепленные в почве.
В низинных торфяных почвах с высоким содержанием кальция
группа гуминовых кислот, связанных с ним, составляет половину
и более от суммы всех гуминовых кислот.
Примененный нами для экстракции гумусовых веществ пиро-
фосфатный метод не дает возможности подразделить гумусовые
вещества на связанные с кальцием и не связанные с ним. Однако
применение последовательной пирофосфатной и щелочной
обработки торфа позволяет сделать выводы о степени подвижности и
природе гумусовых веществ.
Основная их часть во всех торфяных почвах экстрагируется
раствором пирофосфата натрия. Это свободные гумусовые
кислоты, а также группа кислот, связанных с основаниями и
полуторными окислами. Высокое содержание щелочерастворимой
фракции в верховых торфяных почвах, полученной после
исчерпывающей экстракции гумусовых веществ пирофосфатом натрия,
свидетельствует о процессах искусственной гумификации в ходе
анализа. Подтверждением этому является очень широкое отношение
C:N — порядка 40—48, нехарактерное для гумусовых кислот
(табл. 32).
Увеличение количества щелочерастворимых продуктов в
нижних слоях профиля низинных торфяных почв по сравнению с.
верхними слоями свидетельствует о наличии здесь трудногидролизуе-
68

32. Отношение С: N в гумусовых веществах верховой торфяной почвы
Глубина, см
0-8
8—20
20-40
Способ экстракции
0,1 М Na4P207
21,8
28,4
24,6
0,02 н. NaOH
33,8
44,7
34,4
Глубина, см
60—80
80-100
Способ экстракции
0,1 М Na4P207
30,1
22,4
0,02 н. NaOH
48,1
46,6
мых форм гумусовых веществ, не поддающихся пептизации пиро-
фосфатом с рН 9,5 и пептизирующихся при последующей более
крепкой щелочной обработке.
Важным показателем характеристики гуминовых кислот
является элементный состав. 'По данным М. М. Кононовой (1963),
гуминовые кислоты содержат больше углерода, чем растительные
остатки, из которых они образовались. В самом деле, если
содержание углерода в растениях-торфообразователях не превышает
48—50% (см. табл. 21), содержание его в гуминовых кислотах
торфа достигает 55—62 % (табл. 33). Элементный состав
гуминовых кислот зависит от ботанического состава торфа и степени его
разложения. Гуминовые кислоты, выделенные из торфяных почв
с одинаковым ботаническим составом и с одной и той же степенью
разложения, имеют близкий элементный состав. Увеличение
степени разложения при одинаковом ботаническом составе торфа
по профилю вызывает изменение элементного состава гуминовых
кислот. По мере углубления в дрофиле происходят возрастание
33. Элементный состав гуминовых. кислот пир
торфяных почв
Почва, болото
Глубина,
см
офосфатнс
>й экстракции
%* от органической массы
с
Н
о
N
С:Н
Верховая, «Горелый
мох»
Низинная
обедненная:
«Чернореченское»
«Сабское»
Низинная, типичная,
«Литошицкое»
8-20
20—40
60-80
80—100
0-10
10-20
20-40
10—20
20—40
60-80
80-100
0—10
20-40
60-80
80-100
55,20
55,65
60,05
61,86
57,90
61,00
61,50
58,10
60,20
60,70
61,00
56,60
56,94
39,02
60,27
5,90
5,09
5,08
5,34
5,06
5,89
5,47
5,29
5,70
5,43
5,33
5,17
3,72
4,38
4,45
36,35
35,92
31,40
29,36
33,80
29,86
29,83
32,96
30,52
30,69
30,52
34,47
36,99
33,95
32,27
2,55
3,34
3,47
3,45
3,24
3,25
3,20
3,68
3,58
3,18
3,15
3,76
2,35
2,65
3,01
9,37
10,93
11,82
11,58
11,44
10,36
11,24
10,98
10,56
11,18
11,44
10,94
15,31
13,44
13,55
69

содержания углерода в гуминовых кислотах и снижение в них
количества кислорода. Расширение отношения С:Н свидетельств
*вует об увеличении конденсированности гуминовых кислот
(табл. 33).
Нарастание содержания углерода в гуминовых кислотах, «гу.
мусовых» по терминологии С. Одена, по мере увеличения глубины
торфа отмечал Г. Л. Стадйиков (1932). По нашему мнению, это
также свидетельствует о длительности процесса торфообразова-
ния.
Изменение элементного состава гуминовых кислот различных
почв находится во взаимной зависимости с их оптическими
свойствами.
Характеристика природы гумусовых веществ
торфяных почв
Среди методов определения природы гумусовых кислот
применяются спектрофотометрия и бумажная хроматография
(Кононова М. М., Бельчикова Н. П., 1960; Рыдалевская М. Д., Тере-
шенкова И. А., 1961; Bremner J., 1949; Kumada К., 1958; Okuda A.,
Hori С, 1956; Scheffer F., 1954; Welte E., 1953, 1958). Эти
исследователи считают, что оптическая плотность и характер хрома-
тограмм гумусовых кислот отражает их строение и степень
конденсированности ядра.
Изучение оптической плотности гумусовых веществ,
выполненное М. М. Кононовой и Н. П. Бельчиковой, показало, что
величина ослабления света растворами на всех длинах волн всегда
меньше для фульвокислот по сравнению с гуминовыми. Спектры
поглощения в видимой, области света для гуминовых кислот
располагаются гораздо выше, чем для фульвокислот, и имеют
одинаковый с ними характер. М. М. Кононова и Н. П. Бельчикова
(1960) считают, что показатель оптической плотности связан со
степенью конденсированности ядра и характером структуры
гумусовых веществ. Более высокорасположенная на графике
кривая соответствует и более высокой степени конденсации
гумусовых веществ.
Гуминовые кислоты, содержащие меньшее количество
углерода, обладают и меньшей оптической плотностью, с ростом обуг-
лероженности гуминовых кислот увеличивается их оптическая
плотность.
При определении оптических плотностей необходимо иметь
одинаковый рН гумусовых веществ и равное содержание в них
углерода, так как с ростом рН увеличивается оптическая
плотность гумусовых кислот (Александрова Л. Н., 1960). На рис. 10
изображены спектры поглощения при определении оптической
плотности на горизонтальном спектрофотометре Пульфриха
(концентрация углерода 136 мг/л, толщина просматриваемого слоя
раствора 1 см). На рисунке видно, что между типом торфяной
почвы и оптической плотностью гуминовых кислот, выделенных из
70

яее, существует ясно выраженная взаимосвязь. Гуминовые
кислоты верховой и низинной обедненных торфяных почв имеют
меньшую оптическую плотность, чем кислоты низинной типичной
торфяной почвы. Очевидно, по мере перехода от верховых почв к
низинным происходят усложнение состава гуминовых кислот,
увеличение их конденсированности.
Примечателен факт закономерного изменения оптической
плотности в пределах профиля каждой торфяной почвы. Рис. 10 дает
наглядную картину возрастания оптической плотности с глубиной
во всех образцах. Все спектры поглощения гуминовых кислот,
выделенных из более глубоких слоев почвы, располагаются выше
спектров гуминовых кислот, выделенных из более верхних слоев.
Следовательно, с глубиной в профиле торфяной почвы не только
возрастает количество гуминовых кислот, но и наблюдается
увеличение степени их конденсированности, что подтверждается и
возрастанием с глубиной отношения С : Н.
При всех длинах волн спектры поглощения гуминовых кислот,
выделенных раствором пирофосфата натрия, располагаются
гораздо выше кривых гуминовых кислот, экстрагируемых затем
раствором щелочи. Характер их тоже неодинаковый. Спектры
поглощения гуминовых кислот, экстрагируемых раствором пирофосфата
натрия, во всех торфяных почвах по всем горизонтам имеют более
крутой ход по сравнению со щелочным.
Понижение оптической плотности щелочерастворимой фракции
по сравнению с пирофосфатной дает основание полагать, что
гуминовые кислоты первой фракции менее конденсированны. Дан-
Е Верховая торфяная
21 г почва
Переходная торфяная
почва
Низинная торфяная
лоява Ъ
Mill
726665 574 mm 726 665 574 496 436 726 619 535 465мм/км
6
Рис. 10. Оптическая плотность гуминовых кислот (С =136 мг/л):
а — пирофосфатная вытяжка, б —щелочная вытяжка; / — 0—10 см; 2 — 20—40 см; 3 —
80—100 см
71

ные Н. Н. Бамбалова (1974) подтверждают, что при ступенчато^
экстракции (пирофосфат+щелочь) из торфа выделяются 2
фракции гуминовых кислот, отличающиеся химическим составом. Пер.
вая фракция, выделяемая раствором пирофосфата при рН 7,
наиболее конденсированна (С:Н>1), имеет высокую оптическую
плотность, содержание веществ гидролизуемых 2%-й НС1 4—6%.
Содержание карбоксильных групп достигает 4—5 мг-экв./г. На
ИК-спектрах поглощения при 1600—1620 см-1 четко видны
полосы поглощения ароматических структур, а алифатические
структуры с максимумом поглощения при 3400, 2920, 2850 и 1040 см-1
проявляются слабо. Вторая фракция гуминовых кислот,
дополнительно пептизируемая 0,1 н. NaOH, имеет низкую степень
ароматизации (С:Н<1), высокое содержание боковых цепей,
содержание гидролизуемых 2%-й НС1 веществ 14—20%, содержание
карбоксильных групп 2—3 мг-экв./п.
В верховой торфяной почве оптическая плотность гуминовых
кислот, выделенных пирофосфатом, а затем щелочью, практически
одинакова. Очевидно, в гуминовых кислотах различных фракций
верховых торфяных почв доля конденсированных ароматических
структур значительно меньше, чем в гуминовых кислотах
низинных торфяных почв.
Данные круговой бумажной хроматографии подтвердили
показания оптического анализа гуминовых кислот. Этим методом
показано, что гуминовые кислоты в торфяных почвах гетерогенны
и конденсированность их возрастает по мере перехода от
верховых торфяных почв к низинным, а в каждом отдельном профиле —
сверху вниз, т. е. зависит от типа торфяной почвы и ее возраста
(Ефимов В. Н., 1962).
Азот в торфяных почвах
Минеральные, подстилающие торфяник породы, крайне бедны
азотом. Вероятно, накопление азота в-торфах происходит за счет
его фиксации из воздуха микроорганизмами, так как в болотных
почвах обнаружен анаэробный фиксатор азота Clostridium pes-
tefianum (Раковский В. Е., Пщулевская Л. В., 1978).
Главная масса азота в растениях-торфообразователях
находится в составе растительных белков. При гумификации
растительного материала преобладающая часть азота переходит в состав
азотосодержащих гумусовых кислот. В. Е. Раковский и Л. В. Пи-
гулевская (1978), rf. H. Бамбалов (1983) показали, что в
процессе оторфовывания и гумификации в растительных остатках
количество азота увеличивается в 2—2,5 раза.
В связи с широким освоением торфяных почв и
использованием торфа для приготовления удобрений вопросы определения
запасов азота и оценки азотного фонда приобретают большое
значение. По запасам азота в верхнем 20-сантиметровом слое
торфяные почвы низинных и переходных болот близки к
черноземам, а по запасам в метровом слое оци богаче мощных чернозе-
72

34. Содержание валового азота в торфяных почвах, % на сухое вещество
Глубина, см
Верховая,
.Горелый мох*
Низинная обедненная
,Черноре*енское*
„Сабское*
Низинная
типичная,
«Литошицкое*
о-ю
10-20
20-40
40—60
60—80
90-100
0,69
0,64
0,63
0,66
0,93
0,72
1,16
1,54
1,91
1,43
2,19
-*■
1,39
1,56
2,38
2,79
2,66
2,61
2,33
2,52
1,90
1,84
1,73
1,93
мов. И. В. Тюрин (1956) показал, что определение запасов азота
в почвах необходимо не только для производственной
характеристики ее, но и для познания генезиса.
Содержание азота в торфяных почвах зависит от
ботанического состава, степени разложения и зольности торфов; нарастает*
от моховых к травяным и древесным торфам, а также по мере
увеличения степени разложения торфа (см. рис. 4; табл. ,34).
Из табл. 35 видно, что запасы азота сильно увеличиваются
по мере перехода от верховых торфяных почв к низинным.
35. Запасы азота в торфяных почвах, т/га (по И. Н. Донских, 1967)
Глубина, см
Верховая
.Горелый мох*
Низинная обедненная
„Чернореченское*
.Сабское*
Низинная
типичная, «Лито*
шицкое*
0-10
10-60
20—40
40-60
60—80
80—100
Всего
в слое
0—100
0,124
0,275
0,781
0,785
1,194
1,022
4,181
0,345
1,386
3,553
10,446
14,629
—
30,356
0,862
1,186
4,427
5,692
5,107
4,750
22,024
2,120
2,216
5,890
6,256
5,847
6,019
31,347
Почти весь азот в целинных торфяных почвах (до 96—99 %
от общего содержания) аккумулирован в сложных органических
соединениях. Он входит в состав двух основных групп веществ:
белков и гумусовых кислот. Белки в почвах имеют растительное
и микробное происхождение. Они являются компонентом живых
растительных клеток и плазмы микроорганизмов. Содержание их
во мхах составляет около 5—10% от сухого вещества. Сухое
вещество бактерий на 40—70 % состоит из белков.
Главная масса азота в торфяных почвах находится в составе
гумусовых кислот, которые являются высокомолекулярными
циклическими азотсодержащими соединениями. Раньше азот считал-
73

ся случайной примесью в гумусовых веществах, ~и
химики-технологи направляли свои усилия к лучшей очистке препаратов гуму.
совых кислот от этой «примеси».
Н. Й. Бамбаловым {1983) установлена, что если & свежих
растительных остатках до 98,5 % азота гидролизуется 6 н. HCl\
то после гумификации этого же материала в течение года
содержание гидролйзуемого азота уменьшается до 83,7%, а негидро-
лизуемого возрастает с 1,5 до 16,3%. Это свидетельствует о
трансформации азота растительных белков в азот гумусовых
веществ.
К. К. Лебедев (1959) доказал, что в переходных и низшшых
торфах по мере увеличения степени разложения торфа степень
подвижности азота снижается и, повышается доля трудногидроли-
зуемого и негндролизуемого азота.
Ф. Мацяк (Maciak F., "1963), выделив органический гидроли-
зуемый азот из торфов 2(Ьчасовым кислотным гидролизом
(6 н. НС1 при 100 °С), показал, что в гидролизате преобладал азот
нерастворимых гумусовых кислот, затем аминный, неидентифици-
рованный, амидный, азот растворимых гуминовых кислот и азот
аминокислот. В гидролизате идентифицировано 24 аминокислоты.
Содержание минеральных форм азота в целинных почвах
крайне незначительно. Они представлены в форме NHs. Окисления
аммиака до нитратов вследствие анаэробиозиса почти не
происходит. Количество усвояемого растениями азота зависит от
интенсивности процессов разложения органического вещества торфа
и от прочности закрепления азота в этом веществе, в частности,
от его связей в составе гумусовых веществ. Азот, находящийся
в боковых цепях гуминовых кислот, закреплен менее прочно, чем
азот гетероциклов.
Любая схема фракционирования азотосодержащих соединений
из торфа условна из-за сложности строения органического
вещества. Применяя метод последовательной пептизации
органической части торфа (из одной навески) растворителями с
нарастающим экстрагирующим действием можно получить
представление об азотном фонде и о степени подвижности различных
групп органического вещества, а следовательно, и азота,
входящего в состав этих соединений. Все органические формы азота
по степени закрепляемое™ в торфе можно разделить на ряд
фракций. К первой фракции мы относим азот наиболее подвижных
соединений органического вещества торфа, извлекаемых водой
при температуре 50 °С.
Ко второй фракции отнесён азот гумусовых веществ и азот
белков, извлекаемых последовательно пирофосфатной й
щелочной обработками торфа, к третьей — азот легкогидролизуемых
веществ (1 н. H2SO4); к четвертой — азот трудногидролизуемых
органических веществ (80 %-й H2SO4); наконец, к пятой фракции
отнесен азот негндролизуемого остатка (см. схему анализа
органического вещества торфа, с. 47).
В табл. 36 представлены данные об аккумуляции азота в тор*
74

Распределение $зот& up* фракцией органических веществ,
% к валовому азоту
Глубина, см
0-10
10-20
20—40
60-80
30-100
0-10
10—20
20—40
40—50
0—10
10-20
20—40
60—80
50-100
0-10
10-20
20—40
60—80
80—100

Водорастворимые
вещества
Гумусовые
кислоты
Верховая торфяная,
12,4
1,5
1,Ь
0,9
1,1
28,6
23,1
31,3
23У4
32,9
В том числе
гуминовые
кислоты
Вещества,
гидролизу емые HtSO«
п
1,0 н.
—ггт>
80%-й
болото «Горелый мох»
14,3
13,8
18,8
17,5
21,9
10,4
ИД
12,3
14,7
11,8
Низинная обедненная торфяная
Болото «Че
2,8
1,4
1,0
0,5
1,7
0,9
0,5
0,5
0,4
60,7
53,7
54,3
61,2
Болото
49,6
66,7
54,9
50,6
47,6
рнореченское»
37,8
37,6
44,7
43,5
11,9
14,3
12,9
8,1
«С а б с-к о е»
18,8
39,9
39,8
31,2
28,1
11,5
11,9
11,8
12,4
12,2
23,5
26,8
27,5
31,6
20,4
12.8
13,5
16,1
10,5
17,2
13,0
13,1
16,5
18,0
Низинная типичная торфяная, болото «Литошицкое*
2,7
1,7
1,5
1,0
0,8
42,5
50,0
50,6
45,0
39,3
36,5
34,9
42,5
34,3
30,2
13,0
10,2
7,4
8,8
10,4
18,8
11,2
9,1
12,8
15,7
^j, ■
Негидро-
лизуемый
остаток
25,1
37,5
27,3
29,4
33,8
Н,8
17,1
15,7
19,7
20,0
7,5
19,7
20,0
21,8
23 Д)
26,9
31,4
32,4
33,8
фяных почвах. Доля водорастворимого азота во всех торфяных
почвах (за исключением верхнего^ 10-сантиметрового
растительного слоя верховой почвы) ничтожно мала.
Между верховыми и низинными торфяными почвами
существует принципиальное отличие в распределении азота по фракциям
органического вещества. В верховой торфяной почве азотистые
соединения представлены непрерывным рядом веществ различной
растворимости, очевидно белковой природы. По мере увеличения
экстракции все новые и примерно равные количества азота
переходят в раствор.
В низинных торфяных почвах преобладающая часть дзота
экстрагируется растворами пирофосфата и щелочи. В хорошо
разложившихся низинных торфах значительная часть азрта входит
в состав гумусовых веществ. Однако наряду с азотом гумусовых
веществ в эту фракцию попадает и азот щелочерастворимых
белков. В низинных торфяных почвах количество азота негидроли-
зуемого остатка увеличивается с глубиной, и это является косвей-
75

ным доказательством не только лигнинной природы этого ос-
татка.
Таковы основные закономерности распределения азота по
фракциям органических веществ торфяных почв. Более глубокие
представления а природе органического вещества торфа можно
получить при сопряженном изучении содержания в этих
фракциях углерода и азота.
Различия в составе органического вещества слабо- и сильно-
гумифицированных торфов довольно отчетливо проявляются при
сравнении отношений CnN во фракциях, выделяемых при
анализе торфа. В. В. Пономарева и Т. А. Николаева (1959) показали,
что слабогумифицированные торфа отличаются высокой
подвижностью азотистых соединений при слабой подвижности
безазотистых органических веществ. Наши данные (табл. 37) показывают,
рто по мере последовательного выделения из слаборазложивших-
ся верховых торфов все более трудногидролизуемых фракций
органического вещества отношение С: N в этих фракциях все
больше увеличивается. Если величина С: N во фракции
водорастворимых веществ составляет от 10 до 34 по профилю почвы, то во
фракции, гидролизуемой 80%-й H2S04, она достигает 130—150.
Совершенно иная картина" наблюдается при анализе хорошо
гумифицированных низинных торфов. Распределение С и N по
фракциям органического вещества этих почв более равномерно.
Величина отношения С : N для фракции водорастворимых веществ
составляет 10—17. Это отношение расширяется до 24—30 для
фракций негидролизуемого остатка в нижних слоях профиля.
Для интерпретации этих данных мы использовали принцип
построения графиков, предложенный В. В. Пономаревой и
% дерхобая торфяная почба
% Низинная обедненная почба
3 4 5
Фракции
Низинная одедненна/f
1 Z 3 Ч 5
i Фракции
% Низинная типичная почва
ч4 J 1 Z J 4 S
Фракции Фракции
Рис, 11. Распределение С и N во фракциях органического вещества:
/ — водорастворимая; 2 —гумусовых веществ; 3 — гидролизуемая 1 н. H2S04; 4 — гидроли-
зуемая 80%-ной H2S04; 5 — нерастворимый и негидролизуемый остаток
76

Т. А. Николаевой (рдс. 11). В верховых слабогумифицированных
торфах азотистые и безазотистые вещества дают 2 обособленных
максимума. Это свидетельствует об отсутствии конституционной
связи между С и N в гумусовых веществах верховых торфяных
почв. В хорошо гумифицированных низинных торфах кривые С
я N почти совпадают, что свидетельствует о конституционной
связи между этими элементами. Особенно отчетливо связь между
С и N проявляется во фракции гумусовых веществ. Отношение
С: N во фракции гумусовых веществ является показателем
степени гумифицйрованности органического вещества торфа. В. В.
Пономарева и Т. А. Николаева считают, что в случае близкого
совпадения величины С : N во фракции гумусовых веществ и в почве
указанную фракцию можно считать состоящей из
гумифицированных веществ. Если отношение С : N в этой фракции значительно
отклоняется от С: N в почве, то фракция содержит примеси не-
гумифицированных веществ растительной природы.
Анализ полученных нами данных показывает, что эти
отношения для верхового слаборазложившегося торфа составляют
около 80, а во фракции гумусовых веществ этой же почвы — 25—30.
В низинной торфяной почве эти отношения близки в торфе к
19—30, а во фракции гумусовых веществ —к 23—30.
Следовательно, органическое вещество верховых сфагновых слаборазло-
37. Отношение С: N в торфе и во фракциях его органических веществ
Глубина, см
C:N в
торфе

Водорастворимые
вещества
Гумусовые
вещества
Вещества, гидроли-
зуемые H2S04
1ц.
80%-й
Негидроли-
зуемый
остаток
Верховая торфяная, болото «Горелый мох»
0-10
10—20
20-40
60-80
0-10
10-20
20-40
0-10
10—20
20-40
60-80
80—100
0-10
10-20
20—40
60—80
80—100
78,7
83,5
76,7
56,2
Б
42,0
35,9
28,4
38,6
34,2
23,5
21,8
21,1
Низинная
19,3
18,7
25,5
28,8
29,7
10,1 25,0 103,3
34,0 31,2 93,5
29,0 27,1 105,5
32,3 33,7 53,6
Низинная обедненная торфяная
олото «Чернореченское*
23,5 21,2 60,8
24,2 21,5 38,6
24,5 19,4 29,0
Болото «С а б с к о е»
21,7 19,0 55,0
21,3 18,4 41,0
21,6 17,6 24,8
18,6 15,8 213
23,4 16,1 22,9
152,1
144,8
132,2
87,8
97,5
59,7
27,6
69,1
34,2
15,1
7,7
7,8
типичная торфяная, болото «Литощицкое»
10,0 23,5 18,6
7,7 23,7 12,3
10,3 30,2 14,3
14,4 27,6 14,5
17,8 24,4 12,4
15,1
9,7
11,2
11,0
7,8
84,2
Б8,1
63,5
48,6
63,5
51,0
48,6
49,0
15,0
41,5
43,9
43,3
14,3
17,7
26,2
39,8
46,5
7?

жившихся торфяных почв отличается слабой гумйфицирован-
ностью.
Переходные торфа по распределению С: N занимают
промежуточное положение между верховыми и низинными (табл. 37;
рис. 11). Это свидетельствует о том, что интенсивность гумусо-
образования нарастает от верховых торфяных почв к низинным,
органическое вещество низинных торфяных почв отличается
наибольшей гумифицированностью.
Анализ отношений С: »N во фракциях, гидролизуемых 1 н. и
80%-й H2SO4, показывает, что в верховых торфяных почвах гид-
ролизаты (как и негидролизуемый остаток) представлены
веществами углеводного комплекса.
Очевидно, в низинных торфяных почвах в гидролизат наряду
с углеводами переходит и значительное количество веществ
белковой природы. Довольно узкое отношение С: N во фракции не-
гидролизуемого остатка этих почв свидетельствует о том, что в
низинных почвах негидролизуемый остаток представлен не
только лигнином, но и веществами промежуточных продуктов
гумификации (Бамбалов Н. Н., 1983).
Сущность торфообразования и болотного
почвообразовательного процесса
Основным отличительным признаком болотного процесса
почвообразования, его результатом является накопление торфа
(полуразложившегося органического вещества), возникшего в ходе
замедленной гумификации и минерализации растений.
В состав торфа входят как растительные вещества, не
изменившие своего анатомического строения» так и продукты
торфообразования. Следовательно, органическая часть торфяных почв
состоит как из неспецифических, так и специфических веществ,
образовавшихся в ходе болотного процесса.
Изучением процесса торфообразования, природы торфа
занимаются ученые многих направлений: химики, биохимики, геологи.
Болотный процесс почвообразования, состав и свойства торфяных
почв исследуют почвоведы. Вопрос этот сложен, и в ходе его
изучения возникли научные направления, отличные по евоим
взглядам на сущность процесса торфообразования и болотного
почвообразования. Большие исследования по изучению
химического состава торфов и по выяснению их природы были проведены
в Германии в начале 30-х годов XX в. (Fischer F., Schrader H.,
1921, 1922; Fuchs W., 1931), где исследовался не только
химический состав торфов и углей, но и была создана лигнинная
гипотеза их происхождения.
В СССР наиболее широкие и обстоятельн&е исследования в
этом направлении проводились Г. Л. Стадниковым (1932) и
Н. А. Орловым (1934). Ими были не только критически
осмыслены работы химиков-торфоведов немецкой школы, но и
выполнены оригинальные исследования. Исходя из физико-химических
78

воззрений faa природу торфа, Г. Л. Стадников (1932) дает
следующее его определение: «Торф есть сильно оводненный
конгломерат битумов, гуминовых кислот, их солей, различных других
продуктов разложения растительного материала и не успевших
еще разложиться форменных элементов растений (листья,
стебельки, корни)».
Представители физико-химического направления изучают торф
в генетической связи с бурыми и каменными углями как уголь,
находящийся еще в периоде своего образования из растительных
остатков (Стадников Г. Л., 1932). В самом деле, по мере
перехода от торфов к бурым и далее к каменным углям в органической'
массе этих веществ происходят все большее накопление
углерода и понижение количества кислорода й азота. Достаточно
серьезное доказательство подтверждения такого взгляда на .торф
заключается в том, что это нарастание количества углерода и
падение содержания кислорода и азота в органическом веществе
низинных торфяников происходит по мере продвижения от
поверхности в глубину, т. е. зависит от возраста торфа. Поэтому
представители физико-химического направления и считают тор-
фообразование медленным анаэробным вековым процессом, слабо
связанным с деятельностью микроорганизмов. Эта гипотеза
происхождения торфов до 30-х годов пользовалась широким
признанием, но в последующие годы встретила серьезные возражения.
Если разведанные сейчас месторождения бурых и каменных
углей образовались в отдаленные от нашего времени
геологические эпохи, то торфяники являются современными образованиями.
Н. И. Пьявченко (1963) считает, что в отличие от геологических
образований (бурых и каменных углей) торфа являются
новейшими образованиями, возникшими в современный период в ходе
болотного почвообразовательного процесса. Следует лишь
добавить, что современное торфообразование происходит в
совершенно других термодинамических условиях: идет на поверхности
земной коры и представляет собой продукт болотного
почвообразовательного процесса.
С конца 30-х годов в СССР начинает развиваться
биохимическое направление в исследовании. процесса торфообразования.
Еще в 1929 г. Ё. В. Кудряшов, ъ самом общем плане, высказал
основы этой концепции торфообразования.
Показателем интенсивности биохимических процессов в
торфах в первую очередь является численность микроорганизмов, а
также состав и активность отдельных их групп. Д. А. Бегак и
Н. М. Беликова (1934) опровергли старое представление о
бедности торфяников микроорганизмами. В наиболее бедных
верховых торфах методом прямого счета они обнаружили от 715 до
1300 млн клеток бактерий в I т. Исследования Т. Г. Зименко
(1957, 1958, 1966) показали, что торфяные почвы содержат
микроорганизмов даже больше, чем дерново-подзолистые почвы, и
уступают последним лишь при подсчете числа микроорганизмов
на единицу органического вещества.
79

Д. А. Бегак и Н. М. Беликова, полагают, что первый этап
разложения органических остатков происходит, не только за счет
деятельности бактерий, но и^ микроскопических грибов. Наиболь^
шая приуроченность бактерий и грибных гиф к поверхностному
слою торфа дала основание И. М. Курбатову (1934, 1949, 1959,
1963) и Н. М. Курбатовой-Беликовой (1951) считать торфообра-
зование аэробным биохимическим процессом, совершающимся в
поверхностном, незначительном по мощности слое торфяника в
периоды его подсыхания. При затоплении этого слоя грунтовыми
водами торфообразовательный процесс прекращается, а сам торф
в анаэробных условиях консервируется и не изменяется
тысячелетиями. Таким образом, по мнению И. М. Курбатова и Н. М.
Беликовой, процесс торфообразования быстрый по времени и
осуществляемый только в поверхностном, биологически активном
«торфогенном слое». Термин введен В. В. Кудряшовым (1929),
который понимал под ним живой растительный слой торфяника.
В. Я. Частухин и М. А. Николаевская (1969) установили, что
типичная для торфяных почв микрофлора неспособна произвести
полное разложение мхов. Это и приводит к накоплению торфа
на болотах. Лабораторные опыты этих исследователей по
воздействию на сфагновые мхи культур различных трибов показали,
что наиболее энергично мхи разлагают сапрофит Collybia dryophi-
1а, живущий в лесных подстилках, а не во мхах. Потеря массы
мхов при их разложении этим сапрофитом за 6—12 мес составила
от 60 до 61 % от исходной. Характерные для верховых
торфяников Penicillium funiculosum, P. spinolosum, Torula convaluta
осуществляли разложение мхов на 13—21 %.
Различие 'химического состава растений-торфообразователей
определяет деструктивную специализацию почвенных
микроорганизмов. Растения-торфообразователи верховых болот
разлагаются медленнее, чем низинных, из-за меньшего содержания в них
кальция и азота.
Разрушение веществ растительного происхождения и
превращение их в торф происходят при участии биохимических
процессов, а сам торфообразовательный процесс является биохимическим
по своей сущности. Однако, как показал В. Е. Раковский с
сотрудниками (Пигулевская Л. В., Раковский В. Е., 1957; Чайкова В. Д.,
Раковский В. Е„ 1957; Лукошко Е. С, Раковский В. Е., 1962а,
19626; Раковский В. Е., Пигулевская Л. В., Батуро В. А., 1963;
К. К. Лебедев, 1956), понятие «торфогенный слой» не полностью
отвечает существу процесса торфообразования. Процессы
изменения химического состава торфообразователей протекают не
только в торфогенном слое, а интенсивность разложения растений-
торфообразователей в торфогенном слое в гораздо большей мере
зависит от ботанического состава растений-торфообразователей,
чем от возраста торфяника и климатических условий его
формирования. Работы А. Гроссе-Браукман (Grosse-Brauckmann A.,
1963), Е. С. Скобеевой и С. Н. Тюремнова (1967), Н. Н. Бамба-
лова (1983) показали, что сохранность в торфе растительных ос-
80

татков зависит от биохимической их устойчивости к разложению,
определяемой анатомическими и химическими особенностями
растений и их частей.
Показателем интенсивности разложения растений-торфообра-
зователей является степень разложения торфа (R, %)..
Количество аморфной части, отмываемой от неразложившихся частей
растений, является количественным критерием продвижения
процессов разложения растений-торфообразоватежй и качественным
критерием болотного почвообразовательного процесса.
Наши данные по сбставу органических веществ торфа,
количеству гумусовых веществ в профиле почв, их составу и природе
позволяют высказать некоторые суждения о процессе торфооб-
разования и болотного почвообразования. Разделяя
биохимическую концепцию торфообразования, основы которой высказал
В. В. Кудряшов еще в 1929 г., нельзя полностью согласиться с
И. М. Курбатовым (1949), развившим теорию о биохимической
стороне торфообразования, в том, что торфообразование —
быстрый во времени процесс, включающий в последующем
консервацию торфа на тысячелетия.
Процесс биологического разрушения растительного материала
приурочен в основном к верхнему, аэрируемому слою болотной
почвы, где сосредоточено основное количество грибов, бактерий
д беспозвоночных животных. Экспериментально доказано, что в
верховых торфяниках лесной зоны почти все растения, кроме
сфагнума, разлагаются полностью или на 3Д в течение 10 лет.
Однако само понятие «торфообразование», а тем более «болотное
почвообразование», гораздо шире, чем «биологическое
разрушение материала».
В болотных почвах нарастание толщи торфа не происходит
столь быстро, чтобы «торфогенный слой» оказался погребенным
под новым приростом в течение всего нескольких вегетационных
сезонов. Если ежегодный прирост сфагновых мхов на
поверхности болота достигает 2—3 см в год, то в уплотнившемся
20—30-сантиметровом слое он падает до 1—1,3 см, в слое 40—50 см — [до
0,35—0,5 см, а в мощных торфяных залежах составляет всего
лишь 0,5—0,7 мм (Пьявченко Н. И., 1985). Преобладающая часть
(до 84 %) начальной фитомассы в процессе торфообразования
подвергается полной минерализации (рис. 12). Абсолютный
прирост торфа в таежно-лесных областях составляет всего 0,27—
0,65 мм/год (Нейштадт М. И., 1965). Следовательно, метровый
слой торфа накапливается за 1,5—2 тыс. лет. Поэтому верхний
слой торфяной почвы сохраняет биологическую активность в
течение сравнительно длительного времени и будет утрачивать эти
свойства постепенно. Очевидно также, что процесс
торфообразования не ограничивается только поверхностным «торфогенным
слоем», а в замедленном темпе продолжается и в более глубоких
слоях. Во всей толщине торфяника идут многообразные
процессы окисления и восстановления, распада и синтеза, как это было
81

Рис. 12. Изменение
линейного прироста мха и
торфа с возрастом
торфяника (по Н. И. Пьяв-
ченко, 1985)
показано К. К- Лебедевым (1966) на примере превращения
лигнина в низинных торфяниках.
Гипотезой быстрого завершения торфообразования «торфоген-
ного слоя» невозможно объяснить существующее
последовательное увеличение общего углерода в органической массе торфа*
возрастание содержания гуминовых кислот, увеличение степени
их обуглероженности и нарастание конденсированности при
заглублении в профиль торфяной почвы, а также существующий
синтез битумов в торфяной почве.
В заключение приводим обобщенную схему сущности
болотного процесса почвообразования.
Состав органического вещества торфяных почв определяется
ботаническим составом растений-торфообразователей, степенью
разложения торфа и его возрастом. Органическая часть верховых
сфагновых торфяных почв имеет явно выраженный углеводный
характер, а у низинных отличается меньшим содержанием
углеводов и большей аккумуляцией азота. Процесс болотного
почвообразования сопровождается значительной потерей углеводов и
накоплением гумусовых веществ. В ходе болотного
почвообразования происходит возрастание содержания' углерода в
органическом веществе торфа вследствие разрушения богатых
кислородом углеводов и накопления гумусовых веществ и битумов,
богатых углеродом.
Общее количество гумусовых веществ в торфяных почвах
нарастает от верховых к низинным и во всех- исследованных нами
торфяных почвах увеличивается вниз по профилю при условии
однородности ботанического Составй торфа. Гумификация в
верховых торфяных почвах выражена слабо и идет с преобладанием
фульвокислот над гуминовыми. По мере перехода к низинным
почвам направленность гумусообразования меняется — в составе
гумусовых веществ увеличивается роль гуминовых кислот,
которые здесь преобладают над фульвокислотами. В ходе болотного
почвообразования происходит изменение состава и свойств
гуминовых кислот. С возрастом торфа в них растет содержание
углерода, снижается количество азота, увеличивается их конденси-
рованность, что приводит к тому, что органическое вещество
торфа становится биохимически более устойчивым. В верховых
сфагновых слаборазложившихся торфяных подрах гумусовые веще^
ства менее конденсированны и представлены, .очевидно, продукта*
ми конденсации белков и углеводов.
л а 1 i i
О 100 2UO 20Q 400 5№ет
82

Содержание азота в торфяных почвах определяется типом
торфа, его ботаническим составом и степенью разложения,
нарастающей от верховых почв к низинным, от менее
разложившихся к более разложившимся торфам. Основная чаеть asorai э
верховых торфяных почвах заключена в белковых соединениях,
в низинных преобладает азот гумусовых веществ.
Глава 4
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СОСТАВ
МИНЕРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Происхождение минеральной части
торфяных почв
Обычно состав минеральной части торфяных почв
отождествляют с составом золы торфов. Между тем понятия зольности торфа
й зольности растительного материала не всегда идентичны.
Минеральная часть торфов состоит из веществ, генетически
связанных с растениями-торфообразователями (входящих в
конституционную часть золы растений), и из веществ, привнесенных в
профиль торфяной почвы извне.
И. Ф. Ларгин и Т. В. Трошичева (1966), Т. В. Трошичева
(1968), Т. В. Трошичева и И. В. Мокроусова (1971), К. И. Лука-
шев, В. А. Ковалев, А. А. Жуховицкая, А. А. Хомич, В. А.
Генералов (1971), X. Финней и Р. Фарнхем (Finney Н. R., Farn-
ham R. S., 1968) показали, что в состав минеральной чарти
торфяных почв входит ряд первичных и вторичных минералов, прив-*
несенных извне (кварц, полевые шп^ты, магнетит, роговая
обманка, слюда, пирит) либо образовавшихся в ходе самого
болотного процесса (опал, ряд гидрооксидов железа, минералы
безводных оксидов железа, а также сидерит, вивианит и др.). В
верховых торфяных почвах на долю минералов приходится от 1 до
33 % массы золы, а в низинных — от 1 до 60 % (Трошичева Т. В.,
1968). Следовательно, минеральная часть торфа по своему
генезису неоднородна, и термин «минеральная часть» более отвечает
существу, чем понятие «зольная часть торфа».
Главным источником минеральных веществ в торфяных
почвах верховых болот является атмосферная пыль. Часть
минеральных веществ (легкорастворимых) перехватывается
растениями и вовлекается в биологический круговорот, другая (менее
растворимая) подвергается постепенному разрушению в профиле
торфяной почвы. Продукты разрушения вовлекаются в
биологический круговорот в этой же почве. Некоторые минералы (кварц)
очень устойчивы в условиях кислой среды; почти не
подвергаются разрушению и не вовлекаются в биологический круговорот.
Количество атмосферной пыли значительно увеличилось за
последние 50-^-100 лет в связи с возросшей распашкой минераль-
83

йых почв и ростом промышленного производства в мире.
Существует определенная зависимость между количеством
атмосферной пыли, попадающей на поверхность торфяной почвы, и
зольностью торфов, составом атмосферной пыли и составом золы
верховых торфов. А. В. Пичугин (1956) проводит аналогию
между количеством минеральных веществ, выпадающих с осадками
в средней полосе европейской части СССР, и зольностью
торфяных почв верховых болот. М. Н. Циконов (1954, 1955) считает,
что состав атмосферной пыли аналогичен зольному составу
верховых торфов, так как атмосферная пыль может обеспечить
зольность верхового торфа порядка 1,25%. Н. И. Пьявченко и
3. А. Сибирева (1959), Н, И. Пьявченко (1960) приводят
экспериментальные данные, подтверждающие это (табл. 38).
38. Количество и состав зольных веществ, выпавших с дождем и снегом
на поверхность торфяника в Вологодской области, кг/га
(по Пьявченко Н. И., 1960)
Место взятия проб
Количество пыли
Сухой
остаток

Прокаленный
остаток
В прокаленном остатке
Si02
СаО
MgO
Р206
КгО
На старой лесосеке
(1956 г.):
со снегом
с дождем
Под пологом
(1975 г.):.
со снегом
с дождем
Всего за 2
в среднем со
гом и дождем
леса
года
сне-
83,42 40,62 14,56 11,08 1,43 0,30 7,17
253,85 123,62 43,94 32,16 4,29 1,18 13,34
63,27 30,81 6,55 5,44 0,75 0,85 2,44
153,99 74,93 14,31 10,96 3,98 0,97 5,33
277,27 134,58 39,68 29,82 5,22 1,64 14,13
М. Н. Никонов (1954, 1955, 1955а) отмечает, что величина
зольности и состав золы верховых сфагновых торфов, взятых из
районов с различным геологическим строением, идентичны. Это
не совсем верно, так как в последнее время В. М. Дроздова с
соавторами (1964) установили явно выраженную зональность
общей минерализации и ионного состава атмосферных осадков. В
пределах европейской территории СССР минерализация осадков
нарастает с северо-запада на юго-восток, соответственно
изменяются зольность и состав минеральной части верховых сфагновых
торфов. В приморских районах поверхность почв подвергается
импульверизации солей с морей и океанов. Зола этих торфов
имеет повышенное содержание натрия и магния, характеризуется
сужением отношения Са: Mg,
Торфяные почвы низинных болот обеспечиваются
минеральными веществами главным образом за счет их привноса с почвенно-
грунтовыми водами, а в ряде случаев — поступлением речных и
делювиальных наносов. Условия водно-минерального питания та-
84

30. Содержание минеральных компоненте в низинных торфа*
(по Т. В, Трошичевой, 1971)
Торф
R, %
Зольность, %
п
М
V
Содержание в абсолютно сухом торфе, %
Si02
п
М
V
СаО
п
М
V
Fe203
п
м
V
А1203
п
М
V
Древесный 40-60 -25 13,1 29 12 2,92 77 20 4,28 34 17 1,96 74 13 1,79 Hi
Тростниковый 20-60 40 10,1 41 23 2,25 67 33 4,02 43 25 2,90 37 - — —
Древесно-
осоковый 30-55 23 10,2 61 7 3,25 65 9 3,08 35 9 1,69 62 — - -
Осоковый 20-40 42 8,7 44 10 2,35 71 27 1,95 60 17 1,37 £2 - — —
Примечание, я — число анализов; М — среднее арифметическое; v — коэффициент
вариации.
ких почв, а следовательно, величины зольности торфов и состав?
их минеральной части находится в зависимости от
геоморфологического окружения торфяника и характера водосбора (Лар-
гин И. Ф., 1967; Ларгин И. Ф., Трошичева Т. В., 19684; Трошиче-
ва Т. В., 1968). В табл. 39 представлены данные вариационно-
статистической обработки содержания минеральных компонентов
в торфах, взятых в различных районах страны и показывающие
большой диапазон колебагний величины зольности и* состава
минеральных веществ в пределах одной группы торфов.
Данные табл. 40 свидетельствуют о влиянии геологического^
окружения на состав золы торфяных почв. Роль атмосферной пыли
в питании растений-торфообразователей здесь менее значительна.
Часть минеральных веществ, поступивших в торфяную почву„
вовлекается в биологический круговорот, значительная часть
привносится в профиль уже сложившейся торфяной почвы и
участия в круговороте не принимает. Это видно из несоответствия
между составом минеральных компонентов, входящих в
конституционную часть растений-торфообразователей, и составом золы
низинных высокозольных торфов.
Если в нормальнозольных торфах и существует зависимость
между зольностью торфообразователей и торфа, между составом
минеральной части растений и торфа, то в высокозольных торфах
40. Содержание кальция в низинкых торфах в зависимости
от геологического окружения торфяника
(по Т. В. Трошичевой, 1971)
Породы окружения
Райол
Кальций, о/о
на сухой торф
Кислые магматические Карельская АССР 0,7
Флювиогляциальные, аллювиальные, озер- Белорусская ССР 1,5
ные (песчано-глинистые)
Аллювиальные, делювиальные с валунами Псковская обл. 2,7
магматических пород и известняков,
часто с прослойками лёссовидных
суглинков
Лёссы Лесостепь 4,0
85

такой зависимости т существует. Зольность торфа п состав
золы в значительной мере обусловлены количеством и составом
веществ, привносимых в формирующуюся или сформировавшуюся
торфяцую ночву извне.
Таким образом, механизм формирования минеральной части в
различных по генезису торфяных почвах очень сложен и
неодинаков. В нем участвуют зольные компоненты растений-торфооб-
разователей, минеральные вещества атмосферной пыли, речного
й делювиального наноса и вещества, Привнесенные с почвенно-
грунтовыми водами. Часть привнесенных веществ вовлекается в
биологический круговорот, другая часть минует его и осаждается
в профиле почвы. Привнесенные вещества оказывают влияние не
только на формирование зольного состава растений-торфообразо-
вателей, но и на зольность торфа. Даже не вовлеченные в
биологический круговорот вещества могут подвергаться растворению,
передвигаться по профилю и переосаждаться, оказывая влияние
на формирование минеральной части торфяной почвы. Роль
вторичных процессов в формировании состава минеральной^ части
торфяной почвы видна по включению в органы растений новооб-'
разованных минеральных веществ (вивианита, сидерита, гидро-
гетита и др.).
Общее количество золы и состав ее компонентов в низинных
торфяных почвах варьируют в очень широких пределах и зависят
от геологического строения местности, обусловившего состав поч-
венно-грунтовых и поверхностных вод. И. Ф. Ларгин и Т. В. Тро-
шичева (1968), Т. В. Трошичева (1968) показали, что химический
и минералогический состав пород, окружающих низинные
торфяники (наряду с растениями-торфообразователями), определяет
состав минеральной части этих торфов.
Величина зольности и состав минеральной части в каждой
отдельной торфяной почве нестабильны как в пространстве, так
и в вертикальном профиле почвы: в центральной части болота
и на его окрайках они различны, что объясняется
неодинаковым поступлением минеральных веществ с суходолов на эти
участки.
Краевые зоны низинных болот являются геохимическим
барьером, в котором задерживаются «многие элементы, выщелоченные из
почв и коры выветривания водоразделов (Перельман А. И., 1966).
Различия в зольности1 почв центральной части верхового
болота и его окраек В. В. Кудряшов (1929) объяснил неодинаковой
интенсивностью биохимических процессов на этих частях болота.
Он показал, что в торфяниках, где мощность торфа возрастает
от периферии к центру, средняя зольность торфа и степень его
разложения понижаются в том же направлении при
одновременном повышении кислотности.
Д. А. Герасимов (1932), М. Н. Никонов (1955), В. А. Батуро
(1957) считают, что качественный состав золы в торфяных
почвах верховых болот должен соответствовать зольному составу
растений-торфообразоэателей из-за отсутствия минерализованных
S6

грунтовых вод и крайней замедленности процессов разложения
и гумификации растительных остатков.
Однако даже в верховых торфяниках зольность торфа и
состав зольных элементов не отличаются постоянством по глубине»
Это обусловлено изменением водно-минерального йитания толщи*
а в связи с этим неидентичностью ботанического состава торфа
на разных глубинах и разной степенью его разложения (Тюрем-
нов С. Н., 1963). Максимальное количество минеральных веществ
в верховых торфяниках довольно часто наблюдается в верхних и
придонных частях профиля (Ларгин И. Ф., 1967; Трошичева Т. В.ь
1968).
Максимум в верхней части связан с привносом минеральных
веществ (в том числе и нерастворимых) с атмосферными водами
й атмосферной пылью на поверхность болота, с биологической
аккумуляцией растений, поглощающих водорастворимые
минеральные вещества, минерализацией растительных остатков. Максимум
минеральных веществ в придонных слоях торфа связывается с
более активной деятельностью грунтовых и
поверхностно-стоковых вод на начальных стадиях торфообразования. Нередко
выделяют и третий максимум — в пограничном горизонте,
объясняемый улучшением условий разложения торфа в связи с
изменением климата.
Минимальное содержание минеральных веществ в средней
части профиля сфагновых торфяников отмечено Ц. И. Минкиной
(1959), X. Финнеем и Р. Фарнхе^ом (Finney H. R., Farnham R. S.*
1968). Более точные данные о содержании минеральных веществ
в профиле можно получить лишь при изучении процессов транс- ч
формации растений в торф, накопления и перераспределения
минеральных веществ в торфяных почвах. Состав минеральной
части торфяных почв подвергается изменениям за счет
биологического, физико-химического и химического поглощения, минерала
зации и гумификации растительных остатков, передвижения
влаги, переосаждения, образования растворимых и нерастворимых
металлоорганических соединений, привноса и выноса
вещества и др.
Состав минеральной части в верховых и низинных обедненных:
торфяных почвах может изменяться вследствие различной,
устойчивости минеральных веществ к условиям кислой среды.
Наиболее подвижны при этом щелочные металлы, за ними следуют-
щелочноземельные и в меньшей степени подвижны железо и
алюминий. Растворимость и токсичность для растений железа и
алюминия проявляется лишь при высокой кислотности почв.
Минеральная часть торфяных почв претерпевает значительные
изменения. С. Стюарт и Р. Робертсон (Stewart S. M., Robertson R. А.^
1968) указывают на вероятность изменения ее химического сое*
тава даже в самом однородном горизонте торфа. На возможность
перераспределения минеральных веществ в ходе болотного
процесса указывает Г. Л. Стадников. По его мнению, щелочные
металлы могут переноситься в форме солей просачивающимися дож*
87

левыми водами из верхней части торфяника в нижнюю и
осаждаться там в форме гуматов, в ходе реакций обмена с гуматами
щелочноземельных и тяжелых металлов (Стадников Г. Л., 1932).
И. Н. Скрынникова (1961) также указывает на возможность
перераспределения минеральных и органических веществ внутри
почвенного профиля в результате процессов промачивания толщи
торфа дождевыми водами, передвижения влаги при испарении
либо замерзании, биологического поглощения элементов и физико-
химических и физических процессов поглощения минеральных
элементов, а также образования комплексных органоминеральных
соединений.
Трансформация минеральных веществ в почвенном профиле
может быть вскрыта только при сопряженном изучении в целом
системы торфообразователи— торф — почвенные воды и
исследовании процессов превращения растений-торфообразователей в
торф. Исследуя только в целом всю систему торфообразователи —
торфяная почва — почвенно-грунтовые воды, а также
атмосферную пыль, мы сможем судить о превращениях органической и
минеральной частей торфообразователей в ходе болотного
почвообразования, проследить за аккумуляцией одних элементов и
выносом других и таким образом судить о направленности
болотного процесса.
Состав золы растений-торфообразователей
и торфа
Исследование минеральной части торфяных почв необходимо
начинать с зольного состава растений-торфообразователей.
Олиготрофные и евтрофные типы болотных растений
различаются по величине зольности и составу золы. Зольность и
количество щелочных и щелочноземельных элементов, особенно
кальция, увеличиваются при переходе от олиготрофных к евтрофным
типам болотных растений (табл. 41). В то же время зольность
и состав минеральных компонентов одного вида растений на
различных болотах неодинаковы. Так, Eriophorum vaginatum,
произрастающая на верховом болоте Ленинградской области, имеет
зольность надземной части 2,20%, а подземной—1,79%. Этот
ще вид растения, взятый на анализ в одно и то же время с двух
дереходных болот этой области, имел зольность 2,33 и 4,02 %
надземной, 3,36 и 2,41 % подземной частей. Значительные
различия обнаружены и в содержании отдельных компонентов золы,
связанные с различием условий водно-минерального питания.
Величина зольности и количество отдельных минеральных веществ
в болотном растении меняются в течение вегетационного
периода.
Для познания процессов превращения
растений-торфообразователей в торф необходимо проводить раздельный анализ
надземной и подземной частей. Если надземные части после
отмирания в большей мере подвергаются гумификации и минерали-
SS

■|g§§.
оооо
SS8U628S
0 0 00*0 0 00
оо**нсо t— tj* оо о ю оо *-< со
ast-icot4- оо-^ ю ^F cn оо со со
©г-н,—iO р^ОннОМг*
оооо ооо'ооооо
OtNj-jOO
оооо
СЯЮ»-«Ю05г-1000 СО Ь« 00 00 Ю С0О> СО CN "*f СО С
С01-нС^Ю^С005СО СО СО ,00 СО tOOWO^iOtOi
т-н<МСЧ*г-«г-нт-н©СО O^KCN*-* СО ОЭ ^ ^ О СО •—' <
оооооооо
оооо о" о" о" о* о" о о" о
iO ОСОЮ
Ю—«|>-Oi
i-hCNCO*-h
оооо
ООО^НООг-чоОСОЮ
Oi^COt-OS^COi-»
г-н СО СО ^ Oa CN ** *0
обобоЪ'он
оюсосо cooot^oiocN^oo
COOQiO^-н г-н т-t СО СО г-4 СО 00 Ь*
«гнЮЮ О !-ч О) 05 -^ t^ CN О
бнбо ocJo^oooo
сососр^
Т-|000
оооо
оооо"
t^b-O'-iCOO^O
ООннфнОн
оооооооо
оооооооо
r^lOlOCN OThCQt^COOOOlQ
о^йЯ дйДосооезс*
оооо о^оо^ооо^оо
оооо" оооо'оооо
cne-co«-
О О »—i •—'
thooNN(NOCOO
ю о с^ со ^н go go со
О р^СЧ CN CN О О г-^
оооЪ'оооЪ"
OCOCNCN ^Nn4(NOiOOO
о«Огн (NNcowoqoq
ooo""o o~66666o"o"
т-нОЭСОСО
r-i«* o><n
ОО^Нт-н
ОГОннЮЮФЭ
r-HOJCOCOOCNOcp
О '-^W^i СЧ1 О rf-^O
000*00666
q^£-
rFCOCN
ь^оонмгнс
T-Hr-Hl-HT-HOOOC
ОООО 0 00«—'ОООО
1 Ml
IS
>00
«5
OOr-н О
cit-T^co'
о
i
■io^ Й5
О О r-4 Ю CN CO CN CN
cncooocoooo»—i»—•
C^l СЧ <M CN G5 CO CSt Ю
обг^нбооо
CO CO CO i-i 4* CN ~ CO
со со c^t^^o ^ю
CN CO icTiO t^t^CN Ю
OiCOCo"?iQOCSO
co<Mi-^<NOcocoa>
6hh6 <£t£&d>r-^d>r-Zc>
ООЮСО
rf 00 b-C75
cnooWcn
COOC^iOS^Or-'
С^О^г^ЮС^С^ООО
6 t-Гю 00 t>T Tt< t- Tt*
к к
со cd
я и
s s
a) <u
CO CO
Cd О
EC
л cd
я s
a> a>
CO CO
cd О
EC
cd cd
я я
Г I 1 ||
cd О
ЕС
к « к к
cd cd cd cd
я я я я
ф О) 0> О)
со со со со
** в* е( е*
cd О cd О
сссс
R R К B5J
cd cd cd с§
я я я к
«и а) су а>
§§§!
cd о cd О
сссс
в
а
Ч-»
С fcj
■& §1
сз
cd ^2
I
о
Щ COCO
3 а
с a
cd со -j-j
^ 2 й.5
lis 5
Щ со" со со ш
"cd
с
з .§
ХО
05
S
cd
1
% .3
3
1.
ы
JI ifII
в
в
о
S
tojO
cd
•с
89

«я
й)
s
Н
«0
О
3
о.
%0/-*t
0~-<
торфо
Й, 197
о
й Я
2§
2 о
м* О
£
я
SCQ
•* «
§я
5«
* 2
<« й
11
S 3
£ о
сх
«н
«в .
8"
он-
« о ,
SS
в*
я
1
X
<N
ч*
о
е
си
В
V
«
«У
о
яв
а:
£
6
1
О
ев
2
О
с» I
О
00
5
«в 1
О
99 1
о
а?
-Си 1
СО 1
3
2
00
А
•*
о
2*
"5
о
СО
(О
S
«
О)
*"■
w
ев
си
1
а
8
3
с?
1
о
о
§
о
о
9
о
1
8
о
3
9
3
о*
3 8
о* сГ
5?
Ч
I I
а 7
°
i
в
сГ
°
I
8
О* Q
й я
сГ ©*
8 8
сГ сГ
I I
О* Q~
8 8
в" о*
52 Я
сГ сГ
сГ о
о о
о о **
сГ
о j
I
о I
ю|
<n|
©I
i
о*
sj
7
to о
с
£
оги
л
•Ее
W =
л
<D
ts!
У
3
"5 л
со С
Е
1
с
асе
>
30

*
о
©—.
и о
3"
о
£
1
о
о
о
ел
5;
8
I о*
'§
s
я я
«в «
<* 2
о.»
8 ев
8-
К'
О
оо S!
5 2-
i
т* 1
*н 1
®1
§;
©I
I
I
I о
8
11
о
М _
8 1
° 8
8
сГ
8
d*
8
8.1
II
I
»-* I
Ял
о
I
•«I
и]
I
о
I
8
2 £
I
о|
со*
к
9
I
8 Ч
и
8
9
I
со
I
SJ
«0*1
I
8
6*
*-* г
I
Е
О»
С
91

зации с быстрым освобождением значительного количества менее
сложных продуктов, то подземные части гумифицируются и
минерализуются значительно медленнее и в меньшей степени из-за
недостатка кислорода и почти без изменения клеточного строения
превращаются в торф (Никонов М. Н., Драгунов С. С, Пер-
лин С. И., i960).
Работы Н. И. Базилевич (1968), Н. И. Пьявченко (1967),
Т. В. Трошичевой (1971) и др. подтверждают наличие
существования значительных различий в зольности и составе золы
отдельных частей растений. Т. В. Трошичева и И. В. Мокроусова
(1971) провели математическую обработку данных химического
состава растений-торфообразователей и установили, что состав
золы растений-торфообразователей одного ботанического вида,
произрастающих в условиях одного типа болот, но в разных
географических районах страны, колеблется в широких пределах
<табл. 42, 43),
Изменение зольного состава при превращении
растений-торфообразователей в торф
Для решения вопроса об аккумуляции или отчуждении
минеральных веществ в ходе превращения растейий-торфообразовате-
<лей в торф нами использован метод сравнения их зольного
состава с составом торфа. Подобный метод может быть применен
при условии идентичности ботанического состава сравниваемого
слоя торфа с современными растениями-торфообразователями,
однородности торфяной толщи (отсутствие песчаных, глинистых, пеп-
ловых и других прослоек) и уверенности исследователя в том, что
характер водно-минерального питания в ^сравниваемой, толще
торфа за изучаемый отрезок времени не менялся. Нет смысла
сравнивать химический состав торфообразователей с составом
придонных частей торфа, в образовании которых значительную
роль сыграл делювиальный нанос.
Наиболее четкую картину соотношения процессов
аккумуляции и выноса веществ при переходе торфообразователей в торф
можно наблюдать на примере торфяных почв верховых болот,
где нет привноса минеральных веществ с грунтовыми водами.
Растения-торфообразователи верхового болота «Горелый мох»
44. Зольный состав растений-торфообразователей и торфа
верховой почвы
Растеше, торф

Зольность
%
% на сухое вещество
Si
Fe
Al
Р
Ca
Mg
К
Sphagnum fuscum 2,37 0,304 0,045 0,047 0,064 0,259 0,092 0,194
Оускум торф* 1,32 0,299 0,041 0,046 0,043 0,121 0,036 0,036
* Средние показатели однородной 60-сантиметровой толщи торфа, сложенной на 100 %
из Sphagnum fuscum.
т

имеют более высокую зольность и содержат больше некоторых
зольных элементов, чем торф верховой почвы (табл. 44).
Степень относительной аккумуляции, или выноса элементов,
определяется по отношению содержания этих веществ в торфах
к количеству их в растениях-торфообразователях:
Si Al Fe P Ca Mg К
0,98 = 0,98>0,91>0,67>0,47>0,39>0,15
Отношение больше единицы свидетельствует об относительной
аккумуляции элемента, менее единицы — о его выносе при
переходе торфообразователей в торф.
Как видно из полученного ряда отношений, в ходе
превращений торфообразователей в торф в кислых торфяных почвах
верховых болот происходит значительное отчуждение некоторых
минеральных элементов, в особенности щелочных и
щелочноземельных металлов. Содержание Si, Al и Fe остается практически
одинаковым в торфообразователях и торфе. Подобные подсчеты
относительны, а следовательно, полученные цифры нельзя
рассматривать как показатели абсолютной аккумуляции или выноса.
Однако построенный ряд свидетельствует о значительном изменении
состава зольных элементов при трансформации растений-торфо-
образователей в торф. Можно полагать, что значительное
отчуждение щелочных и щелочноземельных элементов происходит по
мере отмирания растений. Их отмершие клетки теряют
способность удерживать адсорбированные зольные элементы за счет
биологического поглощения. В условиях резкокислой реакции
торфа и почвенных вод, слабого развития процессов гумификации
эти элементы приобретают подвижность, частично поглощаются
новыми поколениями живых растений и выносятся из профиля
торфяной почвы.
Вынос подтверждается анализом почвенно-грунтовых и
поверхностно-стоковых вод из болот, взятых для анализа в один
д тот же день (табл. 45),
45. Гидрохимический состав почвенно-грунтовых вод и поверхностно-стоковых
вод верхового болота «Горелый мох», мг/л
Воды
Si
Fe
Р
Са
Mg
К
Почвенные 1,63 0,21 0,03 1,57 0,19 0,09
Стоковые 1,68 0,69 0,09 5,33 1,37 0,15
Поверхностно-стоковые воды верховых болот содержат
значительно больше элементов, чем почвенно-грунтовые. Это еще раз
подтверждает высказанное нами положение о значительном
отчуждении зольных элементов в ходе болотного процесса на
верховых торфяниках.
Профиль низинных торфяных почв заметно богаче зольными
элементами, чем растения-торфообразователи (Ефимов В. Н.,
93

1961, 1967); В этих почвах ярко выражена аккумуляция
большинства минеральных элементов, причем она имеет абсолютный
характер. Однако расчеты соотношения элементов в торфообразова-
телях и торфе низинных почв слабо отражают характер
изменений, происходящих с растениями в ходе их превращения в торф,
так как маскируются значительным привносом минеральных
веществ в толщу торфа с грунтовыми водами и делювиальным
наносом. Часть привносимых с водами элементов Поглощается
растениями и включается в биологический круговорот, часть
осаждается за счет физико-химических процессов и накапливается в
уже сложившейся торфяной почве, минуя цикл круговорота.
Решающим фактором значительной аккумуляции минеральных
веществ в этих почвах и их перераспределения по профилю
является привнос, способствующий повышению интенсивности
процессов минерализации и гумификации растительных остатков.
Следовательно, в результате развития болотнрго процесса в
ходе превращения растений-торфообразователей в торф
происходит аккумуляция и вынос зольных элементов, вследствие чего
отмечаются значительные изменения зольности и состава золы.
Эти изменения минеральной части торфяных почв являются
следствием почвенных процессов. Неоднородность состава золы
профиля торфяника вызвана не только историческими условиями
его развития, болотным литогенезом, сменой характера
водно-минерального питания и фитоценозов, но и характером
современного почвообразования.
Состав минеральной части и формы
аккумуляции минеральных веществ
в торфяных почвах
Знание форм аккумуляции минеральных веществ
необходимо как для решения вопросов генезиса, так и для разработки
теории и практики известкования кислых торфяных почв,
применения на освоенных почвах удобрений или использования самого
торфа в качестве удобрения.
Свойства торфяных почв и сельскохозяйственная их ценность
в значительной мере определяются накоплением и формами
аккумуляции таких минеральных веществ, как кремний, железо,
-алюминий, фосфор, кальций, магний, калий и др.
Кремний. Кремний по распространению в литосфере занимает
,второе после кислорода место. По данным А. П. Виноградова
(1962), среднее содержание его в литосфере 29,5%. Он входит
в состав горных пород, почв и растений, является одним из
основных компонентов минеральной части растений-торфообразова-^
телей и торфяных почв. Обладая малой растворимостью в
условиях кислой реакции этих почв, он накапливается в больших
количествах при минерализации растительных остатков.
Значительная часть его в торфяных почвах имеет биогенное происхождение,
но в почвах, сформированных при участии делювиального
наноса, могут преобладать формы первичных минералов (кварц),
94

Оригинальные исследования по формам аккумуляции кремния
в торфяных почвах выполнены И. Ф. Ларгиным с сотрудниками
(Ларгин И. В., Трошичева Т. В., 1966; Трошичева Т. В.,
Подов М, В., 1968; Трошичева Т. В., 1968; Трошичева Т. В., Мокро-
усова И. Т., 1977), К. И. Лукашевым с сотрудниками (1971),
X. Финнеем и Р. Фарнхемом (Finney H. R., Farnham R. S., 1968).
И. Ф, Ларгин указывает, что валовое содержание кремния
определяется аморфными формами кремнезема, формами, входящими
в состав органоминеральных комплексов, коллоидов, фитолитария,
а также кварцем биогенного и терригенного происхождения. -На
долю кремнезема падает до 60 % массы золы растений-торфообра-
зователей, в составе которых обнаружен опал фитолитария.
Содержание этих кремниевых образований составляет до 14 % от
массы золы растений (Трошичева Т. В., 1968). Эти образования
при отмирании растений в условиях кислой среды торфяных почв
превращаются в кварц биогенного происхождения, который
является более устойчивой формой кремния в условцях болота.
Кварц биогенного и терригенного происхождения является
основным минералом торфяных почв верховых и низинных болот.
Содержание кварца нарастает во всех типах торфяников от центра
к окрайкам.
В валовом содержании кремния в центральной части верховых
торфяников преобладают аморфные формы, а на долю кварцу
приходится 20—25 % кремния. В низинных торфяниках
содержание кварца колеблется в очень широких пределах в зависимости
от геологического окружения. При песчаном окружении
преобладает кварц. Количество его цри этом резко возрастает в
придонной и окрайковой зонах торфяника. При глинистом окружении
доля кварца не превышает 20 % валового содержания кремний,
преобладающей формой кремния является не кварц, а органоми-
реральные коллоидные и прочие формы.
Т. В. Трошичева (1968) отмечает, что в процессах
превращения кремния в торфяных почвах важное место отводится фитоли-
тарию болотных растений. Однако X. Финней и Р. Фарнхем
(Finney H. R., Farnham R. S., 1968) указывают, что растительный
опал в торфах имеет в основном форму клеток трав семейства
Graminea, не произрастающих на болоте, а следовательно, он не
является новообразованием болотистых растений и привнесен из
почв прерий. Авторы утверждают, что в большинстве
современных растений верховых болот опал не образуется, хотя и
оставляет эту возможность за растениями семейства Eriophorum, Ca-
гех и Phagmites. Каковы бы ни были источники опала, видно,
что он в ходе почвообразований в условиях кислой среды
торфов переходит в более устойчивую форму — кварц, который и
накапливается в лрофиле. В низинных торфяных почвах при
щелочной реакции грунтовых вод возможно отчуждение кремния
из профиля, на что указывает значительное снижение содержания-
SiCb с глубиной (см. табл. 14).
95

Железо» Содержание железа в литосфере составляет 4,65 %
(Виноградов А. П., 1962). Первоисточником его в почвах
являются первичные железосодержащие минералы. При их
выветривании железо высвобождается и переходит во вторичные глинир-
тые минералы или находится в аморфной форме. При
разрушении вторичных минералов также образуются аморфные формы
железа, которые кристаллизуются и образуют минералы группы
оксидов и гидрооксидов: гематит, гетит, маггемит и др., в
результате чего в почвах происходит накопление железа (Зонн С. В.,
1982).
Главными источниками железа для торфяных почв являются
почвообразующие породы прилегающих к болоту суходолов и
минеральные породы, подстилающие сам торфяник. Железо,
высвободившееся из почвообразующих пород при
подзолообразовании на суходолах, передвигается с грунтовыми водами к
депрессиям местности, где и накапливается. К. И. Лукашев с
сотрудниками (1971) считает, что роль грунтовых вод в привносе
железа с суходолов сильно преувеличена. По их мнению, основными
источниками поступления железа в торфяник являются твердая
взвесь, попадающая на поверхность торфяника, и подстилающая
торфяник минеральная порода, где под воздействием
водорастворимых органических кислот происходит восстановление железа.
Однако сильное ожелезнение торфяных почв при грунтовом
напорном питании болота железистыми водами все же
свидетельствует о значительном привносе железа с грунтовыми водами с
суходолов. Источниками железа для торфяников служат не
только минеральные подстилающие породы и грунтовые воды, но и
атмосферная пыль, делювиальные и речные наносы.
Ландшафты таежной зоны характеризуются повышенйой
миграцией железа, что связано с бедностью почвообразующих пород
кальцием и способностью железа к образованию комплексов с
водорастворимыми органическими кислотами при кислой реакции
среды. Попадая в торфяные почвы, железо претерпевает/ ряд
трансформаций, связанных со спецификой
окислительно-восстановительных условий и переменной валентностью.
Содержание железа в торфяных почвах колеблется в очень
широких пределах: от сотых долей процента в пересчете на сухой
торф в верховых торфяных почвах атмосферного питания до
1—3 % при грунтовом питании низинных торфяных почв. При
питании торфяника напорными железистыми водами содержание
железа составляет 5—6%, а в отдельных случаях достигает
28—35%.
Железу принадлежит большая роль в болотном
почвообразовании и питании растений. Оно активно взаимодействует с
гумусовыми веществами, образуя железоорганические соединения. Оно
сильно поглощает фосфат-ионы, двухвалентные формы образуют
вивианит Fe3(P04)2-8H20. Отсутствие железа вызывает у
растений хлороз, а высокое содержание двухвалентной формы
токсично для растений.
96

формы аккумуляции железа в торфяных почвах сложны и
многообразны (Ефимов В. Н., 1961, 1961а, 1970). Силикатные
формы железа, входящие в состав кристаллических решеток
первичных и вторичных (глинистых) минералов, могут реально
существовать только в пойменных и делювиально заиленных
торфяных почвах. Остальные торфяные почвы практически не содержат
первичных и вторичных минералов, и в них преобладает
несиликатное, т. е. свободное железо (оксиды и гидрооксиды с
различной степенью кристаллизации, аморфные железистые и гумудово-
железистые, обменные и водорастворимые формы).
При изучении форм аккумуляции железа нами определены
водорастворимые соединения железа, обменное железо и железа
железогумусовых соединений. Железо гидрооксидов и оксидов
рассчитывалось по разности между определенными формами*;
Обменные формы железа определялись в вытяжке 1 н. NH4'C1 или
0,5 н. КС1. Железо органоминеральных соединений определялось
в пирофосфатных вытяжках по методике Л. Н. Александровой
(1960). Непосредственное определение железа проведено по
методу Казариной-Окйной. Извлечение железа комплексных ме-
таллорганических соединений достигается раствором пирофосфа-
та натрия с нейтральной реакций (Кононова М. М., 1961).
Повышение рН пирофосфатного раствора выше 9,6—9,7, по данным
М. М. Кононовбй, исключает возможность выделения
железогумусовых комплексных соединений вследствие их разрушения и
образования гидрооксидов Fe и А1, а раствором пирофосфата
натрия с рН 7 невозможно выделить основную часть гумусовых
веществ из торфяных почв (Печенева С. Н., 1969). Очевидно,
компромиссное решение может быть достигнуто при повышении рН
пирофосфатного раствора, подкисленного ортофосфорной
кислотой до рН 9,0—9,5. Данные по формам аккумуляции железа и
алюминия представлены в табл. 46, 47.
46. Формы аккумуляции железа в торфяных почвам
Торфяная почва
Глубина,
см
рН солевой
вытяжки
F«, % на сухой торф
валового
обменного
органо-
мине-
рального
гидроксидов
и оксидов
Верховая 0—29 3,0 0,12 0,02 0,09 Нет
60—90 3,4 0,05 0,007 0,049 »
Низинная обедненная 0—10 3,4 1,05 0,14 0,90 »
35—45 2,4 2,35 0,09 2,26 »
Низинная типичная 0—5 6,6 5,02 Нет 2,21 2,81
5—15 6,5 27,47 » 5,50 21,96
80-90 6,8 2,48 » 2,07 0,41
В понятие «водорастворимое железо» включают несколько его
форм: ионное, растворимые железоорганические соединения и
коллоидные формы. По его содержанию можно судить о
размерах миграции железа. Данные табл. 46 показывают, что она
связана с типом торфяной почвы. Если в кислых почвах верхо-
97

47. Содержание валового, оргавоадинерадьнота я водорастворимого
железа в торфяных ронвах
Почва
Верховая, «Горелый
мох»
Низинная
обедненная:
«Сабское»
«Чернореченское»
Низинная типичная,
«Литошицкое»
Глубина,
см
0-8
8-20
20-40
60-80
0—10
10-20
20-40
60—80
80-100
0-10
10—20
20-40
40-50
60-80
0-10
10-20
20-40
60-80
80-100
Fe, мг на J00
<
валового
48,44
42,64
45,65
37,33
1208
2195
1798
1131
1139
422
328
349
314
680
1245
881
741
622
735
:ухого торф
органо-
мине-
рального
34,78
36,32
36,66
35,63
1153
1280
1273
1057
794
393
220
273
245
430
918
631
719
436
544
г
1


растворимого
1,70
1,07
0,63
0,63
18,54
16,94
4,70
3,38
2,73
6,95
2,47
2,06
0,51
0,84
2,72
0,73
1,19
1,12
0,82
Fe,
% от
валового
орга
домине-
pa ль ног о
71,80
85,18
80,32
95,45
95,43
58,34
70,80
93,45
69,69
93,04
70,21
78,15
77,95
63,30
73,77
7х,60
96,88
70,11
74,04
-


растворимого
3,51
2,51
1,38
1,69
1,53
0,77
0,26
0,30
0,24
1,65
0,75
0,59
0,16
0,12
0,22
0,83
0,16
0,18
0,11
вых и переходных болот водорастворимое железо составляет
2—3,5 % от валового его содержания в торфе, то в низинных
торфах его количество снижается до 0,1—0,2%. Верхние слои
профиля верхних и низинных обедненных торфяных почв
характеризуются большей миграционной способностью железа по
сравнению с нижней частью профиля, и водорастворимого железа в
них больше, чем внизу. Это связано с его высвобождением при
отмирании растений, а в летний сухой период — и
«подтягиванием» из нижних слоев»
Обменные формы железа. Обменное железо
образуется по схеме (Зонн С. В., 1982): FeC03 (нерастворимое)+CO2
(биологическая деятельность)—*Fe(HC03)2 (растворимое)—*Fe++
(обменное). Большое количество органического вещества и СОг,
низкие значения Eh и кислая среда в болотных почвах создают
благоприятные условия для восстановления железа. Обменные
двухвалентные формы по условиям реакции среды могут
существовать только в кислых* почвах при рНкс1<3,0 (табл.. 46).
Органоминеральные формы железа. Возможность
образования сложных коллоидно-химических комплексных
соединений железа е фульвокислотами показана в работе В. В.
Пономаревой (1949).
Л. Н. Александрова (1954) считает, что при взаимодействии
гуминовых веществ с солями алюминия и железа образуются не
простые сцеси этих веществ, а железо- и алюмогумусовые соеди-
98

нения, характеризующиеся пониженной емкостью катионного
размена по сравнению с исходными препаратами гумяновых кислот.
М. М. Кононова (1964) с помощью электрофореза показала
хелатную природу железоорганических соединений, имеющих
общий отрицательный заряд:
[ryM\coo)]nFe3-2n
Способность образования металлоорганических комплексных
соединений при взаимодействии гумусовых кислот с железом и
алюминием признается многими исследователями. В. Бремнер
(Bremner V. М., Mann F., Heintze S., 1946) полагает, что эти
металлы образуют ш почве нерастворимые металлоорганические
комплексы Извлечение этих соединений из почв без
предварительного разрушения ранее не представлялось возможным.
Фракционирование органического вещества, принятое по схеме
И. В. Тюрина (1937, 1940, 1951) не дает представления о формах
связи гумусовых веществ с минеральной частью почвы.
Непосредственная щелочная обработка почв выделяет из них свободные
фракции гумусовых веществ. Более прочно связанные фракции
извлекаются последующими обработками H2S04 и NaOH. Однако
даже слабые растворы минеральных кислот извлекают алюминий
и железо гидратированных форм полутораоксидов и ряда
минералов (Цур]юпа И. Г., 1958). Кислотйая обработка почв разрушает
и алюмо-, и железогумусовые соединения. Щелочные растворы
также разрушают их, переводя алюминий и железо в форму гид*
рооксидов (Александрова Л. Н., 1960). По мнению Л. Н.
Александровой (I960), действие пирофосфата на гумусовые вещества
и их производные с железом и алюминием сводится к
необратимой обменной реакции между катионами и образованию
растворимых алюмо- и железогумусовых солей, в составе которых Fe
и А1 остаются в анионной части молекулы гумусовых кислот:
1. fl(COO)4Ca2+Na4P207—*#(COQNa)4+Ca2P207
2. 2[/?COOFe(OH)2](COO)2Ca+.Na4P207—^2[tfCOOFe(OH)5] (COONa)2+
+Ca2P207
3. 2[#СООА1(ОН)2] (COO)2Ca+Na4P207—^2tfCOOAl(OH)2(COONa)2+
+Ca2P207
Л. Н. Александрова (1960) и В. В. Пономарева (1964)
показали, что гумусовые вещества в минеральных почвах
аккумулируются в основном в форме железо- и алюмогумусовых
соединений. Нами доказана возможность применения 0,1 М раствора
Na4P207 для извлечения железо- и алюмогумусовых соединений
из торфяных почв (Ефимов В. Н., 1962).
Как видно из табл. 46 и 47, во всех нормальнозольных
торфяных почвах преобладающая часть железа аккумулируется в
форме железоорганических соединений. Э. М. Дорфман (1968)
показала^ что железогумусовые комплексные соединения устойчи-
99

вы в широком интервале рН—от 4 до 9. Это способствует
закреплению железа в форме железоорганических соединений в
торфяных почвах, имеющих рН выше 3, и обогащению почв
железом.
Форма гидрооксидов и оксидов железа. В
высокозольных торфяниках (при содержании Fe203 более 3 % на
сухой торф) все органические соединения полностью насыщены
железом, вследствие чего в торфе создаются условия для
образования его минеральных соединений. Очевидно, эти условия могут
создаваться и при меньшем среднем содержании железа в этих
почвах, так как его скопления могут быть и локальными. В
торфяных почвах часть железа находится в форме гидрооксидов и
оксидов. Наиболее выражена аккумуляция железа в этой форме
и низинных высокозольных торфяных почвах ключевого питания
с большим содержанием железа в грунтовых водах (табл. 46).
Гидрооксиды железа постепенно кристаллизуются и переходят в
разряд болотных железистых минералов. Процессы озерно-болот-
ного рудообразования описаны А. Н. Орловым (1939), Г. И. Бу-
шинским (1946), М. Н. Страховым (1948, 1962). К. И. Лукашев
с сотрудниками (1971) идентифицировал целый ряд железистых
минералов.
1. Гидрооксиды гетит-гидрогетитовой группы (FeO ОН и FeO
ОН a, q\ приурочены к самому верхнему аэрированному слою
торфяников (рис. 13).
2. Гидрооксид Железа Fe(OH)2 — феррогидрит, образующийся
обычно ниже гетит-гидрогетитового слоя.
Рис. 13. Пространственные соотношения гетит-гидрогетитового слоя на поверх^
ности с феррогидритовой и сидеритовой минерализацией в торфе (по К'. И. Лу-
кашеву, 1971):
1 —»гетит-гидрогетитовый слой; 2 — феррогидрит; 3 —сидерит; 4 —торф; 5—«глина
100

3. Безводные оксиды железа (магнетит Fe304 и гематит Fe203)
гипергенного происхождения, образование которых связано с
окислением феррогидрита и сидерита.
4. Сидерит (Fe, Mn)C03, образующийся как правило ниже
зоны аэрации в торфянике.
5. Группа фосфатов железа.
К. И. Лукашев вслед за А. Е. Ферсманом считает, что процесс
минералообразования в современных торфяниках неустойчив и
не получает полного завершения. Направленность его изменяется
в зависимости от содержания железа в равновесном растворе,
величин рН и Eh, парциального давления С02. Указанные
минералы являются членами одного минералогического ряда, и
изменение условий образования ведет к исчезновению одних и
возникновению других минералов. Так, усиление окисления ведет к
формированию группы гидрооксидов и безводных оксидов железа;
при усилении восстановительных условий происходят редукция
железа и перераспределение его по профилю. Максимальная
аккумуляция железа приурочена к поверхностному слою торфяных
почв, где процессы окисления наиболее интенсивно выражены.
Эта закономерность нарушается лишь в маломощных торфяных
почвах, где зона аэрации может распространяться до
минерального грунта и накопление железа может быть интенсивным по
всему маломощному профилю сверху донизу.
Алюминий. Наши исследования показали, что во всех
торфяных почвах большая часть алюминия аккумулируется в форме
алюмогумусовых соединений (Ефимов В. Н., 1962). Данные по
формам аккумуляции алюминия приводятся в табл. 48.
48. Формы аккумуляции алюминия в торфяных почвах
(Ефимов В. Н., 1962)
Торфяная почва
Глубина,
см
рН
солевой
вытяжки
Содержание AI, % на 100 г сухого торфа
валового
обменного
органо-
минераль-
ного
оксидов
и
алюмосиликатов
Верховая 0-20 3,0 0,18 0,10 0,084 Нет
.60—90 3,4 0,07 0,026 0,047 »
170—200 3,4 0,25 0,084 0,169 »
Низинная обедненная 0—10 4,7 0,476 0,285 0,190 >
40—50 4,7 0,788 0,360 0,428 »
Низинная 0—10 7,6 0,370 Нет 0,360 0,01
5—15 6,5 0,507 » 0,354 0,153
80—90 6,8 0,275 > 0,264 0,01
В верховых и низинных обедненных кислых торфяных почвах
значительная часть алюминия находится в обменной форме. Это
объясняется большей подвижностью алюминия по сравнению с
железом вследствие двойственной . природы алюминия в составе
алюмогумусовых соединений. В алюмогумусовых соединениях
часть А1 находится как в обменной форме, так и в составе
анионной части гумусовых кислот (см. схему).
101

(НООС)л.л Гшо"-1Щн1 пСа(ООС). _
I
| 4- 2+
nAl(OH)3 X — H it Ca — способные к обмену;
межмицеллярные формы связи.
Схема связи гуминовых кислот с гидроокисью алюминия (по Л. Н.
Александровой, 1954)
В низинных торфяных почвах с нейтральной реакцией
практически весь алюминий аккумулируется в форме алюмогумусовых
соединений.
Существованием нерастворимых комплексных алюмогумусовых
соединений и предопределяется возможность относительного и
абсолютного накопления алюминия в профиле торфяных почв.
Можно полагать, что алюминий входит также и в состав
глинистых минералов, попавших в торфяник в форме взвесей.
Фосфор. Является одним из основных элементов питания.
Содержание его в торфяных почвах колеблется в более широких
пределах, чем в минеральных (от 0,08—0,15 % в верховых до
0,2 (0,6) % на сухой торф в низинных почвах). В отдельных
случаях аккумуляция фосфора может достигать очещ> больших
величин (вивианитовые торфа).
Содержание фбЫюра в торфяных почвах увеличивается с
севера на юг европейской территории СССР, ч+о свидетельствует
о биогенном накоплении этого элемента и усилении биогенности
торфяных почв в этом направлений. Если в целинных низинных
торфяных почвах Мурманского Севера содержание «елового
фосфора не превышает Ю,05—0,25 %, то в Карельской АССР —0,02—
0,44 %, в Полесье БССР 0,1—0,63%, а Украины —0,16—0,95 %.
Максимальное содержание фосфора в большинстве торфяных
почв (кроме содержащих вивианит) приурочено к самому
верхнему слою, что свидетельствует о ярко выраженной биологической
его аккумуляции и об осаждении фосфора совместно с железом
в зоне окисления последнего (табл. 49).
Второй максимум фосфора может быть приурочен к нижней
части профиля почвы, характеризующейся повышенной
зольностью и накоплением железа и алюминия на границе с
минеральной породой (низинная обедненная почва болота «Черноре-
ченское»).
Нижние слои низинных торфяных почв, резко обогащенных
кальцием (до 6% СаО на сухой торф), обычно бедны фосфором.
Высокое содержание кальция в водах на первых стадиях разви-
102

49. Валовое содержание фосфора в торфяных почвах
(по И. Н. Донских, 1966)
Глуби ia, см
Р205, % к сухому торфу
Верховая,
•Горелый мох*
Низинная обед
ленная, .Черноре-
ченское*
Низинная
обедненная, „Сабское*
Низи 1ная
типичная, .Литошицкое*
0-10 0,146 0,232 0,848 0,391
10-20 0,126 0,228 0,359 0,508
20—40 0,084 0,321 0,330 0,152
40-60 0,086 0,678 0,198 0,095
60-80 0,082 0,673 0,192 0,065
80-100 0,091 — 0,183 0,092
100-120 0,086 - 0,145 0,065
тия болота объясняется щелочной реакцией, существовавшей в
это время, которая ограничивала возможности миграции
фосфора и привноса его в торфяник из коры выветривания.
Способ выражения элементов питания в процентах на сухой
торф не дает представления об их запасах в почве из-за очень
больших различий в объемной массе торфов. Необходимо
подсчитывать запасы этих элементов в определенном слое почвы на
гектаре (табл. 50).
50. Запасы фосфора в торфяных почвах (Р2О5), кг/га
(по Донских И. Н., 1968)
Слой почвы, см
Верховая,
, «Горелый мок?
Низинная обедненная
.Черноре-
ченское*
«Сабское*
Низинная
типичная, «Литошицкое*
0—20 80 257 799 1407
0-60 389 3760 1824 2201
0—100 524 — 2526 2881
Верховые торфяные почвы наименее обеспечены фосфором,
запасы которого в верхнем 20-сантиметровом слое исключительно
низки — 80 кг/га, а в метровом — всего 500 кг/га. Запасы валового
фосфора в 20-сантиметровом слое низинных почв составляют
около 1,5 т/га, т. е. в 2 раза меньше, чем в бедных фосфором
дерново-подзолистых почвах. В метровом слое обедненных и типичных
низинных исследованных почв запасы фосфора составляют
2,5—3 т/га, т. е. значительно меньше, чем в минеральных почвах.
Следовательно, при освоении этих почв неизбежно возникновение
дефицита фосфора для питания растений.
Вопрос о формах аккумуляции фосфора в торфяных почвах и
степени его подвижности, а значит, и усвояемости растениями
приобретает большое научное и практическое значение.
В почвах фосфор входит в состав как органических, так и
минеральных соединений. Природа этих соединений вскрыта
Д. Л. Аскинази (1949, 1950, 1963, 1964), Г. С. Давтяном (1939,
1946)', В. В. Соколовым (1960), Д. Ф. Соколовым (1940),
103

Ф. В. Чириковым (1956), С. Н. Ивановым (1962), С. Чангом и
М. Джексоном (Chang S. С, Jackcon M. Z., 1957, 1958).
Органические фосфаты представлены соединениями,
входящими в состав растительных остатков и животных продуктов их
разложения, почвенных микроорганизмов, почвенного гумуса.
Питание растений происходит в основном за счет минеральных форм
фосфора, а органические фосфаты становятся доступными
растению по мере минерализации фосфорорганических соединений.
Д. Л. Аскинази показал, что из минеральных соединений
фосфора в почвах преобладают 2 группы более или менее
устойчивых его форм: 1) фосфаты кальция типа гидроксилфторапатита,
устойчивые в нейтральных и слабощелочных условиях реакции
почвы; 2) фосфаты железа и алюминия, устойчивые при
слабокислой и кислой реакции среды.
Различные минеральные соединения фосфора в неодинаковой
мере доступны растению. Из солей фосфора наибольшей
растворимостью (а следовательно, и доступностью растениям)
обладают кальциевые соли ортофосфорной кислоты (Иванов С. Н., 1962).
Доступность фосфатов зависит от процессов
физико-химического поглощения их почвой, интенсивность которого в
значительной мере обусловлена реакцией среды (Антипов-Каратаев И. Н.,
1933). В условиях резкокислой реакции (рН 2—3) происходит
самое высокое поглощение фосфат-ионов гидрооксидами железа
и алюминия. При увеличении величины рН поглощение фосфат-
ионов оксидами железа и алюминия снижается и при рН 7,5—8,0,
очевидно, минимально. С. Г. Рыдкий (1935) показал, что в
подзолистых почвах понижение величины рН (в интервале 7,3—3,5)
увеличивает поглощение фосфора и объяснил это явление
увеличением активности оксидов в кислой среде. На роль оксидов
железа и алюминия и кислотности среды в поглощении фосфат-
ионов торфяными почвами указывают Е. И. Казаков (1934),
С. Н. Иванов (1962), Г. Пауль (Paul Н., 1950), Г. Дёринг
(Doring H., Hirte W. U., Geissler Th., 1958, 1961).
В опыте С. Н. Иванова (1962) изменение рН в пределах
4,8—5,5 не влияло на поглощение Р2О5 торфом. При смещении
величины рН в сторону увеличения или уменьшения от этого
интервала степень поглощения фосфат-ионов возрастала, достигая
максимума при рН 2,0:
рН
равновесного '
раствора 1,33 2,01 3,13 4,81 5,28 5,54 6,74 7,62
Поглощено
Р205,
мг/100 г
сухой
навески 252,38 256,0 211,01 163,93 163,34 162,70 192,53 212,04
С. Н. Иванов (1962), основываясь на теории поглощения
анионов в почвах, пришел к выводу, что главная роль в поглощении
фосфатов почвами принадлежит оксидам железа и алюминия, а
также кальцию.
104

Г. Дёринг (Doring H., Hirte W. U., Geissler Th., 1958, 1961)
показал, что в фиксации фосфора главная роль принадлежит не
оксидам вообще, а свежеосажденным формам гидрооксидов
железа, образующимся на болоте в летние месяцы в зоне аэрации
при переходе Fe2+ в Fe3+. Свежеосажденный Fe(OH)3 отличается
большей активностью к сорбции фосфат-ионов. По этой причине
в железистых торфах максимальное количество фосфора
приурочено к верхней части профиля — к зоне окисления железа.
Удаление кальция из почвы слабо снижало ее сорбционную
способность по отношению к фосфату, а совместное удаление кальция
и активного легкорастворимого железа, выделенного 4 н.
лимонной кислотой (рН 4,9) или 2%-м лимоннокислым аммонием
(рН 5,4), резко снижало фиксацию фосфатов. Роль кальция в
кислых торфяных почвах в фиксации фосфатов невелика. В. Н. Пе-
реверзев и Н. С. Алексеева (1965) также считают, что в кислых
торфяных почвах поглощенные основания не оказывают влияния
на закрепление фосфат-ионов. Они показали, что наиболее
активную роль в поглощении последних играют оксиды железа и
алюминия, содержащиеся в той части золы, которая растворима
в 0,2 н. НС1.
В поглощении фосфатов главная роль принадлежит
свежеосажденным формам Fe203. По мере старения и кристаллизации
происходит их более прочное закрепление. За показатель
подвижности фосфатов железа принимается отношение БегОз: Р2О5.
Отношение шире 3—4 свидетельствует о крайне незначительной
растворимости фосфатов железа (iGaarder M., 1930; Аскинази Д. Л.,
Хейфец Д. М., 1939; Кацнельсон С. М., 1939). Снижению
фиксации фосфатов в почвах способствуют ^органические кислоты
(лимонная, щавелевая, винная и др.), образующие устойчивые
комплексы с железом и алюминием (Paul H., 1950). Этому
способствуют и гумусовые кислоты. Образуя железо- и алюмогумусовые
соединения, они уменьшают возможности железа и алюминия к
связыванию фосфатов (Doring H., 1956а; Гинзбург К. Е., 1960;
Scheffer F., Ulrich В., Hiesterman P., 1957; Иванов С. Н., 1962).
В низинных торфяных почвах с высоким содержанием
кальция роль его в поглощении фосфатов сильно возрастает.
В. Н. Переверзев и Н. С. Алексеева (1955) отмечают, что
величина поглощения фосфора еще не указывает на прочность
его связывания и не определяет степень доступности
поглощенного фосфора растениями.
Д. Л. Аскинази (1949), С. Н. Иванов. (1962) и др. показали,
что растения в состоянии усваивать не только водорастворимые,
но и растворимые в* слабых кислотах фосфорнокислые соли. В
этой связи весьма желательны как разработка классификации
почвенных фосфатов, так и количественное отделение доступных
для растений форм от недоступных. Наибольшим признанием
пользуется классификация Ф. В. Чирикова. В основу его
классификации, разработанной для минеральных почв, заложен
принцип экстракции фосфатов различными растворителями. Однако
105

груЬйировка почвенных фоефа*ов, предложенная Ф. В. Чирико-
вым, имеет свои недостатки.
Д. Л. Аскинази с сотрудниками (Аскйнази Д. Л.,
Гинзбург К. Е., Лебедева Л.С, 1963) считают, 4to ме!юд Чирикова
учитывает не отдельные формы фосфата, а группы фосфатов
Весьма проблематичного химического составе. Эти неДЙФгатки в
значительной степени удалось преодолеть С. Чангу и М. Джексону
(Chang S. С, Jackcon M. Z., 1957, 1958). Их метоД дает
возможность выделить из почвы раздельно минеральные фосфаты
алюминия, железа и кальция, фосфаты, связанные с органическим
веществом, восстановленно-растворимые фосфаты железа й
окклюдированные фосфаты железа и алюминия тийа баррандита и ва-
рисцита (фосфаты железа и алюминия, освободившиеся от
пленок окислов железа), а также фосфаты остатка. Хотя этот метод
разработан для минеральных почв, К. Дайбер (Daiber К., 1960)
показал на возможность применения, eto для фракционирования
фосфатов и в торфяных йочвах. Й. Н. Донских {1968), С. Т. Воз-
нюк и В. В. Фалюш (1967), В. В. ФалЮш (1969), С. Т. Вознюк
и Р. С. Трускайецкий (1970) применили этот метод при изучении
форм фосфора и фосфатного режима в торфяных почбах.
51. Формы аккумуляции фосфора в торфяных почвах, мг Рг05 на 100 г торфа
(по И. Н. Донских, 1966)
\
Глубича, см
1-10
10-20
20—40
60—80
100-120
0—10
10—20
20-40
60-60
0-Ю
10-20
20-40
60—80
100—120
0-10
10-20
20—40
60-80
100-120
Валовой
В
146
126
84
82
86
Бс
232
228
321
673
848
359
330
192
145
Низин
391
508
15^
65
65
Рыхло-
связа чяые
фосфаты
ерховая, бом
16,34
5,20
2,41
2,10
1,60
Низинная
) л о т о «Ч е
21,39
8,25
3,64
Болото
33,69
3,30
0,76
0,28
0,27
пая типичная
19,24
10,05
1,83
0,24
0,24
А!
?to «Горелый
18,92
10,60
6,68
4,51
4,21
ч обедненная
э нор ече не
31,36
20,22
18,09
21,85
«С а б с к о i
61,79
32,34
19,36
5,88
2,52
, болото «Ли
27,77
13,71
8,25
4,33
3,12
Фосфаты
Fe
МОХ»
3,43
4,09
1,17
3,44
5,18
:кое»
63,95
22,43
49,80
14,55
49,51
21,97
18,52
5,29
5,06
тошицкое»
6,79
6,94
9,56
6,09
7,83
Са
5,39
1,60
0,65
0,65
6,59
4,04
3,71
2,15
3,42
3,91
2,89
1,34
0,76
1,35
8,07
5,80
6,73
16,82
11,65
остатка
102,02
104,51
73,49
71,30
74,42
111,26
173,39
547,32
633,18
699,10
298,50
290,02
178,79
135,80
329,13
471,50
125,63
37,32
42,06
1С6

В питании растений принимают участие минеральные
фосфаты, группа органических фосфатов становится доступной
растениям после минерализации, а фосфаты остатка существенного
значения в питании растений не имеют.
Соотношение между органическими и минеральными
фосфатами зависит от величины зольности торфа. С. Т. Вознюк и
р. С. Трускавецкий (1970) показали, что чем выше зольность
торфа, тем больше в нем относительное содержание минеральных
фосфатов и меньше органических. Во всех торфяных почвах
основная часть фосфора (от 50 до 80 %) находится в форме фос-
форорганических соединений.
Содержание минеральных фосфатов и их качественный состав
зависят от типа торфяной почвы, количества и состава золя и в
особенности содержания /?203 и СаО (табл. 51). Количество
минеральных фосфатов составляет в среднем лишь 15—25 % от
валового содержания фосфора, достигая в ряде случаев крайних
показателей — от Q до 50 %.
Содержание наиболее подвижных рыхлосрязанных фосфатов
очень мало и приурочено в основном к самому верхнему 10-сац-
тиметровому слою почвы.
В верховых и низинных обедненных кислых торфяных почвах
основными формами минеральных соединений фосфора являются
осфаты железа и алюминия (табл. 51). Ассоциация железа с
осфором — характерная черта болотного процесса в таежной
зоне. В верхнем слое почв отчетливо выражена биогенная
аккумуляция рыхлосвязанных легкорастворимых фосфатов, а также
фосфатов железа и алюминия. Фосфаты цмьцт находятся в
минимуме и сосредоточены в основном в растениях-торфообразова-
телях; содержание их в профиле ничтожно мдло.
В низинных высокозольных кальциевых торфяных почвах
большая часть минерального фосфора находится в форме фосфа-
тоц кальция, а некоторая часть кальция аккумулируется в форме
карбонатов и сульфатов (Ефимов В. Н., 1961), т. е. представлена
соединениями, легко вступающими в реакции взаимодействия с
фосфатами. Основной отличительной чертой аккумуляции
фосфатов в низинных почвах является накопление фосфора в форме
фосфатов кальция, являющихся резервом доступных для растений
соединений фосфора, устойчивых в щелочной среде и переходящих
в доступное состояние по мере подкисления почвы.
Во всех торфяных почвах преобладающая часть фосфора
прочно закреплена и представлена фосфатами остатка.
Нерастворимые фосфаты остатка наряду с растворимыми органическими
фосфатами составляют основную часть фосфатного фонда торфяных
почв.
Таким образом, во всех торфяных почвах преобладающая
часть фосфатов находится в форме сложных органических
соединений, недоступных растению. Хотя освоение этих почв и
сопровождается процессами минерализации торфа с освобождением
доступных минеральных фосфатов, существует настоятельная не-
107

обходимость во внесении фосфорных удобрений в осваиваемые
почвы (из-за малого содержания фосфора в растениях-торфооб-
разователях и торфах). Запасы фосфора в торфяных почвах
значительно ниже, чем в минеральных.
В отдельных случаях (вивианитовые торфа) аккумуляция
фосфора может достигать очень больших величин: 2—8,% на сухой
торф. Вивианитовые торфа распространены в основном в южной
части таежной зоны и в лесостепи. Они описаны А. И. Орловым
(1939), С. М. Кацнельсоном (1939), А. Е. Кочергиным (1940),
Г. И. Бушинским (1946), М. В. Денисовой (1967, 1969), К. И. Лу-
кашевым (1963, 1971). Систематизация болотных фосфатов
проведена К. И. Лукашевым (1971). Он указывает на существование
целого ряда (около 20 видов) болотных фосфатов,
различающихся соотношениями в минералах оксидов железа, гидратной воды
и фосфора в связи с незавершенностью процесса минералообра-
зования в торфяниках. Этот ряд характеризуется все большей
окисленностью железа в составе минералов, начиная от
вивианита (3FeO-P205-8H20) и кончая пицитом (2Fe203-P205-9H20) и
азовскитом (3Fe203-P205 и Н20).
Щелочные и щелочноземельные металлы. Имеют большое
значение в питании растений, а кальций является регулятором
процесса торфообразования. Велика роль щелочных и
щелочноземельных металлов в аккумуляции и миграции гумусовых веществ
в торфяных почвах. Значительный интерес представляет познание
процессов взаимодействия этих катионов с гумусовыми
веществами. И. А. Хаинский (1936), И. Н. Антипов-Каратаев (1947) и
Л. Н. Александрова (1958) показали, что реакции между этими
катионами и водородом функциональных групп гумусовых кислот
протекают в строго эквивалентных количествах и обратимы. Эти
исследователи считают невозможным образование комплексных
соединений гумусовых кислот с катионами К+, Na+, Са2+ и Mg2+
вследствие полярного характера гумат-ионов и катионов,
вступающих между собой в гетерополярную связь. Считается, что
катионы К+ и Na+ не обладают способностью к комплексообра-
зованию, а Са2+ и Mg2+ участвуют в этих реакциях очень слабо,
да и то только с активными Комплексообразователями (этилен-
диаминтетрауксусная кислота). Однако, имеются работы,
указывающие на возможность образования комплексных соединений
гумусовых кислот с Са и Mg (Чувелева Э. А., 1962; Schnitzer M.,
Sckiner S, 1967).
В минеральных почвах щелочные и щелочноземельные
элементы входят в кристаллическую решетку первичных или
вторичных минералов, либо находятся в поглощенном состоянии. В
работах В. Н. Ефимова (1961, 1962, 1967, 1968), И. Н. Скрынни-
ковой (1961), Н. Н. Лиштвана, А. М. Мамцис, Н. В. Чураева
(1964), И. П. Вильгусевцна (1956, 1961), Ю. Т. Коробченко и
С. Т. Вознюка (1962), Ю. Т. Коробченко (1964), Ф. Н. Дудинца
(1968, 1969) проведено определение форм аккумуляции этих
элементов в торфяных почвах. Изучение первичных и вторичных ми-
108

нералов в торфяных почвах проведено Н. Ф. Ларгиным, Т. В. Тро-
шичевой (1966), М. В. Поповым и Т. В. Трошичевой (1968)„
К. И. Лукашевым (1971), Finney H. R., Farnham R. S. (1968).
Кальций. Роль кальция в процессах болотного
почвообразования очень велика. М. Флейшер (Fleischer M., 1922) показал,
зависимость между формирующимся типом торфа и содержанием
в нем кальция. М. Н. Никонов (1955, 1956) считает, что кальций,
регулируя почвенную кислотность, является и регулятором тор-
фообразовательного процесса. Корреляционное отношение между
величиной рН торфа и содержанием в нем Са2+ равно 0,84, а
между рН и содержанием Са2+ и Mg2+ 0,91 (Волорович М. ГЦ
1967). Кальций в значительно большей мере, чем другие
элементы, определяет направленность болотного
почвообразовательного процесса. Количество поступающего в торфяник кальция
определяет тип водно-минерального питания, а следовательно,
видовой состав болотной растительности определяет скорость
разложения торфообразователей и характер продуктов разложения.
Лучшая обеспеченность растений-торфообразователей кальцием
ведет к более интенсивной лх минерализации и гумификации, к
большему накоплению гумусовых и зольных веществ. Кальцию
отводится значительная роль в закреплении гумусовых веществ
в почвах. Познание форм аккумуляции кальция позволит глубже
вникнуть в особенности генезиса торфяных почв, а
следовательно, в разработку вопросов теории и практики известкования,
применения удобрений.
При изучении форм аккумуляции кальция мы определяли
валовое его содержание, кальций водорастворимых форм,
обменный, карбоната и гипса. Определение водорастворимого- кальция
проводилось в водной вытяжке, полученной при 5-минутом
взбалтывании и отношении торфа к навеске 1 : 100.
Вытеснение обменного кальция проводилось из навески торфа,
где предварительно были выделены водорастворимые формы
кальция. Торф многократно, до отрицательной реакции на Са2+,
обрабатывался 0,5 н. раствором КО или 1 н. NH4C1 с
последующей декантацией раствора. Непосредственное определение
водорастворимого и обменного кальция проводилось трилонометри-
ческим методом. Кальций карбоната рассчитывался по ССЬ,
определяемой по Кноппу, кальций гипса — по SO4, определяемому
в 0,2 н. солянокислой вытяжке из торфа. Необменный кальций
рассчитывался по разности между валовым количеством кальция
и содержанием других учтенных его форм.
Валовое содержание кальция в литосфере составляет 2,96 %
(Виноградов АГп., 1962). Содержание кальция в торфяных
почвах определяет тип торфа. Оно колеблется в очень широких
пределах— от 0,10% в верховых до 4—5% и более в низинных
высокозольных торфяных почвах (табл. 51, 52). М. Н. Никонов
(1955) считает, что верхний предел содержания СаО в низинных
нормальнозольных торфах (с зольностью до 12%) определяется
величиной 4,8%. При таком содержании кальция он способен
109

насытить все ионообменные группы в торфе (250—300 мг-
экв./ЮО г).
В верховых и низинных обедненных торфяных почвах
максимум кальция приурочен к самой верхней части профиля, что
свидетельствует о ярко выраженной биогенной аккумуляции его.
В низинных высокозольных торфяных почвах, обогащенных
карбонатом кальция, максимальное количество его приурочено к
средней части профиля (П. И. Минкина, 1963", К. И. Лукашев,
1971).
Подобное распределение кальция по профилю в низинных
торфяниках не связано с современными почвенными процессами, а
является реликтовым признаком, связанным со стадиями
развития послеледниковых ландшафтов. П. И. Минкина (1954, 1956,
1963) относит период карбонатного осадкообразования в болотах
к более теплому атлантическому периоду голоцена.
Исследованные нами низинные почвы характеризуются равномерным распре-
52. Фцриц аккумулящмГкальция в торфяных почвах
I Содержание Са, мг на 100 г сухого торфа
Глубина, см
0-8
8-20
20-40
40—60
60-80
80—600
0-10
10-20
20-40
40—50
50-60
60-80
0-8
8-20
20-40
40—60
60—80
80—100
100—120
0-8
8-20
20-40
40-60
60—800
80—100
100—120

водорастворимого
обменного
необмёниого
258,83
123,69
115,11
123,69
166,59
156,58
406,12
357,50
3^3,95
408,98
365,36
327,49
1151,86
1276,99
1243,38
1221,22
1155,44
1225,51
1176,89
2373,08
3362,64
4481,62
4872,72
4855,56
4866,29
4164,87
Верховая, болото «Горелый мох»
31 197,94 29,89
11 Не опр. Не опр.
29 91,67 —
34 77,32 12,37
37 107,46 22,13
34 121,37 1,21
Низинная обедненная
Болото «Чернореченское»
58 348,12 Нет
40 317,43 0,07
29 340,81 14,14
25 354,81 39,17
14 332,02 19,34
13 314,47 Нет
Болото «Сабское»
47 1104,15 0,71
22 1254,27 Нет
15 1199,07 29,31
15 1188,18 18,04
17 1138,44 Йет
15 П91,20 19,31
16 1459,50 1,39
Низинная типичная, болото «Литошицкое»
118 2252,90 2,18
104 3200,06 58,58
57 4188,96 235,66
45 4503,59 324,13
51 4636,57 167,99
46 4190,19 375,31
49 3740,50 375,31

делением кальция по профилю, что свидетельствует или о его
равномерном поступлении из известковых пород во времени, или
о перераспределении в толще почвы.
Исследования по формам аккумуляции кальция в торфяных
почвах (Ефимов В, Н., 1961, 1961а, 1962) показали, что во всех
яорм^льнозольных почвах независимо от ботанического состава
торфа и степени его разложения, кислотности, величины общей
зольности, качественного состава золы преобладающая часть
кальция находится в форме обменного иона (табл. 52, 53).
53 Содержание Основных форм кальций в торфяных почвах
Торфяная
почва
Верховая
Низинная
обедненная
Низиннай
типичная
Глубина»
см
0-20
60-80
170-200
0-10
40-50
0-10
35-45
0-5
5-15
15-2Q
80-90
0-10
30-40
80—90
рН солевой
вытяжки
3,0
3,4
3.4
4,7
4,7
3,4
2,4
6,6
6,5
6,6
6,8
6,8
6,8
6,8

Зольность, %
2,94
0,96
6,76
5,&Q
14,74
8,86
18,47
47,28
29,51
16,71
26,36
17,51
17,60
Содержание Са,
валового
0,20
0,13
0,21
0,27
0,18
6,18
0,27
3,20
2,10
2,36
4,38
5,95
5,48
4,47
сухого т
обменного
0,20
0,13
0,21
0,27
0,68
0,18
0,27
3,08
1,98
2,31
4,03
3,75
3,41
3,97
% на 100 г
орфа
гипса
Нет
»
»
»
»
»
а
Не опр.
»
Нет
0,04
0,01
0,02
0,49

карбоната
Нет
»
>
»
»
»
»
»
»
»
0,13
0,84
0,61
Цет
Количество водорастворимых соединений кальция возрастает
при переходе от торфяных почв верховых болот к почвам
низинных болот.
Однако если в низинных торфяных почвах доля этих
соединений составляет лишь около 1 % от валового его количества, то
в верховых торфяных почвах они составляют до 25 % от общего
его содержания. Наибольшее количество водорастворимых
соединений во всех торфяных почвах приурочено к самому верхнему
слою, что свидетельствует^) биогенном характере его
аккумуляции. Нахождение кальция в составе живого вещества защищает
его от выноса в условиях кислой реакции торфяных почв. По
мере отмирания растений и их минерализации значительная часть
водорастворимых солей кальция выносится из профиля торфяной
почвы, часть перехватывается новыми поколениями растений, а
часть переходит в обменное состояние.
В низинных высокозольных торфяных почвах с высоким
содержанием кальция некоторая часть его аккумулируется в форме
карбоната, а в торфах с высоким содержанием серы — гипса. По
мнению М. Н. Никонова, аккумуляция кальция в форме карбо-
111

ната возможна в высокозольных торфах при содержании СаО
свыше 4,8 % на сухой торф. В этом случае все группы
органического вещества насыщены кальцием, и создаются условия для
его аккумуляции в форме карбоната. Т. В. Трошичева (1968),
исследуя минеральные образования в торфах и болотных
растениях, обнаружила в них вторичный кальциевый 'минерал ви-
велит.
Вследствие того, что в торфяных почвах необменных форм
кальция очень мало, а процессы взаимодействия кальция с
гумусовыми кислотами носят характер солеобразования и
обратимы, существует возможность выноса кальция из профиля этих
почв. Следовательно, при культуре на торфяных почвах может
возникнуть необходимость в пополнении запасов кальция.
Известкование кислых торфяных почв нельзя рассматривать только
как прием по сдвигу реакции в начальный период освоения
почвы, оно должно быть систематическим с целью пополнения
запасов кальция.
На севере таежной зоны формируются бедные кальцием
торфяные почвы. Торфяные почвы с высоким содержанием кальция
имеют здесь ограниченное распространение и приурочены к
выходам известяков. На юге таежной зоны, и особенно в
лесостепной зоне, увеличиваются площади низинных торфяных почв,
богатых кальцием, вследствие лёссовидного характера окружающих
торфяники пород.
Магний. Наряду с кальцием является одним из элементов
питания растений. Известна его роль в биохимических процессах
в растении —он входит в состав хлорофилла. Валов_ое
содержание Mg в литосфере составляет 1,87% (Виноградов А. П., 1962).
Содержание магния в торфяных почвах определяется типом
торфа и в исследованных почвах колеблется от 0,02 до 0,54,% на
сухой торф. Как видно, содержание магния в почвах значительно
меньше,.чем кальция, что согласуется с распространением этих
элементов в литосфере вообще. Однако в торфяных почвах
верховых болот, находящихся в непосредственной близости от моря,
соотношение Ca:Mg может составлять 1:1. Увеличение
содержания магния в этих почвах связано с импульверизацией солей
с поверхности морей.
При исследовании аккумуляции магния мы определили
водорастворимые и обменные его формы в тех же вытяжках, что и
аналогичные формы кальция. Необменный магний рассчитывался
по разности между валовым содержанием магния и магнием в
виде определенных форм.
Наименьшее количество валового магния характерно для
верховой почвы, а наибольшее его содержание приурочено к
профилю низинных почв (табл. 54). В верховых и обедненных низинных
торфяных почвах максимальное содержание магния характерно
для самого верхнего слоя, состоящего главным образом из живых
растений, и является, следовательно, результатом ярко
выраженной биологической аккумуляции элемента живыми растениями-
112

54. Формы аккумуляции магния в торфяных почвах
—
Глубина, см
Содержание Mg, мг на 100 г торфа

водорастворимого
обменного
необмеяного
валового
Верховая, болото «Горелый мох»
0—8 6,0 86,0 Нет 91,66
8-20 3,7 52,3 0,08 56,08
20-40 2,8 21,2 0,12 24,12
40-60 2,0 26,0 Нет 27,74
60-80 2,8 29,2 » 31,96
80-100 6,0 - — 25,33
Низинная обедненная
Болото «Чернореченское»
0-10 Нет 145,8 54,40 200,20
10—20 » 96,0 Нет 95,27
20-40 3,0 30,2 » 33,16
40—50 2,0 22,7 16,30 41,00
Ю—80 ,1,2 4,7 92,39 98,29
Болото «Сабское»
0-8 12,0 169,0 89,14 270,14
8—20 Нет 118,9 27,03 145,93
20—40 2,0 120,0 2,82 124,82
40-60 2,0 115,0 1,79 118,79
60-80 2,0 79,2 30,96 112,16
80—100 3,0 101,0 34,69 138,69
100-120 3,0 172,5 Нет 167,63
Низинная типичная, болото «Литошицкое»
0-10 37,0 87,9 413,58 588,48
10—20 23,0 183,7 133,39 340,09
40-60 10,5 326,7 120,48 457,68
60-80 11,0 275,7 80,53 367,23
80-10Э 9,6 125,8 229,41 364,81
торфорбразователями. Она отчетливо прослеживается и в
низинной почве.
Во всех торфяных почвах преобладающей формой
аккумуляции магния является форма обменного катиона (в особенности в
почвах верховых болот). В обедненных низинных торфяных
почвах, имеющих значительно большую зольность по сравнению с
почвами верховых болот, магний аккумулируется и в необменной
форме. Особенно отчетливо увеличение содержания этой формы
магния наблюдается для нижних горизонтов низинных
обедненных торфяных почв, имеющих контакт с минеральной породой и
отличающихся повышенной зольностью. В низинных типичных
торфйных почвах значительная часть магния аккумулирована
также в необменной форме.
Магний входит в состав кристаллической решетки многих
минералов почвы, как первичных (слюда), так и вторичных (группа
монтмориллонита). Необменный магний в торфяных почвах,
очевидно, заключен в кристаллической решетке минералов,
привнесенных в толщу торфяной почвы с поверхностно-стоковыми вода-
113

ми и атмосферной пылью. Синтез вторичных глинистых
минералов в ходе болотного процесса почвообразования даже в
высокозольных торфяных почвах сомнителен.
Количество водорастворимых соединений магния нарисует от
торфяных почв верховых болот к торфяным почвам низинных
болот. Однакб S Процентах of валового количества магния эта
форма преобладает в торфяных почвах верховых болот. Это и
предопределяет значительные размеры отчуждения магния в
процессе перехода торфообразователей в торф. В этих условиях
растения могут страдать от недостатка магния как элемента
питания.
В низинных освоенных торфяных почвах растения также
могут испытывать недостаток магния как элемента питания. Если
отношение обменных Са: Mg в черноземах составляет 1:5, в
дерново-подзолистых почвах 1:10, то в низинных торфяных почвах
1:15, 1:25.
Калий. Является одним из основных элементов питания.
Валовое содержание калия в литосфере составляет 2,50 %
(Виноградов А. П., 1962).
Общее содержание калия в торфяных почвах очень низкое, а
в исследованных нами колеблется от 0,015 до 0,39 % на сухой
торф. Максимальное его количество приурочено к самому
верхнему слою, к живым растениям-торфообразователям и является
следствием ярко выраженной биологической аккумуляции.
Запасы калия во всех типах торфяных почв крайне низкие.
Валовые запасы калия составляют от 60 до 434 кг/га в слое
0—20 см, от 128 до 786 кг/га — в слое 0—60 см и от 180 до
1100 кг/га — в метровом слое торфяных почв (табл. 55). Эти
почвы намного беднее калием^чем минеральные. Запасы доступных
растению форм калия очень низки. После освоения торфяных почв
природных запасов калия хватает на создание не более двух-трех
урожаев. Следовательно, на торфяных почвах острая
необходимость во внесении калийных удобрений возникает с первого же
года сельскохозяйственной культуры, так как растения без этих
удобрений не дают урожая.
55. Запасы калия в торфяных почвах, кг К20 на 1 га
Слой почвы, см
Верховая,
.Горелый мох»
Низй-гаая обедненная
.Чернореченское"
,Сабскоев
Низилная,
„Литошйцкое"
0-20 60 187 298 434
0—60 128 659 452 786
0—100 183 — 548 1112
О формах аккумуляции калия можно судить по данным
табл. 56. Во всех подтипах торфяных почв калий находится
преимущественно в водорастворимой и обменной формах. Необменные
формы калия, а также калий, входящий в кристаллическую ре*
214

56, Формы аккумуладии калия в торфяных почвах
Глубина, см
0-8
8—20
20-40
4а—60
60-80
80-100
0-10
10-20
20—40
40-50
50—60
60—80
0-8
8-20
20—40
40-60
60-т80
80—100
100-120
о-ю
10-20
20—40
40-60
60-80
80-100
100-120

водорастворимого
Содержание К, мг на 100 г сухого торс
обменного
необменного
Верховая, болото «Горелый мох» -
40,51
6,64
2,07
3,89
2,85
3,11
7,54 146,17
7,57 28,12
15,31 3,37
20,68 0,33
15,91 0,33
11,58 0,25
Низинная обедненная
Болото
116,83
16,69
4,12
1,37
0,89
0,81
«Чернореченское»
29,21 97,96
12,54 62,07
4,97 31,58
5,03 37,60
3,59 87,65
5,50 124,00
рол ото «Сабское»
77,10
12,87
1,88
0,78
0,76
—
0,84
106,90 201,95
31,69 21,84
7,22 40,87
6,78 11,66
6,42 11,08
6,55 11,62
6,89 19,00
Низинная типичная, болото ^Литошицаое»
7,42
0,73
1,34
0,38
9,55
3,86
2,00
14,39 103,52
18,36 в,77
14,75 35,37
13,86 23,11
13,64 28,14
8,93 29,54
10,97
22,72
>а
валового
194,22
42,33
20,75
24,90
19,09
14,94.
244,00
91,30
40,67
44,00
92,13
130,31
385,95
64,40
49,97
19,10
18,26
18,26
25,73
125,33
117,86
51,46
37,35
42,33
42,33
35,69
шетку минералов, может реально существовать только в
заиленных- торфяных почвах или минералах, привнесенных на
поверхность болота с атмосферной пылью.
Максимальное количество водорастворимых соединений калия
сосредоточено в живых растениях-торфообразователях. После
отмирания растений калий может переходить в обменное
состояние, либо перехватываться новыми поколениями растений, либо
отчуждаться из почвенного профиля. Ниже живого слоя растений
большая часть калия находится в форме обменного катиона.
Наряду с существованием водорастворимых и обменных форм
часть калия аккумулирована и в необменной форме. Это
показано в работах И. П. Вильгусевич (1955, 1956, 1961), Ю. Т. Ко-
робченко и С. Т. Воэнюк (1962), Ю. Т. Коробчейко (1964),
И. Н. Скрынниковой (1961), В. Н. Ефимова и И. Н. Донских
<1966), Ф. Н. Дудинец (1969), 3. А. Хапкиной и А. С. Мееровско-
го (1980). Особенно велика доля необменного калия в высоко-
115

зольных заиленных почвах, имеющих значительную минеральную
часть, способную фиксировать калий.
В верховых торфяных почвах преобладающая часть калия
аккумулирована в водорастворимой и в обменной формах. Однако
в самой верхней части профиля калий может находиться и в
необменной форме. Подобная аккумуляция объясняется наличием
калийсодержащих минералов, привнесенных с атмосферной пылью
на поверхность торфяной почвы.
Количество атмосферной пыли на ранней стадии
формирования торфяников было значительно меньше. Количество необмен-
ного калия в нижних слоях этих почв ничтожно мало. В
низинных обедненных торфяных почвах, характеризующихся большей
зольностью торфа, значительная часть калия аккумулируется в
форме малоподвижных соединений и в обменной форме.
Количество водорастворимых соединений калия в этих почвах, за
исключением верхнего растительного слоя, очень мало.
В низинных типичных торфяных почвах доля необменного
калия достигает 60—80%, а обменного — только 30—35% от
валового количества. Однако подлинно необменный калий может
существовать только в пойменных или делювиально-заиленных
торфяных почвах, имеющих глинистые минералы, способные необ-
менно фиксировать калий. Во всех остальных торфяных почвах
так называемый необменный калий образуется во время летней
подсушки при взаимодействии с органическими коллоидами.
Характер такой фиксации калия непрочен и объясняется защитным
действием минеральных коллоидов, блокирующих растворимые
соединения калия с гумусовыми кислотами и переводящих их в
неподвижное состояние (Вильгусевич И. П., 1955). При
увлажнении торфа калий из этих соединений легко дефиксируется и
переходит в подвижное состояние. Само понятие необменный калий
для торфяных почв (исключая заиленные) условно.
Преобладающая часть калия в торфяных почвах, даже так называемого
необменного, легко переходит в подвижную форму, доступную для
питания растений.
Натрий. Натрий причисляют к балласту в растении. В то
же время для галофитов он необходим. Валовое содержание в
литосфере составляет 2,5% (Виноградов А. П., 1962).
Содержание натрия в большинстве торфяных почв очень низкое: от 0,016
до 0,083 % на сухой торф, меньше всего в верховых, больше в
низинных торфяных почвах.
В верхних слоях торфяных почв наблюдается отчетливая
.аккумуляция натрия. Природа этой аккумуляции неясна. Возможно
обогащение верхнего слоя торфа за счет импульверизации солей
в приморских районах. Не исключена и возможность «активного»
захвата натрия растениями и его биологической аккумуляции, так
как, при явном недостатке калия в растении натрий может
заменить его отдельные функции (оводненность клеток и др.).
Верхняя часть профиля всех почв обогащена водорастворимыми
соединениями натрия (табл. 57).
116

57. Формы аккумуляции натрия в торфяных почвах
Глубина, см
0-8
8-20
20-40
60-80
80-100
0-Ю
10-20
20-40
40-50
60-80
0—8
8-20
20—40
40—60
60—80
80—100
100-120
0-8
8-20
20-40
40-60
60-80
80-100
100-120

водорастворимого
Верховая
16,4
12,6
9,8
7,3
6,8
Содержание Na, i
обменного
иг на 100 г торфа
необменного
, болото «Горелый мох»
13,3
1,6
7,5
11,5
9,4
Нет?
7,32
4,22
4,94
—
Низинная обедненная
Ёолото
9,5
27,4
14,8
6,1
3,4
«Чернореченское»
19,7
Нет
—
9,3
2,9
12,35
—
3,75
2,41
11,51
Болото «Сабское»
20,9
14,3
11,1
7,7
4,5
4,0
5,1
34,7
Нет
»
»
2,7
2,7
1,6
27,50
51,74
42,32
13,82
14,12
14,82
29,66
Низинная типичная, болото «Литошицкое»
21,0
9,7
7,3
7,9
9,3
11,4
11,3
0,8
9,4
8,8
6,3
4,9
1,4
1,7
30,88
15,77
33,61
32,55
31,06
33,20
33,00
валового
35,62
21,52
21,52
23,74
15,58
41,55
20,03
18,5,5
17,81
17,81
83,10
66,04
53,42
21,52
21,52
21,52
36,36
52,68
34,87
49,71
46,75
45,26
46,00
46,00
Дундас Самес (Dunjias Sames, 1960) пишет, что при~удобре-
нии ряда культур (сахарная свекла, хлопчатник, кормовые
корнеплоды, капуста) половина нормы калия может быть заменена
натрием без снижения урожая, а дополнительное внесение
натрия на фоне калия, по его данным, может увеличивать урожай,
на 15—30%.
В верховых торфяных почвах основная часть натрия находится*
в форме водорастворимых соединений и обменного катиона.
Значительная часть его в этих почвах аккумулируется в форме
необменных малоподвижных соединений, входящих, очевидно, в
состав минералов, привнесенных с атмосферной пылью. Природа
необменных форм натрия неизучена.
В низинных обедненных и низинных торфяных почвах
основная часть натрия находится в необменном состоянии при
значительном содержании водорастворимых и обменных его форм.
Сера. Среднее содержание серы в нормальнозольных
верховых торфяных почвах составляет 0,3—0,5%, в низинных — 0,2—
0,8 % SO3 на сухой торф. Количество серы резко увеличивается
117

(до 2—5%) в торфянику приморских районов* а вдутри
континента— на границе с сульфатсодержащими породами. По дан%
ним И. И. Лиштвана и Н. Т. Короля (1975), в нормальнозольных
торфах большая часть серы (до*77%) входит в состав
органического вещества, сульфатная сера составляет 11—15 %,
сульфидная— 8—11%. Минеральные соединения серы в форме
сульфидов аккумулируются в нижреЦ части профиля почв (зона
восстановления). При взаимодействии сероводорода с двухвалентным
железом образуется сульфид железа, не растворяющийся в воде
и имеющий вид черного осадка. Количество сульфатной серы
увеличивается в низинных, особенно высокозольных, торфяных
почвах.
Формы аккумуляции микроэлементов
Опыт освоения торфяных почв показал большую роль
микроэлементов. Обнаружилось, что их недостаток или избыток в почве
приводит к «страданию» растений и заболеваниям животных и
человека.
Валовое содержание микроэлементов в торфяных почвах
колеблется в зависимости от типд почвы и геохимической области
в широких пределах- Си — от 1,5 до 61,0; Zn — от 2,5 до 42,1;
Мп — от 31,0 до 1400 мг/кг сухого торфа (Прнемская С. Е., 1969).
Валовое содержание того или иного микроэлемента в почве
довольно часто не дает представления о количестве подвижных,
доступных для растений его форм. Однакр данных по формам
аккумуляции микроэлементов в торфяных почвах еще
недостаточно.
В минеральных почвах микроэлементы входят в состав
кристаллической решетки минералов (Мп, Си), находятся в форме
легко- или труднорастворимых солей (Мп, Си, Со, В), в форме
обменных катионов (Мп, Си, Zn, Co) или дают внутрикомплексные
соединения — хелаты. Торфяные незаиленные почвы не содержат
глинистых минералов, зато имеют огромное количество
органического вещества. В этих почвах преобладают внутрикомплексные
формы микроэлементов с органическими хелатообразующими
веществами. Способностью образовывать хелаты обладают не
только гумусовые кислоты, но и неспецифические органические
соединения: дикарбоновые и уроновые кислоты, аминосахара, амины,
полифенолы. Хелаты состоят из центрального иона металла (М)
и скоординированных вокруг него органических или
неорганических молекул или -ионов, которые называются лигандами.
Вследствие того, что в ^елатах с центральным ионом металла
взаимодействуют две или более донорных^рупп одной молекулы лиган-
да, эти соединения дают кольцевые структуры, замкнутые
координационными связями концевых атомов:
С Оч / NH2 СН2
ПгС Н2Х Х О -С ^ 0
118

Различные металлы образуют хелаты неодинаковой ^етойчи-
востги. Наиболее устойчивы хейаты Си, наименее--Мп. По
устойчивости хелатных соединений металлы располагаются в виде
следующего ряда: Си, Са и Zn, Fe, Mn, Mg (ряд Миллера и
Мели). Хелатам отводится большая роль в аккумуляции ряда
микроэлементов. А. А. Ковда (1953) показал, что содержание
микроэлементов связано с количеством гумуса в почвах. Ф. Хи-
мес и С. Барбер (Himes F., Barber S., 1957) указывают, что
основная роль в связывании металлов принадлежит органическому
веществу почвы (разрушение последнего Н202 уничтожило
способность почвы связывать цинк). Т. В. Дроздова (1963) считает,,
что накопление редких и рассеянных элементов в почве
происходит вследствие высокой комплексообразующей способности гуми-
новых кислот.
Комплексная природа соединений меди в торфах доказана
С. М. Манской, Т. В. Дроздовой и М. П. Емельяновой (1958„
1960, 1961). Они показали, что природные соединения меди с гу-
миновыми кислбтами, выделенными из торфов, при
электрофорезе на бумаге передвигались в сторону анода, как и гуминовые
кислоты, не содержащие Си.
В табл. 58 приводятся данные валового содержания и
подвижных форм микроэлементов в торфяных йбчвах. В исследованный
нами почвах определение Микроэлементов проведено, по методике
Г. Я. Ринькиса (Пейве Я. В., Ринькис Г. Я., 1959; Ринькис Г. Я.у
1963).
Медь. Значение меди для плодородия торфяных почв
выявлено наиболее полно. В большинстве торфйных почв валовое
содержание меди составляет не более 10—20 мг на 1 кг почвы. Па
данным И. Ф. Ларгина с сотрудниками (1979), среднее
содержание меди в торфах европейской территории СССР составлйет ft
низинных 6,6 мг/кг, переходных — 6,1 мг/кг, верховых —2,5 мг/кг,.
а пределы колебаний по типам — соответственно от 0,3 до 85,2t
от 0,2 до 42,0; от 0,1 до 28,3 мг/кг. Содержание меди изменяется
не только по типам торфа, но и по Геохимическим областям:
максимальные количества меди в торфах верхового типа (20 мг/кг)
сосредоточены в районах Мещерской низменности, Украины и
Заволжья; повышенное содержание меди в торфах переходного
типа (40 мг/кг) обнаружено в Кольско-Карельской и Средйей тор-
фяно-болотных областях; максимальное количество меди в
торфах низинного типа обнаружено в Средней и Черноземной тор-
фяно-болотных областях. Медное голодание объйсняётся как
меньшим содержанием валового количества меди на этих почвах па
сравнению с минеральными (Д. И. Иванов, И. Д. Седлицкий^
1946; А. П. Виноградов, 1957), так и малой ее подвижностью
(И. Н. Антипов-Каратаев, 1947; Д. И. Иванов, 1950; А. П.
Виноградов, 1957).
Низинные типичные и обедненные торфяные почвы содержат
больше меди (15—20 мг/кг), чем верховые, — 7—10 мг/кг
(табл. 58). Однако валовое количество меди не дает
представлена
1

^
со
со
о
•"-ч
«г
я
CQ
О
Ч
S
«J
д
а
м*
о
е
ев
•е-
тор
ь
tt
*£*
S
ф.
S
«а
Я"
о
G
X
3
S
0?
■е-
о,
о
н
BQ
Ш
8
г
<о
5
с
Я
S
«>
я
3
*
А
ф
s
о
V
об
*о
о
О
ОДВИЖНЬ
в
*
о
ч
ее
п
_! i
в
S
«в
S
(0
*
в
оа
ее
09
' |
Г
<в
а
8
S
ю
з
в
«В
о
оа
2
ч
ее
п
Li i
03
•в
Я!
1
оа
S
—
«
09
о
ч
ее
п
_ 1
а
N
•в
з
в
1
о\
В
«В
о
09
§
ч
ее
и
_J 1
1
в
ее
в
N
в
09
§
в
8
оа
о
ч
се
09
ее* 1
X 1
В S
Ю о
>»
Ч 1
U
1
Ю Ь-т** СО тН
| ooeNii-не^
ооооо
бооооо
'а
85??
ю оююю о
OOlOOOOOCSCN
о оо
S
3 i-Tcio
I
л со со со со •—» *-*
g юсо^ююсосо
§ оооооо
ООООООО
hOOOOOW
iOSiO^SiOO
ОО^СМ^^еМю"
CO N Tf- Tf CO CO tNi
ЮОООООЮ
00 Ю 8 8 8 Ю 00
rH^rHHr-t^H
S32888&
ooo©"o
ooo"o"oo"
о о оо
юююь-ь»
СО 00 \0 СО СО
оооооо
оооююю
ЮЮЮСМС*е*
CN ГО» СЧ г-• г-» 1—1
*Т Г-• 1-Н 1-Н Т—I Q ^
о6о"о66о
О ^t4 "* ^ ^ СО
ooooo"cs?
OONOO
ою
союю
ОС* 00
ю<мюст>сч
ООООООО
Ю1Г '
eiS!
)ЬЮЮСО
&fe£2fe L
t-^ю ою ою
^"сч^со^со"
О ЮЮОЮ'Ф СО
5 (NCNCOCN05CO
о •> * •* ~ * -
^ г-н г—I О»—» О О
§•
K8288S
ооооЪ"о
ocjoiooocq
ю"ю iocncJcn
^"cSCNCNCOCo"
оюю оюю
I I I I I I
O00 OQOQ
СЧ^СОО
о
w
о
о» s
s*
a! tr
r§ a*
о ч
1*
о
о
ООООООО ООООО
юо^оо^ююо
^f ^ со ^ со со со
гн гн гч Р< i-i 1-н VQ
со со со t^* со со о
ОООнОО си
со оо гр оо-^ ю \о
сооо^оослс^ о
Он ОнОн си
X
оюоююоо
о d^Mcicsw
«
о
ю
CJ СО^ОО^СМ
V I COO^C^N
О О»—' О»—•
»88
§ о^о"
3
о
о
Е-
о
о оооо
*о coco
оГоо"'
|88
«OONS
h<N<NOO
ооо~оо
ююоою
Ясосою^со
боЪ'но
юоою«^ю
t^COtNcNCM
1—• СЯ СО CN т-1 СЧ В{ гннС0О5НгНгн
ююоооъсосл о
ooodooo"
юооос^союю
^сооо^о^о^о
со" ю" оо" оо" О со" ^
Ю01НЮМО О
ts. Ю «-и CN СО СМ О
I—• Г-11-Н 1—• Г-4 Т-Н CN
ОООООО t<
г-*СМ^ЮСО00 О
I I I I I I §•
о о о" о" о"
а»
j§ йсож
оо
Я8Я88
ооооо
t>TcsTcN
oo"t>
OCNCNCNO
^COrHi-HfH
owo^qio
ОнЮМON
г5^ММ»нГ
о
OOQOCM
00 CS"^ CO 00 г-i
1 I 1 III
O008?S8
COOOCN Я!'^!^^
,-ZrSrSciCN CO ^
ooo оою о
о л
00 н "^ CO 00 ^-* О
1111118*
O008?SSc
120

ния о степени обеспеченности растений этим элементом.
Подвижность меди возрастает при увеличении кислотности торфяных
почв, достигая максимальных величин при рН ниже 4,5 (При-
емская С. Е., 1969). Содержание подвижной меди по отношению
к валовому ее количеству составляет от 7 % в низинных торфяных
почвах до 48 % в верховых.
Исследованные низинные типичные слабокислые торфяные
почвы болота «Литошицкое» с большим содержанием валовой меди
имеют самую низкую обеспеченность подвижной медью. В кислых
верховых и низинных обедненных почвах с меньшим содержанием
валовой меди обеспеченность подвижной медью большая.
Низинная обедненная торфяная почва болота «Чернореченское»
характеризуется как среднеобеспеченная подвижной медью.
Снижение подвижности меди в слабокислых низинных почвах
происходит вследствие усиления процессов ее .комллексообразо-
вания с органическим веществом и большей прочности хелатов.
Ф. Бродбент и И. Отт (Broadbent F., Ott J., 1957) показали,
что способность к комплексообразованию меди с фульвокислота-
ми понижается с увеличением кислотности. Ими установлено, что
при рН 5,5 происходит максимальное связывание меди в металло-
органические комплексы. С. М. Манская, Т. В. Дроздова и
М. П. Емельянова (1958) и М. П. Емельянова (1961) показали>
что оптимальная зона связывания меди гуминовыми кислотами
торфов определяется в границах рН порядка 2,5—3,5, а фульво-
кислотами — около 6. Слабая гумифицированность верховых
торфяных почв, их высокая кислотность являются причинами,
ограничивающими размеры комплексообразования меди с
гумусовыми кислотами, что и приводит к более высокой подвижности меди
в этих почвах по сравнению с низинными торфяными почвами.
Цинк. Среднее содержание цинка в торфах европейской
территории СССР составляет: низинный тип— 19 мг/кг; переходный —
23,1 мг/кг; верховой — 26,4 мг/кг с соответствующим колебанием
по типам —от 1,3 до 193,3; от 2,0 до 275,3; от 1,7 до 513,3 мг/кг.
Повышенное содержание цинка обнаружено в верховых торфах
Вятско-Камской области и в низинных Кольско-Карельской,
Северной и Вятско-Камской областей; максимальное — в торфах
Уральской области (Ларгин И. Ф. и др., 1979). Исследованные
нами торфяные почвы очень бедны как валовым цинком, так и
его подвижными соединениями. Понижение кислотности почвы
приводит к увеличению подвижности цинка, а следовательно, и к
повышению его миграционной способности. Наиболее
благоприятные условия для миграции создаются при рН ниже 5,5. По
содержанию валового цинка исследованные нами кислые торфяные
почвы верховых болот значительно уступают слабокислым почвам
низинных болот (2,5—5 мг/кг в верховых и низинных обедненных
почвах по сравнению с 7,5 мг/кг в низинных). Однако по
содержанию подвижного цинка все исследованные почвы относятся к
бедным.
121

Кобальт. Среднее содержание кобальта в торфах европейской
част СССР составляет: низинный тип — 2 мг/кг; переходный —
1.5 Мг/кг, верховой — 0,8 мг/kf, а пределы кощбацпй по типам
торфа составляют от 0,3 до 18 мг/кг в низинных и от 0,1 до
11,2 мг/кг в верховых. Наибольшее количество кобальта
обнаружено в низинных торфах Кольско-Карельской, Средней н Вятско-
Камской торфяно-болотных областей (И. Ф. Ларгин и др., 1969).
Большинство торфяных почв, в том числе и исследованные нами,
бедно валовым кобальтом и его подвижными формами.
Содержание валового кобальта в подстилающих минеральных породах
значительно больше, чем в торфяных почвах, в то время как
почвы содержат больше подвижных его форм, чем породы. Среднее
содержание подвижного кобальта в торфяных почвах СССР
составляет: верховые — 0,26 мг/кг; низинные обедненные — 0,5 мг/кг;
низинные типичные — 0,89—0,90 мг/кг (Дубикоцский Г. П., 1981).
Известкование кислых почв снижает доступность кобальта для
растений. О. К. Кедров-Зихман и Р. Е. Розенберг (1957)
указывают на положительное действие кобальтовых удобрений на
торфяных почвах.
Бор. Содержание валового бора в торфяных почвах
колеблется в широких пределах (от 0,6 до 5 и более мг/кг). М. К. Ката-
лымов (1965) показал, что обеспеченность торфяных почв
подвижным бором возрастает с увеличением степени разложения
торфа. Бор. с органическим веществом образует комплексные
соединения. Обычно низинные торфяные почвы содержат больше бора,
чем верховые. Подвижность бора в кислой среде увеличивается,
а в нейтральной и щелочной он малоподвижен. В исследовацных
нами почвах не обнаружено значительные различий в
содержании валового количества бора и водорастворимых его форм как
по типам торфяных почв, так и в пределах каждого отдельного
почвенного профиля. По обеспеченности подвижным бором
верховая торфяная почва болота «Горелый мох», низинная
обедненная почва болота «Сабское» относятся к среднеобеспеченным, а
низинная типичная почва болота «Литошицкое» и низинная
обедненная почва болота «Чернореченское» бедны им. По данным
Г. П. Дубиковского и В. Н. Крештановой (1981), максимальное
содержание подвижного бора (12,67 мг/кг) приурочено к
низинным торфяникам, а минимальное (0,87 мг/кг) — к верховым.
Молибден. Содержание молибдена в торфах европейской
части СССР составляет: низинный тип—1,7 мг/кг; переходный —
1.6 мг/кг; верховой — 0,6 мг/кг с соответствующими
колебаниями по типам —от 0,1 до 6,7; от 0,2 до 2,0; от 0,1 #о 3,5 мг/кг.
Повышено содержание молибдена в Средней торфяно-болотной
области, на Приволжской и Средне-Русской возвышенностях
(И. Ф. Ларгин и др., 1979), Исследованные нами низинные
торфяные почвы содержат несколько больше валового молибдена
(3—4 мг/кг) по сравнению с верховыми (1,7—3 мг/кг). В
низинных обедненных торфяных почвах в содержании валового
молибдена и подвижных его форм наблюдаются значительные колеба-
122

ния — от 1 до 4 мг/кг. Большинство торфяных почв, в том числе
и исследованные нами, бедно подвижными формами молибдена.
Особенно малой обеспеченностью молибденом отличаются кислые
торфяные почвы. Известкование способствует повышению его
подвижности. Йа кислых почвах при малом содержании
молибдена применение молибденовых удобрений дает большой
положительный эффект (Йейве Я. В., 1961).
Марганец. Торфяные почвы характеризуются высоким
содержанием марганца (Тойкка Ж. А., 1962). Содержание марганца
в торфах европейской территории СССР составляет: в низинных —
от 20 до 7800 мг/кг; в переходных — от 5 до 320 мг/кг; в
верховых— от 1,5 до 292 мг/кг. Более высокое содержание марганца
обнаружено в Кольско-Карельской, Вятско-Камской и Уральской
болотных областях. Содержание марганца в торфах Волго-Ураль-
ской провинции в 8 раз больше, чем на Северо-Западе (Лар-
гин И. Ф. и др., 1979).
Обычно подстилающие минеральные породы содержат
меньше марганца, чем торфяные почвы. Кислые воды таежных
ландшафтов, обедненные кислородом и богатые растворимым
органическим веществом, способствуют восстановлению марганца и
интенсивной его миграции.
Исследованные нами низинные торфяные почвы, имеющие
грунтовый тип питания, содержат наибольшее количество как
валового марганца (до 1750 мг/кг), так и подвижных его форм
(125—250 мг/кг). По содержанию подвижного марганца они
относятся к высокообеспеченным. Верховые торфяные почвы
характеризуются меньшим содержанием марганца (190 мг/кг валового
и 30 мг/кг подвижного). Содержание подвижного марганца в них
низкое. Максимальное количество марганца во всех торфяных
почвах приурочено к верхнему слою, что свидетельствует об
осаждении последнего в аэрируемой части профиля. В кислых
торфяных почвах высокое содержание подвижного марганца может
оказывать токсическое действие на растение. Марганец обладает
слабой способность к хелатообразованию, а следовательно,
значительные его количества в торфяных почвах находятся в
подвижной форме, доступной для растения.
Известкование торфяных почв и улучшение их аэрации акь
собствуют снижению подвижности марганца.
Содержание микроэлементов в торфяных почвах зависит от
геоморфологического окружения торфяника, состава пород
минерального ложа, площади водосбора, направления водных
потоков в нем и удаленности от минерального берега (Сапрыкин Ф. Я.„
Свентиховская А. Н., 1965; Ларгин И. Ф., 1966; Приемская С. Е.,
1969). В низинных торфяниках валовое количество
микроэлементов и подвижных форм возрастает при переходе от торфяников с
песчаным окружением к торфяникам с окружением глинистым,
уменьшаясь при удалении от «минерального берега» и от
направления водных потоков в торфянике. Эти данные свидетельствуют
о необходимости тщательного отбора почвенных образцов.
123:

Глава 5
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ
ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА БОЛОТНЫХ ВОД
НА ЕВРОПЕЙСКОЙ ТЕРРИТОРИИ СССР
Взаимосвязь минерализации и состава вод
с типами болот'
Условия водно-минерального питания определяют развитие
болота и служат основой для классификации болот, торфяников и
торфяных почв. Если роль вод в болотном почвообразовании об-
щепризнана, то химический состав их изучен менее, чем состав
самих торфяных почв.
A. В. Пичугин (1947, 1958), проводя изучение химического
состава торфов и питающих торфяник вод, показал, что
критерием для определения типа минерального питания болота может
быть содержание в болотных водах кальция, магния, железа и
гидрокарбоната. Содержание их в водах и торфах уменьшается
по мере перехода от низинных торфяников к верховым.
Количество сульфатов, хлоридов, кремнезема очень
непостоянно в болотных водах каждого типа торфяника, и его нельзя
принимать за основу при определении типа, минерального питания.
Главная роль принадлежит кальцию. Зависимость между
формирующимся типом торфа и содержанием в нем кальция было
отмечено М. Флейшером (Fleischer М., 1922). М. Н. Никонов (1956,
1960) считает, что кальций, снижающий почвенную кислотность,
следует рассматривать как регулятор торфообразовательного
процесса.
П. П. Воронков (1951, 1963) установил, что минерализация пбч-
венно-грунтовых вод верховых торфяников очень незначительна
(4—5 мг/л). В составе катионов б водах преобладает Са2+, а из
анионов — SO42-; источником минеральных веществ в них
являются атмосферные осадки, содержащие ионы SO42- и С1~, и сам
торф. Высокая концентрация ионов водорода связана с
содержанием органических кислот.
С. Н. Тюремнов и И. Ф. Ларгин (1966) установили, что
химический состав торфов и болотных вод определяется
географическим и геоморфологическим положением болота. Даже на
верховых болотах атмосферного типа питания минерализация
болотных вод увеличивается с севера на юг СССР. Это связано с
возрастанием минерализации атмосферных осадков и усилием
процессов разложения самого торфа в данном направлении.
B. М. Дроздовой с соавторами (1964) установлено, что
минерализация атмосферных осадков в европейской части СССР
возрастает с северо-запада (10—15 мг/л) на юго-восток (до 25 мг/л).
Поэтому даже на верховых торфяниках, где приток грунтовых
вод исключен, минерализация болотных вод возрастает от 4—
14 мг/л в Ленинградской области до 26—44 мг/л в Калининской
и Московской областях (Тюремнов С. Н., Ларгин И. Ф., 1966)
124

По данным С. Н. Тюремнова и И. Ф. Ларгина (1966),
химический состав вод неоднороден даже в пределах одного верхового
торфяника. В связи с тем, что интенсивность процессов
разложения торфа на верховом болоте возрастает от центра к окрайкам,
это приводит к увеличению минерализации почвенно-грунтовых
вод в этом направлении.
Общая минерализация и химический состав вод низинных
болот формируются под влиянием почвенно-грунтовых вод
элювиальных ландшафтов. Минерализация почвенных растворов
возрастает по мере продвижения с северо-запада на юго-восток
европейской части России (Захаров С. А., 1906). Это отражается на
минерализации вод низинных болот. Она возрастает с севера на юг
европейской территории СССР и составляет 135—150 мг/л в
Карелии и Ленинградской области (Синькевич Е. И., 1984;
Ефимов В. Н., Ефимова 3. С, 1972); до 350 мг/л — в Московской и
340—950 мг/л — в Брянской области (Тюремнов С. Н., Лар-
гин И. Ф., 1966); от 200 до 700 мг/л — в Белоруссии (Лупино-
вич И. С, Голуб Т. Ф., 1958; Ипатьев В. А., Смоляк Л. П., Блин-
цев И. К., 1984); 600—1200 мг/л — в лесостепи и Полесье
Украины (Вознюк С. Т., 1969;, Трускавецкий Р. С, 1984). Отмеченная
закономерность нарушается при напорном питании низинных
торфяников. Химический состав вод низинных болот зависит и от
литологического состава пород, окружающих торфяник.
Многие стороны генезиса болотных почв могут быть вскрыты
при изучении баланса ионов в системе атмосферные — почвенно-
грунтовые — стоковые воды, так как этот метод дает
возможность проследить за обменом веществ и энергии в системе раз--
личных ландшафтов. А. Ф. Цыганенко (1962) впервые
предпринял попытку уточнения ионного баланса на примере верхового
болота Карельского перешейка «Ляммин-Суо». Сопоставив
химический состав атмосферных осадков, болотных вод, болотного
озера и реки Сестры, он установил, что из верхового торфяника ионы
кальция и магния выносятся в больших количествах, чем
поступают с атмосферными осадками. Дополнительный источник этих
элементов, по мнению А. Ф. Цыганенко, заключен в атмосферной
пыли, попадающей на поверхность болота не с дождями и
снегом, а в твердом состоянии и растворяющейся в кислых водах
болота.
К сожалению, литературные источники по химическому
составу болотных вод приводят однолетние данные, а иногда и разовые
определения, тогда как для более полного выявления
закономерностей формирования химизма болотных вод и для балансовых
расчетов необходимы многолетние наблюдения. Нами в течение
6 лет исследовался химизм вод ряда торфяных почв
Ленинградской области (Ефимов В. Н., Ефимова 3. С, 1972, 1973). Воды
на анализ брались на площадках в центре болота из свежевы-
копанных прикопок по сезонам года в середине мая, июля,
октября.
125

Состав вод верховых болот
Уровень почвенно-грунтовых вод верхового болота за годы
наблюдения находился в мае на глубине 12—23 см, июле — 40—
50 см, октябре — 20—27 см. Общая среднегодовая минерализация
вод верхового болота «Горелый мох», высчитанная по сумме
ионов за указанные месяцы, составила 11 мг/л. Аналогичную
минерализацию имеют воды других верховых болот Ленинградской
области (Воронков П. П., 1951, 1963; Тюремнов С. Н.,
«Партии И. Ф., 1966; Цыганенко А. Ф., 1962). Как атмосферные, так и
почвенно-грунтовые воды верховых болот характеризуются кислой
реакцией (рН атмосферных вод 4—5,2, почвенно-грунтовых-^
3,6-4,2).
Величина общей минерализации вод верховых болот очень
мала и весьма близка к минерализации атмосферных осадков в
этом районе. Ионный состав болотных вод имеет очень большое
сходство с ионным составом атмосферных вод (табл. 59).
Известные своей мягкостью воды реки Невы, взятые на анализ у села
Ивановского, что по течению выше Ленинграда, имеют большую
минерализацию, чем воды верховых болот.
Как в атмосферных, так и в почвенно-грунтовых водах среди
катионов преобладает Са2+, & среди аниойов — S042". Это
свидетельствует о генетической связи атмосферных и
почвенно-грунтовых вод верховых болот, об обусловленности состава почвенно-
грунтовых вод химическим составом атмосферных осадков. Одна-
' ко содержание ионов Са2+, Mg2+ и Na+ в почвенно-грунтовых
водах верховых болот значительно выше, чем в атмосферных
осадках. Очевидно, источниками этих элементов являются не только
-ионы, попавшие на поверхность болота с дождем и снегом, но
и минералы эоловой пыли, разрушающиеся в условиях резкокис-
лой среды болотных вод и торфяных почв. Поступление в
болотные воды Са2+ и Mg2+ связано также с процессами
минерализации растений-торфообразователей.
Среднегодовое содержание ионов S042""", N03~, NH4+ и К4"
несколько больше в атмосферных, чем в болотных водах.
Потребность растений в элементах питания на верховых торфяных
почвах столь велика, что значительная часть этих ионов, поступившая
из атмосферы, быстро усваивается вегетирующими растениями, а
часть NH4+ и К4* поглощается торфом. Источником хлора
являются атмосферные осадки; в прибрежных морских районах они
характеризуются повышенным содержанием хлора (Lag I., 1963),
но гораздо меньшим, чем в окрашенных органическим веществом
болотных входах (табл. 59). Содержание иона НСОз~ в болотных
водах при рН<4 крайне незначительно вследствие высокой
концентрации ионов водорода, а следовательно, и малой диссоциации
Н2СОз. Генетическое сходство атмосферных и болотных вод
верховых торфяных лочв подтверждается и порядком распределения
в них ионов:
126

s
I
s
s
4
a>
Я
о
»• a
О)
§з
go.
i §
&2
IS
II
ш ■
85
о tt
о
о
04
I со
О
О
X
о
2
+
+
+
с*
ев
О
+
■в
S
OS
to
о
ю ю _
Э СО Ю
О т-н
£
~. I
о
СМ Ю СМ^
о о 1-Г
ю
Тр 00
CD 00^ CD
о «-Г осГ
Ю г-н
о о
О О оо
со _ со
§5
я
pa
* .2
О) Д
5 ^ °*
Он CU "w
£ я
f «а
о Й Я
2 о я
S ч ?
I- О О)
о
W
о
й
о
га
43 3
ч
«S
*ч
lis
ч о?:
,2<
о ~
SI-
SI
IS
"t
§1
fi
s
ca «=(
О G<
is
о о
° s
я g
"В §
Su
* as*-'
i <
sfco"
ф 4) О
OS
о
в
о
о
о
2
IL,
+
+
+
о
+4.
a:
2
+
\6
£ 5
& S
a ^ во as
CM Oi —i CO
CM CN CO О
о о о
8 8
1-" "* О О
СО СМ •+ СО
^ О Oi W
ь^ яа ** <р
СО С75 СО СО
о о" о о
8 * 8 8
н N СО О
о
*ч
о
Бол
^
СО
3
о
СМ
О
СМ
Г-Н
О
СО
ю
о
00
00
г—1
г*
t—<
О
-о
со
СМ
S5
О
о
СО
(N
СО
о
ю
ю
о
см
со
Г-Н
О
'о
S
см
S?
о
о
СО
см
со
т-н
о
С5
о
ор
см
СО
о
&
^
СО
о
о
^3*
1—1
Г-Н
о
5
о
s
т—•
о
1—1
о
*5$
уче
».
•а
3
En
ОЛО
«5
00
ю
со
S?
о
со
О
т-н
8
со
о
о
о
гЛ
СМ
9 9
©
15
т-н
аз
СМ
СО
,__
СО
о
о
см
»-н
СО
со
см
S)
о
со
ю
со
ю
о
3
см
8
о
8
•—•
см
см
СО
со
1—1
о
S
t^
СО
о
о
^
г-н
r-i
о
со
со
о
о
со
со
см
ю
о
см со t^ со
СМ СО *-н г-н
о о о
О т£ t^i СО
ь, со со о
CN S Ц СМ^
о о о о
ю ^ со оо
t^ со ю оо
о о
о
и
о
и
о
и
<1>
я
KJ
D
Он
и
СЗ
S
л
2
S
Он
\о
ктя
О
а>
о
&
о
с*
О
и-
<и
я
«=с
0)
CU
О
9§
S
л
ч
2
S
Он
о
О
127

Катионы Анионы
Атмосферные осадки
Ca2+>NH4+>Na+>K+>Mg2+ S042->HC03->Cl-> N(V
Почвенно-грунтовые воды верховой торфяной почвы
Ca2+>Na+>Mg2+>K+>Fe2++Fe3+>NH4+ S042->Cl->HC03->N03->
>н2ро4-
Стоковые воды
Ca2+>Mg2+>Na+>Fe2++Fe3+>NH4+>K+ S042->Cl->HC03->NQ3->
>H2P04-
Сумма катионов в болотных водах во все сроки наблюдений
выше суммы анионов. Этот дицбаланс Д. Беллами объясняет
присутствием в водах большого количества органических анионов,
не подвергающихся анализу (Bellamy D. L, 1968). Баланс анионов
и катионов в работах многих авторов объясняется тем, что во
времена, когда не было точных приборов по определению К+ и
Na+, содержание последних определялось методом расчета, а не
анализа.
Сезонная динамика минерализации атмосферных осадков и
содержания отдельных ионов выражена слабо и нечетко как по
годам, так и сезонам года (Дроздова В. М. и др., 1964), Ее
наличие мы объясняем не только различным по годам и сезонам
года количеством выпавших атмосферных осадков, но и биоген-
ностью почв. Содержание в болотных водах таких биогенных
ионов, как К+, NH4+, NO3-, Н2РО4-, уменьшается от весны к осени
за счет интенсивного потребления их живыми растениями и вновь
увеличивается следующей весной (табл. 60). Содержание иона
S042" подвержено значительный* колебаниям и зависит от
степени промышленного загрязнения атмосферы серой.
Содержание углерода в атмосферных осадках составляет
около 3 мг/л (Скопинцев Б. А. и др., 1971), а в водах реки Невы —
8 мг/л (Семенов А. Д. и др., 1966), тогда как среднегодовое
содержание углерода в почвенно-грунтовых водах верхового болота
«Горелый мох» составляет 28 мг/л (табл. 61), отчетливо
изменяющееся по сезонам: минимальное его количество приурочено к
весеннему периоду, когда процессы разложения органических
остатков заторможены, а воды разбавлены за счет весеннего
снеготаяния; максимальное — к летне-осеннему. Динамика содержания
углерода по годам связана с различиями в гидротермических
условиях, а следовательно, и с различной интенсивностью процессов
разложения органических остатков.
Воды верховых торфяных почв содержат от 0,34 до 1,68 мг/л
азота. Максимальное его количество приурочено к летнему
периоду. Преобладающая часть азота мигрирует в составе азото-
содержащих органических соединений, гораздо меньшая — в
форме NH4+ и N03-.
Общая минерализация стоковых болотных вод из ручья,
вытекающего из болота, во все периоды определения оказались
выше, чем у почвенно-грунтовых вод центральной части самого
болота (см. табл. 60). В составе катионов стоковых вод преобладают
128

61. Содержание углерода и азота в почвенно-грунтовых
и стоковых водах верхового болота «Горелый мох»
Время взятия пробы
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Содержание»
углерода
валовое
Болото
27,72 0,82
20,39 0,75
32,89 0,98
29,88 0,75
Болотный ручей
40,76
33,37
44,51
44,40
0,94
0,61
0,92
1,29
мг/Л
азота
NH +
0,11
0,15
0,10
0,08
0,24
0,17
0,14
0,40
в том числе
N0^
0,10
0,13
0,10
0,09
0,10
0,12
0,12
0,07
органических
соединений
0,61
0,47
0,78
0,58
0,60
0,32
0,66
0,82
Са2+ и Mg2+, содержание которых в этих водах значительно
выше, чем в почвенно-грунтовых. Сбрасываемые с болота воды
содержат больше Fe2++Fe3+ и S042~", чем почвенно-грунтовые
болотные воды в центре болота.
Атмосферные воды, попав на поверхность почвы,
трансформируются. Дополнительный источник ионов Са2+, Mg2+, Fe2+, Fe34-
и SO42"" заключен, вероятно, в твердой атмосферной пыли,
попавшей на поверхность болота и растворяющейся в кислых
болотных" водах. Кроме того, стоковые воды обогащаются этими
ионами, передвигаясь от центра болота к окрайкам, сложенным более
минерализованными торфами. Стоковые воды с верхового болота
содержат больше углерода и азота, чем почвенно-грунтовые
воды центральной части болота (см. табл. 61). Очевидно,
обогащение вод углеродом и азотом происходит за счет водорастворимых
органических веществ более разложившихся и менее кислых тор--
фов окраек болота.
Таким образом, величина минерализации и ионный состав вод
верховых болот обусловлены степенью минерализации, составом
ионов атмосферных осадков и биогенностью почв. Атмосферные
воды, попав на поверхность болота, не только участвуют в
формировании профиля торфяной почвы, но и сами претерпевают
значительную трансформацию в связи с разрушением минералов,
атмосферной пыли и биогенностью почв.
Состав вод переходных болот
Уровень почвенно-грунтовых вод на переходном болоте «Чер-
нореченское» за годы наблюдений находился в мае на глубине
10—23 см, июле — 30—35 см, октябре— 15—22 см.
Ш

62. Ионный состав почвенно-грунтовых и стоковых вод переходного болота
«Чернореченское» (среднегодовое и среднемесячное содержание), мг/л
Время взятия
пробы
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Время взятия
пробы
Nk+
0,90
0,81
0,67
1,22
1,18
1,40
0,55
1,27
ci-
к+
ЛИ*
Болото
0,38 0,27
0,43 0,39
0,35 0,18
0,36 0,23
Болотный ручей
0,41 0,15
0,47 0,19
0,46 0,08
0,33 0,14

КОS042-
Са2+
5,92
4,22
5,11
8,44
6,44
5,34
6,90
7,32
НСО-
Mg2+
1,15
1,59
0,90
0,97
2,46
2,19
3,20
2,21
Н2РО£"
Fe2++Fe3+
1,86
1,50
2,59
1,49
1,03
1,09
1,35
0,37
Окончание
Сумма
ио.юв
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
4,12
4,67
3,97
3,73
4,50
4,55
5,60
3,85
0,29
0,33
0,26
0,29
5,65
2,58
3,45
9,87
Болотный ручей
0,34
0,27
0,53
0,33
12,35
12,20
4,40
16,36
10,57
10,98
8,54
12,20
13,18
12,20
21,96
9,76
0,22
0,22
0,18
0,26
0,07
0,08
0,13
0,07
31,33
27,72
26,20
39,06
42,05
39,98
45,26
42,01
Воды переходного болота характеризуются менее кислой
реакцией по сравнению с водами верхового болота (рН 4,4—5,7).
Общая среднегодовая минерализация гораздо выше
минерализации вод верхового болота и составляет 31 мг/л„ (табл. 62). В
составе катионов и здесь преобладает Са2+, содержание которого
по срокам наблюдения колеблется от 3 до 10 мг/л. Второе место
среди катионов занимает Fe2++Fe3+ со среднегодовым
содержанием 1,9 мг/л против ОД7 мг/л в водах верхового болота. Этим
и отличается катионный состав вод переходного болота от вод
верхового болота. Повышенное содержание железа в почвенно-
грунтовых водах переходных .болот обычно связывают с привно-
сом его в ионной форме грунтовыми водами из суходолов
К. И. Лукашев (1971) считает, что грунтовые воДы окружающих
суходолов, подпитывающие болото, содержат/ меньше железа, чем
сами болотные воды. Повышенная концентрация железа в
болотных водах и торфах объясняется высвобождением железа при
разрушении делювиального наноса в профиле торфяной почвы,
имеющей в своем составе железосодержащее минералы.
Значительная часть железа высвобождается из оглеенных
подстилающих минеральных пород при воздействии на них органических
13Q

63. Содержание углерода и азота в почвенно-грунтовых
и стоковых водах переходного болота «Чернореченское»
t
Время взятия пробы
углерода
Содержание, мг/л
азота.
валовое
в том числе
NH +
NOf
органических
соединений
Болото
Среднегодовое 54,02 1,27 0,21 0,07 2,19
Май 49,71 1,62 0,31 0,07 1,24
Июль 49,36 2,45 0,14 0,06 2,25
Октябрь 63,01 2,37 0,18 0,07 2,72
Болотный ручей
Среднегодовое 35,96 1,03 0,11 0,08 0,84
Май 37,55 0,76 0,15 0,06 0,55
Июль 31,33 0,87 0,06 0,12 0,69
Октябрь 34,17 1,37 0,10 0,07 1,20
кислот. В маломощных торфяниках восстановленное в
минеральном ложе железо может легко подтягиваться к верхнему
аэрированному слою почвы, окисляться и осаждаться в нем.
В составе анионов вод переходного болота преобладает НСОз~
вследствие того, что концентрация ионов водорода уменьшается
по сравнению с водами верхового болота.
Среднегодовое содержание углерода в водах переходного
болота «Чернореченское» составляет 54 мг/л, т. е. значительно
выше, чем в водах верхового болота (табл. 63). Содержание азота
составляет 2,27 мг/л против 0,82 мг/л в водах верхового болота.
Повышенная биогенность почв переходного болота по сравнению
с почвами верховых болот и слабая насыщенность этих почв
кальцием и магнием предопределяют относительно высокий
уровень миграции органических веществ з них. Преобладающаячасть
азота мигрирует в форме органических азотосодержащих веществ.
Сезонная и годичная динамика степени минерализации вод,
ионного состава, содержания общего углерода и азота выражена
нечетко и слабо, что объясняется гидротермическими различиями
отдельных лет и сезонов года.
Стоковые воды имеют более высокое значение рН вследствие
обогащения движущейся воды гидроадрбонатным ионом. Общая
минерализация их выше, чем почвенно-грунтовых вод (см. табл. 62).
Очевидно, это связано с растворением движущимися водами
делювиальцого наноса. Вероятно, на маломощном торфянике в
формировании ионного состава стока участвуют не только
поверхностные обедненные воды, но и почвенно-грунтовые,-
приуроченные к более минерализованной части профиля низинной
обедненной торфяной почвы. Развитие этих почв и связано с
обеднением вод рядом минеральных компонентов. Количество ионов
131

Ca2+, Mg2+, Na+ и К+ в стоковых водах с болота выше, чем в
почвенно-грунтовых.
Содержание железа во все сроки наблюдения больше в
почвенно-грунтовых, чем в сбрасываемых е болота водах. Это
свидетельствует о превалировании процессов аккумуляции железа над
процессами его выноса, что и подтверждается высоким
содержанием железа в профиле почв.
Мы уже отмечали способность железа накапливаться в
болотных почвах. Эта способность объясняется как самой природой
железа, так и специфическими условиями низинных обедненных
торфяных почв. В профиле маломощных почв создаются
идеальные условия для аккумуляции железа. Почвенные воды, лишенные
кислорода, имеют непосредственный контакт с подстилающей
минеральной породой, где происходит восстановление железа при
воздействии на ложе болота водорастворимых органических
веществ кислотной природы. В период летней подсушки торфяника
железо подтягивается к поверхности — к зоне аэрации, окисляется
здесь и осаждается. Имея переменную валентность, оно в
условиях кислых вод и почв неустойчиво и многократно подвергается
процессам восстановления и окисления, растворения и осаждения.
Большое количество органического вещества способствует этой
трансформации, а также и закреплению комплексных железоорга-
нических соединений в профиле почв.
Стоковые воды содержат значительно меньше углерода и
азота, чем почвенно-грунтовые (табл. 63). Очевидно, часть
органических веществ в процессе передвижения вод аккумулируется в
профиле торфяной почвы. Большая часть азота мигрирует в форме
органических соединений. Таким образом, воды переходного
болота характеризуются менее кислой реакцией, невысокой
минерализацией, хотя и большей, чем воды верховых болот. Основная
роль в формировании химического состава этих вод принадлежит
Са2+, Fe2+, Fe3+, Mg2+, НС03" и S042-. Содержание ионов
К+, NH4+, N03~ и Н2РСХг столь же мало, как и в водах верхового
болота. Болотные воды низинных обедненных торфяных почв
трансформируются, обогащаясь железом, и обогащают им
профиль почв. На стадии развития переходного болота от низинного
происходит обеднение вод кальцием и магнием.
Состав вод низинных болот
Уровень почвенно-грунтовых вод на исследуемом болоте «Ли-
тошицкое» составлял в мае 18—23 см, в июле опускался до 95—
100 см, в октябре — 25—50 см.
Воды типичной низинной торфяной почвы имеют слабокислую и
даже нейтральную реакцию (рН 6,1—7,2). Среднегодовая
минерализация ©од составляет 136 мг/л (см. табл. 63). В составе
катионов преобладает Са2+, содержание которого по срокам
наблюдения колеблется от 18 до 30 мг/л, а среди анионов домминирует
JHCO3- j[46—80 мг/л). На втором месте среди катионов Mg2+
432

64. Ионный состав почвенно-грунтовых и стоковых вод низинного болота
«Литошицкое» (среднегодовое и среднемесячное содержание), мг/л
Время взятия
пробы
Среднегодовое
Май
Июль
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Время взятия
пробы
Na+
1,37
1,83
0,80
2,19
2,34
2,12
2,12
С1-
к+
NH^*
Болота
0,30
0,40
0,20
0,46
0,44
0,71
Болотный ручей
1,12 0,26
1,14 0,20
0,94 0,28
1,27 0,29
NO£-
so|-
Са2+
24,25
20,67
22,55
61,84
46,40
86,26
52,86
Hcog-
Mg2+
8,64
10,15
6,92
15,83
21,59
17,16
8,73
Н2РО~
Fe2++Fe3+
0,32
0,33
0,33
0,94
0,76
1,12
0,93
Окончание
Сумма
ионов
Среднегодовое
Май
Июль
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
3,60
3,73
3,50
6,76
6,30
7,00
7,00
2,56
3,40
0,53
Болото
31,61
28,07
29,25
Болотный ручей
1,26 32,12
1,18 28,03
0,69 29,00
1,91 39,32
62,4
56,93
59,78
199,77
178,25
286,49
128,10
0,17
0,17
0,25
0,22
0,24
0,28
0,15
135,68
126,02
124,82
322,31
286,43
432,34
242,68
(8—12 мг/л), среди анионов — S042~ (20—44 мг/л). Содержание
других ионов очень невелико. Таким образом, воды имеют гидро-
карбонатно-кальциевый состав. Содержание таких важных ионов,
как К* и Н2РО4-, являющихся элементами питания, в этих водах
может быть незначительным. Потребность в них для живых
растений и низинных почвах столь высока, что они быстро
используются ими. Содержание нитратного иона значительно больше,
чем в водах верховых и переходных болот, и достигает 6 мг/л.
Среднегодовое содержание углерода в водах близко к этим
же показателям для вод верховых болот и составляет 42 мг/л.
Валовое содержание азота достигает 1,5—5,0 мг/л.
Сезонная и годовая динамика ионного состава выражена
слабо. Содержание таких биогенных ионов, как К+, N03"", H2PO4"",
SC>42~, уменьшается от весны к лету, что связано с усиленным
потреблением этих элементов живыми растениями в период
вегетации (табл. 64). Динамика содержания углерода и азота
прослеживается отчетливо. Минимальное количество этих элементов
приходится на весенний период, когда процессы разложения
органических остаткбв заторможены (табл. 65). Максимальное
количество углерода и азота в почвенно-грунтовых водах приурочено
ко времени активизации биологических процессов в почве — к
летне-осеннему периоду, хотя летом и отмечена минимальная мигра-
133

65. Содержание углерода и азота в почвенно-грунтовых и
стоковых водах низинного болота «Литошиикое»
Время взятия пробы
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Среднегодовое
Май
Июль
Октябрь
Содержа чие,
углерода
валовое
Болото
41.71 2,90
33,33 1,94
45,81 3,49
47,35 3,46
Болотный ручей
30,09 1,79
19.72 1,17
35,22 1,24
35,33 2,95
мг/л
азота
NH+ -
0,36
0,34
0,37
0,25
0,20
0,15
0,22
0,22
в том числе
N0^
0,89
0,77
0,12
1,49
0,82
0,84
0,16
1,45
органических
соединений
1,76
0,83
3,00
1,72
0,77
0,18
0,86
1,28
ция иона N03~, связанная с его потреблением растениями.
Преобладающая часть азота мигрирует в форме водорастворимых
органических веществ.
Общая минерализация вод,-сбрасываемых с низинного
болота, значительно выше минерализации почвенно-грунтовых вод и
колеблется по сезонам года от 242 до 432 мг/л (см. табл. 64).
Стоковые воды содержат больше Са2+, Mg2+, iNa+, K+, Fe2+, Fe3+,
НСОз", Н2Р04~, чем почвенно-грунтовые. Очевидно,
формирование стока с болот происходит и за счет разрушения минералов
торфяной почвы, а также за счет более минерализованных
грунтовых вод.
Подобный характер распределения ионов в
почвенно-грунтовых и стоковых водах свидетельствует о начавшихся процессах
обеднения профиля низинной почвы минеральными веществами и
о закономерности перехода во времени низинных торфяных почв
в верховые. Это подтверждается и тем, что воды более глубоких
слоев низинного торфяника характеризуются большей
минерализацией, чем воды верхних слоев торфяника (табл. 66).
Содержание NH4+, iN03~ и S04^~ в водах, сбрасываемых с
болота, ниже, чем в почвенно-грунтовых водах. При слабом
развитии процессов аммонификации и нитрификации в целинных
торфяных почвах растения испытывают постоянный недостаток в
66. Состав вод низинного болота
Глубина,
см
рН
Si
Na+
К+
NH +
Са2+
Mg2+
95
170
6,10
6,34
1,26
4,46
0,98
0,94
70,25
0,54
0,66
1,28
18,45
25,30
8,10
9,57
134

NHU+ и NOs~f быстро перехватывают эти элементы, вовлекая их
в новые циклы биологического круговорота и в значительной мере
предотвращая их сброс с болота. Стоковые воды содержав
меньшее количество углерода и валового азота, чем почвенно-грунто-
вые (см. табл. 65). Очевидно, значительная часть органического
вещества, мигрирующего в воде, представлена азотосодержащимй
гумусовыми веществами, осаждающимися из почвенных вод в
профиле торфяной почвы.
Содержание кислорода в болотных водах
О. Тамм (1925) считает, что заболачивание лесов Швеции и
их гибель происходит не столько от избытка влаги, сколько от
недостатка кислорода. Г. Хессельманн (Hesselmann H., 1910) и
С. В. Быстрое (1936) экспериментально установили, что
поверхностные воды, входящие в соприкосновение с торфом, обедняются
кислородом.
М. Н. Латышева (1936), исследуя перегнойно-глеевые почвы
в долине реки Шексны, определяла количество кислорода в
водах, взятых с глубины 1—1,5 м. Его содержание в различные
сроки наблюдений колебалось от 0,38 до 3,79 мг/л, дефицит
кислорода (количество его, недостающее до насыщения воды при
данной температуре и давлении) от 57 до 97 %.
А. П. Вернер и Е. А. Гордеева (1948) определяли содержание
кислорода и сероводорода в грунтовых водах торфяно-болотных
солончаковых почв Барабинской низменности. Количество
кислорода составило от 0,2. до 1,5 мг/л, а в талых снеговых вода
насыщение кислородом достигает 80—85%. В надмерзлотных водах
содержание кислорода резко уменьшается при одновременном
увеличении количества сероводорода.
И. И. Томашевский (1957) определял содержание кислорода в
грунтовых водах низинного торфяника, расположенного в пойме
реки Цны. По его данным, оно составляет от 0,4 до 3,5 мг/л.
Приведенные показатели свидетельствуют о сильной обеднен-
ности болотных вод кислородом и о господстве процессов
абсолютного анаэробиозис'а в нижней части профиля торфяных почв.
Кислородный режим вод верхних горизонтов торфяных почв
менее изучен. А. Я. Орлов (1958) исследовал содержание
кислорода в поверхностных водах осоково-сфагновой торфяной почвы
Вологодской области. Кислород в количестве около 1 мг/л
обнаружен им только в самом верхнем слое, а на глубине 20—30 см
«Литошицкое» (июль 1969 г.), мг/л
Fe2+ + Fe3+
ci-
NOf
soj-
hcoj-
h2po^-
Сумма
ионов
0,37 He опр 0,49 31,80 46,36 0,31 107,77
10,69 , 0,40 30,96 61,0 0,25 140,93
135

концентрация его составляет всего несколько десятых долей,
миллиграмма.
Работами И. И. Гантимурова (1955, 1958, 1968), И. И. Тома-
шевского (1957), Е. П. Бусаровой (1961), С. Э. Вомперского
(1964, 1968), Л. П. Смоляка и В. Г. Реуцкого (1971) и др. также
установлено, что болотные воды бедны кислородом (1—2 мг/л)
и развитие болотного процесса связано с анаэробиозисом.
Следовательно, процесс торфообразования определяется не только
постоянным переувлажнением, но и недостаточным количеством
кислорода в воде.
Нами (В. Н. Ефимов, 3. С. Ефимова, 1970) установлено, что
в водах самой верхней части профиля почвы, особенно после
дождей, содержание кислорода всегда несколько больше (1—3 мг/л),
чем в нижней части профиля. Это происходит за счет дождевой
воды и повышается после выпадения дождя до 8—10 мг/л.
Однако при химическом и биохимическом взаимодействии
атмосферных осадков с восстановленными веществами торфа количество
кислорода в них быстро уменьшается.
И. И. Томашевский (1957) предложил различать 2 вида ана-
эробиозиса: абсолютный (полный) и относительный. Первый
приурочен преимущественно к нижней части профиля торфяных
почв, насыщенных малоподвижными надпочвенными водами,
лишенными кислорода (0,2—0,7 мг/л); второй характерен для
верхней части профиля торфяных почв, насыщенных атмосферной, или
поверхностной влагой.
Закономерности формирования
химического состава болотных вод
и торфяных почв
Минерализация почвеннотрунтовых болотных вод повышается
с севера на юг европейской территории СССР и понижается от
низинных почв к верховым. Аналогично изменяется и величина
зольности торф,яных >лочв. Минерализация почвенно-грунтовых
-вод внутри типа верховых торфяных почв зависит от широтного
положения болота.
Более высокая минерализация осадков, большая величина
испарения с болот и более значительная интенсивность биогенных
процессов в южных областях тайги определяют и более высокую
минерализацию вод и зольность верховых торфяных почв этих
областей по сравнению с северными.
Отмеченная закономерность нарушена в болотах,
расположенных вблизи крупных промышленных центров, где минерализация
атмосферных осадков резко увеличивается. Так, в Белоруссии в
зонах непромышленного воздействия на окружающую среду,
средняя минерализация атмосферных осадков составляет 19,8 мг/л, а
в зонах промышленного воздействия — 69,8 мг/л. Увеличение
минерализации осадков связано в основном с увеличением в них
серы с 4,2 до 25,3 мг/л (Скоропанов С. Г. и др., 1982).
136

Минерализация почвенно-грунтовых вод низинных торфяных
почв также подчинена закону зональности. В пределах
европейской части СССР она нарастает с севера на юг. Это связано с
тем, что по мере продвижения к jory меняется литологический
состав почвообразующих пород и возрастает напряженность
биологических процессов в почвах. Если в зоне северной тайги
преобладают моренные бескарбонатные породы, то в зоне лесостепи
они сменяются лессовидными карбонатными суглинками. В
низинных торфяных почвах Кольского Севера и Карелии содержание
кальция и магния в 2—3 раза ниже, чем в низинных почвах
Белоруссии и Украинского Полесья. Характер почвообразующих
пород определяет условия формирования состава
почвенно-грунтовых вод, а последние определяют состав минеральной части
низинных торфяных почв. Местная геологическая обстановка вносит
свои коррективы в эту общую закономерность, так как
минерализация болотных вод зависит от геологического окружения
болота.
Ионный состав почвенно-грунтовых вод верховых, переходных
и низинных торфяников, химический состав и свойства торфяных
йочв свидетельствуют о том, что болотные воды участвуют в
формирований единого генетического ряда торфяных почв. Порядок
распределения ионов в почвенно-грунтовых водах верховых,
переходных и низинных торфяников на европейской территории
СССР за небольшим исключением имеет общий характер:
Катионы Анионы
Воды верховой торфяной почвы
Ca2+>Na+>Mg2+>K+>Fe2+>Fe3+>NH4+ S042->Cl->HC03->N03->
>H2POr
Воды низинной обедненной торфяной почвы
Ca2+>Fe2++Fe3+*>Mg2+>Na+>K+>NH4+ HC03->S042->Cl->N03->^
>Н2Р04~
Воды низинной типичной торфяной почвы
Ca2+>Mg2+>Na+>NH4+>Fe2++Fe3+>K+ HC03->S042->Cl->N03->
>н2ро4-
Кальцию и магнию принадлежит особая роль в болотном
почвообразовании. Кальций занимает первое место среди^ катионов
всех болотных вод, хотя абсолютное его содержание в водах
разных типов !почв далеко не одинаково. С уменьшением в водах
содержания кальция, магния и гидрокарбоната связана смена фи-
тоценозов на торфяных почвах, которые определяют
закономерности отложения торфа и его химизма в профиле торфяника.
С уменьшением в водах Са2+, M,g2+ и НСОз~ связано обеднение
профиля низинных почв и переход их со временем в верховые.
В качестве одного из критериев для классификационного
выделения типов и подтипов торфяных почв можно принять содержание
* Большое содержание железа в водах характерно для Северо-Запада
РСФСР.
137

кальция и магния в почвеннотрунтовых водах и самих почвах.
Остальные ионы играют гораздо меньшую роль в формировании
химического состава вод и почв. Исключение составляют
низинные торфяники напорного питания Карельского перешейка
Ленинградской области и Карелии, где среди катионов резко
преобладает Fe2++F+, что приводит к сильному ожелезнению
почвенного профиля. Содержание таких важных для питания
растений ионов, как К+ и Н2РО4-, может быть очень мало как в водах
верховых, так и низинных торфяных почв.
В целинных почвах они всегда в дефиците для растений.
Величина минерализации вод свидетельствует в первую очередь о
содержании Са*+, Mg2+ и НС03*~, но не о богатстве вод такими
элементами питания, как азот, фосфор и калий.
Процесс перехода во времени низинных торфяных почв в
верховые связан с обеднением почвенно-грунтовых вод кальцием,
магнием и гидрокарбонатом. Обеднение предопределено
переходом от грунтового к атмосферному типу питания, замедлением
темпов биологического круговорота вследствие того, что
значительная часть зольных элементов остается в торфе и не
вовлекается в новые его циклы, а также и тем, что стоковые болотные
воды содержат больше Са2+, Mg2+ и НС03~, чем почвенно-грунто-
вые воды на самом болоте.
Атмосферные, грунтовые и поверхностно-стоковые воды
суходолов, привнесенные в болото и попавшие в профиль торфяных
почв, участвуя в формировании почвы, сами претерпевают
значительную трансформацию, связанную с развитием болотного
почвообразования. Стоковые болотные воды значительно
отличаются по степени минерализации и количеству отдельных
компонентов от почвенно-грунтовых вод самого болота и вод, питающих
болото.

Часть II
ПЛОДОРОДИЕ МЕЛИОРИРОВАННЫХ
ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Глава 6
ВОДНО-ВОЗДУШНЫЙ И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ
МЕЛИОРИРОВАННЫХ ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Воздушный режим
и окислительно-восстановительные процессы
в торфяных почвах
Торф представляет собой систему, состоящую из
органической, минеральной части и воды (Лиштван И. И., Король Н. Т.,
1975). В естественном состоянии содержание воды в торфе
достигает 95 % от объема, и поэтому он приближается по
свойствам к свободнодисперсным системам (Иванов К. Е., 1975). В
такой системе практически все поры заняты водой. Пористость
аэрации наблюдается только в самом верхнем слое почвы во время
летней подсушки торфяника. Процессы тепло- и влагообмена
также идут в самом верхнем 5—10-сантиметровом слое (Зубец В. М.,
Дуброва В, И., 1981). В связи с тем, что в этю£ условиях
газообмен между почвейным и атмосферным воздухом затруднен, в
почвенном воздухе содержится много углекислоты — 3—6 % и мало
кислорода—13—17% (Бабиков Б. В., 1971; Ястребов Н. Т.,
1957). При полнодо насыщении почвы водой, лишенной кислорода,
создается абсолютный анаэробиозис.
При осушении почв пористость аэрации в пахотном слое
увеличивается до 20—50 %. Содержание С02 в почвенном воздухе
снижается до 1—0,5%, а кислорода возрастает до 18%. Выше
УГВ формируется зона, состоящая из 3 фаз: воды, твердого
вещества и воздуха. В этом слое начинают развиваться процессы
биохимического окисления органического вещества, превращение
рг+^р3*, Mn^-^Mn^4, NH4+->N03, H2S-^H2S04. Н. С.
Докучаев (1969, 1975) впервые охарактеризовал зону биологического
окисления количественными параметрами.
Фазовое состояние тЪрфа в зависимости от УГВ представлено
в табл. 67. Оно изменяется по сезонам года и наиболее стабильно
в июне — августе.
Нижняя часть профиля (ниже УГВ), куда нет свободного
доступа атмосферного воздуха, представлена двухфазной системой
из^ твердого вещества и воды.
В начальный период освоения зона окисления охватывает
толщу торфа около 50 см (Докучаев Н. С, 1983). Редокспотенциал в
139

67. Фазовое состояние торфяной почвы в зависимости от УГВ
(по К. П. Л ундину, 1964)
Глубина
от
поверхности, см
до
осушения
Содержа ие в едишце объема, %
воды
при глуби^ е
осушения, см
50
100
150
твердой фазы
до
осушения
при глубине
осушения, см
50
100
150
до
осушения
воздуха
при глуби ie
осушения, см
50
100
150
15
10
3
2
0
35
23
10
5
0
54
44
15
10
2
10
25
50
100
150
88-92
90—92
93-94
93-94
93-94
75
81
88
90
93
50
85
81
86
92
30
42
72
79
90
5-7
6-7
6-7
6-7
6-7
10
9
9
8
7
15
12
9
9
8
зоне окисления (Eh) колеблется от 380 до 480 mV. В первые
годы освоения зона окисления неустойчива, окислительные
процессы в верхней части профиля могут сменяться восстановительными,
В последующем зона окисления увеличивается до 80—95 см, а
величина Eh возрастает до 500—600 mV. В первые годы после
мелиорации отношение Fe2+/F3+ составляет 4—16, в последующие
годы эта величина становится <1. Мощность зоны окисления и
интенсивность окислительных процессов зависит от
географического местоположения торфяника и УГВ. В зоне восстановления
(ниже УГВ) величина Eh опускается ниже 50—100 mV, а
отношение F^/F^ составляет 3—4 и больше.
Целинная почва относится к типу почв с господством
восстановительных процессов по всему профилю, а осушенная имеет
контрастный окислительно-восстановительный режим с развитием
устойчивых восстановительных процессов в нижней части
профиля (Кауричев И. С, 1979).
Даже в старопахотных почвах по мере заглубления в
почвенный профиль концентрация кислорода снижается, а ССЬ
увеличивается. По данным Б. Н. Макарова (1960) в пахотном слое
содержание кислорода составляет 16,5—19,4%, СОг — от 0,3 до
2,5 %, в слое 20—30 см количество С02 увеличивается до 2,5—
5,5 %, на глубине 60 см достигает 5—7 %, содержание кислорода
снижается до 12—14 %. М. А. Новиков (1962) показал, что
наибольшее увеличение концентрации СОг с глубиной наблюдалось
при низком уровне грунтовых вод и меньше при глубоком их
залегании. Наибольшее содержание СОг приходится на летние
месяцы— на период роста растений и активного развития
биологических процессов в почве (Макаров Б. Н., 1960). По данным
О. С. Шекеля (1984), содержание кислорода в почвенном
воздухе под картофелем на глубине 50 см на 0,8—3,7 % меньше, чем
на глубине 15 см. В этих же опытах показано, что концентрация
кислорода и С02 зависит от влажности почвы. При влажности
пахотного слоя 78 %, подпахотного — 87—90 % от ПВ
максимально

ное содержание СОг наблюдалось в подпахотном слое и
достигало 4,0—4,5 %,'а содержание кислорода было минимальным и
составляло 13,1—13,8 %.
Наиболее благоприятные условия для произрастания
сельскохозяйственных культур достигаются на мелиорированных почвах
при содержании воздуха от 20 до 40 % от общей пористости
(Панов Е. П., Шишков К. Н., 1971). Ими установлено, что при
достаточном воздухообмене между почвой и атмосферой при
содержании Ог 14—18 % достаточно большое количество СОг в
почвенном воздухе (3—4 %) не оказывает существенного влияния на
снижение урожайности культур.
Оптимальная мощность зоны окисления с Eh более 400 mV
составляет для многолетних трав 20—40 см; зерновых, силосных,
мешанок, кормовой свеклы — 40—60 см; сахарной свеклы,
кормовой моркови — 50—80 см (Докучаев Н. С, 1973).
Водный режим мелиорированных
низинных торфяных почв
Преобладающая часть торфяных болот находится в зоне
избыточного увлажнения.
В водном питании выпуклого верхового торфяника участвуют
только атмосферные осадки, так как поверхность этого болота
приподнята над окружающими суходолами (рис. 14). Из выпа-
Рис. 14. Круговорот воды в болотах верхового и низинного типа (по Н. И. Пьяв-
ченко, 1985):
Л—верховое болото; Б — низинное
141

дающих в средней части европейской территории СССР 540—
600 мм осадков 300—360 мм испаряется в атмосферу, на сток
расходуется 150—250 мм (Романов В. В., 1962). В водном
питании низинного болота участвует несколько источников —
атмосферные осадки, грунтовые воды, делювиальные воды с
прилегающих склонов, аллювиальные воды длД пойменных болот.
Поэтому расчет водного баланса для низинного болота более сложен,
чем для верхового. На испарение низинные болота расходуют
влаги на 10 % больше, чем верховые, и сток с них также значительно
больше. По данным В. В. Романова, в районе Ленинграда он
составляет 275 мм. Величина суммарного испарения (эвапотранспи-
рация) на осушенных болотах европейской территории СССР
южнее 60° с. ш. больше количества выпадающих атмосферных
осадков. В этом случае надо создавать необходимый запас влаги для
растений или применять искусственное орошение. В средние по
влажности годы превышение испарения над осадками составляет
80—90 мм. В избыточно влажные годы в районе Ленинграда
количество осадков равно количеству испаряющейся влаги
(Романов В. В., 1962). Ниже рассматриваются вопросы водного
режима мелиорированных торфяных почв.
Основные почвенно-гидрологические константы, определяющие
формы и категории влаги в почве, — это полная влагоемкость
(ПВ), наименьшая влагоемкость (НВ), влажность разрыва
капиллярной связи (ВРК) и влажность устойчивого завядания (ВЗ)
(А. А. Роде, 1955).
Полная влагоемкость низинных освоенных торфяных почв
составляет 400—870 % и зависит от типа торфа и степени его
разложения. Она уменьшается с ростом степени разложения торфа
и его зольности.
Наименьшая влагоемкость в торфяных почвах из-за высокой
их пористости сильно колеблется и составляет от 55 до 95 % от
ПВ. Она зависит от нормы осушения и структуры торфа.
Наиболее низкие значения отмечены в высокозольных иловато-торфяных
почвах —37—47 % от ПВ (Скрынникова И. Н., 1961).
Влажность разрыва капиллярной связи является нижней
границей оптимальной влажности, ниже которой происходит
замедление роста растений. Она равна приблизительно 70 % от НВ. ВЗ
является критерием мертвого запаса влаги в почве.
По доступности влаги растениям А. А. Роде (1955) выделил
следующие ее категории: недоступная — ниже ВЗ;
труднодоступная— в интервале от ВЗ до ВРК, при которой растения резко
снижают продуктивность; среднедоступная — от ВРК до НВ, при
которой создаются наиболее благоприятные условия для роста
растений; легкодоступная, переходящая в избыточную при
превышении НВ. Эти категории влаги даны А. А. Роде для минеральных
почв. С наибольшей детализацией они приняты и для торфяных
почв. И. Н. Скрынникова (1961) наименьшую влагоемкость
характеризует верхним и нижним пределами, которые показывают
интервалы колебаний влаги во влажные и засушливые периоды.
142

Исходя из того, что в торфе нет сплошных капилляров, она
предложила вместо понятия ВРК ввести понятие влажности внутри-
агрегатных пор (ВВАП), в интервале влаги от ВЗ до НВ
выделяет две категории: наименьшая влагоемкость — влажность внут-
риагрегатных пор (НВ —ВВАП) и ВВАП —ВЗ. К. И. Лундин
(1964) вводит понятие внутриклеточной влаги (ВКВ), которое
является синонимом ВРК.
По данным В. Ф. Шебеко (1965), суммарный расход влаги с
9/IV до 12/XI в условиях Белоруссии достаточно большой, с
повышением урожайности культур растет и суммарное водопотребле-
ние, мм:
1953 г. 1954 г. 1955 г.
Без растений 346 380 385
Многолетние травы 442 585 607
Зерновые 468 433 557
Осадки 304 444 434
Торфяные почвы характеризуются большим мертвым запасом
влаги. Н. Н. Середа (1954) считает, что критическая влажность
низинных торфяных почв соответствует влажности около 40 %
от ПВ. В слое 20—30 см под полевыми культурами она должна
быть в пределах 50—60 %, а для трав —70—80 % от ПВ.
Е. С. Гнида (1965) по доступности влаги растению выделяет
3 категории влажности: 1) критическая — при 45—50 %; 2)
влажность начала устойчивого завядания — 30—35%; 3) влажность
устойчивого завядания — 24—27 % от ПВ.
В среднем величина ВЗ в торфяных почвах составляет 30—
40 % от ПВ и изменяется в зависимости от ботанического состава
и степени разложения торфа. ВЗ уменьшается с увеличением
степени разложения торфа. Наименьшее значение она имеет в
высокозольных иловато-торфяных почвах.
Режим влажности за вегетационный период зависит от
запасов влаги на начало периода, количества осадков за этот период,
капиллярного подпитывания, суммарного водопотребления (испа-
рение+транспирация), инфильтрации.
Уравнение водного баланса имеет следующий вид*: 0 + П =
= H + C+AWht где О —осадки за период, мм; П —подпитывание
влаги в расчетном слое почвы от уровня грунтовых вод, мм; С —
инфильтрация влаги в слоях, расположенных ниже расчетного, мм;
И — испарение и транспирация (суммарное испарение или эвапо-
транспирация); AWh= W2—Wu где W2— запасы влаги в расчетном
слое на конец периода, мм; W\— запасы влаги в расчетном слое
на начало периода, мм.
Согласно В. Ф. Шебеко (1963), величина этого уравнения
находится в зависимости от географического положения болота,
увлажненности почвы, вида растительности и условий ее развития.
Запас влаги в почве и ее динамика зависят от режима осадков,
* Водный баланс измеряется в миллиметрах водного слоя или в
кубометрах на 1 га (1 мм=10 м3/га).
143

испарения и УГВ. Величина П и С зависит от характера
подстилающих грунтов, положения УГВ, температурного режима почвы,
режима осадков и величины испарения. Величина испарения с
поверхности почвы достигает 30—40 % от количества осадков,
выпавших за вегетационный период.
Главными источниками влаги на освоенных торфяниках
являются атмосферные осадки и грунтовые воды, а на почвах
напорного типа питания — грунтовые воды. Весенние влагозапасы
определяются количеством зимних осадков.
Роль каждого из этих компонентов и их соотношение за
вегетационный сезон изменяются в зависимости от погодных условий,
УГВ, свойств почвы и вида сельскохозяйственной культуры. При
высоком УГВ (0,5—0,7 м) водопотребление осуществляется за
счет осадков и подпитывания без существенного расходования
влаги в почве. Высота капиллярного подъема зависит от
мощности торфа и степени разложения. На мощных слаборазложивших-
ся торфах она достигает 143—161 см, на среднеразложившихся —
77—133 см, на сильноразложившихся — 46—87 см. В
маломощных торфяных почвах, независимо от степени разложения,
предельная высота капиллярного подъема влаги не превышает 70 см
(Шуневич Ю., 1969; Гордейчук А. С, 1971). Высота
капиллярного поднятия больше на почвах, подстилаемых песками, и меньше
на почвах, подстилаемых суглинками. И. Н. Скрынникова (1961)
считает, что суглинки за счет набухания и сосущей способности
могут переводить влагу из торфа в подстилающую породу.
Скорость подъема влаги в торфах низкая — 1 см в сутки. Поэтому в
почвах со средним и хорошим разложением торфа при УГВ около
1 м роль подпитывания снижается и возрастает роль влагозапа-
сов. При более глубоком УГВ главными источниками влаги
становятся запасы ее в почве и атмосферные осадки. В этих условиях
в годы с малым количеством осадков и высокой температурой
воздуха в торфяных почвах ощущается недостаток влаги и
снижается продуктивность растений.
Промерзание почв зимой при влажности, близкой НВ или
выше ее, ведет к подтягиванию к поверхности почвы капиллярной
влаги. При этом влажность верхних слоев почвы достигает ПВ
или может быть выше ПВ за счет образований прослоек льда.
В северотаежной зоне режим влажности более устойчив
благодаря большому количеству осадков, сквозному промыванию
почв до УГВ, слабому испарению, высокому УГВ.
Режим влажности мелиорируемых торфяных почв Полесья
БССР и особенно Полесья и лесостепи УССР менее устойчив.
В нормальные по погодным условиям годы влагозапасов
достаточно для создания высоких урожаев. Однако в засушливые годы
или отдельные периоды вегетации растений для этих районов
характерны резкие колебания влажности: от переувлажнения весной
до пересыхания летом. Особенно неблагоприятным оказывается
здесь режим влажности при низком УГВ. В табл. 68 приведены
144

68. Влажность торфяных почв по формам и категориям влаги
(по Н. И. Афанасьеву, 1984)
Глубина,
см
Количество
определений
>ПВ
Из них
ПВ-ВРК
<ВРК
Оптимальная
влажность, %
0-20
20-50
50-70
70—150
16
16
16
16
0
4
13
> 16
5
3
2
0
И
9
1
0
31
19
12
0
данные по режиму влажности в торфяных почвах Белоруссии с
уровнем грунтовых вод в летнее время глубже 1,5 м.
Оптимальная влажность в пахотном слое наблюдалась им
только в 31 % случаев, а в подпахотном слое — только в 19 % слу:
чаев. Дефицит влаги для зерновых культур составил 47 мм, для
картофеля 80 мм. В таких почвах урожай лимитируется
недостатком влаги, поэтому необходимо дополнительное увлажнение.
Однако дождевание приводит к усилению минерализации и
ускорению сработки торфа.
Для торфяных почв Украинского Полесья и лесостепи
характерны еще более значительная амплитуда колебания УГВ и
влажности пахотного слоя, сильное иссушение поверхностного слоя в
засушливый период вегетации. В летний период тип водного
режима выпотной с отсутствием сквозного промачивания почвы до
УГВ (Трускавецкий Р. С, 1984).
Режим влажности зависит и от мощности торфяной толщи.
На маломощных почвах он неустойчив и более благоприятен
на почве с мощной залежью. Оптимальный режим влажности
должен соответствовать диапазону влаги в пределах НВ—ВВАП,
*гак как недостаток влаги, как и ее избыток, одинаково вредны
для растений.
Оптимальный водный режим для сельскохозяйственных
культур определяется нормой осушения, которая выбирается по
ведущей культуре севооборота или группе культур (табл. 69).
.69. Средние нормы осушения торфяников
Сельскохозяйственные кул
Зерновые:
яровые
озимые
Картофель, кормовая
ла '
Овощи, подсолнечник,
куруза на силос
Травы:
на сено
на выпас
10 В. Н Ефимоз
ьтуры
свек-
ку-
Уровень грунтовых вод, см
в
предпосевной период
40—50
70-80
70—80
50-60
40—50
50-60
в первый
месяц вегетации
70-80
70-80
85-100
70-80
50-60
65—70
за весь период
вегетации
70-90
70-90
90-100
80-100
60-75
70-80
145

Переосушенные почвы нуждаются в дополнительном
увлажнении.
Необходимость в дополнительном увлажнении возникает при
достижении нижнего предела оптимального увлажнения (60 и
55% от ПВ). По расчетам В. Ф. Шебеко (1963), при критерии
ВЗ 40 % от ПВ урожай может погибнуть от засухи с
вероятностью повторения раз в 20 лет.
Тепловой режим мелиорированных
торфяных почв
Торфяные почвы характеризуются высокой теплоемкостью и
низкой теплопроводностью. Если удельная теплоемкость
минеральных почв в абсолютно сухом состоянии составляет 0,7123—
0,838 Дж/(кг-К), то с увеличением влажности почвы она
возрастает в песчаных почвах до 2,933 Дж/(кг-К), глинистых —
3,352 Дж/('Кг-К), торфяных — до 3,771 Дж/(кг-К).
Температуропроводность воздуха составляет 0,000246 см2/с, воды — 0,005576
см2/с, торфа —0,001107 см2/с, гранита —0,03362 см2/с.
В торфяных почвах и после осушения остаются огромные
запасы влаги. Чем больше влаги удерживает почва, т. е. чем выше
ее влагоем,кость, тем больше ее теплоемкость и требуется больше
тепла на ее прогревание. Поэтому торфяные почвы относятся к
холодным.
Летом торфяные почвы на глубине 10—20 см в среднем на
7. ..8°С холоднее зональных минеральных почв легкого
механического состава. Мелиорированные торфяные почвы холоднее
своих целинных аналогов. В летний период (июнь, июль) наибольшая
разность температур на поверхности целинных и освоенных почв
достигает 8. ..10°С, а на глубине 15 см 2. ..3°С (Шебеко В. Ф.,
1955; Бондаренко Н. Ф., Коваленко Н. П., 1979). Освоение почв
приводит к ухудшению их теплового режима. В табл. 70
приводится температурный режим целинной и освоенной торфяных почв
Белоруссии.
Тепловой режим почв зависит от широтного
местоположения торфяников. Сумма биологически активных температур в
почве на глубине 20 см составляет в северной тайге 700—800%
в средней 1000—1200°, в Белорусском и Украинском Полесье
2000° (Скоропанов С. Г., Скрынникова И. Н., 1978). Глубина
промерзания торфяных почв зимой зависит от температуры воздуха в
холодное время года, высоты снежного покрова и обводненности
почвы.
На европейском Севере СССР и особенно на северо-востоке и
в Северной Сибири в годы с морозными и малоснежными зимами
торфяные почвы промерзают на глубину 0,8—1 м. Исключение
составляют торфяные почвы Мурманской области, которые из-за
относительной мягкости зимы и ее многоснежности, вызванных
влиянием Гольфстрима, промерзают на меньшую глубину. Глу-
146

70. Температурный режим освоенной (1) и целинной (2) торфяных почв
(по В. Ф Шебеко, 1955)
Дата
13
14
15
16
17
18
19
22
23
24
25
26
27
28
29
30
1
2
3
4
5
6
7
8
9
13
средняя суточная на разной
глубине
т
1
14,7
14,1
14,8
15,9
16,2
17,2
17,5
15,9
17,0
17,7
18,2
18,6
18,9
17,5
16,1
17,3
17,2
18,2
19,7
19,5
19,5
18,0
17,4
18,8
20,0
—
см
1 2
17,5
17,1
18,2
19,7
19,8
21,1
20,7
19,4
19,6
19,8
20,1
20,6
20,9
19,3
18,1
19,4
19,1
20,0
21,3
21,5
21,0
19,5
18,8
20,2
22,4
20,4
20
1
12,3
12,2
12,2
12,4
12,7
13,1
13,5
14,0
13,9
13,9
14,2
14,5
14,8
13,7
14,6
14,3
14,4
14,6
14,9
15,4
15,7
15,7
15,3
15,3
15,6
—
см
2
14,8
14,7
14,9
15,4
15,9
16,3
16,9
16,9
17,0
16,8
17,1
17,3
17,5
17,4
16,8
16,7
16,8
16,9
17,3
17,8
18,1
17,9
17,3
17,1
17,8
17,2
Температура, °С
экстремальная поверхности
максималь1ая
~^~
Июнь
24,8
29,8
23,2
26,5
31,7
27,5
27,4
42,5
43,6
46,0
48,1
51,8
48,3
38,7
34,4
44,6
Июль
46,0
46,1
46,3
45,6
43,5
32,8
42,8
38,5
38,3
40,0
1_
41,0
45,4
49,8
51,5
46,1
48,5
47,8
53,9
49,3
52,5
51,2
57,0
55,3
44,0
47,5
50,4
57,0
63,0
52,2
58,6
43,8
39,7
47,3
49,3
52,7
42,6
почвы
минимальная
1
7,2
5,6
—
10,5
—
10,0
10,0
5,8
8,8
7,2
10,3
7,1
7,5
8,6(-2,0)
1,1
"—•
1,5
6,4
9,4
6,8
10,2
9,2
3,7
8,5
14,3
—
1 »
4,6
—
—
8,0(5,5)
—
—
10,0
4,5
—
—
8,7
6,2
7,4
6,8(-2,5)
-1,5
~-~
0,8
7,0
10,5
7,6
10,8
8,4
2,7
8,1
14,0
—
бина промерзания торфяников в центральных районах
Нечерноземной зоны РСФСР составляет 0,4 м.
Уменьшение жидкой и увеличение газообразной фазы в
мелиорированных почвах приводит к еще большему снижению
теплопроводности торфа. Поэтому мелиорированные почвы
промерзают на большую глубину, чем их целинные аналоги. Освоенные
почвы в районе от Ленинграда до Москвы промерзают на
глубину 0,6—0,7 м.
Сроки промерзания и оттаивания у торфяных почв смещены
по сравнению с зональными минеральными почвами. Зимой они
промерзают позднее минеральных, а весной позднее оттаивают.
Весной верхний слой, торфа при сухой погоде подсыхает,
приобретает теплоизоляционные свойства и препятствует
проникновению тепла в глубь 'почвенного профиля. Под этим слоем долгое
время сохраняется мерзлотная прослойка. На европейском Севере
оттаивание торфяных почв происходит только в июне, на северо-
10*
147

востоке и в Сибири наблюдается в конце августа, а в отдельные
годы мерзлотная прослойка на глубине 50—70 см сохраняется в
течение всего лета. На северо-востоке Коми АССР и в Сибири под
мерзлотными прослойками сохраняется вечная мерзлота. На
Северо-Западе оттаивание почв происходит в середине мая.
Низинные торфяные почвы располагаются на низких
гипсометрических отметках местности, куда стекает воздух с суходолов и
где происходит застаивание его холодных масс. Низкая
теплопроводность торфа, большая теплоемкость и высокая его излучающая
способность приводят к выхолаживанию поверхности почв и
частому проявлению радиационных заморозков в ясные ночи.
Различают слабые (до —3°С), средние (от —3 до —5°С), сильные (от
—6°С и ниже) заморозки. По продолжительности заморозки
бывают короткие (до 5 ч), средней продолжительности (от 5 до
12 ч) и продолжительные (более 12 ч). Вероятность заморозков
на торфяных почвах гораздо выше, чем на окружающих
минеральных почвах.
В европейской части к северу от 55—56° широты они
возможны в любое время вегетационного периода. Летние заморозки до
—2...—3°С возможны даже в Полесье. По этой причине такие
теплолюбивые культуры, как картофель, кукуруза, огурцы, томаты,
сильно повреждаются заморозками.
Тепловой режим на мелиорированных торфяных почвах в
любой зоне распространения торфяников в целом менее
благоприятен, чем на зональных минеральных почвах. Улучшение
температурного режима торфяных почв может быть достигнуто за счет
их пескования или глинования. Этот прием имеет большое
значение для Швеции и Финляндии — стран с коротким вегетационным
периодом. Пескование имеет существенное значение и для
земледелия на торфяных почвах северной части европейской террито-
71. Глубина оттаивания
(по В. В.
Варна ,т опыта
торфяной почвы при
Калининой, 1968)
песковании
Глубина оттаивачия, см
20/IV
24'IV
30/IV
4/V
7/V
10/V
15/V
20/V
1961 г.
Пескование (песка
500 мз/га)
Контроль
Пескование (песка
500 м3/га)
Контроль
Пескование (песка
580 м3/га)
Контроль
7
3
6
5
9
4
10
7
2
13
6
1963 г.
11
3
1964 г.
10
4
18
9
14
5
13
6
22
13
17
7
16
9
25
13
25
13
20
12
31
17
30
18
15
Оттаяла
25
Оттаяла
23
Оттаяла
19
148

рии СССР. В. В. Калининой (1968) показано, что в условиях
Ленинградской области пескование ускоряет процесс оттаивания
торфяной почвы на 10—12 дней, а это позволяет раньше начинать-
весенние полевые работы (табл. 71). Пескование улучшает
тепловой режим почвы и за счет уменьшения суточной амплитуды
колебания температуры на ее поверхности. В опытах В. В.
Калининой, проведенных в совхозе «Гранит» Выборгского района
Ленинградской области, суточная амплитуда колебания
температур на контрольном варианте 30/VII 1964 г. достигла 27,5°С. На
варианте пескования 500 м3 составляла всего 9,9 °С.
По наблюдениям И. М. Бурматова (1983), суточная амплитуда
колебаний температуры поверхностного слоя торфа на
контрольном варианте Новгородской ОМС достигала 44,5 °С, при
заморозке —4,5°С. При добавлении минерального грунта колебания
температуры составили 35. ..36°С, а заморозок уменьшился до-
—1,5...—0,5 °С. Добавка минерального грунта значительно
снижает силу как весенних, так и осенних заморозков. Более высокие
нормы песка сводят заморозки к минимуму (табл. 72).
72. Зависимость силы заморозков от нормы вносимого минерального грунта
(по И. М. Бурматову, 1983)
Год опыта
Дата
Контроль

(температура, °С)
Температура, °С, при нормах
минерального грунта, м3/га
200
400 | 600
1972 30/V —3,0 —2,0 —2,0 —1,0
2/IX —7,0 -5,0 —5,0 -3,5
1973 -----
30/VIII —1,5 -1,5 -1,0 -0,5
1974 3/VI -5,5 -3,5 —3,0 -3,0
16/IX —3,5 —2,0 -2,5 -2,5
1975 9/VI —4,5 —1,5 —1,0 -0,5
18/VIII —3,0 —2,0 —2,0 —2,0
В условиях Белоруссии амплитуда колебаний температуры на
торфяных почвах может достигать 52 °С, а при добавлении
минерального грунта она уменьшилась до 45 °С (Белковский В. И.г
Даутина Д. Б., Загурский М. В., 1974).
Аналогичные данные, свидетельствующие об улучшении
теплового режима торфяных почв после их пескования и глинования^
получены и в других почвенно-климатических зонах СССР. Даже
в Полесье УССР, отличающемся мягкостью климата, пескование
почв за период с июня по август дает прирост суммы активных
температур на 120—160 °С (Вознюк С. Т., Клименко Н. А., 1982).
Улучшение теплового режима при внесении песка
достигалось за счет снижения в 1,5—2 раза влагоемкости и уменьшения
теплоемкости торфа. В июле за счет сильного нагревания торфа
днем и охлаждения ночью суточная амплитуда температур на
поверхности осушенной торфяной почвы в Украинском
Полесье.может достигать 50 °С, а на расположенной рядом дерново-подзоли-
149

стой почве —только 15. ..20°С (Вознюк С. Т., Олиневич В. А.,
Кардашев А. Т., 1977). Следовательно, пескование почв
способствует улучшению теплового режима торфяных почв не только на
европейском Севере, но и в Полесье.
В заключение отметим, что осушение гидроморфных почв
приводит к усилению на них влияния зональных факторов
почвообразования. В частности, водный режим этих почв приобретает
черты зональности и изменяется от промывного в северной тайге,
периодически промывного — в южной, периодически выпотного —
в лесостепи. Фактор зональности оказывает сильное влияние и на
температурный режим этих почв, однако в любой зоне они
сохраняют специфику, присущую органогенным почвам.
Глава 7
ИЗМЕНЕНИЕ БИОЛОГИЧЕСКОЙ АКТИВНОСТИ
И СОСТАВА ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА
ТОРФЯНЫХ ПОЧВ ПРИ МЕЛИОРАЦИИ
Биологическая активность торфяных почв
Биологическая активность определяется по общей численности,
составу и активности микроорганизмов, почвенных ферментов,
скорости разложения целлюлозы и интенсивности выделения С02 из
почвы.
А. Ш. Галстян (1959) считает, что только сочетание
различных показателей может дать правильное представление о
биологической активности почв.
Большое содержание органического вещества, в том числе и
легкоразлагаемых его форм, создает хорошие предпосылки для
ее проявления в торфяных почвах. Эти почвы содержат
достаточно большое количество микроорганизмов, однако в естественных
условиях европейского Севера СССР при высокой обводненности
биологические процессы в них заторможены и приурочены
только к самому верхнему слою 0—10 см (Переверзев В. Н.,
Головко Э. А., 1968; Переверзев В. Н., Головко Э. А., Алексеева Н. С,
1970). В первые годы после осушения происходят увеличение
численности микроорганизмов и активизация их деятельности.
Интенсивность биологических процессов возрастает. Чем интенсивнее
осушена почва и чем длительнее срок ее освоения, тем большую
толщу охватывают эти процессы. В мелиорированных почвах
резко усиливается деятельность микроорганизмов, разрушающих
целлюлозу, а также аммонификаторов и нитрификаторов.
По данным Е. Н. Мишустина (1944—1950), в разложении
растительных остатков принимает участие несколько групп
микроорганизмов, которые на разных этапах последовательно сменяют
друг друга. Первый этап разложения свежих органических остат-
150

ков осуществляется плесневыми грибами, являющимися аэробами
и неспоросными бактериями.
По мере расходования легкоразлагаемых соединений
разложению подвергаются более устойчивые вещества. Разложение их
ведется спороносными бактериями и актиномицетами (Мишу-
стин Е. Н., 1948). По данным М. М. Кононовой (1951), актиноми-
цеты разрушают наиболее устойчивые соединения, включая
гумусовые вещества. Т. Г. Зименко (1957, 1966) показала, что в
окультуренных торфяных почвах количество актиномицетов
увеличивается. ^
Неспороносные бактерии определяются на мясопептонном
агаре (МПА). Они представлены в основном аммонификаторами„
которые начинают цикл превращения азотосодержащих
органических веществ и создают условия для дальнейших этапов
минерализации органического вещества.
В целинных почвах преобладают бактерии, развивающиеся на
МПА, что свидетельствует об использовании ими органических
форм азотистых веществ.
В окультуренных почвах преобладают бактерии,
развивающиеся на крахмалоаммиачном агаре (КАА), т. е. использующие в.
основном минеральные формы азота.
Общее количество микроорганизмов и напряженность
биологических процессов в торфяных почвах определяются тепловым
режимом последних и нарастают с севера на юг европейской
части СССР. Если в освоенных почвах европейского Севера общее
количество бактерий составляет 70—90 тыс. на 1 г
(Ливийская Т. Б., Мамичева И. С, 1936), то в почвах южнотаежных
областей РСФСР <и Белорусского Полесья достигает 12—20—40 млн.
на 1 г (Вавуло Ф. П., 1966; Рыбалкина А. В., Кононенко Е. В.„
1961).
По соотношению численности микроорганизмов, вырастающих
на средах, использующих органические и минеральные
источники азота (МПА, КАА), судят об интенсивности минерализацион-
ных процессов в почвах (Мишустин Е. Н., 1948). В целинных
почвах Мурманской области соотношение бактерий, развивающихся
на МПА к бактериям, развивающимся на КАА, составляет
больше 1 (табл. 73). Это свидетельствует о преимущественном
развитии здесь микроорганизмов, использующих органические формы
азота.
На европейском Севере биологические процессы идут вяло,
цикл превращения азотистых органических соединений остается
незавершенным и заканчивается на стадии образования аммиака
(Бухман В. Л., 1971; Переверзев В. Н., Головко Э. А.,
Алексеева Н. С, 1970).
В освоенных старопахотных почвах Белоруссии интенсивно
размножаются обе группы микроорганизмов, но
преимущественное развитие получили бактерии на КАА (Зименко Т. Г., 1957,
1966; Вавуло Ф. П., 1966). Это значит, что торфяные почвы
южных областей богаты минеральными соединениями азота. Цикл
151

73. Численность микроорганизмов в торфяных почвах, млн на 1 г, в сентябре
Почва
Глубина, см
Бактерии, растущие на!
МПА
КАА
МПА
КАА
По данным В. Н. Переверзева, Э. А. Головко, Н. С. Алексеевой, 1970,
Полярная опытная станция земледелия, Мурманская обл.
Низинная целинная 0—10 0,015 0,009 1,4
Ю—20 0,005 0,001 3,2
20-30 0,002 0,001 1,0
То же, 15 лет освоения 0—10 0,030 0,012 2,5
Ю—20 0,006 0,006 1,0
20—30 0,003 0,006 0,5
То же, 30 лет освоения 0—10 0,013 0,008 1,5
10—20 0,003 0,011 0,3
20—30 0,001 0,006 0,2
По данным И. С Лупиновича, Т. Ф. Голуба, 1958,
Минская болотная станция
Низинная целинная 0—10 2,638 2,809 0,9
20-30 0,586 1,211 0,5
40-50 0,142 0,463 0,3
70—80 0,361 0,346 1,0
Старопахотная, 28 лет освоения 0—10 5,991 6,053 1,0
20-30 0,773 5,074 0,2
30-50 0,209 3,966 0,1
70-80 0,085 0,811 0,1
превращения азотистых органических соединений здесь завершен
и заканчивается образованием нитратов.
Установлено, что развитие микроорганизмов и их состав
зависят от интенсивности осушения торфяных почв. С ее
повышением количество нитрификатов, аммонификатов, целлюлозораз-
рушающих микроорганизмов и актиномицетов возрастает (Зимен-
ко Т. Г., 1977), т. е. увеличивается скорость трансформации
органического вещества торфа.
Торфяные почвы характеризуются высокой активностью
ферментов. В. Н. Переверзев и Н. С. Алексеева (1980) показали, что
как в целинных, так и в освоенных почвах Севера наибольшая
активность ферментов характерна для самого верхнего слоя почвы
0—10 см. Этот слой богат свежим органическим веществом, и в
нем сосредоточена основная масса корней растений. Активность
всех ферментов (за исключением сахаразы) имеет прямую
коррелятивную зависимость от содержания водорастворимого
гумуса.
Ниже показаны коэффициенты корреляции и уровни
значимости для водорастворимых ферментов:
Коэффициент Уровень
корреляции значимости
Углерод-каталаза 0,91 0,001
Углерод-уреаза 0,87 0,001
Углерод-аспарагиназа 0,6") 0,001
Углерод-желатиназа 0,70 0,001
Углерод-сахараза 0,42 0,01
Углерод-амилаза 0,88 0,001
152

Активность ферментов как в целинных, так и в окультуренных
почвах снижается с глубиной. Однако окультуренные почвы
имеют более мощный биологически активный слой по сравнению с
целинными.
В опытах, проведенных Л. М. Загуральской (1974) в Карелии,
а В. И. Белковским и А. И. Решетняком (1976)—в Белоруссии,
показано, что скорость разложения клетчатки зависит от нормы
осушения.
При понижении УГВ с 58 до 165 см происходит значительное
увеличение (в 2—3 раза) активности каталазы, протеазы, дегид-
рогеназы, уреазы (Зименко Т. Г., 1977). В хорошо осушенных
почвах она была выше. Установлено также, что разложение
целлюлозы усиливается при повышении температуры торфа. В опытах
В. А. Олиневича и А. Т. Кардашева (1975), проведенных в
Украинском Полесье, установлено, что при изменении температуры на
глубине 10 см от 3,2 до 21,4 °С под многолетними травами
выделение С02 соответственно увеличивалось со 170 до 650 мг/м2 за
1 ч. Активность целлюлозоразлагающих бактерий тоже росла
при прогревании дочвы.
Исследованиями И. Н. Донских и А. И. Ивановой (1977)
установлена зависимость биологической активности почв
Северо-Запада РСФСР от степени их увлажнения. Общая численность
микроорганизмов, интенсивность разложения целлюлозы и
выделение СОг из почвы были выше на почвах с глубокой нормой
осушения. При УГВ 130—160 см активные биологические процессы
охватывали толщу почвы до 80—90 см, а при УГВ 60—80 см —
только до 0—20 см.
Интенсивность разложения целлюлозы нарастает с севера на
юг европейской территории СССР. В опытах С. Г. Скоропанова
и В. С. Брезгунова (1974) показано, что в условиях Белоруссии
разложение клетчатки идет интенсивно по всей глубине
осушенной почвы, до УГВ и даже ниже в течение всего года (табл. 74).
Следовательно, по мере продвижения с севера к югу
биологические процессы охватывают все большую толщу торфяника. В кор-
необитаемом слое максимальная интенсивность процесса
разложения клетчатки приурочена к осеннему периоду, когда в почве
увеличивается количество свежего органического вещества за счет
послеуборочных остатков.
Максимальная биологическая активность развивается в
первые годы окультуривания, когда в почвах содержится большое
количество свежего органического вещества. По мере исчерпания
его запасов биологическая активность снижается. В
старопахотных почвах она ниже, чем во вновь освоенных (Переверзев В. Н.,
Головко Э. А., Алексеева Н. С, 1970).
Для торфяных почв Белоруссии период максимальной биоло-
гической активности составляет 10—14 лет, а для почв лесостепи
УССР — 4—7 лет с начала их освоения (Бамбалов Н. Н., 1983;
Олиневич В. А., Микитюк С. И., 1978). На севере этот период
более продолжителен. Таким образом, длина периода максималь-
153

74. Интенсивность разложения клетчатки по сезонам года
(по С. Г. Скоропанову и В. С. Брезгунову, 1974)
Глубина слоя, см
20
40
60
100
150
•200
> Корнеобитаемый слой
УГВ
Среднемесячное разложение клетчатки
Весна1
12,8
4,6
2,2
2,8
4,1
—
8,7
9,1
по периодам годе
Лето2
11,6
10,3
9,8
5,0
4,6
6,1
11,0
114
Осень3
20,4
20,7
19,8
10,9
—
—
20,6
105
1, %
Зима4
1,6
1,9
2,8
3,9
2,7
3,1
1,8
ПО
Среднее
11,6
9,4
8,4
5,6
3,8
—
10,5
105
1 От даты устойчивого перехода среднесуточной температуры воздуха через 0 °С цо
даты перехода через 20 °С
2 Среднесуточная температура воздуха выше 10 °С.
3 От даты перехода среднесуточной температуры через 10 °С до даты перехода через
4 Среднесуточная температура воздуха ниже 0 СС.
ной биологической активности различна в каждой почвенно-кли-
матической. зоне. Это зависит от гидротермических условий,
состава органического вещества торфа и его агрохимических свойств.
Изменение состава органического вещества
мелиорированных торфяных почв
Усиление биогенных процессов при осушении и
сельскохозяйственном освоении почв не может не отразиться на составе их
органического вещества. Его изучение в целинных и освоенных
торфяных почвах проведено в СССР многими исследователями.
Несмотря на различие методов, ими установлены общие
закономерности изменения состава органического вещества торфа при
сельскохозяйственной культуре на болотах.
В естественных условиях основная масса органического
вещества торфа законсервирована. В мелиорированных почвах
происходит его трансформация. Как было показано выше,
увеличение численности микроорганизмов и напряженности
биохимических процессов нарастает с севера на юг европейской территории
СССР. Следовательно, интенсивность процессов превращения
органического вещества торфа определяется в первую очередь
географическим местоположением торфяника.
В суровых климатических условиях Кольского Севера даже
длительное освоение торфяных почв приводит к незначительным
изменениям органического вещества из-за слабого развития здесь
биохимических процессов (Переверзев В. Н., Алексеева Н. С,
1973).
В Карелии эти изменения более значительны (Бухман В. А.,
1958, 1964). В условиях Северо-Запада, Полесья и лесостепи из-
154

менения органического вещества выражены еще более четко и
охватывают большую толщу почвенного профиля (Немчинов А. А.,
1957; Лупинович И. С, 1969; Голуб Т. Ф., 1964; Вознюк С. Т.,
1969; Ефимов В. Н., Ландсберг Г. П., 1972; Ландсберг Г. П.,
1972; Плоткина Ю. М., 1974; Окулик Н. Ф., 1975; Скоропанов С. Г.,
Брезгунов В. С, 1974; Олиневич В. А., Кофман И. Я., 1977).
Следовательно, интенсивность превращения органического
вещества торфа нарастает при продвижении с севера на юг
европейской, части страны.
В конкретном почвеннотеографическом районе интенсивность
процессов превращения органического вещества определяется
величинами рН и Eh, ботаническим составом торфа, исходной
степенью его разложения на начало освоения, интенсивностью
осушения, длительностью и характером использования почвы
(продолжительностью лугового и полевого периодов). Превращение
органического вещества идет более интенсивно в почвах со
слабокислой реакцией, при глубоком осушении и использовании ее под
пропашные культуры.
Исследованиями Н. М. Жмако и М. Д. Иоселевой. ((1937),
И. С. Лупиновича и Т. Ф. Голуб (1958, 1961) установлено, что
освоение почв сопровождается значительным разрушением и
исчезновением углеводов как веществ, наиболее легкоразлагаемых
микроорганизмами, и накоплением гумусовых веществ и битумов,,
более устойчивых против разлагающего действия
микроорганизмов в условиях мелиорированной, почвы.
И. С. Лупинович (1968), И. С. Лупинович и Т. Ф. Голуб
(1958, 1961), Т. Ф. Голуб (1964) считают, что освоение
торфяных почв приводит к усилению синтеза гумусовых веществ.
Однако сам факт большего количества гумусовых веществ в
освоенных почвах по сравнению с их целинными аналогами еще не
свидетельствует об усилении процессов их синтеза в освоенных
почвах. В. Е. Раковский с сотрудниками (В. А. Батуро, Т. А. Шин-
карева, В. Е. Раковский, Н. М. Курбатова, 1965) провели учет
материальных потерь при воспроизведении торфообразовательно-
го процесса в лабораторных и полевых условиях. Они
установили, что накопление гумусовых веществ носит относительный
характер и объясняется при разложении торфа потерями других
групп органического вещества, главным образом углеводов.
Однако моделирование процессов в искусственных условиях не
отражает всей сложности процессов, идущих в освоенной почве.
В нее ежегодно поступает свежее органическое вещество в
виде корневых и пожнивных остатков. Хотя его количество
несоизмеримо мало по сравнению с вековыми запасами органического
вещества торфа, оно является источником для новообразование
гумусовых веществ. Следовательно, характер изменения
органического вещества в освоенной торфяной почве определяется как
процессами трансформации, органической массы, образовавшейся
еще в естественных условиях болота, так и вещества, ежегодно
поступающего в освоенную почву с пожнивными остатками.
15S

По данным М. М. Кононовой (1968), 2/з новообразованных гу-
миновых кислот подвергаются минерализации. Поэтому
количество новообразованных гумусовых веществ в освоенных почвах
очень мало по сравнению с веществами, образовавшимися в
целинной почве. Новообразованные вещества не могут
компенсировать потерь, связанных с минерализацией. По этой причине в
освоенной почве по мере «сработки» верхней части профиля на
поверхность выходит органическое вещество нижних слоев, которое
также включается в процессы трансформации.
Главными звеньями трансформации органического вещества
являются минерализация и гумификация, которые и приводят
к уменьшению его количества и изменению качественного
состава.
Основным процессом превращения органического вещества
торфяной почвы при длительном освоении является его
минерализация. За 70 лет освоения почв Новгородской опытной
мелиоративной станции (ОМС), Минской опытной болотной станции
(ОБС) и Опытного поля Тоома большая часть органического
вещества торфа была безвозвратно утеряна. За это время на
почвах Новгородской и Минской ОБС мощность органогенного
горизонта уменьшилась с 1,5—2,0 до 0,2—0,3 м, а на значительной
площади на поверхность вышли подстилающие минеральные
породы. На опытном поле Тоома из-за большой начальной
мощности торфа (4—4,5 м) сохранился еще достаточно мощный
органогенный горизонт. Оставшееся от «сработки» органическое
вещество почвы подверглось глубокой трансформации, о чем будет
сказано несколько позднее.
Сравнение состава органического вещества целинного и
освоенного вариантов торфяных почв можно проводить только при
уверенности исследователя в идентичности ботанического состава
торфа на сравниваемых участках до нячала освоения почв. В
противном случае различия состава органического веществ
целинных и освоенных почв могут быть вызваны не процессами
освоения, а разным ботаническим составом торфа на целинном и
освоенном вариантах. Сравниваемые пары разрезов должны
относиться к одному ботаническому виду торфа.
Наибольшие превращения органического вещества происходят
с торфами моховой и травяной группы с низкой степенью
разложения, наименьшие — с древесными торфами с высокой степенью
разложения на начало освоения.
По данным М. Н. Никонова (I960), в низинном типе торфа
(целинная почва) моховая группа торфов характеризуется
низкой степенью разложения (10—25%), травяная — средней (15-!-
35 %), древесная — более высокой (35—50 %).
Растительные остатки моховых и травяных торфов содержат
до 50 % углеводов. Эта группа веществ йаиболее биохимически
неустойчива в условиях мелиорированной почвы и быстро
минерализуется, в результате чего содержание других групп
органических веществ относительно увеличивается-
156

По биохимической устойчивости органического вещества
Н. Н. Бамбалов (1984) все низинные почвы разделил на 3 группы:
1. Почвы, формирующиеся на осоковых, моховых и осоково-
моховых торфах. Органическое вещество этих почв имеет
повышенное содержание редуцирующих веществ—15—30%, в том
числе 9—12 % полисахаридов. Содержание гуминовых кислот
меньше 30—35 %.
2. Почвы, формирующиеся на древесных, тростниковых, вейни-
ковых или древесно-тростниковых торфах. Содержание
редуцирующих веществ невысокое — до 10 %, в том числе 4—7 %
полисахаридов. Содержание гуминовых кислот высокое — до 40—50 %
на органическую массу.
3. Почвы, формирующиеся на торфах смешанного
ботанического состава, с участием растений, характерных для первой и
второй групп (древесно-осоковых, тростниково-осоковых и др.)-
Органическое вещество этих почв по содержанию редуцирующих
веществ и гуминовых кислот занимает промежуточное положение
между почвами первой и второй групп. К сожалению, не все виды
торфа вошли в эти 3 группы.
* Н. Н. Бамбалов (1984) экспериментально доказал, что
биохимическая устойчивость различных классов органических
соединений торфа определяется их молекулярной структурой.
Повышенная скорость минерализации характерна для тех веществ,
макромолекула которых состоит из мономеров, соединенных
однотипными связями (целлюлоза, гемицеллюлоза, белки). Медленно
минерализуются те классы соединений, в макромолекуле которых
структурные единицы связаны между собой несколькими типами
химических связей (лигнин, гумусовые вещества). Наибольшая
биохимическая устойчивость характерна для гумусовых веществ,
имеющих большое количество химических связей.
Известно, что деятельность почвенных ферментов строго
специфична, а поэтому многообразие химических связей затрудняет
ферментативную деполимеризацию органического вещества.
Н. Н. Бамбалов показал, что при гумификации тростниковых и
вейниковых торфов (органическое вещество которых богато
лигнином) образуются гуминовые кислоты, обогащенные
ароматическими структурами. При гумификации моховых и осоковых
торфов (органическое вещество которых богато углеводами)
образуются гумусовые вещества, обогащенные
углеводно-полипептидными фрагментами. Биохимическая устойчивость ароматических
структур гораздо выше, чем углеводно-полипептидных. Поэтому
гумусовые вещества древесных и тростниковых торфов более
устойчивы к минерализации, чем моховых и осоковых торфов
(рис. 15). По этой причине профиль мелиорированных почв,
сформированных на древесных и тростниковых торфах, в процессе
освоения обогащается гумусом. Степень разложения торфа на
таких почвах может достигать 50—70 %. Почвы, сформированные
на моховых и осоковых торфах, имеющих на начало освоения
низкую степень разложения, по мнению Н. Н. Бамбалова, даже
157

Рис. 15. Минерализация
органического вещества (ОВ) торфяных почв
(по С. Г. Скоропанову, И. И. Лишт-
вану,'Н. Н. Бамбалову):
/ — на тростниковом торфе Минской
болотной станции, 36 лет в культуре; 2 — на
тростниковом торфе Полесской
опытно-мелиоративной станции, 6 лет в культуре;
3 — на древесном трофе болота «Выгоно-
шанское», 45 лет в культуре; 4—на
осоковом торфе Полесской
опытно-мелиоративной станции, 18 лет в культуре; 5 — на
гипновом торфе болота «Березовик»,
целинная осушенная почза
при длительном освоении (свыше 60 лет) не обогащаются
гумусовыми веществами, а степень разложения органического
вещества торфа не превышает 25—30 %. В таких почвах органическое
вещество, не обогащаясь гумусовыми кислотами, постепенно
минерализуется.
Однако состав органического вещества целинных почв и их
окультуренных аналогов не подтверждает последнего положения
Н. Н. Бамбалова. Изменение профилей целинных торфяных почв
и их окультуренных аналогов мохового и осоково-мохового
ботанического состава показало, что эта группа почв в процессе
освоения обогащается гумусовыми веществами даже в большей
степени, чем группа почв с древесным и древесно-тростниковым
торфом. Как уже отмечалось, группы почв, развитых на моховых,
осоковых и осоково-моховых торфах, характеризуются
повышенным содержанием редуцирующих веществ, которые при освоении
минерализуются быстрее, чем гумусовые вещества. Накопление
новообразованных редуцирующих веществ за счет корневых и
пожнивных остатков не может восполнить их потерь при
минерализации торфа. При этом относительное накопление гумусовых
веществ в этих почвах возрастает сильнее, чем в почвах,
развитых на древесных, древесно-тростниковых и древесно-осоковых
торфах. Однако биохимическая устойчивость гуминовых кислот
моховых, осоковых и осоково-моховых торфов ниже, чем
древесных и древесно-тростниковых. Этим при всех прочих равных
условиях и предопределяется более длительная «жизнь» торфяных
почв, развитых на древесных, древесно-тростниковых и древесно-
осоковых торфах, по сравнению с почвами, развитыми на
моховых, осоковых ,и осоково-моховых.
В процессе освоения верховой сфагновой торфяной почвы
опытного поля Тоома, низинных осоковых торфяных почв
Новгородской ОМС и опытного поля Тоома произошло значительное
повышение степени разложения торфа. Степень разложения верхового
сфагнового торфа всего за 7 лет освоения возросла с 3 до 10 %.
70 90
Годы
158

Разложение низинного осокового торфа Новгородской ОМС
возросло с 20 до 40 %, а низинного осокового торфа опытного поля
Тоома в верхнем 10-сантиметровом слое за 70 лет освоения
увеличилось с 20 до 50 % (табл. 75—78). Анализ органического
вещества целинных торфяных почв и их окультуренных аналогов по
профилю по разработанной нами методике (Ефимов В. Н., Ва-
силькова М. Г., 1970) показал, что в процессе освоения почв
любого ботанического состава (в том числе сфагновых и осоковых)
связан с глубокой трансформацией органического вещества
торфа. Интенсивность этой трансформации и определяется не только
его ботаническим составом, но и длительностью освоения, так как
целинные и окультуренные аналоги в наших исследованиях имели
сходный ботанический состав (табл. 79—80).
Наши исследования, выполненные на Новгородской ОМС с
почвами различного срока освоения, показали, что наибольшие
75. Ботанический состав торфа низинной обедненной
торфяной целинной почвы Новгородской ОМС
Глубина,
см
0-8
8-20
20-40
40-50
Глубина»
см
R, %
20
20
25
—
Ботанический состав
Carex sp.,
Sphagnum subsecundum
S. subicolor
Equisetum sp.
Травяные остатки
Carex sp.
S. subsecundum
Травяные остатки
Carex sp.
Equisetum sp.
S. subsecundum
Древесные остатки
Травяные остатки
Минеральный грунт
%
участия
50
15
10
10
15
60
20
20
55
10
10
5
20
—
76. Ботанический состав торфа низинной обедненной
торфяной
#, %
Вид торфа
Осоковый
низинный
То же
»
>
»
»
>
»
»
>
»
»
—
почвы 70-летнего срока освоения Новгородской ОМС
Ботанический состав
i %
участия
Вид торфа
0—10 41, примесь Carex sp.
песка
Травяные остатки
10—24 43, примесь Carex sp.
песка
24—35 46, примесь
песка
35—40 47, примесь
песка
Кора березы
Травяные остатки
Carex sp.
Травяные остатки
> »
60
40
30
15
40
20
80
00
Осоковый
низинный
То же
Древесно-
травяной
низинный
То же
>
Травяной
»
»
159

77. Ботанический состав торфа низинной типичной торфяной
целинной почвы опытного поля Тоома
Глубина,
см
3-6
6-12
12-20
20-30
30-40
40-60
60-80
80-100
#, %
20
35
20
20
20
25
30
35
Ботанический состав
Сагех sp.
Древесные остатки
Phragmites communis
Eriophorum s.p.
Гипновые мхи
Травяные остатки
Сагех sp.
Кора березы
Древесина
Травяные остатки
Сагех sp.
Ph. communis
Травяные остатки
Древесные остятки
Сагех sp.
Ph. communis
Травяные остатки
Сагех sp.
Ph. communis
Травяные остатки
Сагех sp.
Ph. communis
Травяные остатки
Сагех sp.
Ph. communis '
Equisetum. sp.
Сагех sp.
Древесные остатки
Equisetum. sp.
Ph. communis
% участия
55
10
10
15
5
5
60
20
10
10
5
5
5
85
10
5
85
15
Единично
90
10
Единично
85
10
5
70
15
10
5
Вид торфа
Осоковый
низинный
То же
я
и
я
Я
я
я
я
„
я
я
я
„
я
„
я
я
»
„
я
я
я
„
„
„
„
я
„
изменения состава органического вещества торфа происходят в
первые 30—40 лет сельскохозяйственной культуры.- Продление
срока возделывания почв от 40 до 70 лет мало сказалось на
дальнейшем изменении состава органического вещества.
^ Верховая целинная и освоенная торфяная почва опытного поля
Тсюма по ботаническому составу торфа в верхнем
20-сантиметровом слое на 100 % состоит из Sphagnum fuscum, а следующий
слой (20 см) сложен S. medium. Маленький участок на целинном
болоте был осушен мелкими канавками 30—40 см глубиной. До
осушения и внесения известковых удобрений торф имел резко-
кислую (pHkci 2,3—2,49) реакцию, V — 40—53 %, влагоем-
кость — 2000—2600 %. После осушения и внесения известковых
удобрений pHkci в верхнем 10-сантиметровом слое 6,87; в слое
10—20 см —4,7; 20—40 см —2,46. Степень насыщенности
основания в слое 0—10 см 91,5 %; 10—20 см —69,1 %; 20—40 см —
42,2 %. Влагоемкость снизилась до 1020—1380 %.
Состав органического вещества типичен для почв верховых
болот. Содержание углерода в органической массе целинной и ос-
160

78. Ботанический состав торфа низинной типичной торфяной
почвы 70-летнего срока освоения опытного поля Тоома
Глубина,
см
/?, %
Ботанический состав
%
участия
Вид торфа
0—10 50, примесь Carex sp.
песка Sphagnum sp.
10-20
0-26
30-40
49, примесь
песка
51, примесь
песка
52, примесь
песка
Древесные остатки
Гипновые мхи
Sphagnum warnstorfii
Carex sp.
Phragmites communis
Древесные остатки
S. warnstorfii
Carex sp.
Древесные остатки
Carex sp.
65
15
5
5
60
25
10
5
70
25
5
80
10
10
85
10
5
85
10
5
90
10
Осоковый
низинный
To же
»
»
Осоково-
сфагновый
низинный
То же
»
»
»
»
»
Осоковый
низинный
То же.
»
»
»
»
»
»
»-
»
»
Древесные остатки
Травяные остатки
40—60 51, примесь Carex sp.
песка Травяные остатки
Древесные остатки
60—80 50, примесь Carex sp.
песка Травяные остатки
Древесные остатки
80—100 48, примесь Carex sp.
песка Травяные остатки
военной почвы не превышает 44—45 % (табл. 81). Даже за
короткий 7-летний срок освоения с органическим веществом
целинной почвы произошли заметные изменения, захватившие при
мелком осушении в основном верхний (0—10 см) слой. За пределами
20 см состав органического вещества торфа остался без
изменения. Изменения в верхней части профиля сводятся в основном к
уменьшению содержания углеводов и накоплению гумусовых
веществ. Во фракции, гидролизуемой 1 н. H2S04, содержание
углерода уменьшилось с 15,1 до 13,9 %, содержание углерода, гидро-
лизуемого 80%-й H2S04, снизилось с 34,7 до 28,1 %. Количество
углерода негидролизуемого остатка снизилось с 30,9 до 24,6%.
В то же время содержание гумусовых веществ в верхнем 10-
сантиметровом слое почвы возросло более чем в 2 раза по
сравнению с целинным аналогом (с 12 до 27 % от органической
массы торфа). Очевидно, что даже короткий срок освоения верховых
сфагновых торфяных почв приводит к значительной
трансформации органического вещества торфа. Эти изменения связаны с
разрушением углеводного комплекса и накоплением гумусовых
веществ. При этом происходит не только увеличение содержания
гуминовых кислот и фульвокислот, но и некоторое улучшение
группового состава гумуса (табл. 82).
\\ В. Н. Ефимов
161

79. Ботанический состав торфа низинной типичной торфяной
целинной почвы Минской ОБС (заповедник)
Глубина,
см
я,
Ботанический состав
%
участия
Вид торфа
0-20 30 Сагех sp.
Древесина хвойная
Phragmites communis
Корешки
Травяные остатки
20-40 35 Сагех sp.
Ph. communis
Древесные остатки
40—60 35 Ph. communis
Сагех sp.
Древесные остатки
60—80 35 Ph. communis
Сагех sp.
Древесные остатки
Гипновые остатки
80—100 40 Сагех sp.
Ph. communis
Гипновые мхи
Травяные остатки
80. Ботанический состав торфа низинной типичной торфяной почвы
70-летнего срока освоения Минской ОБС
40
35
10
10
5
65
25
80
15
5
75
15
5
5
60
15
15
10
Древесно-
осоковыи
низинный
То же
»
»
»
»
» ■
Тростнико
вый
То же
»
»
»
»
»
Осоковый
низинный
То же
»
»
Глубина,
см
Ботанический состав
%
участия
Вид торфа
0-20
20-35
35-53
49, примесь Древесные остатки
песка
Phragmites communis
Сагех sp.
Травяные остатки
Древесные остатки
Сагех sp.
Ph. communis
Equisetum sp.
Древесные остатки
Ph. communis
Equisetum sp.
50, примесь
песка
50, примесь
песка
45
30
20
5
50
35
10
5
65
20
5
10
Древесный
низинный
То же
»
За счет более интенсивного накопления гуминовых кислот
отношение гк:фк в освоенной почве составило 0,8 против 0,5—0,65
в целинной-. Тип гумусовых веществ, согласно классификации
Л. Н. Александровой (1980), изменился от фульватногр к гумат-
но-фульватному.
При 15-летнем сроке освоения верховых торфяных почв
Мурманского Севера (Переверзев В. П., Алексеева Н. С, 1973) со-
162

81. Состав органического вещества верховой торфяной почвы
опытного поля Тоома, % С на органическую массу
Почва

Глубина, см
С
валовой
С по фракциям органического вещества


зольной
вод ой
извлекаемой
0,1 М
Na4P207+
+0,02 .
NaOH
1 и.
H2S04
80%-й
H2S04
негид-
роли-
зуемогс*
остатка
Целинная
Освоенная
лет)
■0-8 44,05 2,58 3,10 12,12
8-20 44,51 2,54 1,70 14,94
20-40 45,66 3,46 1,40 17,30
(7
С—10 43,26 1,51
10—20 44,22 2,27
20-40 49,07 3,60
3,60 26,92
2,30 17,96
1,80 21,94
15,10
14,00
11,80
13,90
11,90
10,40
34,70
36,80
33,70
28,10
34,90
34,50
30,91
29,49»
31,0О
24,5а
29,22
25,1&
82. Состав гумусовых веществ верховой торфяной почвы
опытного поля Тоома, % С на органическую массу
Почва
Глубина,
см
Гумусовые|
вещества
Гуминовые
кислоты
Фульво-
кислоты
гк
фк
Целинная
Освоенная (7 лет)
0-8
8-20
20—40
0-10
10-20
20-Ю
12,12
14,94
17,30
26,92
17,96
21,94
4,20
5,86
6,30
12,60
7,96
9,58
7,92
9,08
11,00
14,92
10,00
12,36
0,53
0,65
0,57
0,80
0,80
0,78
держание гуминовых кислот увеличилось в 2 раза, а количество»
фульвокислот не изменилось. В результате отношение гк:фк в
верхнем слое освоенной почвы составило 1,8 против 1,0 в
целинной. Для всех, торфяных почв Севера из-за бедности их кальцием
характерна повышенная подвижность гуминовых кислот ввиду
резкого преобладания фракции I (метод Пономаревой и
Николаевой), которая представлена свободными и связанными с по-
лутораоксидами, гуминовыми кислотами. Фракция II гуминовых.
кислот, связанных с кальцием, появляется в небольшом
количестве при известковании почв. Это показано В. Н. Переверзевым и
Н. С. Алексеевой (1973) для почв Кольского полуострова и;
В. А. Бухман (1978) для почв Карелии.
Длительное 70-летнее освоение низинных торфяных почв
Новгородской ОМС и Минской ОБС, опытного поля Тоома привела
к глубокой трансформации органического вещества (табл. 83).
Освоение торфяных почв Новгородской и Минской ОБС
сопровождалось повышением содержания углерода в органической
массе торфа и. увеличением количества битумов, в то время как на
почве опытного поля Тоома этого не наблюдалось. Содержание
углерода в органической массе торфа в верхнем слое (0—20 см)
низинной обедненной торфяной почве Новгородской ОМС возро-
11*
163:

83. Распределение углерода по фракциям органического вещества
целинных и освоенных торфяных почв, % С на органическую массу
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная
обедненная торфяная
целинная
То же, 70 лет
освоения
Опытное поле Тоома:
низинная
типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет
освоения
Минская ОБС:
низинная
типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет
освоения
* С негидролизуемо!

Глубина,
см
0-2
2-8
8-20
20-40
0-10
10-24
24-35
35—40
0-3
3-6
6-12
12-20
20-30
30—40
40-60
60-80
80-100
0—10
Ю—20
20-26
30-40
40-60
60-80
80—100
0-20
20-40
40-6о
60-80
80—10С
0-20
20-33
33-53
ло остатка
С
валовой
51,34
52,16
54,58
65,68
57,83
57,49
62,25
71,19
53,94
52,80
55,42
51,53
52,44
50,11
53,67
53,28
53,06
48,21
52,35
49,96
54,51
51,25
53,68
54,13
48,56
52,39
52,16
54,97
} 52,2:
57, О*5
54, ЗС
С

бензольная
2,51
1,29
1,63
3,42
3,41
3,99
4,82
3,88
1,19
1,40
1,53
0,79
1,06
1,04
1,56
2,28
1,17
0,61
0,62
0,62
0,37
0,53
0,88
0,84
0,97
1,38
1,77
1,60
2,22
1,63
1,61
65,87 3,54
высчитано по
по фракциям органического
водная
2,13
2,42
1,36
1,15
2,37
0,97
0,88
1,26
2,15
1,25
0,91
0,93
0,65
0,46
0,35
0,37
0,74
1,02
0,87
0,93
0,62
0,58
0,48
0,53
0,81
0,77
0,84
0,68
0,43
0,52
0,42
извлекаемой
0,1 М i
Na4P207+
-f 0,02 и.
NaOH
15,97
24,98
27,98
31,35
33,92
36 ,.46
40,68
41,15
22,66
25,23
28,27
24,68
22,73
17,54
15,52
14,72
16,21
31,68
30,03
34,79
29,54
28,87
28,99
28,11
27,60
31,39
34,90
25,26
24,20
35,86
28,29
0,71 37,68
разности между
1 н.
H2SO<
2,27
2,52
3,70
2,31
Не опр.
1,14
0,58
0,38
1,98
1,60
1,99
2,68
2,86
1,84
3,66
3,91
3,51
2,27
1,79
1,70
2,14
1,26
1,42
1,33
1,09
0,98
0,90
0,85
0,55
1,60
1,68
1,85
валовым
вещества
3 0%-й
H2S04
5,32
4,72
3,34
2,16
Не опр.
2,14
1,96
1,58
3,36
3,21
2,39
2,92
3,63
2,30
3,12
3,24
3,52
3,24
2,52
2,84
2,40
1,74
1J4
1,78
2,48
1,69
1,67
1,71
1,20
2,06
1,73
2,57
[ углер
негид-
роли-
зуемого

остатка*
23,14
16,23
17,44
25,29
—
12,79
13,33
22,94
22,60
20,11
20,33
19,53
21,51
26,93
29,46
28,76
27,91
9,39
16,52
9,08
19,54
18,27
20,17
21,54
15,61
16,28
12,08
24,87
23,65
15,41
20,57
19,53
одом и
суммой углерода всех выделенных фракций.
ело с 51—54 до 58—62 %, а низинной типичной торфяной почвы
Минской ОБС — с 49 до 57%. Освоение связано с уменьшением
количества водорастворимых веществ. Во всех освоенных почвах
содержание этих веществ меньше, чем в целинных аналогах. Это
свидетельствует об уменьшении подвижности органического
вещества торфа в процессе освоения.
Освоение почв Новгородской ОМС связано со значительным
уменьшением углеводов (углерода фракций, гидролизуемых 1 н.
164

H2S04 и 80%-й. H2S04). В торфяных почвах опытного поля Тоома
и Минской ОБС этого не происходит. Процесс длительного
окультуривания связал со значительным уменьшением углерода во
фракции негидролизуемого остатка. Особенно значительное
снижение углерода негидролизуемого остатка отмечено в почвах
Новгородской ОМС и опытного поля Тоома. Это свидетельствует о
том, что в процессе окультуривания минерализации подвергаются
не только легкогидролизуемые вещества, но и негидролизуемые
соединения, представленные в основном лигнином и
промежуточными продуктами гумификации (по Н. Н. Бамбалову).
Уменьшение фракции трудногидролизуемых веществ может являться
также косвенным доказательством участия этой фракции в синтезе
гумусовых веществ. Освоение торфяных почв сопровождается
накоплением гумусовых веществ. Особенно интенсивно процесс
накопления гумусовых веществ идет на почвах, имеющих на начало
освоения низкую степень разложения торфа (низинная обедненная
торфяная почва Новгородской ОМС). Это является косвенным,
доказательством того, что накопление гумусовых веществ в
торфяных почвах при освоении носит в основном относительный
характер, связанный с более интенсивным разрушением легкогид-
ролизуемых веществ.
Синтез их за счет корневых и пожнивных остатков
возделываемых культур имеет меньшие размеры в трансформации
органического вещества освоенных торфяных почв.
Гумусовые вещества являются преобладающей фракцией
органической массы освоенных почв (табл. 84). Это свидетельствует
об их относительно большей биохимической устойчивости в
условиях мелиорированных почв по сравнению с другими группами
органического вещества торфа. Если в целинной почве
Новгородской ОМС на долю углерода гумусовых веществ приходилось 31 —
48 % от валового его содержания в органической массе, то в
освоенной почве содержание углерода гумусовых веществ возросло
до 59—65 %. В верхнем слое целинной торфяной почвы опытного
поля Тоома доля углерода гумусовых веществ от валового
углерода не превышает 42—51 %, а в освоенной почве она возрастает
до 57—69 %. Менее значительные изменения отмечены в
торфяной почве Минской ОБС. Это связано с тем, что в осушенном
заповеднике Минской ОБС процессы трансформации
органического вещества торфа идут хотя и меньшими темпами, чем в
освоенной, почве, но все же довольно интенсивно. Почвы заповедника
не являются абсолютным контролем целинного варианта почв.
Освоение торфяных почв сопровождается не только
накоплением гумусовых веществ, но и улучшением качества гумуса. Как
видно из табл. 85, процесс освоения сопровождается
значительным накоплением наиболее ценной части гумуса: гуминовых
кислот, как наиболее зрелых и биохимически наиболее устойчивых.
Количество фульвокислот в целинных и освоенных вариантах
остается на одном уровне. В результате отношение гк:фк
расширяется. Во всех освоенных почвах наблюдается явное преимущество
165

84. Содержание гумусовых веществ в целинных и освоенных
торфяных почвах
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
У
Глубина, см
0-2
2-8
8-20
20—40
0—10
10—24
•24-35
35-40
0-3
3-6
6-12
12-20
20-30
30-40
40-60
60—80
80-100
с-ю
10—20
20-26
30-40
40-60
60—80
80-100
0-20
2;-40
, 40-60
60—80
80-100
0-20
20-33
33-53
Гумусовые
вещества, %
от
органической массы
31,9
49,9
54,2
62,7
67,8
72,9
81,4
82,3
45,3
50,5
56,5
49.4
45,5
35,1
31,0
29,4
32,4
63,4
60,1
69,6
58,9
57,7
58,0
56,2
55,2
62,8
69,8
50,5
48,4
71,7
56,6
75,4
С гумусовых
веществ, %
от валового
углерода
31,1
47,9
45,7
47,7
58,7
63,4
65,4
57,8
42,0
47,8
51,0
47,9
43,3
35,0
28,9
27,6
30,6
65,7
57,4
69,6
54,0
56,3
54,0
51,9
56,8
59,9
66,9
46,0
46,3
62,8
52,1
57,2
гуминовых кислот, а тип гумусового режима устойчивый гумат-
ный.
Следовательно, изменение органического вещества связано
преимущественно с трансформацией вековых запасов торфа. Однако
в освоенных почвах имеет место и процесс новообразования
гумусовых веществ за счет органического вещества корневых и
пожнивных остатков. Можно полагать, что новообразованные
гумусовые вещества должны отличаться от более «старых» гумусовых
веществ различной прочностью закрепления в профиле, а
следовательно, и различной пептизируемостью.
Н. Н. Бамбалов (1974) считает, что в процессе гумификации
растительных остатков гуминовые кислоты обогащаются фрак-
166

85. Состав гумуса в целинных и освоенных торфяных почвах
Болотная станция, почва
Новгородская ОМС*
низинная обедненная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Минская ОБС
низинная типичная торфяная
целинная
*
То же, 70 лет освоения
Глубина,
см
0-2
2-8
8-20
20-40
0-10
10-24
24-35
35-40
0-3
3-6
6-12
12-20
20-30
30-10
40—60
60—80
80-100
0-10
10-20
20-26
30-40
40-60
60-80
80-100
0-20
20-40
40—60
60—80
83-100
0-20
20—33
33-53
% от органической
массы
Сгк
8,33
13,99
16,25
21,68
22,47
25,44
30,50
32,53
14,18
15,21
18,21
13,81
13,99
12,77
9,96-
10,20
12,25
21,06
21,50
21,25
19,16
16,79
14,77
18,46
18,09
22,52
27,44
19,05
16,50
30,60
20,40
25,14
Сфк
8,75
10,99
10,85
8,67
11,45
11,02
10,18
8,62
8,48
10,02
10,06
10,87
8,74
4,77
5,56
4,52
3,96
10,62
8,53
13,54
10,28
12,08
14,22
9,65
9,51
8,87
7,46
6,21
7,70
5,26
7,81
12,54
с
^гк
Сфк
0,95
1,27
1,50
2,50
1,96
2,31
2,99
4,16
1,67
1,52
1,81
1,27
Ц60
2,68
1,79
2,26
3,09
1,98
2,52
1,57
1,86
1,39
1,04
1,91
1,90
2,54
3,68
3,07
2,14
5,82
2,61
2,00
цией I (выделяемой 0,1 М раствором Na4P207 с рН 7) при
одновременном снижении доли фракции II (выделяемой 0,0625 н.
NaOH). По мнению Н. Н. Бамбалова, содержание фракции I гу-
миновых кислот увеличивается в процессе окультуривания
торфяных почв.
Можно полагать, что новообразованные гумусовые вещества
должны легче пептизироваться, нежели старые. Применяемый
нами метод последовательной пептизации гумусовых веществ из
одной навески различными растворителями в условиях
нарастания их экстрагирующего действия (после выделения битумов и
водорастворимых веществ) позволяет выделить различные по
степени закрепления в профиле фракции этих веществ.
167

Для этой цели была предложена следующая схема экстракции
гумусовых веществ из торфяных почв:
1-я фракция. Пептизация 0,1 М раствором iNa4P207, pH 7, при
температуре 25° С.
2-я фракция. Пептизация 0,1 М раствором <Na4P207, pH 9,5 при
температуре 25° С.
3-я фракция. Пептизация 0,1 М раствором Na4P207, pH 9,5 при
нагревании до 80 °С.
4-я фракция. Пептизация 0,02 н. раствором NaOH при
нагревании до 80 °С.
Освоение торфяных почв Новгородской опытно-мелиоративной
станции привело к значительному накоплению фракции
гумусовых веществ, пептизируемых раствором пирофосфата натрия при
рН 7 и 9,5 при температуре 25 °С (табл. 86).
88. Функциональный состав гумуса целинных и освоенных торфяных почв
Синция, почва
Новгородская
ОМС:
низинная
обедненная
целинная
То же,
45-летнего освоения
Опытное поле То-
ома:
низинная
типичная
целинная
То же,
37-летнего освоения

Глубина, см
Содержание С,
1-я фракция
Собщ
0-2 1,23
2-8 4,59
8-20 1,56
20—40 2,88
0-10 9,30
10—2010,62
20—30 9,51
30-1016,08
0—3 1,04
3-10 2,97
10-20 3,29
40—60 6,19
0-10 5,12
10-20 4,76
45-60
4,72
с
^гк
Сфк
0,2
0,8
0,5
1,1
4,1
1,9
2,7
3,4
0,2
0,9
0,9
1,3
1,8
1,5
2,7
i на органическую массу торфа
2-я фракция
Собщ
0,69
1,63
1,21
1,72
3,06
3,26
3,14
4,57
0,65
0,96
0,99
1,74
1,49
1,54
1,55
С
гк
Сфк
0,6
0,3
1,2
0,4
7,6
4,1
2,1
4,3
1,6
1,8
1,3
6,9
1,5
0,9
1,1
3-я фракция
Собщ
8,10
12,73
15,76
17,77
17,66
23,03
19,25
15,67
10,33
16,10
17,07
17,39
19,39
18,75
16,25
с
гк
Сфк
0,7
1,4
1,3
3,0
3,6
1,8
2,3
4,1
1,1
2,9
3,5
6,1
2,4
2,5
4,5
4-я фракция
Собщ
3,42
4,08
6,25
7,09
6,52
6,31
6,23
5,34
5,18
8,91
9,34
8,24
7,84
7,99
9,62
с
гк
Сфк
1,4
2,1
2,7
3,7
3,6
3,3
3,6
0,9
3,3
2,3
3,6
3,6
4,1
2,3
4,3
Легкопептизируемые гумусовые вещества (фракции I и II)
освоенной почвы отличаются от аналогичных фракций целинной
почвы явно выраженным гуматным характером (СГк:СфК от 2 до 7
в освоенной почве против 0,5—0,7 в целинной). Происхождение
этих фракций неизвестно. Можно полагать, что
легкопептизируемые фракции гумусовых кислот в освоенной почве являются
новообразованными веществами. Однако механизм их образования
остается неясным. Возможно, их накопление связано с синтезом
новых гумусовых веществ в освоенной почве. Но вероятнее
совершенно другой механизм их накопления, объясняемый процес-
168

сами окислительно-гидролитической деструкции более прочно
закрепленных труднопептизируемых «старых» гумусовых веществ.
Высокое содержание щелочерастворимой фракции объясняется
искусственной гумификацией углеводного комплекса в процессе
анализа, так как содержание углеводов в целинных почвах
всегда больше, чем в освоенных.
Следовательно, вопрос об усилении темпов синтеза гумусовых
веществ в освоенных почвах не доказан. Однако новообразование
гумусовых веществ в этих почвах имеет место как и во всяких
Других.
В освоенных торфяных почвах осуществляются процессы
разрушения вековых запасов органического вещества торфа и его
преобразования, а также процессы новообразования
органического вещества за счет корневых и пожнивных остатков с их
дальнейшей трансформацией. Доминирование процессов разрушения
над процессами новообразования и предопределяют выход на
дневную поверхность новых слоев торфа, органическое вещество
которых также включается в процессы трансформации.
В конечном итоге происходит полная сработка органогенного
горизонта.
Изменение содержания и форм азота
в торфяных почвах при мелиорации
Ценность торфяных почв как объектов мелиорации в
значительной мере определяется высоким содержанием в них азота
(табл. 87).
Следует различать понятия «запас азота в пахотном слое» и
его «запас во всем профиле торфяной почвы». В пахотном слое
освоенных почв запасы азота всегда выше по сравнению с
аналогичным по мощности слоем целинной почвы вследствие усиления
процессов гумификации торфа при освоении и вхождения азота
в их состав, а также из-за большей объемной массы освоенных
почв (табл. 88).
Для балансовых расчетов необходимо иметь данные по
содержанию азота во всей толще целинной почвы и сравнивать запасы
азота в ней с его запасами в оставшейся после «сработки» толще
освоенной почвы.
Абсолютные запасы азота во всем профиле освоенной почвы по
сравнению с целинной непременно уменьшаются вследствие
усиленной минерализации торфа, выноса азота с урожаем,
дренажными водами, газообразными потерями и потерями за счет
эрозии.
Освоение связано не только с уменьшением запасов валового
азота, но и с трансформацией азотного фонда почв. В связи с
накоплением гумусовых кислот возрастает доля азота, входящего в
их состав (табл. 89).
Одновременно в пахотных почвах идут процессы
минерализации органического вещества и накопления минеральных форм
169

87. Содержание валового азота в целинных и освоенных торфяных почвах
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
То же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
То "же, 70 лет освоения
Глубина, см
0-8
8-20
20-40
0—10
10-24
24—35
35-40
0-3
3-6
6-12
12-20
20—30
30-40
60—60
60—80
80-100
0-10
19-20
20—26
30-40
40—60
60—80
80-100
0-20
20-40
40-60
60-80
80-100
ЮО-120
0-20
20-33
33-53
53-58
Содержание N, %
на сухой торф
3,35
3,01
2,52
2,74
2,90
3,25
1,56
- 2,71
2,85
3,24
3,81
4,00
3,70
3,30
3,30
2,89
3,70
3,50
3,41
3,02
2,53
2,41
2,80
3,63
3,53
3,08
2,93
2,92
3,05
3,43
3,06
2,90
1,43
на
органическое вещество
3,56
3,27
3,50
3,47
3,59
3,90
3,52
3,25
3,27
3,61
4,27
4,50
4,04
3,59
3,58
3,13
4,32
4,05
3,95
3,49
2,96
2,77
3,20
4,42
4,02
3,66
3,15
3,15
3,36
4,80
3,60
5,04
4,36
азота. Если в целинных почвах на долю минеральных форм азота
приходится не более 1—1,5 % от валового его содержания, то в
освоенных почвах — до 3%. При этом доля легкогидролизуемого
азота — ближайшего резерва минеральных форм — уменьшается
(табл. 89). Интенсивность накопления минерального азота
определяется географическим местоположением торфяника. На севере
европейской части СССР из-за низких температур
минерализация идет вяло и заканчивается в основном на стадии образования
аммиака (Бухман В. А., 1958; Переверзев В. Н., Головко Э. А.,
Алексеева Н. С, 1970). Наибольшее количество нитратного азота
на паровых площадках приходится здесь на июль и не
превышает 8 мг/100 г почвы. В почвах средней тайги содержание N03
на паровых площадках возрастает до 15 мг на 100 г почвы. На
170

88. Запасы азота в целинных и мелиорированных торфяных почвах
Станция, почва
Глубина, см
Запасы N, т/га
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная целинная
То же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
То же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная целинная
То же, 70 лет освоения
0-24
24—40
0-40
0-21
24-10
0-10
0—24
24-40
40-60
60-100
0-40
0-100
0-21
24—10
40—60
60—100
0-10
0-100
0-24
24—40
40—60
0-40
0-24
24-40
0-40
8,01
4,23
12,24
21,16
34,82
55,98
9,50
6,11
5,41
8,30
15,61
29,32
15,01
7,61
7,29
14,65
22,62
44,56
22,43
12,77
16,32
35,20
34,07
17,84
51,91
89. Содержание азота легкогидролизуемых и гумусовых веществ
в целинной и освоенной низинной обедненной торфяных почвах
Новгородской ОМС
Почва
Глубина, см
Азот
легкогидролизуемый,
мг/100 г торфа
гумусовых веществ,
% к валовому азоту
Целинная
55-летнего освоения
0-8
8-20
20—40
0-10
10-24
24—35
93,6
77,4
39,9
49,4
48,4
44,1
58,8
54,9
59,2
86,0
83,3
80,5
торфяных почвах Полесья БССР и УССР максимальное
накопление нитратного азота на паровых участках также приходится на
июль и составляет от 70 до 120—160 (250) мг .N03 на 100 г почвы
(Лупинович И. С, 1969; Скоропанов С. Г., 1969; Мееровский А. С,
1966; ВознюкС. Т., 1967).
Если в условиях Севера для накопления минерального азота
необходимо повышать темпы минерализации органического ве-
171

щества, то в условиях Белорусского и особенно Украинского
Полесья и лесостепи необходимо сдерживать интенсивность этого
процесса.
Биогенность почв Севера повышают тепловой мелиорацией,
запашкой навоза и зеленого удобрения (Переверзев В. Н.,
Алексеева Н. С, 1980). Однако без систематического внесения
минеральных азотных удобрений эффективность их освоения остается
крайне низкой.
В торфяных почвах Полесья и лесостепи может накапливаться
одностороннее избыточное количество азота. Его уменьшению
способствуют снижение удельного веса пропашных культур и
повышение удельного веса многолетних трав и уровня грунтовых вод,
применение ингибиторов нитрификации.
90. Содержание легкогидролизуемых форм азота в торфяных почвах
Станция, почва
Горизолт,
см
Формы соединений азота
мг ка 1 кг почвы
кислотно-
гидроли-
щелочно-
гидроли-
% от валового
кислотно-
гидроли; —
щелочно-
гидроли* —
Новгородская ОМС:
целина
окультуренная —
55 лет
70 лет
Поле Тоома:
целина
окультуренная«
55 лет
?0 лет
Минская ОБС:
целина
окультуренная■
55 лет
70 лет
0-8
8-20
20-40
0-10
10-24
24-35
35-40
0-10
10-24
24-35
35-40
0—12
12-20
20-30
30-40
0-10
10-20
20-30
30-40
0—10
10-20
20-30
30-40
0-20
20—40
0-20
20—33
0-20
20-33
936
774
399
494
484
441
413
347
320
363
320
1023
852
530
497
576
531
502
487
486
460
457
408
1210
914
727
680
547
444
2396
1827
1574
1865
1444
1037
987
1452
1015
952
825
2338
2210
1987
1757
1960
1638
1561
1358
1674
1384
1216
1078
2940
2156
2114
1958
1848
1204
2,79
2,57
1,58
1,85
1,66
1,55
2,19
1,27
1,10
1,12
2,05
2,90
2,24
1,33
1,34
1,45
1,36
1,49
1,45
1,31
1,31
1,34
1,35
3,33
2,59
2,05
1,97
1,59
1,45
7,15
6,07
6,25
6,98
4,95
3,64
5,22
5,30
3,50
2,93
5,29
6,62
5,80
4,97
4,75
4,92
4,19
4,65
4,03
4,52
3,95
3,57
3,57
8,10
6,11
5,95
5,66
5,39
3,93
17У

Накопление минеральных форм азота происходит за счет его
легкогидролизуемых соединений. Чем больше срок освоения
почвы, тем меньше остается легкогидролизуемого азота — резервного
фонда минеральных форм в почве (табл. 90). Легкогидролизуе-
мый азот определяют методом Тюрина — Кононовой или методом
Корнфильда. Хотя последний дает более полный гидролиз
органических азотосодержащих соединений, чем метод Тюрина —
Кононовой, оба они свидетельствуют об одинаковом характере
изменения азотного фонда при длительном освоении торфяных почв.
Баланс органического вещества и эволюция
мелиорированных торфяных почв
Вопросы баланса органического вещества разрабатываются
С. Г. Скоропановым, И. И. Лиштваном, А. И. Барсуковым,
Н. Н. Бамбаловым и др. В наиболее обобщенной форме баланс
разработан Н. Н. Бамбаловым (1984), который, выделяет 3 его
типа в торфяных почвах: 1) компенсированный (поступление
органического вещества уравнивает его расход); 2) положительно
декомпенсированный, или положительный (поступление в почву
превышает расход); 3) отрицательно декомпенсированный, или
отрицательный (расход органического вещества превышает его
поступление в почву).
Математическое уравнение баланса, ^выведенное им, имеет
следующий вид: О^КЮк+КгОж + КзОо—КОм—Ов—Од—-Оу, где
Ок—приход за счет корневых остатков, т/га; Ож — приход за счет
пожнивных остатков, т/га; 00 — приход за счет опада, т/га; Ом —
расход за счет минерализации, т/га; Ов — расход за счет выноса
с водными потоками, т/га; Од — расход за счет дефляции, т/га;
Оу—расход за счет выноса с урожаем, т/га; Ki, K2, Кз —
эмпирические коэффициенты для данной почвенно-климатической зоны.
Баланс составляется для любого слоя почвы за сезон, год,
ротацию севооборота или за время освоения почвы. Для
определения запасов органического вещества Н. Н. Бамбалов
предлагает формулу 0\,2 = hy-100 000(100—А), где h — мощность
торфяного слоя, м; А — средневзвешенная величина зольности торфа,
%; У — средневзвешенная величина объемной массы почвы, т/га.
Главной статьей прихода является органическое вещество
корневых и пожнивных остатков. По обобщенным данным Н. Н. Бам-
балова (1984), в освоенную торфяную почву поступает
следующее количество корневых остатков: зерновые — 0,8—1,2 т/га;
картофель— 0,4—0,7 т/га; кукуруза 1,4—2,4 т/га; кормовые бобы —
1,0 т/га; многолетние травы — 2,5—3 т/га; с пожнивными
остатками в почву ежегодно поступает: зерновые—1,0—1,6 т/га;*
кукуруза— 1,0—1,3 т/га; кормовые бобы—1,0 т/га; картофель —
0,5—2,6 т/га; многолетние травы — 3 т/га; с опадом поступает:
ячмень— 0,2 т/га; кукуруза и картофель — по 0,6 т/га; сахарная
свекла — 0,7 т/га. Следует иметь в виду, что при изучении
баланса органического вещества в приходной статье учитываются ра-
173

стительные остатки, еще не преобразованные в органическое
вещество почвы, тогда как в расходной части,учитывается не фито-
масса, а органическое вещество торфа. По данным П. Пакари-
нена (Pakarinen P., 1975), накопление торфа в болоте верхового
типа составляет всего от 8 до 33 % от исходной фитомассы. По
подсчетам Н. И. Пьявченко (1985), в переходных торфяниках
Карелии в процессе оторфовывания сохраняется только около 16 %
исходной, фитомассы, а 84 % ее подвергается полной
минерализации. Эти подсчеты сделаны для целинных почв. По данным
М. М. Кононовой, в минеральных почвах только около 25 %
фитомассы гумифицируется, а 75 % подвергается минерализации.
Поэтому расчеты баланса, где в приходной части выступает масса
растительных остатков, еще не преобразованная в органическое
вещество почвы, а в расходной — масса, уже преобразованная в
органическое вещество почвы, условен. Для составления баланса
Н. Н. Бамбалов (1984) предлагает вводить эмпирические
поправочные коэффициенты на переход растений-торфообразователей
в органическое вещество торфа. Эти коэффициенты могут быть
выведены на основе экспериментальных данных, с учетом
различий ботанического состава торфа. При таком подходе расходные
статьи сильно возрастают, и положительный баланс органического
вещества в освоенных почвах не может быть представлен даже
теоретически. Потери органического вещества зависят от
интенсивности осушения и вида возделываемых культур. В. М. Зубец
и В. И. Дуброва (1963) показали, что в условиях Белоруссии
потери органического вещества в севообороте при норме осушения
до 2 м составили 15,9 т/га, при норме 1,2 м — 7 т/га, при норме
0,7 м — 2,2 т/га.
Н. Н. Бамбалов (1984) считает, что потери органического
вещества при возделывании зерновых культур в условиях
Белоруссии составляют 6,5—10,3 т/га. Только за счет ветровой эрозии
ежегодные потери торфа могут достигать под пропашными
культурами до 2—3 т/га, под зерновыми — около 1 т/га. Под
многолетними травами нет потерь торфа за счет эрозии.
По данным С. Г. Скоропанова (1969), в севообороте с
участием многолетних трав, зерновых и пропашных культур ежегодная
минерализация органического вещества составляет около 7 т/га
абсолютно сухой массы, а под пропашными культурами — более
10 т/га.
По данным А. И. Барсукова (1970, 1978), С. Г. Скоропанова
и А. И. Барсукова (1974), дефицит органического вещества на
слаборазложившихся торфяных почвах Полесской
опытно-мелиоративной станции достигает больших величин. Основные потери
органического вещества происходят за счет минерализации. Под
многолетними травами за год разрушается до 7—8 т/га
органического вещества, а образуется вновь за счет корневых и
пожнивных остатков 5—6 т/га. Под пропашными культурами
разрушение органического вещества идет наиболее интенсивно и достигает
11 — 12 т/га, а вновь образуется 1,5—2,0 т/га.
174

Минимальные потери органического вещества наблюдаются в
условиях осушенных торфяников Севера, где из-за недостатка
тепла процессы минерализации органического вещества идут
слабо. На Кировской лугово-болотной станции, даже в интенсивно
осушенных почва* (при УГВ 1,5 м), потери органического
вещества под однолетними культурами не превышают 4 т/га, а под
многолетними травами — 2 т/га. Долголетнее (с 1937 г.) бессменное
выращивание многолетних трав мало уменьшило мощность
торфяного горизонта.
Необходимо отметить, что довольно часто суждения о размерах
минерализа'ции органического вещества приводятся вне связи с
ботаническим составом торфа, исходной степенью его разложения
на начало освоения и особенностями состава органического
вещества. Все эти показатели должны учитываться, так как
минерализация торфов различного ботанического состав идет с
неодинаковой скоростью. В целом положительный баланс
органического вещества может складываться только в целинных неосушенных
торфяных почвах. Осушенным, а тем более освоенным почвам
присущ отрицательный баланс органического вещества. В
практике освоения нет ни одного случая, чтобы в освоенной почве
удалось полностью сохранить органическое вещество целинной
почвы. Теоретически компенсированного, а тем более положительного
баланса не может быть в освоенных почвах. Болотный
биогеоценоз в естественном состоянии характеризуется очень малой
емкостью биологического круговорота веществ. Освоенная почва
обеспечивает продуктивность биомассы значительно выше, чем
целинная. Это достигается за счет мобилизации зольных веществ
и азота, высвободившихся при разложении органического
вещества торфа.
Урожай создается не только за счет азота и зольных веществ
почвы, но и удобрений. Однако растения используют лишь около
40 % азота из удобрений, а 60 % — из почвы. Следовательно, чем
выше урожай, тем больше растение использует питательных
веществ не только из удобрений, но и из самой почвы.
Наши исследования (Ефимов В. Н., Осипов А. И., 1978) с
15N показали, что использование азотных удобрений приводит к
дополнительному потреблению растениями так называемого
«экстраазота» почвы. Величина этого потребления возрастает с
повышением нормы вносимого азотного удобрения (Ефимов В. Н.г
Царенко В. П., Шидловская Т. П. и др., 1982). Следовательно,
применением азотных удобрений нельзя сберечь азот почвы в
органической форме, т. е. замедлить темпы минерализации
торфа. Фосфорные и калийные удобрения также не могут ингибиро-
Ьать процесс минерализации органического вещества, так как
фосфор и калий необходимы гетеротрофным бактериям,
осуществляющим разложение органического вещества, и в частности
целлюлозы. В микробиологических исследованиях для повышения
активности гетеротрофных микроорганизмов, использующих угле-
175

род органических соединений, применяют стартовые дозы
фосфора и калия.
Внесение минеральных удобрений способствует росту
численности микроорганизмов, разрушающих органическое вещество
почв. Минеральные удобрения, повышая урожайность, повышают
тем самым количество корневых и пожнивных остатков. Этим и
создается иллюзия ингибирования процессов разложения
органического вещества торфа посредством применения удобрений.
Исследованиями В. И. Белковского, В. С. Жилиной, Н. Г. Ба-
риловой и др. (1984) показано, что в условиях, когда внесение
высоких норм NPK не сопровождается приростом урожайности,
потери органического вещества торфа увеличиваются. Ингибиро-
вать процесс нитрификации могут только хлор при внесении
больших норм сырых калийных солей и специальные химические
препараты— ингибиторы нитрификации.
Применение N-Serve на торфяных почвах Белоруссии резко
снижало их нитрифицирующую способность. При содержании N—N03
на контроле 48,3 мг/100 г почвы количество нитратного азота при
применении N-Serve уменьшилось до 12,6—16,3 мг/100 г почвы.
Это позволяет без снижения урожайности возделываемых культур
сохранять ежегодно на 1 га 1,5—2,5 т сухого торфа (Куш-
нир А. М., Мееровский А. С, Хапкина 3. А. и др., 1981).
Проблема дефицита органического вещества наиболее актуальна для
торфяных почв Полесья и лесостепи. В северных районах она
имеет меньшее значение.
Из всех существующих почвенных типов торфяные почвы
наиболее сильно подвергнуты изменениям, связанным с их освоением.
Процесс их освоения в эволюционном плане связан с
постепенным, но неуклонным разрушением вековых запасов органического
вещества. Сформировавшись как почвы гидроморфного ряда, они
в условиях полугидроморфности менее устойчивы к новой
экологической, среде и деградируют. Скорость минерализации торфа
определяется климатическими условиями местности, а в пределах
одного региона — ботаническим составом торфа и степенью его
разложения на начало освоения, нормой осушения и характером
использования почв. На первых этапах освоения происходит
разрушение углеводов, накопление гумусовых веществ и битумов как
более устойчивых к микробиологическому разложению. В
последующем минерализации подвергаются и эти вещества.
Минеральная часть торфяных почв очень мала, она сильно рассеяна в
большой массе органического вещества, практически не содержит
глинистых минералов, способных фиксировать огромные количества
гумусовых веществ. Преобладающая часть гумуса находится в
свободном состоянии, не связана с минеральной частью почвы,
что также усиливает его разрушение. Процессы новообразования
гумуса за счет корневых и пожнивных остатков не могут
компенсировать его потерь.
В конечном итоге органогенные почвы при подстилании их
глинистыми породами трансформируются в антропогенные гле-
176

евые. При этом контактный глинистый слой, выходящий на
поверхность, пропитывается растворимыми гумусовыми веществами.
При подстилании торфов песками после полной «сработки»
торфа последние выходят на дневную поверхность и подвергаются
дефляции. Время' эволюции торфяных почв колеблется от
нескольких десятков до сотен лет в зависимости от географического
местоположения торфяника, мощности торфа, ботанического состава
и степени его разложения на начало освоения, культуры болот.
По данным И. А. Эйзена (1961), «сработка» слаборазложив-
шейся торфяной низинной, почвы на опытном поле Тоома
составляет 1,2 см, а на хорошо разложившейся — только 0,6 см в год.
По данным М. И. Окуневой (1957), ежегодное уменьшение
торфяного горизонта на Новгородской ОМС составило для низинных
обедненных почв 3,1—4 см, для низинных типичных—1,6—2,4 см.
Низинные обедненные почвы имели более низкую разложенность
торфа на начало освоения, и «сработка» торфа в них шла
быстрее, чем на типичных почвах. По данным С. Г. Скоропанова
(1961), за 46 лет освоения низинных типичных почв Минской
ОБС ежегодное уменьшение мощности торфа составило 1,1—2 см.
Хотя Минская ОБС находится южнее Новгородской ОМС,
ежегодная сработка торфа на ней меньше. Это связано с тем, что
торф на Минской станции имеет древесно-тростниковый и дре-
весно-осоковый ботанический состав, который минерализуется
медленнее, чем осоковый торф Новгородской ОМС.
За 70 лет сельскохозяйственной культуры 1,5—2,0-метровая
толща торфа на Новгородской и Минской станциях почти
полностью «сработалась». Значительна «сработка» торфа и на
опытном поле Тоома, однако она менее заметна из-за большей
начальной мощности торфа (4—4,5 м). Для продления «жизни»
торфяных почв необходимо применять меры для уменьшения потерь
органического вещества.
Интенсивность процессов разрушения и накопление
органического вещества в определенных пределах можно регулировать
нормой осушения и видом возделываемых культур. Среднегодовое
уменьшение мощности торфа на Сарненской станции по освоению
болот при бессменном возделывании кормовой свеклы составило
1,9 см, в полевом севообороте с 3 полями многолетних трав —
1,35 см, под многолетними травами — 0,89 см (Гордейчук А. С,
1977). Приоритет в использовании не только маломощных, но и
мощных торфяных почв должен быть отдан луговодческому
направлению. Биологические особенности многолетних трав удачно
сочетаются с природой торфяной почвы и высоким уровнем
грунтовых вод: для них требуется меньшая норма осушения, чем для
других культур, что способствует уменьшению разрушения
органического вещества торфа; с другой стороны, многолетние травы
оставляют в почве наибольшее по сравнению с другими
культурами количество корневых и пожнивных остатков. В
упоминавшихся опытах А. С. Гордейчука (1977) многолетние травы 1-го
года пользования накапливали в 0—30-сантиметровом слое почвы
12 В. Н. Ефимов
177

3,87 т/га органического вещества; 2-го года — 4,43 т/га, 3-го года —
5,40 т/га, 4-го года — 6,30 т/га. Растения многолетних трав в
меньшей мере подвергаются воздействию заморозков, дают
высокие и устойчивые урожаи даже на Севере и лучше всего
сберегают торф от разрушения.
В рекомендациях по рациональному использованию торфяных
месторождений и запасов торфа в Белорусской. ССР (1982)
указывается на целесообразность использования торфяных почв' с
мощностью торфа менее 1 м под многолетние травы или
культурные сенокосы и пастбища с возделыванием зерновых культур
только в период перезалужения. Однако не следует
интенсифицировать процесс разложения мощных торфяных почв
возделыванием пропашных культур для того, чтобы затем на стадии
почти полной «сработки» торфа заниматься их спасением. В
перспективе зерновые и пропашные культуры должны быть полностью
выведены и с мощных торфяных почв, хотя в настоящее время это
нереально. В будущем на больших массивах торфяных почв
необходимо создавать межхозяйственные специализированные
объединения по производству витаминных гранулированных кормов.
Залужение крупных торфяных массивов будет способствовать и
сохранению этих почв, и укреплению кормовой базы
животноводства.
Глава 8
ИЗМЕНЕНИЕ ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИХ СВОЙСТВ
И СОСТАВА МИНЕРАЛЬНОЙ ЧАСТИ
МЕЛИОРИРОВАННЫХ ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Изменение физико-химических свойств
и морфологии почвенного профиля
Отвод избытка воды при осушении почв приводит к
сближению частиц твердой фазы, возрастанию объемной массы и, как
следствие, к уплотнению торфяной почвы и ее осадке. К. П. Лун-
дин (1964) установил, что если до осушения торфяника в
50-сантиметровом слое почвы на долю твердой, фазы приходилось всего
5—7%, то при осушении—13—16%. В хорошо осушенных
почвах (УГВ 100—150 см) объемное содержание твердой фазы
достигает 15—20 % (Лундин К. П., 1969).
В первые годы после осушения (2—5 лет) объемная масса
торфа увеличивается в основном за счет перераспределения фаз
почвы; уменьшения жидкой и увеличения твердой фазы в
единице объема. В условиях Севера осадка торфа продолжается до
10—15 лет (Маслов Б. С, 1981). В последующие годы возрастание
объемной массы связано в основном с усилением процессов
минерализации торфа (Томберг У. X., 1957; Зубец В. М.,
Дуброва В. И., 1974, 1981).
178

Объемная масса, т/м J
л 0,08 0,16 №
°\19ЩУ "
1973
Рис. 16. Распределение объемной
массы торфа по глубине залежи в
зависимости от УГВ, болотный
массив «Марьино» (по В. М. Зубец и
В. И. Дубровой, 1981):
/-0-0,3 м; 5 — 0,3—0.5 м; 3-^0,5-0,7 м;
4 — 0,7-1,0 м; 5- 1,0-1,2 м
125 150 Н,см
Рис. 17. Изменение объемной массы
торфяной залежи в зависимости от
глубины грунтовых вод, болотный
массив «Марьино» (по В. М. Зубец
и В. И. Дубровой, 1981):
/ — 0—0,3 м; 2 — 0,3—0,5 м; 3 — 0,5—0,7 м;
4 — 0,7—1,0 м; 5—1,0—1,2 м
Наибольшее увеличение степени разложения и возрастание
объемной массы торфа происходят в верхнем
25—30-сантиметровом слое, меньше — в подпахотном. При этом увеличивается
давление верхних слоев на нижние. По данным В. М. Зубец и
В. И. Дубровой (1981), наибольшие изменения объемной массы
при длительном сельскохозяйственном освоении (50 лет) в
почвах Белоруссии отмечены в слое 0—10 см (от 0,12 до 3,2 т/м3),
наименьшие —для слоя 100—110 см (от 0,07 до 0,17 т/м3). С
давностью освоения по мере уменьшения в составе торфа
легкоразлагающихся веществ органических соединений интенсивность
минерализации и уплотнения торфа замедляется, но не
прекращается совсем (рис. 16). Величина уплотнения почвы зависит от
степени осушения и давности лет освоения торфяника (рис. 17).
Из табл. 91 видно, что за 70 лет освоения объемная масса
торфа значительно возросла: в пахотном слое почвы Новгородской
ОМС —от 0,138 до 0,310 г/см3; опытного поля Тоома —от 0,121
до 0,209 г/см3; Минской болотной станции — от 0,179 до 0,430 г/см3.
Увеличение степени разложения торфа и повышение его
плотности приводят к снижению влагоемкости (рис. 18). За 70 лет
освоения степень разложения торфа в Новгородской ОМС воз-
Рис. 18. Изменение полной
влагоемкости во времени под
влиянием осушения и
сельскохозяйственного использования
(по В. М. Зубец и В. И.
Дубровой, 1981):
1 — 0—0,3 м; 2 — 0.3—0.5 м; 3 —
0.5—0,6 м; 4 — 0,7—0.8 м; 5—1,0—
1,1 м
40 годы

91. Физические свойства целинных и освоенных торфяных почв
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
\
то же, 70 лет освоения
Глубине,
см
0-8
8-2:)
20—40
0—10
10-24
24—35
35-Ю
3-6
6-12
12-20
20—30
30-40
40-60
60-80
80-100
0—10
10-20
20—26
30-40
40-60
60-80
80-100
0-20
20-40
40-60
60—80
0-20
20-33
33-53
Степень

разложения, %
20
20
25
45
45
46
47
20
35
20
20
20
25
30
32
48
49
51
52
51
50
48
20
&5
35
35
60
50
43
Объемная
масса,
г/см»
0,138
0,090
0,105
0,307
0,314
0,314
0,357
0,121
—
0,118
0,096
0,103
0,082
0,081
0,051
0,209
0,182
—
0,154
0,144
0,140
0,141
0,179*
0,223
0,265
0,265
0,430
0,373
0,373
Полная
влагоем-
кость, %
на сухой
торф
655
930
412
233
236
240
195
708
—
628
853
886
1092
1127
1181
403
454
—
550
604
635
634
494*
364
295
322
174
213
194
Данные С. Г. Скоропанова (1961)
росла от 20 до 45 %, опытного поля Тоома — от 20 до 50 %,
Минской болотной станции — от 35 до 60 %. Это привело к
значительному снижению полной влагоемкости — с 655 до 233, с 708 до
403, с 363 до 174 % соответственно. Изменение влагоемкости
произошло за счет увеличения зольности торфа (табл. 91) и
коагуляции коллоидов.
Степень разложения торфа зависит не только от давности
освоения почв, но и от ботанического состава. По данным Н. Н. Бам-
балова (1983), в старопахотных почвах степень разложения
составляет 20—30 % Для осоковых и моховых или осоково-моховых
торфов, 45—60%—для древесных, тростниковых и вейниковых;
35—40%—для древесно-осоковых, тростниково-осоковых и др.
Увеличение объемной массы, снижение влагоемкости,
усиление процессов минерализации и гумификации торфа приводят,
180

по И. Н. Скрынниковой, к изменению морфологии почвенного
профиля: оземлению верхнего пахотного слоя.
Морфологические признаки положены в основу классификаций
окультуренных торфяных почв. Первую классификацию
торфяных почв по степени их окультуренности дали И. С. Лупинович
и Н. И. Соловей (1958). Ими выделены осушенные неосвоенные,
вновь освоенные слабоокультуренные, окультуренные, сильно-
окультуренные, или перегнойно-торфяные.
Большинство авторов выделяют 3 группы окультуренных
торфяных почв. С. Г. Скоропанов (1961) выделяет:
слабоокультуренные— осушенные и освоенные, сохранившие строение заделанной
при первичной обработке болотной растительности; среднеокуль-
туренные — заделанная в почву болотная растительность
полностью минерализовалась, а установленные для этих почв нормы
фосфорных удобрений продолжают проявлять свою
эффективность; хорошо окультуренные — почвы, на которых вследствие
накопления подвижного фосфора установленные нормы фосфорных
удобрений снижают свою эффективность. Очевидно, что такое
подразделение почв по окультуренности недостаточно четкое.
Г. Окрушко и С. Левски (1969), Г. Окрушко (1975) в
зависимости от подстилающей породы делят окультуренные торфяные
почвы на 2 типа: при подстилании почв песками — тип муршевых,
при подстилании глинистыми породами — тип черноземовидных
почв. Однако сходство окультуренных болотных почв с чернозе-
мовидными чисто внешнее, т. е. формальное. Генетически
окультуренные болотные почвы не имеют ничего общего с черноземо-
видными почвами. Г. Окрушко (1975)" по степени оземления (об-
муршения, по польской терминологии) выделяет следующие
группы мелиорированных торфяных почв: мурш торфянистый (М I),
мурш перегнойный (М II), мурш подлинный (М III). Эти почвы,,
по классификации И. Н. Скрынниковой (1961), соответствуют
торфяным, перегнойно-торфяным и перегнойным торфяным почвам.
Это подразделение является неудачным, так как некоторые
торфяные почвы, сформированные на древесных, древесно-осоковых
и древесно-тростниковых торфах, еще в целинном состоянии
являются уже перегнойно-торфяными и даже перегнойными (по
И. Н. Скрынниковой). Таким образом, наличие перегнойно-тор-
фяного и даже перегнойного горизонтов не всегда является
следствием окультуривания почв.
Н. Н. Бамбалов (1983) считает, что первая группа
окультуренных почв развивается на волокнистых (грубогумусовых) гип-
новых, осоковых, осоко-гипновых торфах со степенью разложения
25%. Вторая группа почв формируется на перегнойно-волокни-
стых древесно-гипновых, древесно-осоковых, тростниково-осоковых
торфах со степенью разложения 25—45%. Третья группа почв
формируется на тростниковых, древесно-тростниковых торфах со>
степенью разложения 45 %. По нашему мнению, процессы
оземления характерны для почв третьей и частично второй групп, для
зоны южной тайги и лесостепи. Как показывают морфологические
181

описания, настоящего оземления почв в зоне северной тайги не
происходит. Пахотный слой хотя и приобретает здесь зачатки
структурного, но сохраняет свойства торфянистого, постепенно
минерализуется, «срабатывается» и не трансформируется в
подлинно оземленный даже при длительном сельскохозяйственном
освоении.
В освоенных торфяных почвах происходит изменение их
агрохимических свойств. Как правило, агрохимические показатели
освоенных почв более благоприятны, чем у их целинных аналогов.
Однако освоение низинных обедненных почв с малым
содержанием кальция в условиях постоянного промывного водного
режима европейского Севера и Северо-Запада при отсутствии
известкования сопровождается и неблагоприятными явлениями:
повышением кислотности и уменьшением степени насыщенности почв
основаниями. Это показано В. Н. Переверзевым (1963) для
торфяных почв Мурманского Севера, В. А. Бухман (1957, 1967) —
для Карелии, Г. С. Калмыковым (1985)—для Архангельской
области, автором — для почв Новгородской области (Ефимов В. Н.,
1980). По данным В. Н. Переверзева, за 20 лет освоения
торфяных почв Кольского Севера содержание обменных кальция и
магния в них значительно уменьшилось, а величина гидролитической
кислотности выросла в 2 раза. Общее подкисление почв связано
с систематическим применением физиологически кислых
удобрений. По нашему мнению, существует и другая причина повышения
кислотности почв, заключающаяся в значительном накоплении
гумусовых веществ, имеющих кислотную природу. Л. Н.
Александрова (1980) показала, что элементарным звеном процесса
гумификации является окислительное кислотообразование.
Накапливающиеся гумусовые вещества повышают емкость поглощения
почвы, а при недостатке обменных оснований это приводит к
возрастанию гидролитической кислотности почв. На Севере и Северо-
Западе повышение кислотности почвенного раствора и твердой
фазы почвы начинается с первых лет их освоения. В опытах
И. Н. Донских было показано, что за первые 5 лет освоения
низинных торфяных почв Псковской области величина рНшо
снизилась на 0,7—0,8 единицы, рНкс1 — на 0,3—0,55 единицы,
гидролитическая кислотность увеличилась на 8—12 ммоль на 100 г
почвы. На почвах с высокой нормой осушения относительный вынос
Са и Mg из верхнего слоя был более значительным, чем на
почвах с низкой нормой осушения (Ефимов В. Н., Донских И. Н.,
Иванова А. И, 1977).
В Белорусском Полесье освоение почв сопровождается
накоплением валового кальция (Лупинович И. С, Голуб Т. Ф., 1961),
а в Украинском Полесье и лесостепи — накоплением даже
легкорастворимых солей кальция (Вознюк С. Т., 1969; Трускавец-
кий Р. С, 1984). В этих условиях освоение почв сопровождается
снижением обменной и гидролитической кислотности и
повышением степени насыщенности основаниями. Как видно из табл. 92,
в торфяных низинных обедненных почвах Новгородской ОМС,
182

92. Агрохимическая характеристика целинных и освоенных торфяных почв
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
^низинная типичная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Глубина,
см
0-8
8—20
20-40
0-10
10-24
24-35
35-40
0-3
3-6
6-12
12—20
20—30
30-40
40-60
60—80
80-100
0-10
10-20
20-26
30-40
40—60
60—80
80—100
0-20
20-40
40-60
60—80
0—20
20-33
33—53
53-58
РНКС1
3,96
4,00
4,00
4,25
4,20
4,50
4,13
6,60
5,40
5,80
6,00
5,85
5,80
5,60
5,50
5,55
5,00
5,00
4,92
5,25
5,25
5,25
5,20
4,77
4,78
5,35
5,62
5,40
5,35
5,75
5,50
ммоль
ГК
34,00
27,20
28,00
18,96
19,28
21,60
13,73
14,88
17,80
37,20
16,80
19,52
16,24
20,40
20,00
20,57
24,60
26,57
25,77
27,03
24,79
25,48
25,86
44,50
29,30
24,10
21,00
26,30
21,00
18,90
14,30
5
31,19
42,71
23,08
80,58
67,48
86,40
40,50
193,44
143,52
105,60
158,40
146,40
129,92
115,20
100,00
125,84
172,42
186,42
193,60
207,26
242,76
198,24
191,06
50,04
41,31
72,05
54,66
123,10
130,00
132,40
107,80
v, %
45,00
54,00
47,70
80,95
77,78
80,00
74,68
92,86
88,97
73,95
90,41
88,24
98,52
84,96
83,33
85,9S
87,51
87,57
88,25
88,46
90,73
88,61
88,08
52,90
58,60
74,90
72,30
82,30
86,70
80,80
88,20
где остаточная мощность торфа составляет всего 30 см, также
произошло снижение кислотности за счет карбонатной щебенки,
содержащейся в подстилающей породе. В освоенных почвах
опытного поля Тоома, и особенно Минской ОБС, обменная и
гидролитическая кислотности снизились существенно, а степень
насыщенности основаниями повысилась.
Изменение зольности и запасов
зольных элементов
Освоение торфяных почв сопровождается значительным
повышением зольности. Это происходит главным образом за счет
усиления минерализации органического вещества и в меньшей мере
за счет внесения извести и минеральных удобрений. В мелко-
оторфованных почвах увеличение зольности связано и с
припашкой минерального грунта.
183

Величина зольности ранее принималась за критерий
обеспеченности почв минеральными элементами питания. Однако высокая
зольность не может быть показателем хорошей обеспеченности
почв элементами питания, если она связана с ожелезнением
профиля, намывом или припашкой песка и т. п.
Понятие «зольность торфа» тождественно понятию «сырая
зола», принятом в анализе растительных образцов. «Сырая зола»
состоит из «чистой золы» (вещества, растворимые в 5%-ных НС1
и КОН), минеральных примесей (вещества, нерастворимые в
5%-х НС1 и КОН) и карбонатов, образующихся в процессе
озоления. Понятие «чистая зола» отождествляется с
конституционной зольностью растений-торфообразователей. В состав «сырой
золы» входят и минеральные примеси, которых не было в составе
растений. Эти примеси привнесены в торф со стороны. Таким
образом, только по изменению зольности торфа нельзя судить об
интенсивности минерализационных процессов в освоенной почве.
Для этого необходимо иметь и данные по содержанию «чистой
золы» (табл. 93). Ее содержание при длительном 55-летнем ос-
93. Зольность и компоненты золы целинных и освоенных торфяных почв
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 55-летнего освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 55-летнего освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 55-летнего освоения

Глубина, см
0-8
8-20
20-40
0-10
10-24
35—40
0-3
3-6
6-12
12-20
20-30
30-40
60-80
0-10
10-20
20-26
30-40
60-70
0-20
20-40
40—60
60-80
0—20
20-33
33—53
53—58
58-62
Зольность
(„сырая
зола"), %
6,02
7,88
27,94
11,97
12,01
43,30
6,30
7,30
10,85
6,83
8,55
7,85
9,10
10,65
11,54
9,57
5,35
6,80
17,80
12,30
16,00
9,15
17,80
17,50
16,40
34,80
90,90
% к ,сырой золеж
соа

карбонатов
1,1
0,2
0,7
0,7
0,5
0,3
15,8
6,8
4,7
8,7
15,8
17,6
19,3
7,7
10,5
11,0
6,8
12,1
11,6
10,9
8,5
8,9
6,5
7,3
7,8
2,6
0,2

минеральные
примеси
14,9
28,5
68,4
33,6
32,8
67,6
10,8
23,3
29,2
7,9
8,9
3,8
1,5
18,2
16,0
5,8
3,0
2,0
41,8
7,1
12,8
3,3
24,9
20,9
6,1
28,7
71,2
Чистая
„зола*, %
5,12
5,64
8,82
8,02
8,07
13,87
4,62
5,11
7,16
5,70
6,40
6,20
7,20
7,88
8,45
7,90
4,82
5,84
10,13
10,08
12,60
8,02
12,21
12,56
14,12
23,90
25,95
184

воении низинной обедненной торфяной почвы Новгородской ОМС
возросло с 5—5,5 до 8 %, на низинной типичной торфяной почве
опытного поля Тоома — с 5 до 8—8,5 %, а на низинной типичной
торфяной почве Минской ОБС —с 10 до 12—14 %. В то же время
зольность торфа, за 55 лет освоения по этим объектам возросла
соответственно: с 6 до 12, с 6 до 11 и с 10 до 18 %. Это
свидетельствует о том, что на мелиорированных торфяных почвах
содержание «чистой золы» не превышает 8—14 %, т. е. соответствует
максимальной зольности, полученной за счет минерализации расте-
ний-торфообразователей. Поэтому величина «чистой золы»
является показателем интенсивности процессов минерализации торфа
в большей мере, чем общая зольность торфа.
Как видно из табл. 93, величина общей зольности и «чистой
золы» нарастает с севера на юг европейской части страны.
Следовательно, темпы минерализации торфа определяются
географическим местоположением торфяника. В лесостепи УССР они
самые высокие. Кроме того, они зависят от ботанического состава,
агрохимических свойств почвы, нормы осушения, длительности
освоения, способа использования почвы (севооборота, системы
удобрения). Более интенсивная минерализация идет в торфах,
имеющих на начало освоения слабую степень разложения.
Интенсивность минерализации зависит также от величины рН
торфа, степени осушения, длительности сельскохозяйственного
использования и типа севооборота.
Исследованиями П. А. Турнаса (1951, 1954, 1957), В. Н. Пе-
реверзева (1963 на Кольском Севере; В. А. Бухман (1964)—в
Карелии; А. А. Немчинова (1957) и В. Н. Ефимова (1980)—на
Северо-Западе РСФСР; И. И. Скрынниковой (1961)—в южной
части таежной зоны; И. Ф. Гаркуши (1954), И. С. Лупиновича
(1958, 1968), С. Г. Скоропанова (1961, 1969)—в Белоруссии;
С. Т. Вознюка (1964, 1969), С. Р. Трускавецкого (1984)—в
лесостепи и Полесье Украины установлено, что освоение торфяных
почв сопровождается накоплением большинства зольных
элементов. Интенсивность минерализации зависит от географического
положения торфяника. Ежегодный прирост зольности на почвах
севера не превышает 0,1 %, а в Полесье Украины и лесостепи
достигает 0,3 %. Увеличение зольности во времени идет
неравномерно. По данным И. С. Лупиновича (1969), в освоенных почвах
Минской ОБС за первые 25 лет сельскохозяйственного использования
зольность повысилась более чем на 4 %, а в последующие 25 лет —
только на 2%. По данным С. Г. Скоропанова (1969), зольность
почв за первые 14—30 лет культуры на этой же станции ежегодно
прирастала на 0,15%, а в последующие годы — на 0,12%. По
нашим данным, дальнейший ежегодный прирост зольности на
этих почвах с 55- до 70-летнего срока освоения составил 0,128 %.
По данным С. Т. Вознюка с сотрудниками (1978), на,
торфяниках поймы реки Ипрень (Южное Полесье УССР) прирост
зольности на участках без применения минеральных удобрений (по
сравнению с целинной) за первые 6 лет освоения составил 1,78 %,
185

94. Запасы зольных элементов в целинных и мелиорированных
торфяных почвах (в слое 0—24 см), т/га
Элемент
Опытное поле Тоома
Целина
70 лет
освое.ия
Новгородская ОМС
Целина
70 лет
освоения
Минская ОБ С
Целина
70 лет
освоения
Si02
Р205
К20
СаО
MgO
Fe203
А1203
so3
4,69
0,53
0,17
10,37
0,80
1,09
1,27
0,93
6,89
1,49
0,20
20,70
1,96
3,15
1,55
1,99
8,85
0,94
0,43
3,83
0,76
2,33
2,23
1,00
72,72
4,48
0,78
18,84
0,75
19,94
19,59
2,68
38,26
2,07
0,49
17,75
1,86
26,19
7,87
4,34
65,28
4,11
1,45
50,16
6,51
24,14
10,06
10,09
или 0,3% ежегодно, а за последующие 20 лет —только 1,9%,
или 0,1 % ежегодно. Следовательно, со временем минерализация
торфа хотя и замедляется, но не прекращается совсем и в
замедленном темпе идет до полной его «сработки».
Как видно из табл. 94, содержание всех зольных элементов
(за исключением калия) и особенно их запасы за 70 лет
использования в пахотном слое почв значительно возросли.
Наибольший интерес вызывает изменение содержания зольных
элементов, имеющих важное значение в болотном
почвообразовании и определяющих хозяйственную ценность торфа. Это прежде
всего железо, фосфор, кальций, магний, калий и микроэлементы.
Изменение содержания железа
В нормальнозольных низинных торфяных почвах содержание
железа составляет до 3,0—3,5 % на сухое вещество. Торфяные
почвы Кольского Севера, Карелии, Карельского перешейка
Ленинградской области и ряда других областей европейской части СССР
характеризуются повышенным содержанием железа. Болотные
железистые руды Белозерского, Череповецкого, Устюжно-Железно-
польского, Кирилловского уезда Новгородского края (теперешней
Вологодской области) использовались для выплавки железа.
Освоение торфяных почв в ряде случаев сопровождается
накоплением железа (табл. 95). Усиление аккумуляции железа в
пахотных почвах отмечено В. Н. Переверзевым (1965) для
Кольского Севера, Е. И. Синькевичем (1983) -—для Карелии, В. Н.
Ефимовым (1980) —-для Новгородской, И. Н. Скрынниковой. (1961) —
для Московской областей. Кверху от капиллярной каймы в зоне
кислородного барьера происходят окисление и осаждение железа,
привнесенного с грунтовыми водами. Это железо привносится с
окружающих болото ландшафтов или восстанавливается в глеевых
горизонтах минерального ложа болота под влиянием воднораст-
воримых органических кислот. По данным Е. И. Синькевича
(1983), содержание оксида железа II в грунтовых водах, питаю-
186

95. Валовое содержание R203 в целинных и освоенных
низинных торфяных почвах
Станция, почва
Глубнна,
см
И*03, %
к сухому
торфу
Источник
0-10
0-10
0-25
30-45
0-25
25-46
0-6
6-15
15-30
0-8
8-20
20-40
0-10
10-25
25-35 -
2,56
5,88
4,95
2,16
5,54
4,66
19,38
17,06
6,73
1,09
1,31
3,09
3,36
3,11
4,28
В.
Е.
В.
Н.
И.
Н.
Переверзев
Синькевич
(1983)
Ефимов
(1980)
Станция Полярного земледелия
(Мурманская обл.):
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 20-летнего освоения
Корзинский стационар (Карелия):
низинная торфяная целинная
то же, 13 лет освоения
то же, грунтово-напорного питания,
14 лет освоения
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 55 лет освоения
Примечание. Для Корзинского стационара даны значения Fe203.
щих торфяные почвы Корзинской низины южной Карелии,
достигает 30—60 мг/л. Ожелезнение связано и с усилением процессов
минерализации торфа, при которых железо высвобождается из
железоорганических соединений. Интенсивное поверхностное
ожелезнение связано с напорным (ключевым) питанием
мелиорированного болота. По нашим данным (Ефимов В. Н., 1962),
содержание Fe2+ в почвенно-грунтовых водах, в ожелезненных
низинных обедненных почвах Ленинградской области составляет 34 мг/л.
По данным А. А. Тарасовой и И. М. Емельяновой (1982),
грунтовые воды, питающие железистые торфяники Карельского
перешейка Ленинградской области, содержат Fe2+ 20 мг/л и Fe3+ 63 мг/л.
Максимальное содержание Fe2+ на сильноожелезненных участках
низинных болот Карелии достигает 101 мг/л (Нестеренко И. М.,
1973). При сильном ожелезнении почвы содержание железа здесь
может достигать 90 % от состава золы, или 8—13 %, а иногда
28—35 % на сухой торф.
Высокое содержание железа снижает плодородие почв. Это
явление на местах ожелезнения торфяных низинных почв Эстонии
отмечено И. А. Эйзеном (1962) и Н. Ниине (1963). Кислые
торфяные "почвы с большим количеством железа, подпитываемые
сернокислыми железистыми водами, требуют больших затрат:
повышенных норм извести и фосфорных удобрений. Они
малопригодны, а при невозможности исключения напорного типа питания
торфяника вообще непригодны для сельскохозяйственного
освоения, их торф не годится для приготовления удобрений.
187

Изменение содержания и форм аккумуляции
фосфора
Исследованиями П. А. Турнаса (1962), С. Г. Скоропанова
(1969), В. И. Артеменко и В. И. Бескровного (1972), Г. С.
Калмыкова (1973), И. Н. Скрынниковой (1961, 1969, 1974), В. Н.
Ефимова (1970), В. Н. Ефимова и Т. К. Павловой (1977), И. Н.
Донских и Т. К. Павловой (1975), A. Kaila и Н. Missila (1956),
Н. Okruszko (1964) установлено, что освоение торфяных почв
сопровождается повышением валового содержания фосфора.
Данные Н. И. Моргунова (1957), Т. Ф. Голуб (1956), С. Т. Воз-
нюка с соавторами (1961)/ С. Т. Вознюка и С. Р. Трускавецкого
(1979), В. В. Фалюша (1969) показывают, что осушение и
последующее освоение не отражаются на содержании валового
фосфора.
Это вызвано тем, что исследователи работали в разных поч-
венно-географических зонах, сравнивали различные почвы с
неодинаковой длительностью освоения и разными уровнями
применения фосфорных удобрений.
Освоение торфяных почв сопровождается значительным
увеличением их поглотительной способности к фосфатам за счет
накопления оксидов железа в кислых торфах или кальция в торфах
со слабокислой и нейтральной реакцией. По данным В. Н. Пере-
верзева (1965), поглотительная способность торфяных почв
Кольского Севера к фосфатам за 20-летний срок освоения увеличилась
в 2,5 раза за счет ее обогащения полуторными оксидами (табл. 96).
96. Химические свойства торфяной почвы и поглощение ею фосфора
(по В. Н. Переверзеву и Н. С. Алексеевой, 1965)
Почва
Глубина, см
Зольность, %
О
1 si'
>>£ * 3 о
рНКС1
Поглощено Р205
мг/100 г
почвы
% от
исходного
Низинная целинная 0—10 16,9 2,59 78,2 5,1 550 35
20-летнего освоения 0—10 20,2 5,88 49,3 4,2 1325 84
Повышение содержания фосфора происходит главным образом
за счет применения фосфорных удобрений и в меньшей мере за
счет усиления процессов минерализации торфа, так как растения-
торфообразователи содержат мало фосфора.
В освоенных торфяных почвах Полярной опытной станции
ВИРа, где процессы минерализации торфа идут очень медленно,
валовые запасы фосфора в слое 0—30 см все же возросли
значительно: с 1020 кг/га в целинной почве до 1460 кг/га в почве
30-летнего освоения (Ефимов В. Н., Павлова Т. К., 1977).
Очевидно, что большая часть прироста запасов торфа произошла за
счет применения фосфорных удобрений.
188

97. Содержание валового фосфора и его подвижных форм (по Кирсанову)
в целинных и освоенных торфяных почвах
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
. то же, 70 лет освоения
Глубина, см
0-8
8-20
20—40
0-10
10-24
24—35
35—4Х)
0-3
3^6
6-12
12-20
20-30
30-40
40-60
60-80
80—100
0-10
10-20
20-26
30-40
40—60
60-80
80-100
0-20
20-40
40-60
60-80
0-20
20—33
33-53
53-58
Содержание Р205
валового, %
0,393
0,353
0,289
0,581
0,615
0,576
0,312
0,322
0,189
0,138
0,174
0,195
0,174
0,138
0,119
0,097
0,432
0,228
0,237
0,152
0,097
0,092
0,092
0,365
0,146
0,146
0,094
0,450
0,161
0,233
0,110
подвижного,
мг/100 г
66,98
38,08
17,76
77,62
86,16
8&,20
36,56
155,00
59,78
19,80
12,00
15,25
14,50
6,30
4,96
2,42
166,50
29,10
37,97
7,62
3,95
3,98
5,04
23,20
4,37
4,66
5,20
100,01
24,50
40,01
45,99
Процессы минерализации органического вещества в почвах
южных районов идут более интенсивно. Поэтому при одинаковом
уровне применения удобрений в почвах южных районов прирост
валовых запасов фосфора будет большим, чем в почвах севера.
При систематическом внесении фосфорных удобрений в нормах,
превышающих вынос фосфора с урожаем, в почвах
накапливается значительное количество остаточного фосфора удобрений.
В случаях, когда фосфорные удобрения не вносятся или
вносятся, но в недостаточном количестве, валовые запасы фосфора и
содержание его подвижных форм в освоенных почвах
уменьшаются. Подобное явление наблюдалось И. С. Лупиновичем и
Т. Ф. Голуб (1958), Н. И. Моргуновым (1957), И. Н. Донских и
Т. К. Павловой (1975). На маломощных низинных торфяных поч-
189

вах Полесской опытной станции со степенью разложения торфа
25—30 % и pHkci 4,6—4,8 в варианте опыта без удобрений
содержание подвижного фосфора за 6 лет уменьшилось на 25,5 %
по сравнению с исходным его количеством (Вельский Б. Б.,
Барановский А. 3., Жилина В. С, 1975). При ежегодном внесении Р3о
в течение 6 лет содержание подвижного фосфора в пахотном слое
не изменялось, а при ежегодном внесении Рбо наблюдалось его
накопление.
Это свидетельствует о том, что главным фактором пополнения
запасов фосфора в почве являются удобрения.
Данные табл. 97 показывают, что распределение валового и
подвижного фосфора во всех целинных и освоенных почвах
идентично: максимум его приходится на верхний (0—10, 0—20 см)
слой, ниже количество его резко снижается. Это свидетельствует
о ярко выраженном биогенном характере его накопления в
целинных почвах, а в освоенных — за счет вносимых удобрений.
Основная часть подвижного, фосфора фиксируется в зоне внесения
удобрений.
98. Запасы валового фосфора и его подвижных форм (по Кирсанову)
в целинных и освоенных торфяных почвах, кг/га
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
то же,- 70 лет освоения
Слой, см
0-24
24-40
0-40
0-24
24—40
0-40
0-24
24-40
40-60
60-100
0—40
0-100
0—24
24—40
40-60
60—100
0-40
0-100
0-24
24—40
40-60
0—40
0-24
24—40
0-40
Запасы фосфора
валового
936,43
484,85
1421,28
4484,16
2365,90
6850,06
525,08
288,39
226,32
291,12
813,47
1330,91
1489,50
414,64
279,94
515,29
1904,14
2699,37
2068,27
526,60
771,84
2594,87
4106,75
1148,65
5255,40
подвижного
122,54
29,84
152,38
617,05
342,21
959,26
109,52
44,75
10,33
10,51
154,27
175,11
428,59
30,24
11,38
25,35
458,83
495,56
126,91
15,80
24,70
142,71
896,64
186,71
1083,35
190

Некоторое увеличение валового фосфора в подпахотном слое
связано, вероятно, с передвижением в этот слой фосфора
удобрений. Это передвижение, хотя и в небольших размерах, может
осуществляться в форме минеральных соединений фосфора, а также
растворимых фосфорорганических соединений.
Т. Н. Кулаковская (1957, 1958), проведя лизиметрические
опыты с 32Р, подсчитала, что из внесенных фосфорных удобрений в
старопахотную почву на глубину 10 см в течение года может
вымыться от 3 до 5 % Р205.
Запасы валового фосфора в слое почвы 0—24 см
(Новгородская ОМС) возросли с 936 до 4484 кг/га, опытного поля Тоома —
cN525 до 1489 кг/га, Минской ОБС — с 2068 до 4106 кг/га, а
подвижного— соответственно с 122 до 617, с 109 до 428, с 126 до
896 кг/га (табл. 98). За 70 лет сельскохозяйственной культуры
запасы валового фосфора в пахотном слое увеличились в 3—
4 раза.
Освоение почв способствует накоплению доступных для
растений форм фосфора и возрастанию их подвижности. В верхнем
слое освоенной почвы содержание подвижных фосфатов в 3—
4 раза выше, чем в целинных, и они составляют от 20 до 50 %
от валового количества против 6—36 % в целинных.
В почвах с железистым составом золы Новгородской ОМС
подвижность фосфатов меньше, чем в почвах с кальциевым
составом. В сильноожелезненных почвах содержание подвижных
фосфатов, растворимых в 0,2 н. НС1, составляет не более 4—5 % от
валового содержания фосфора.
В фосфатном фонде исследуемых низинных торфяных почв от
50 до 85 % валового фосфора представлено органическими
соединениями, которые могут быть доступны растениям только
после их минерализации. Из общего количества органических
фосфатов на долю активных форм, переходящих во фтораммонийную
и щелочную вытяжки, приходится от 15 до 60 %. При этом
соотношение извлекаемых органофосфатов связано с климатическими
условиями, обусловливающими интенсивность минерализации
органического вещества. В корнеобитаемом слое низинной
торфяной почвы Минской ОБС преобладает извлекаемая часть
органических фосфатов (178 мг/100 г Р2О5). Органические фосфаты,
входящие в состав фосфатов остатка, составили 114 мг/100 г, или 38 %
от общего содержания. Вниз по профилю содержание
органических фосфатов, связанных с А1 и Fe, резко снижается, а
количество фосфатов остатка, наоборот, увеличивается. Высоким
количеством активных органофосфатов отличаются почвы
Новгородской. ОМС. В низинных типичных торфяных почвах опытного поля
Тоома по всему профилю преобладают неизвлекаемые никакими
растворителями соединения фосфора.
Содержание минеральных форм в исследуемых целинных
почвах колеблется от 10 до 40 % от валового количества. Во всех
почвах максимум их приурочен к верхнему (0—10, 0—20 см)
слою. Содержание их резко снижается с глубиной. Наиболее под-
191

вижная часть минеральных фосфатов, представленная так
называемыми рыхлосвязанными фосфатами, в целинных почвах
содержится в незначительном количестве и составляет всего 2—4 % от
валового фосфора.
Фракционный состав минеральных фосфатов определяется
свойствами почвы к составом золы. В кислой низинной
обедненной торфяной почве Новгородской ОМС, имеющей железистый
характер золы, преобладают фосфаты оксидов железа и
алюминия и прежде всего фосфаты железа. В составе минеральных
фосфатов слабокислой низинной типичной торфяной почвы опытного
поля Тоома с кальциевым составом золы преобладают фосфаты
кальция. На их долю приходится до 60 % от суммарного
количества минеральных фосфатов. При слабокислой реакции
торфяных почв они являются главным резервом доступных растениям
фосфатов. В почвах Минской ОБС, имеющих в составе золы
значительное количество не только кальция, но и железа,
минеральные фосфаты представлены фосфатами Са и Fe.
В высокозольных (зольность торфа 23—32 %) перегнойно-
торфяных карбонатно-железистых почвах Яхромской поймы
фосфаты железа резко преобладают над фосфатами кальция (Р—Fe
612—710 мг/100 г против Р—Са 66—94 мг/100 г). В железисто-
карбонатных почвах содержание Р—Fe составляет 176—
185 мг/100 г, а фосфатов кальция—137—195 мг/100 г почвы.
В этих почвах при высоком содержании валового фосфора (0,64—
1,45%) количество минеральных фосфатов достигает 0,38—
0,88 % и намного превышает содержание органофосфатов
(Горелова Т. А., Фомина С. Ф., 1980).
Содержание недоступных для растений восстановленно-раст-
воримых фосфатов невелико и практически одинаково во всех
исследованных нами почвах.
Длительное освоение почв приводит к повышению
подвижности фосфора органических соединений, которые представляют
собой резервный фонд в снабжении растений фосфором. В то же
время длительное освоение способствовало и накоплению восста-
новленно-растворимых фосфатов, а также фосфатов остатка (не
извлекаемых никакими растворителями органических и
минеральных фосфатов). Однако размеры этого закрепления невелики, так
как абсолютное содержание восстановленно-растворимых
фосфатов значительно ниже, чем подвижных фосфатов. Очевидно,
прежние утверждения об очень сильном закреплении вносимых
фосфорных удобрений несколько преувеличены. Как было показано
выше, процесс окристаллизации аморфных форм железа в
болотных почвах неустойчив и не получает полного завершения.
Основная часть минерального железа представлена аморфными
формами. Можно полагать, что соединения фосфатов с аморфными
формами железа в этих почвах могут существовать
продолжительное время, а фосфор из этих соединений хотя и мало, но
доступен растениям. Следовательно, интенсивность поглощения фос-
192

фора железом в этих почвах еще не определяет степени
доступности поглощенного фосфора растениям.
Направленность трансформации соединений фосфора
определяется различиями качественного состава золы и свойств почвы.
Освоение, кислых железистых низинных обедненных торфяных
почв Новгородской ОМС сопровождается увеличением
органических соединений фосфора, извлекаемых 0,5 н. NH4F- и 0,1 н. NaOH-
вытяжками. Основная часть вновь образованных органических
фосфатов аккумулируется в форме соединений с железом. За
Опытное поле Тоома
Целина 70 лет освоения
40 80 120 160 200 40 80 120 160 200мг/100г
I I I -L ..III U.J.J, 1J I
Новгородская ОМС
40 80 120 160 40 80 120 240мг/100г
L г_1_1
40 SO
-I
Минская 06С
120 160 200 40 80 120 160 200mi/100i
JL
604
I I органические фосфаты обязанные с алюминием
1 органические фосфаты, с8язанные с железом
Y/УЛ фосфор
остатка
Рис. 19 Распределение органических форм фосфора и фосфатов остатка по
профилю торфяных почв
1.3 В. Н Ефимов
193

70 лет количество их увеличилось на 75 %. Прирост наиболее
подвижной фракции органических фосфатов (переходящих во фтор-
аммонийную вытяжку) в этих почвах менее выражен (рис. 19).
Кислая реакция, железистый характер золы низинных
обедненных торфяных почв Новгородской ОМС способствует
значительному накоплению минеральных фосфатов железа и
алюминия. Количество их в освоенных почвах составило 60—85 % от
суммы всех минеральных фосфатов. С 7,5 до 14 мг/100 г почвы
увеличилось в пахотном слое и количество восстановленно-раст-
воримых фосфатов железа.
Процесс освоения этих почв сопровождается небольшим на-
99. Содержание минеральных соединений фосфора в целинных
и освоенных торфяных почвах
Станция, почва
Новгородская
ОМС:
низинная
обедненная
торфяная
целинная
то же, 70 лет
освоения
Опытное поле То-
ома:
низинная
типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет
освоения
Минская ОБС:
низинная
типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет
освоения
Глубина,
см
0-8
8-20
20-40
0-10
10-24
24-35
35-40
0-3
3-3
6-12
12-20
20—30
30- Ю
40-60
60-30
80-100
0-10
10-20
20-26
30- И)
40-60
60—30
0-20
20-10
40—60
60-80
80-10°
0-20
20—33
33—53
53—58
рыхло-
связа (кых
7,13
12,71
2,92
1,93
1,21
0,91
0,50
12,25
8,09
4,50
3,23
3,44
2,98
1,80
1,73
1,21
3,16
2,85
2,03
2,41
1,37
1,15
1,75
1,32
0,73
0,73
0,89
2,81
1,50
1,11
0,31
Содержание
*А1
20,10
12,40
13,32
45,92
40,97
60,48
19,41
20,21
10,60
4,82
6,17
5,78
3,71
3,24
2,50
3,15
16,04 -
9,01
7,01
2,98
1,96
3,06
15,08
9,75
4,66
1,87
2,15
20,86
11,20
9,84
3,70
i фосфатов,
Fe
44,75
20,08
8,05
57,47
73,51
50,76
20,25
9,92
9,76
10,80
7,50
6,41
6,09
6,30
5,94
6,35
6,00
4,74
4,36
4,31
3,95
3,37
35,38
10,49
11,65
10,40
10,35
11,01
4,20
10,19
4,11
мг/100 г почвы
Са
5,56
1,83
1,25
24,54
16,27
37,08
9,00
109,12
44,84
13,50
12,90
13,42
13,34
7,80
6,56
5,75
131,56
21,51
29,88
3,82
3,65
3,06
13,92
4,66
5,59
4,04
4,60
100,01
4,20
10,19
4,11
восстановлен-
но-раствори-
мых
7,49
7,36
5,55
14,22
12,05
9,91
5,63
8,53
6,10
5,45
6,00
6,87
5,80
4,13
4,30
—.
14,70
8,31
7,78
6,21
3,80
3,45
9,43
5,10
5,46
3,62
3,60
28,97
8,32
12,75
7,19
194

Опытно* поле Тоома
Целина 70лет освоения
Ю 40 60 80 100% 20 40 60 80 100$
Новгородская ОМС
Минская 06С
и Wiiiliiliiln'iiliiliiilii
Ш§| ||
HI
| I рыхлосдязанные фосфаты
| I AL -фосфаты
Х//А Fe-фосфаты
фосфаты Fe
Рис. 20. Соотношение минеральных форм фосфора в торфяных почвах
Со - фосфаты
Швосстанобленно-
растворимые
коплением и кальциевых фосфатов, что связано, очевидно, с
известкованием и с тем, что подстилающая торфяные почвы
морена содержит включения известняковой щебенки. Однако
интенсивность накопления Са-фосфатов в освоенных кислых низинных
обедненных торфяных почвах возрастает меньшими темпами, чем
фосфатов — оксидов железа и алюминия (табл. 99).
Содержание рыхлосвязанных, наиболее доступных для
растений, форм фосфора в процессе освоения торфяных почв
Новгородской станции уменьшилось.
13*
195

Длительное сельскохозяйственное освоение низинных
торфяных почв опытного поля Тоома также приводит к повышению
подвижности фосфатов, но в основном за счет минеральных
соединений фосфора. Среди вновь образованных минеральных форм
фосфора преобладают фосфаты кальция, что обусловлено
составом золы торфа. Содержание Са-фосфатов в пахотном слое за
70 лет увеличилось в 2 раза.
Наибольшее увеличение подвижности фосфатов приходится на
верхний 0—30-сантиметровый слой почвы. Однако в освоенных
почвах содержание прочносвязанных восстановленно-растворимых
фосфатов также увеличивается.
Существенные изменения произошли и в фосфатном фонде
низинных типичных торфяных почв Минской болотной, станции.
Под действием освоения значительно возросло содержание
подвижных фосфатов. Среди вновь образованных фосфатов
преобладают минеральные, основной формой которых являются Са-
фосфаты, что связано со значительным накоплением кальция в
освоенных почвах (см. табл. 93) Количество кальциевых
фосфатов в процессе освоения увеличилось с 14,0 до 100 мг/100 г в 0—
20-сантиметровом слое почвы и составило в освоенных почвах
40—60 % от суммы всех минеральных фосфатов против 20 % в
целинных (рис. 20).
Содержание фосфатов алюминия хотя и незначительно, но
повысилось, а количество фосфатов железа, напротив, уменьшилось
за 70 лет в 3 раза — с 11,0 до 3,5 мг/100 г почвы. Количество
восстановленных фосфатов железа увеличилось с 9 до 29 мг/100 г
почвы.
Прослеживается четкая тенденция к увеличению рыхлосвязан-
ных фосфатов, однако гораздо в меньшей степени, чем в почвах
опытного поля Тоома.
Семидесятилетнее освоение низинных типичных торфяных почв
Минской ОБС привело к снижению подвижных органических
соединений фосфора почти в 2 раза, что свидетельствует о высоких
темпах минерализации органического вещества торфа в условиях
Белоруссии. Так, накопление фосфатов в мелиорированных
торфяных почвах определяется темпами минерализации торфа и
количеством вносимых удобрений. Направленность трансформации
фракционного состава фосфатов зависит от свойств почвы и
зольного состава торфа.
Изменение содержания и форм аккумуляции
кальция и магния
Освоение низинных обедненных торфяных почв в полосе от
тундры и до южной тайги сопровождается снижением
содержания обменных кальция и магния (Переверзев В. Н., 1963;
Ефимов В. Н., Донских И. Н., Иванова А. И., 1977). Этому
способствуют замедленные темпы минерализации торфа, бедного
основаниями, промывной тип водного режима, физиологически кис-
1%

лые минеральные удобрения, накопление гумусовых кислот и
вынос кальция с урожаем. В нормальнозольных торфяных почвах
практически весь кальций и значительная часть магния
аккумулированы в обменной форме и вытесняются другими обменными
катионами. Почвы, не нуждающиеся в начале освоения в
известковании, превращаются со временем в кислые, требующие
внесения извести. В таких почвах может не хватать магния как
элемента питания. Исключение составляют высокозольные почвы
подпитываемые кальциевыми водами. Освоение этих почв даже
в условиях Севера сопровождается значительным увеличением;
запасов кальция.
Освоение торфяных почв в зоне южной тайги и лесостепи
сопровождается интенсивной минерализацией торфа. При
кальциевом составе золы и грунтовых вод это приводит к еще большему
накоплению кальция в освоенных почвах (табл. 100).
Соотношение между водорастворимыми, обменными и необменными
формами аккумуляции кальция в целинных и освоенных почвах
одинаково. Это значит, что при освоении качественного изменения в
формах аккумуляции кальция и магния не происходит (табл. 100).
100. Формы аккумуляции кальция и магния в целинной
и освоенной низинной обедненной торфяной почве Новгородской ОМС
Почва
Глубина, см
Ca/Mg
мг/100 г почвы
валовой

водорастворимый
обменный

необменный
% от валового

водорастворимый,
обменный

необменный
2-8 350 _39 287 24_ И_ _82 _7_
192 55 130 7 29 68 3
8-20 602 29 529 43 _5_ 88 7
155 И 140 3 7 91 2
20-40 594 22 541 30 4 91 5
196 8 183 5 4 93 3
0-Ю 737 56 680 1 8 J2 0
192 55 130 7 29 68 3
10-20 958 57 844 57 6 88 6
155 11 140 3 7 91 2
20-30 685 145 540 0 21 79 0
196 8 183 5 4 93 3
Изменение содержания и форм аккумуляции калия
Валовое содержание калия в изученных целинных почвах,
мало. В верхнем слое оно составляет от 0,07—0,08 % для почв,
опытного поля Тоома и Минской ОБС, до 0,14—0,19 % в почве
Целинная
45-летнего освоения
197

101. Формы аккумуляции калия в торфяных почвах, мг/100 г почвы
Станция, почва
Глубина,
см

водорастворимый
К20
обменный
(по Масло-
вой)

необменный (по
Пчелкину)
валовой
Новгородская ОМС:
низинная обедненная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
0-8
8-20
20-40
0-10
10—24
24—35
35—40
0-3
3-6
6-12
12-20
20—30
30-40
40-60
60-80
80—100
0-10
10—20
20-26
30-40
40-60
60-80
80-100
0-20
20—40
40—60
60—80
80-100
100—120
0-20
20—33
33-53
98,04
82,88
44,26
16,89
18,39
17,28
5,06
71,30
26,39
16,50
14,40
7,93
6,96
4,50
5,41
4,33
8,25
9,80
5,60
5,04
2,90
2,55
3,20
13,92
5,98
3,64
8,66
13,37
11,46
27,23
10,24
13,07
60,42
40,32
31,08
9,84
9,76
11,81
5,96
37,20
24,40
10,56
8,96
7,26
6,79
5,52
5,31
5,02
8,16
8,48
6,35
6,03
5,05
4,72
5,13
8,06
5,68
5,36
5,55
6,53
6,41
40,26
8,67
10,02
12,36
5,74
5,75
7,85
8,29
5,33
3,38
29,76
11,96
7,20
4,75
4,81
4,32
2,55
2,80
2,13
7,90
3,95
4,83
5,14
2,19
2,31
2,05
4,64
4,38
1,86
1,48
1,38
2,18
16,47
5,57
16,85
196,65
140,00
148,47
97,76
108,45
93,60
146,25
138,26
71,68
54,00
41,10
31,88
30,16
17,55
15,05
17,70
56,40
35,10
30,51
16,21
10,33
9,58
11,90
88,45
28,86
55,34
25,13
31,73
88,45
150,98
100,67
944,13
Новгородской ОМС (табл. 101). Систематическое применение
калийных удобрений приводит к некоторому увеличению запасов
калия. Однако даже в старопахотных почвах это увеличение
нестабильно. Во всех целинных торфяных почвах преобладают
водорастворимые формы калия, за ними следуют обменные. Доля
необменного калия крайне незначительна.
В освоенных почвах качественного изменения в формах
аккумуляции калия не происходит. Это значит, что в освоенных
почвах калий сохраняет высокую подвижность. Поэтому даже
длительное систематическое внесение калийных удобрений в
старопахотных почвах не может обеспечить стабильного повышения в
них содержания калия. В торфяных почвах (за исключением
пойменных) практически отсутствуют глинистые минералы, способ-
198

ные фиксировать калий. Для повышения его фиксации торфяные
почвы необходимо обогащать цеолитами. Калий, не усвоенный
растениями, не фиксированный почвой, в условиях промывного
типа водного режима передвигается в нижнюю часть профиля,,
где неизбежно выносится в дренажные воды.
Значительное накопление калия может наблюдаться в пере-
осушенных почвах, в торфяных почвах Полесья и лесостепи.
Однако оно также нестабильно, и при дополнительном увлажнении
почв калий из них легко вымывается.
102. Запасы калия в целинных и освоенных торфяных почвах, кг/га
*
Станция, почва
Новгородская ОМС:
низинная обедненная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
Минская ОБС:
низинная типичная
торфяная целинная
то же, 70 лет освоения
Глубина,
см
0-24
24—40
0-40
0—24
24-40
0-40
0-24
24—4Э
40-60
60—100
0-40
0-100
0—24
24—40
40-бЭ
60-100
0-40
0-100
0-24
24-40
40-60
0-40
0-24
24-40
0-40

водорастворимый
216,34
74,36
290,70
132,69
63,29
195,98
64,08
11,56
7,38
13,18
75,64
96,20
39,16
12,90
8,35
16,16
52,06
76,57
79,19
21,62
19,29
100,81
249,70
68,50
318,20
к2о
обменный
(по Масло-
вой)
123,30
52,22
175,52
73,11
47,72
120,83
41,28
11,18
9,05
13,72
52,46
75,23
37,10
15,32
14,54
27,69
52,42
91,65
47,85
20,54
28,41
68,39
359,18
55,27
414,45
необмеп-
ный (по
Пчелкину)
22,27
9,66
31,93
60,54
22,95
83,49
26,70
7,15
4,18
6,71
33,85
44,74
27,21
12,85
6,31
12,25
40,06
58,62
28,55
15,84
9,86
44,39
149,95
62,69
212,64
валовой
430,66
249,43
680,09'
776,87
554, 96-
1331,8^
165,77
49,60
28,7а
42,43
215,37
286,58-
203,97
31,07
29,75
55,11
235,04
319,90-
494,88
109,36
293,30
599,24
1448,66
2803,14
4251,80-
Как видно из табл. 102, даже 70-летнее освоение мощной
торфяной почвы опытного поля Тоома не привело к увеличению
запасов калия в пахотном (0—24 см), корнеобитаемом (0—40 см)
и во всем почвенном профиле (0—100 см). Запасы калия крайне
низки и составляют по этим слоям в целинной почве
соответственно 165, 215, 286 кг/га, а в почве 70-летнего освоения — 204, 235,
320 кг/га. В старопахотных почвах, сохранивших достаточно
мощный торфяный горизонт, при недостаточном внесении калийных
199

удобрений содержание почвенного калия может быть даже ниже,
чем во вновь освоенных.
Реальное увеличение валового калия происходит только на
заиленных пойменных или «сработавшихся» торфяных почвах,
с сильно, обогащенной минеральной частью, или на мощных
почвах, подвергавшихся глинованию и пескованию. В обоих
случаях в пахотный слой, вовлекается минеральная порода. За 70 лет
освоения на Новгородской ОМС и Минской ОБС в результате
«сработки» торфа остаточная мощность его составляет всего 20—
30 см. Увеличение валового количества калия в этом слое
произошло главным образом за счет припашки подстилающей
минеральной породы. Это калий кристаллической решетки минералов,
он не извлекается из почвы никакими растворителями и, очевидно,
не имеет практического значения в питании растений.
Увеличение запасов подвижного калия даже в этих почвах невелико.
Следовательно, как вновь освоенные, так и старопахотные торфяные
почвы нуждаются в систематическом ежегодном внесении
калийных удобрений.
103. Содержание микроэлементов в целинных и мелиорированных торфяных
Станция, почва
Глубина, см
Медь
подвижная
Новгородская ОМС:
низинная обедненная торфяная
целинная
то же, 55 лет освоения
Опытное поле Тоома:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 55-летнего освоения
Минская ОБС:
низинная типичная торфяная
целинная
то же, 55-летнего освоения
0-8
8—20
20—40
0-10
10-24
24—35
35-40
0-3
3-6
6-12
12-20
39-40
0—10
10-20
20-26
30-40
0-20
20—40
40-60
60—80
0-20
20-33
33-53
6,0
8,0
4,0
7,5
7,5
30,0
28,0
36,0
10,0
4,0
5,0
21,0
149,5
84,0
56,0
10,0
9,5
7,5
31,5
19,0
7,0
34,5
20,0
1,2
0,8
1,3
1,3
3,4
4,2
8,8
12,0
4,0
1,0
2,4
7,2
16,8
15,4
14,0
3,9
2,2
2,8
3,6
4,8
3,0
5,1
5,1
200

Изменение содержания микроэлементов
Длительное сельскохозяйственное освоение торфяных почв
сопровождается изменением содержания в них микроэлементов
(табл. 103).
Медь. В, освоенных почвах содержание валовой и подвижной
меди увеличивается. Повышение содержания подвижной меди
происходит как за счет усиления минерализации органического
вещества и разрушения медьорганических соединений, так и за
счет применения медьсодержащих удобрений. Очень большое
содержание валовой и подвижной меди, связанное с применением
удобрений, отмечено в пахотном слое почвы 55-летнего освоения
опытного поля Тоома. В почвах Новгородской ОМС и Минской
ОБС значительное 'накопление валовой и подвижной меди
наблюдается в подпахотном слое, что связано с ее подвижностью в
условиях кислой среды и с миграцией.
По содержанию подвижной меди почвы опытного поля Тоома
относятся к очень богатым, не нуждающимся во внесении медных
удобрений. Очевидно, медные удобрения здесь вносились сверх
нормы. Торфяные почвы Новгородской ОМС очень бедны, а
Минской ОБС бедны и нуждаются во внесении медных удобрений.
почвах, мг/кг (по Б. Р. Гладиловичу, 1971; Г. Г. Антоновой, 1972)
Молибде н
валовой
подвижный
Марганец
валовой
подвижный
Цинк
валовой
подвижный
Бор
водорастворимый
0,095
0,057
0
0,095
0,114
0,045
0,104
1,400
0,700
0,700
0,700
0,700
1,400
0,700
0,700
0,700
1,400
О,700
О,700
1,400
1,400
О,700
1,050
0,076
0,057
0,114
0,076
0,057
0,038
0,095
0,174
0,174
0,174
0,174
0,174
0,174
0,174
0,174
0,174
0,348
0,174
0,174
0,251
0,348
0,174
.0,348
88,0
92,0
80,0
60,0
52,0
102,0
106,0
240,0
следы
я
нет
нет
720,0
600,0
240,0
следы
744,0
360,0
480,0
578,0
720,0
636,0
600,0
16,0.
16,0
10,0
9,2
8,0
8,0
6,0
60,0
следы
нет
нет
нет
195,0
180,0
135,0
следы
195,0
90,0
66,0
106,0
144,0
120,0
нет
38,0
57,0
51,2
48,0
42,0
32,0
46,0
52,1
89,5
86,4
44,6
46,0
45,1
65,6
95,4
65,9
77,60
78,40
86,30
75,60
68,3
64,5
67,6
2,08
2,00
2,00
1,98
2,08
1,63
1,84
__
7,6
7,6
3,0
3,1
4,2
4,1
тттт.
5,1
4,1
2,5
2,6
2,5
2,58
1,83
2,05
2,63
4,57
2,00
2,05
4,01
2,85
1,40
1,64
1,60
2,50
1,69
1,93
1,00
1,15
0,75
1,82
1,77
0,18
0,10
0,52'

Молибден. Как видно из табл. 103, содержание валового и
подвижного молибдена в целинных и освоенных почвах
одинаково. Очевидно, что молибденовые удобрения за время культуры
болот не вносились. Запасы молибдена в освоенных почвах выше
за счет большей объемной массы этих почв.
По содержанию подвижного молибдена торфяные почвы
Новгородской ОМС и опытного поля Тоома относятся к
слабообеспеченным, торфяные почвы Минской ОБС среднеобеспечены
молибденом.
Марганец. В распределении марганца в освоенных почвах есть
много общего с его геохимическим спутником — железом.
Освоение торфяных почв сопровождается накоплением валового, а в
ряде случаев и подвижного марганца. Марганец,
восстановленный в подстилающей торфяник породе до Мп2+, мигрирует с
грунтовыми водами в верхнюю часть профиля. Попадая с
капиллярной каймой в зону кислородного барьера, марганец, как и
железо, меняет валентность (Мп2+->Мп4+) и осаждается в верхней
части профиля. Содержание подвижного марганца (Мп2+)
отличается неустойчивостью по сезонам года и зависит от
обводненности почв, величины рН и Eh.
Как видно из табл. 103, освоенные торфяные почвы опытного
поля Тоома, и особенно Минской ОБС, богаты подвижным
марганцем, тогда как почвы Новгородской ОМС бедны им из-за малой
толщи остаточного торфа, малой обводненности, хорошей аэрации
пахотного слоя почвы и наличия в подстилающей породе
известняковой щебенки. Характерно, что в почвах Новгородской ОМС
10-летнего срока освоения содержание подвижного марганца
составило 40 мг/кг, 30-летнего срока освоения — 20 мг/кг. По мере
увеличения сроков освоения, т. е. по мере все большей «сработки»
торфа и усиления аэрации, содержание подвижного марганца
уменьшилось до 9,2 мг/кг.
Цинк. Исследованные целинные и освоенные торфяные почвы
характеризуются высоким содержанием валового цинка. В
освоенных почвах содержание валового и обменного цинка несколько
меньше, чем в целинных. Очевидно, что цинковые удобрения здесь
ранее никогда не применялись. Запасы валового и обменного
цинка с учетом объемной массы возрастают. По содержанию
обменного цинка освоенные почвы Новгородской ОМС и Минской ОБС
относятся к (среднеобеспеченным, а опытного поля Тоома — к
высокообеспеченным.
Бор. Изменение содержания бора в торфяных почвах при
освоении связано с условиями реакции среды. В освоенных
торфяных почвах Новгородской ОМС содержание водорастворимого
бора несколько увеличилось, что связано с повышением его
подвижности в условиях кислой среды. Наоборот, накопление
значительного количества кальция в процессе освоения почв опытного
поля Тоома и Минской ОБС привело к уменьшению поДвижности
бора. Почвы Минской ОБС слабо обеспечены подвижным бором,
а Новгородской ОМС и опытного поля Тоома богаты им.
202

Глава 9
ОПТИМАЛЬНЫЕ ПАРАМЕТРЫ ПЛОДОРОДИЯ
ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Под плодородием почв понимается их способность
удовлетворять потребность растений в воде и элементах питания, а их
корневых систем — в достаточном количестве тепла и воздуха,
благоприятной физико-химической среде (Кауричев И. С, 1982). По
определению А. Н. Каштанова, А. М. Лыкова и И. С. Кауричева
(1983), плодородие есть объективное свойство почвы с
определенными количественными и качественными параметрами,
развивающимися в зависимости от естественных факторов
почвообразования и производственной деятельности земледельца. По их мнению,
основу плодородия составляют 3 основные группы факторов:
биологические, агрофизические и агрохимические. К биологическим
они относят содержание и качественный состав органического
вещества, почвенную влагу, почвенную биоту, наличие сорняков,
вредителей и возбудителей болезней; к агрофизическим —
механический состав, структуру и строение пахотного слоя, мощность
пахотного и гумусового горизонтов, водный режим почвы; к
агрохимическим — содержание и режим питательных веществ, щелоч-
но-кислотные и поглотительные свойства. По их определению,
плодородие есть интегральное качество, отвечающее всем
требованиям культурного растения, а не только обеспечивающее
растение водой и элементами питания. С этим определением можно
согласиться с одной оговоркой. Наличие сорняков, вредителей и
возбудителей болезней не является объективным свойством самой
почвы, а объясняется плохой борьбой с сорняками или
эпидемическим временным распространением вредителей и возбудителей
болезней. Сорняки, вредители и возбудители болезни могут быть
даже на высокоплодородных почвах.
Потенциальное плодородие торфяной почвы — результат
болотного торфообразовательного процесса. И. В. Тюрин (1965) считает,
что показателем потенциального плодородия почв являются
запасы в ней валового азота. *
Эффективное плодородие — результат осушения и
окультуривания торфяной почвы при сельскохозяйственном использовании.
Показателем ее эффективного плодородия, по И. В. Тюрину (1965),
является скорость высвобождения почвой минерального азота.
Эффективное плодородие характеризуется определенным
биологическим уровнем или урожайностью сельскохозяйственных культур.
Основными параметрами плодородия являются конкретные
показатели почвенных режимов: водно-воздушного, температурного,
питательного, физико-химического, биохимического, солевого и
окислительно-восстановительного (Кауричев И. С, 1982).
Слагаемые плодородия и механизм его для разных типов почв различны.
Для торфяных почв эти вопросы разработаны еще слабо.
Водно-воздушный режим. Основной предпосылкой для созда-
203

ния и повышения.эффективного плодородия болотных почв
является отвод избыточного количества воды. Отрегулированность
водно-воздушного режима является основой для проявления
действия всех агротехнических приемов по повышению плодородия
почв.
Пористость аэрации в торфяных почвах порядка 20—40 %
является необходимым условием хорошего газообмена.
Оптимальный водно-воздушный режим плодородной почвы складывается при
содержании влаги 70 % от ППВ и кислорода в почвенном
воздухе— 18%. При этом вредное действие повышенных концентраций
СОг на растения не проявляется.
На торфяных почвах оптимальный водно-воздушный режим
создается за счет правильно выбранной нормы осушения и
поддержания УГВ на заданном уровне для отдельных групп
сельскохозяйственных культур (см. табл. 69).
Тепловой режим. Как было показано выше, торфяные
почвы характеризуются высокой теплоемкостью и низкой
теплопроводностью по сравнению с минеральными почвами и относятся
к холодным. Улучшить их тепловой режим можно
посредством пескования и применения навоза, что особенно актуально
для торфяных почв Севера, у которых при отрегулированном
водном режиме тепловой является главным лимитирующим
фактором плодородия. От него зависит биологическая активность
почв и их способность к переводу элементов питания в доступную
для растений форму.
Питательный режим. Он определяется количеством азота
и зольных элементов пищи в доступной для растений форме.
Надежных критериев обеспеченности торфяных почв
минеральными или легкогидролизуемыми формами азота для
торфяных почв еще не разработано. В связи с тем, что объемная масса
низинных торфяных почв в 5—6 раз меньше, чем минеральных,
градации обеспеченности подвижными элементами питания,
разработанные для минеральных почв, для торфяных почв
непригодны.
В Белорусском НИИ почвоведения и,агрохимии (Вельский Б. Б.
и Кулаковская Т. Н.) были установлены следующие градации
содержания подвижного фосфора и калия в зависимости от
степени окультуренности торфяных почв: слабоокультуренные —
до 20 мг/100 г почвы P2Os и до 25 мг/100 г почвы КгО; средне-
окультуренные— 20—60 и 25—50 мг/100 г почвы; хорошо
окультуренные— более 60 и более 80 мг/100 г почвы соответственно.
Физико-химический режим. Важным физическим параметром
плодородия торфяных почв является их плотность. При низкой
плотности затрудняется работа машин и механизмов, ухудшаются
условия питания растений и их перезимовки, почвы сильнее
подвергаются дефляции. Удовлетворительной считается плотность не
ниже 0,2—0,25 г/см3.
Зольность и химический состав золы торфов являются важным
показателем их физико-химической среды. Преобладание кальция
204

в золе предопределяет хорошие агрохимические свойства. Такие
почвы не требуют известкования, имеют благоприятный состав
гумуса, вынос водорастворимого органического вещества в
дренажные воды в них минимальный. рНка низинной торфяной почвы
должен быть больше 5, а степень насыщенности основаниями
более 75%.
Пониженным плодородием отличаются кислые железистые
почвы с содержанием Fe203 более 5 % на сухой торф. Особенно
низким плодородием отличаются сульфатнокислые почвы.
Плодородие торфяной почвы зависит не только от химического
состава золы торфов, но и от состава почвенно-грунтовых вод. Это
показано нами на примере освоения мелкозалежного переходного
пушициево-кустарникового торфяника пос. Володарский
Ленинградской области, проведенной СевНИИГиМ. Торфяник имел
резкокислую реакцию (pHkci в слое 0—10 см — 3,4; в слое — 35—
45 см — 2,4), зольность— 10 %, содержание Fe203 в слое 0—10 см
было сравнительно невысоким и составляло 10,7%, SO3 — 5,43%,
а в слое 35—45 см повышалось до 39,01 и 10,85 % соответственно.
Осушение и первичное освоение были проведены правильно. В
результате внесения большого количества известковых материалов
гидролитическая кислотность торфа резко снизилась: с 95—100
до 15—20 мг-экв. на 100 г торфа, а рНксг повысился с 3,4 до 5,3.
Несмотря на то, что в почве была создана благоприятная физико-
химическая среда для роста растений, в первые два года освоения
были получены очень низкие урожаи. Для повышения
биологической активности почвы под картофель был внесен навоз. Однако
и это не дало результатов. Урожай картофеля оказался крайне
низким (табл. 104).
104. Внесение удобрений и урожайность культур
Культура
Урожайность,
т/га
Внесено на 1 га
Овес: 1 т сланцевой золы
на зеленый корм 11,0 20 т сланцевой золы+200 кг
на зерно 1,1 Naa+ЗОО кг Рс+300 кг Кх
Картофель 6,2 20 т навоза+100 кг Naa+
+300 кг Рс+200 кг Кх
Причину столь низкой урожайности мы нашли в
неблагоприятном составе почвенно-грунтовых вод. Напорные воды имели резко-
кислую реакцию (рНка 3,3) и содержали большое количество
оксида железа и серы (Fe2+ — 34,4 мг/л; SCV"—111,8 мг/л), тогда
как, по данным Ф. Р. Зайдельмана (1975), предельно допустимая
концентрация Fe2+ в водах составляет 12—14 мг/л.
Подпитывающие торфяник кислые железистые сульфатнокислые воды
отравляли корневые системы растений. Большое количество подвижного
железа было обнаружено и в самом торфе. Хотя при освоении почв
количество Fe2+ в торфе уменьшалось, однако даже в самом верх-
205

нем 0—10-сантиметровом слое освоенной почвы оно составляло
50 мг/100 г торфа. На границе с подстилающей породой
содержание Fe2+ было чрезвычайно велико и достигало в весенне-осенний
период 200 и более мг/100 г торфа. Освоение кислых железистых
торфяников возможно только при интенсивном осушении,
исключающем подъем грунтовых вод, богатых железом, в корнеобитае-
мый слой, внесении извести по полной величине гидролитической
кислотности (20 т/га) и очень высоких норм фосфорных удобрений
(Тарасова А. А., Емельянова И. М., 1982). Однако перевод таких
торфяников на атмосферный тип питания приведет к интенсивной
«сработке» торфа и еще большему накоплению железа. Поэтому
освоение торфяных почв с таким составом почвенно-грунтовых вод,
как правило, нецелесообразно.
Биохимический режим. Он является важным параметром
плодородия органогенных почв. Этот режим определяется
биологической активностью почв, направленностью и интенсивностью
превращения органического вещества почвы. Биохимические процессы
по трансформации органического вещества торфа приводят к
уменьшению количества и изменению качества, высвобождению
азота и зольных элементов, необходимых для питания растений.
Показателем плодородия почвы являются запас органического
вещества и качественный состав гумуса (отношение гкгфк).
Потенциальное и эффективное плодородие торфяных почв
связано с мощностью органогенного горизонта. Почвы на мощных
торфах имеют большие запасы органического вещества, азота и
зольных элементов по сравнению с аналогичными по составу, но
менее мощными. С. Г. Скоропанов (1969) к маломощным относит
почвы с запасами сухой органической массы до 500 т/га, к сред-
немощным — от 500 до 1000 т/га, мощным — более 1000 т/га.
Мощные торфяные почвы, имея больше органического вещества,
содержат и больше продуктивной влаги (табл. 105).
105. Водообеспеченность торфяных почв Минской ОБС в зависимости
от мощности Ат в метровом слое (по С. Г. Скоропанову, 1969)
Мощность Ат
25/IV
Количество продуктивной влаги, мм
25/V
25, VI
25/VII
25/VIII
£75 196 195 152 83 140
1090 251 197 246 104 46
2600 246 291 254 171 12
Примечание. Почвы под посевом ячменя.
По данным С. Г. Скоропанова, В. Н. Пятецкого, С. В. Кулеша
(1974), на торфяных почвах с мощностью Ат больше 1 м
продуктивность зерновых культур на 12,4 %, сахарной свеклы—на 31,4 %,
картофеля —на 24,1 % и многолетних трав —на 44,2% выше, чем
на маломощных торфяных почвах с Ат менее 1 м. Это связано с
большим содержанием продуктивной влаги на мощных торфяных
206

почвах. По рассчитанному ими уравнению с увеличением запасов
органического вещества на 100 т/га урожайность зерновых должна
увеличиваться на 0,02—0,06 т/га, сахарной свеклы—0,47—0,96 т/га,
картофеля — 0,30—0,52 т/га, многолетних трав —на 0,15—0,38 т/га.
Сельскохозяйственные культуры, произрастающие на торфяных
почвах, дают более стабильные урожаи как в годы с недостатком,
так и в годы с избытком влаги по сравнению с минеральными
почвами (И. Н. Скрынникова, 1967).
Важными показателями биохимического режима почв являются
количество, состав и активность почвенных микроорганизмов и
ферментов, интенсивность минерализации органического вещества
и накопления доступных для растений форм азота.
Солевой режим. Водорастворимые соли в торфяных почвах в
реальных количествах появляются только в условиях
периодически выпотного типа водного режима, характерного для лесостепи
УССР. Для устранения их вредного влияния применяется
дождевание.
Окислительно-восстановительный режим. Устойчивый
восстановительный режим, характерный для целинных болотных почв,
сменяется контрастным окислительно-восстановительным режимом
в верхней части профиля освоенных почв. Оптимальные параметры
окислительно-восстановительного режима для пахотного слоя
определяются величиной Eh в 400—500 mV, для подпахотного — ме-
*ее 350—400 mV, для слоя ниже УГВ — меньше 200 mV.
Недостаточное осушение в торфяных почвах Севера приводит к
господству устойчивого восстановительного режима во всем
профиле почвы и к вторичному заболачиванию. В то же время
сильное развитие окислительных процессов при интенсивном осушении,
особенно в почвах Полесья и лесостепи, приводит к
непроизводительным потерям органического вещества и быстрой «сработке»
торфа.
При современных материально-технических возможностях
необходимо проводить работы по значительному повышению
исходного плодородия торфяных почв, по его расширенному
воспроизводству, для того, чтобы обеспечить прогрессивный рост
урожайности и ее устойчивость. Торфяные почвы более отзывчивы на
антропогенное воздействие, при правильном освоении их эффективное
плодородие растет быстрее, чем у любого другого типа почв.
Химические удобрения не только хорошо окупаются прибавкой
урожая на этих почвах, но и активно включаются в культурное
почвообразование. Принцип расширенного воспроизводства плодородия
требует разработки экономически целесообразной модели
плодородия торфяных почв применительно к каждой почвенно-климати-
ческой зоне. Для этого необходимо выработать не качественные,
а количественные параметры плодородия торфяной почвы.
207

Глава 10
СТРУКТУРА ПОСЕВНЫХ ПЛОЩАДЕЙ
И ОБРАБОТКА ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Структура посевных площадей и севообороты
Современные системы земледелия должны обеспечивать
наиболее производительное использование земли и повышение ее
плодородия для получения наибольшего количества продуктов высокого
качества с каждого гектара земли при наименьших затратах труда
и средств на единицу продукции (Воробьев С. А., Буров Д. И.,
Туликов А. М., 1977).
Земледелие на торфяных почвах имеет свою специфику.
Органическое вещество — основа плодородия этих почв. Чем выше
урожайность, тем больше расходуется органического вещества.
Поэтому эффективность использования торфяных почв
оценивается не только по величине урожаев, но и по количеству
расходуемого органического вещества на создание единицы
растениеводческой продукции (Гордейчук А. С, 1977; Трускавецкий Р. С^
1984; Барановский А. 3., 1981; Бамбалов Н. Н., 1984).
Регулирование процессов разрушения и накопления органического вещества
является важнейшей задачей земледелия на торфяных почвах в
целях сохранения их плодородия. Решение ее позволит продлить
«жизнь» органогенных почв. Большое значение при этом имеют
рациональная структура посевных площадей и обработка почв.
При освоении и первичном окультуривании почв основная
задача — повысить активность биохимических процессов для
ускорения разложения растительных остатков и самого торфа,
накопления азота и зольных элементов в доступной для растений форме,
повышения объемной массы почвы. Последнее важно как для
улучшения питания растений, так и для увеличения несущей
способности почвы, определяющей условия работы машин.
В окультуренной почве необходимо поддерживать равновесие
между разрушением и накоплением органического вещества. Это
достигается соблюдением норм осушения, чередованием культур
в севообороте и обработкой почвы.
Освоение торфяных почв начинается с посева предварительных
культур. Разрыва во времени между осушением и освоением не
допускается. Предварительные культуры используют плодородие
вновь осваиваемых почв, ускоряют процесс разложения дернины и
болотных растительных остатков. На севере и северо-западе
Нечерноземной, зоны на низинных типичных почвах в первый год
высевают овес, вику с овсом, горох с овсом, озимую рожь, капусту
или турнепс; на второй год — картофель, капусту или морковь.
На низинных обедненных почвах в этих районах в первый год
высевают овес, вику с овсом, горох с овсом и озимую рожь. На
Крайнем Севере на торфяниках со слаборазложившимся торфом
208

при наличии мохового очеса в первый год освоения применяют
паровую обработку почвы, ускоряющую разложение торфа.
На юге Нечерноземной- зоны на низинных типичных богатых
почвах с хорошо разложившимся торфом при качественном
выполнении осушительных и культуртехнических работ севооборот осва-:
ивается сразу без посева предварительных культур. На низинных
почвах, имеющих мощную дернину или слаборазложившийся торф,
высевают предварительные культуры: вику, овес, картофель. После
этого вводятся севообороты.
Культуры чередуют с таким расчетом, чтобы максимально
использовать высокое плодородие торфяных почв и не допустить
излишней минерализации органического вещества. Однолетним
травам (викоовсяным и горохоовсяным мешанкам) отводится
большая роль не только в качестве предварительных культур на
вновь осваиваемых почвах, но и как лучшим предшественникам
для многолетних трав летнего срока посева на старопахотных
почвах.
Многолетние травы являются основной культурой любого типа
севооборота на осушенных торфяных почвах в,любой почвенно-
климатической зоне даже в интенсивном земледелии. Это
обусловлено как исключительно большой ролью многолетних трав в
сохранении органического вещества торфа, так и потребностью в
кормах, которые можно получить на этих почвах при наименьших
затратах средств и труда. Поле, вышедшее из-под многолетних
трав, свободно от сорняков, почва имеет хорошую структуру.
При возделывании зерновых и пропашных культур на границе
пахотного и подпахотного слоев происходит разрыв капиллярной
связи. Доступ влаги в пахотный слой из нижней части профиля
затрудняется. При возделывании многолетних трав капиллярная
связь постепенно восстанавливается, так как их корневые системы
проникают в подпахотный слой. Несмотря на то, что травы
потребляют влаги больше, чем зерновые, они находятся в лучших
условиях, так как используют влагу подпахотного слоя. Однако в
южных районах в засушливые годы они также страдают от засухи.
При хорошей обеспеченности торфяных почв влагой и внесении
достаточного количества минеральных удобрений многолетние
травы даже в условиях европейского Севера дают в опытах научных
учреждений урожаи порядка 8,0—9,0 т/га, центральных районов
Нечерноземной зоны—10,0—12,0 т/га, Белорусском и Украинском
Полесье—12,0—15,0 т/га. По выходу кормовых единиц с 1 га
многолетние травы превосходят зерновые культуры и уступают
пропашным.
Продуктивность осушенных торфяников Нечерноземной зоны
по выходу кормовых единиц с 1 га составляет: корнеплоды —
8,11 т/га; картофель — 6,86 т/га, многолетние травы на сено
(сенокосы) — 5,58 т/га* (Сдобников С. С, 1982). В опытах
В. И. Белковского, С. В. Жилиной, Ю. И. Кришталь (1980),
проведенных в Белоруссии, при монокультуре многолетних трав в
среднем за 6 лет получено 6,92 т/га кормовых единиц, монокульту-
14 В Н Ефимов
209

ре зерновых — 5,23 т/га, монокультуре картофеля — 7,91 т/га. На
Брестской сельскохозяйственной опытной станции выход кормовых
единиц с 1 га при монокультуре многолетних трав составил 6,41 т,
зерновых —3,54 т, пропашных —7,41 т (Книжников А. М.,
Кириллова О. С, Резько Н. А. и др., 1981).
При длительном возделывании многолетних трав на одном
поле (более 5—6 лет) формируется мощная дернина, снижающая
аэрацию почв. Биологическая активность, минерализация
органического вещества и количество минерального азота уменьшаются
(Скоропанов С. Г., 1956, 1960, 1961; Скрынникова И. Н., 1961).
Это приводит к снижению урожайности многолетних трав.
Биологическую активность почв повышают введением в севооборот
зерновых и пропашных культур. Пласт многолетних трав является
хорошим предшественником озимой ржи, яровых культур,
пропашных и овощей. Эти культуры имеют длительный вегетационный
период и хорошо используют накапливающийся азот почвы.
Зерновые более требовательны к норме осушения, чем многолетние
травы, но менее, чем пропашные. Озимая рожь и яровые зерновые
(ячмень, овес) при правильной агротехнике дают высокие урожаи
(4,0—4,5 т/га), однако в неблагоприятные годы сильно полегают.
Картофель размещают по пласту или обороту пласта после
озимой ржи. На торфяных почвах он дает высокие урожаи
(30,0—45,0 т/га) и является высокорентабельной культурой,
однако на европейском Севере сильно поражается радиационными
заморозками. Картофель, корнеплоды и овощные культуры вводят
в состав севооборотов на хорошо осушенных торфяных почвах. Их
не выращивают на сильнообводненных торфяниках, не
поддающихся интенсивному осушению, где уровень грунтовых вод за
вегетационный период не опускается ниже 70—80 см.
Севообороты на мелиорированных торфяных
почвах
Минимальные потери органического вещества и азота торфа
достигаются при значительном насыщении севооборотов
многолетними травами. В структуре посевных площадей травопольно-зер-
новых и овощекормовых севооборотов многолетние травы должны
занимать не менее 50 %, а в кормовых и лугопастбищных
севооборотах— до 70—80% севооборотной площади. Овощные
севообороты на пойменных торфяниках без многолетних трав приводят к
•сильной деградации почв.
Схемы севооборотов зависят от климатических условий,
специализации хозяйств и государственных заданий. П. А. Турнас (1958)
приводит следующие схемы севооборотов различной
специализации для зоны Крайнего Севера европейской части СССР.
Кормовой севооборот: 1—6 — многолетние травы на сено, 7 —
яровые зерновые и однолетние травы, 8 — кормовые корнеплоды и
овощи, 9 — овес с подсевом многолетних трав.
Лугопастбищный севооборот: 1—3—многолетние травы на се-
210

но, 4—7 — многолетние травы на выпас, 8 — яровые зерновые (овес
и ячмень), 9 — овес с подсевом многолетних трав.
Овощекормовой севооборот: 1—4—многолетние травы на сено,
5 — яровые зерновые, кормовые корнеплоды, однолетние травы,
6 — капуста, брюква, репа, 7 —морковь, свекла, картофель, 8 —
овес с подсевом трав.
Особенностью севооборотов на Крайнем Севере является то,
что многолетние травы высевают под покров овса, убираемого на
сено или зеленый корм.
Р. П. Филинцева и М. М. Цыба (1983) приводят следующую
схему кормового севооборота для торфяных почв Карелии: 1—5 —
многолетние травы, 6 — однолетние травы и озимая рожь на
зеленый корм, 7 — однолетние травы с подсевом многолетних трав.
Схема овощекормового севооборота имеет следующий вид: 1—3^
многолетние травы (сено), 4 —капуста, 5 —однолетние травы с
подсевом многолетних трав.
На северо-западе Нечерноземной зоны схема полевого
севооборота имеет следующий вид: 1—3 —многолетние травы, 4 —озимая
рожь, 5 — яровые зерновые, 6 — пропашные, однолетние травы с
подсевом многолетних трав; кормового сенокосно-пастбищного:
1—7—многолетние травы, 8 — озимая рожь, 9 — пропашные, 10—
однолетние травы с поукосным посевом многолетних трав.
Для Центральной части Нечерноземной зоны Центральной
опытно-болотной станцией в Яхроме рекомендованы следующие
примерные схемы севооборотов.
Травопольно-зерновой севооборот: 1—4 — многолетние травы,
5 — озимая рожь, 6 — яровые зерновые (ячмень, овес, пшеница),
7 — пропашные .(капуста, картофель, корнеплоды), 8 — овсяно-бо-
бовая смесь на сено с летним подсевом трав или весенний посев
трав с райграсом однолетним.
Кормовой севооборот: 1—7 —многолетние травы, 8 —озимая
рожь после первого укоса трав, 9 — яровые зерновые, 10 — овсяно-
бобовая смесь с летним посевом трав или весенний посев в смеси
с райграсом однолетним.
Кормовые севообороты рекомендуется разворачивать на
почвах с высоким и средним уровнем грунтовых вод (65—70 см от
поверхности почвы).
На пойменных торфяных почвах может быть рекомендована
следующая схема овощекормового севооборота: 1—4 —
многолетние травы, 5 — капуста белокочанная и кормовая, 6 — столовые
корнеплоды, 7 — вика + овес на зеленый корм с летним посевом
многолетних трав.
Яхромский совхоз-техникум (Алексеев Е. Д.) для центральной
части поймы реки Яхромы предлагает следующую схему овощного
севооборота: 1—3 — многолетние травы, 4 — капуста, 5 —
однолетние культуры на силос и зеленый корм, 6 — морковь и картофель,
7—морковь, 8 — однолетние силосные с подсевом многолетних
трав.
211

В Белорусском Полесье на среднемощных торфах
рекомендуется введение зерно-травяных севооборотов, где многолетние травы
занимают не менее 5 полей, а зерновые культуры — 3—4 поля
(Книжников А. М. и др., 1981). На мелкозалежных торфяниках
с мощностью торфа до 0,7 м рекомендуется возделывание
многолетних трав с перезалужением через 5—7 лет.
В Украинском Полесье срок пользования многолетними
травами в полевых севооборотах должен составлять от 4 до 6 лет в
зависимости от их урожайности (Гордейчук A. G., 1977). А. К.
Бескровный (1982) считает, что на глубоких и среднезалежных
торфяниках многолетние травы должны занимать 50—65 %
севооборотных площадей; им приводится следующая схема кормового
севооборота для Украины: 1—5 — многолетние травы, 6 —
зерновые, 7 — картофель, 8 — кормовая свекла, 9 — однолетние травы;
овощекормового: 1--4 —многолетние травы, 5 —картофель, 6 —
столовая свекла, столовая морковь, 7 — капуста поздняя, 8 —
однолетние травы. По пласту многолетних трав рекомендуется
размещать озимую рожь и овес, по обороту пласта — картофель, ячмень,
кормовую свеклу. На глубокозалежных торфяниках
продолжительность полевого периода не должна быть более 4—5 лет. а в луго-
во-пастбищных севооборотах — 2—3 года. В сохранении
органогенного горизонта почв в южных районах многолетним травам
отводится еще большая роль, чем в северных районах СССР.
Мелкозалежные торфяники должны отводиться под культурные
сенокосы и пастбища. Состав травосмесей подбирается с учетом их
зимостойкости и устойчивости к затоплению талыми водами
(очень зимостойкие — тимофеевка луговая, лисохвост луговой,
мятлик луговой и болотный; зимостойкие — овсяница луговая и
тростниковидная, кострец безостый и двукисточник тростниковый;
незимостойкие — ежа сборная). Наиболее устойчивы к затоплению
двукисточник тростниковый и лисохвост луговой, устойчивы
тимофеевка луговая и кострец безостый. Самые скороспелые злаки: ежа
сборная и лисохвост луговой, затем овсяница луговая и
тростниковая, кострец безостый и двукисточник тростниковый. Тимофеевка
луговая относится к среднеспелым злакам.
Простые травосмеси не менее урожайны, чем сложные. На
Севере посевы тимофеевки луговой в чистом виде не уступают по
урожайности травосмесям. Высокие урожаи как в травосмесях,
так и в чистом виде дают также овсяница луговая, ежа сборная,
кострец безостый, лисохвост луговой, мятлик луговой и болотный,
двукисточник тростниковый. Даже на Севере можно получить два
укоса трав, хотя второй укос по урожайности здесь меньше, чем
первый. В условиях центральных районов Нечерноземной зоны
получают два полноценных укоса, а таких скороспелых трав, как
лисохвост луговой и ежа сборная, можно получить 3—4 укоса.
Травосмеси составляют с учетом приспособленности трав к
почвенно-климатическим условиям с учетом сенокосного или
пастбищного использования. Включение бобовых в травосмесь
нецелесообразно на сильнокислых почвах (рНкс1<4).
212

106. Продуктивность севооборотов и экономические показатели
(по А. М. Книжнику и др., 1981)
Структура посевных площадей
Монголетние
травы
Зерновые

Пропашные
Выход с 1 га
кормовых
единиц,т
переваримого
протеина,т
Прямые
затраты на
производство 0,1 т
корм. ед„ р.
Условно
чистый доход
на 1 р. затрат,
Р.
55,5
44,4
33,3
33,3
00
0
0
22,2
33,3
33,3
55,5
—
100
0
22,2
22,2
33,3
ПД
—
—
100
5,93
5,91
6,11
5,09
6,41
3,54
7,41
0,52
0,48
0,46
0,36
0,71
0,20
0,49
2,04
2,08
2,14
1,49
0,62
1,48
3,95
3,07
3,68
3,35
4,23
5,78
4,41
2,74
Нормы высева на 1 га в чистых посевах при 100 % всхожести
составляют: тимофеевка луговая—14—16 кг; овсяница луговая —
20—22 кг; кострец безостый — 22—24 кг; лисохвост—13—14 кг;
мятлик луговой—12 кг; двукисточник тростниковый—15—16 кг.
На Брестской опытной станции наименьшая продуктивность
получена при бессменных посевах зерновых — 3,54 т корм, ед./га,
наибольшая — при бессменной культуре пропашных — 7,41 т корм,
ед./га. При бессменном возделывании многолетних трав получено
6,41 т корм, ед./га (табл. 106). Повышение доли зерновых в
севообороте при снижении доли многолетних трав и пропашных
значительно снижало его общую продуктивность. Это говорит о том, что
зерновые культуры и в севообороте являются менее
продуктивными. Наибольший выход протеина (0,71 т/га) при наименьших
прямых затратах на производство 0,1 т корм, ед. — 0,62 р. и
наибольший условно чистый доход на 1 р. затрат — 5,78 р.
получены при бессменном возделывании многолетних трав.
В опытах А. С. Гордейчука (1977) наибольший выход кормовых
единиц (8,7 т) с 1 га был получен в пропашном севообороте. В
107. Основные экономические показатели севооборотов на торфяных почвах
(по А. С. Гордейчуку, 1977)
Севооборот
Структура посевов, %
Зерновые
Пропашные
Многолетние
травы
Выход с гектара
севооборотной площади
кормовых
единиц, т
валовой
продукции, р.
чистый
доход, р.
Приходится ла 1 т
потерь органического
вещества
кормовых
единиц,т
валовой про*
дукцни, р.
чистого до- ,
хода, р.
Пропашной
Зернопропашной
С 3 полями
многолетних трав
С 4 полями
многолетних трав
5(Г
12,5
25
100
50
50
25
—-
37,5
50
8,70
7,65
7,25
7,36
1109
1050
821
899
607
541
491
517
2,01
2,25
3,01
3,51
258
309
443
427
141
158
205
246
213

севообороте с многолетними травами сбор кормовых единиц был
с 1 га на 1,4— 1,5 т меньше (табл. 107).
Однако при учете этих показателей с расчетом потерь на 1 т
органических веществ севооборот с многолетними травами
превосходил пропашные и зернопропашные севообороты. В опытах
В. И. Белковского с соавторами (1984) убыль торфа на
производство 1 т сухого вещества и кормовых единиц составила 0,67—1,13 т
при монокультуре многолетних трав и 1,13—1,42 т при
использовании почвы в севообороте. В связи с тем, что потери
органического вещества при использовании почв в пропашном севообороте
невосполнимы, очевидно, что возделывание многолетних трав
экономически выгодно.
В последнее время все большее внимание уделяется луговодче-
скому направлению в использовании торфяных почв, созданию
долголетних культурных сенокосов и пастбищ, особенно на почвах
с мощностью торфа менее 1 м. Это направление наиболее
перспективно с точки зрения сохранения торфяных почв и обеспечения
животноводства дешевым кормом. В СССР имеется опыт
длительного пастбищного использования многолетних трав без перезалу-
жения.
Применение удобрений на юге Полесья УССР на торфяных
низинных старопахотных почвах не снижало продуктивности бобо-
во-злакового пастбища (табл. 108).
108. Продуктивность пастбища, т/га, по годам пользования
на низинной торфяной почве, в среднем за 1976—1978 гг.
(по А. В Боговину, 1980)
Удобрение
1-й
5-й
Годы пользования
3-6-й
5-8-й
17-20-й
3,72
5,03
6,67
7,91
8,82
9,73
1,18
3,28
4,36
5,67
6,90
7,70
8,24
0,66
0,93
1,27
1,53
1,72
1,99
4,42
5,49
6,86
7,57
8,55
9,20
0,89
3,83
4,66
5,78
6,57
7,20
7,64
0,87
1,12
1,46
1,62
1,92
2,08
214
Без удобрений
PeoKi2o (фон)
Фон-bNeo
OOH + Ni20
Фон-fNieo
Фон + N24o
HCPos
Без удобрений
PeoKiM (фон)
Фон+Ыбо
Фон+Ыш
Фон+Nieo
ФОН + N240
Без удобрений
PeoKi2o (фон)
Фон+Neo
ФОН + 1М120
Фон+Nieo
ФОН + Ы240
3,53
4,42
5,68
6,60
7,95
8,80
0,78
3,15
3,87
4,89
5,63
6,88
7,51
0,55
0,70
0,93
1,15
1,39
1,62
Сухое вещество
4,48 3,66
5,22 4,86
6,46 6,47
7,51 7,56
8,39 8,22
/9,37 8,89
1,22 0,90
Кормовые единицы
3,93 3,25
4,48 4,23
5,54 5,70
6,«39 6,65
7,19 7,09
7,91 7,68
Сырой протеин
0,79 0,61
0,95 0,84
1,22 1,13
1,46 1,42
1,66 1,59
1,88 1,76

Выход сухого вещества и протеина с 1 га с годами пользования
несколько возрастал. Автор связывает это с формированием
густых и лучше приспособленных к условиям пастбищного
пользования травостоев и с действием экскрементов животных,
усиливающих рост растений и активизацию микробиологических процессов
в торфяной почве.
Высокая продуктивность — до 5000 корм. ед. — наблюдается и
в Кировской области на пастбищах на низинных торфяных почвах
1937 г. залужения.
1 Обработка торфяных почв
Обработка торфяных почв отличается от обработки
минеральных. Задача первичной, обработки целинной торфяной почвы
состоит в создании условий по ускорению разложения дернины и
накоплению питательных веществ в доступной для растений форме.
Главная задача обработки освоенных почв состоит в создании
условий устойчивого равновесия между разрушением и
накоплением органического вещества. Кроме того, обработка решает и
общие для всех почв задачи: создание достаточно мощного
пахотного слоя, оптимальных водно-воздушного и теплового режимов,
борьба с сорняками, нормальная заделка семян и др.
Первичная обработка. Технология первичной обработки
осушенных торфяников зависит от характера водного питания болота,
наличия или отсутствия мохового очеса, закустаренности, залесен-
ности, наличия погребенной древесины (Турнас П. А., 1968,
Головко Д. Г., 1967, 1975).
Главный способ первичной обработки — отвальная вспашка
кустарниково-болотными и болотными плугами на глубину 35—
40 см с последующей разделкой пласта тяжелыми дисковыми
боронами или фрезами. При наличии мощной дернины вспашке
предшествует фрезерование, а при залесенности или сильной
закустаренности — корчевка пней корчевателями и рельсово-корчевальной
бороной. На закустаренных торфяниках при наличии в верхнем
слое погребенной древесины первичную обработку проводят
машиной МТП-44А. При значительной мощности мохового очеса
проводят ярусную вспашку со сбором очеса на дно борозды.
После вспашки и разделки дернины проводят планировку
поверхности и внесение удобрений под дисковые бороны на
глубину 12—15 см. После заделки удобрений почву прикатывают. Эта
операция является обязательным элементом как первичной
обработки, так и обработки старопахотных почв.
А. А. Немчиновым (Немчинов А. А., Бакушева В. И., 1953) для
освоения болотных почв европейского Севера СССР предложен
прием «первичного парования вновь осваиваемых почв». Сущность
его сводится к проведению в июне дискования подготовленной к
освоению почвы в 2 следа, внесению фосфорных удобрений, а при
повышенной кислотности и извести, внесению органических
удобрений (для биологического заражения почвы), вспашке обычным
215

тракторным плугом на глубину 30 см, оборачивающим пласт на
110—140°, и дискованию в 2 следа. При этом удобрения
распределяются на всю глубину пахотного слоя. Через месяц проводят
повторную вспащку, также на глубину 30 см, и дискование в 2
следа. За этот период происходит почти полное отмирание дернины
и частичное ее разложение. Через месяц проводят еще одну
вспашку. На следующую весну после обычной обработки и
внесения фосфорных и калийных удобрений производится посев культур.
Цель первичного парования почв состоит в значительном усилении
биологической активности за счет перемешивания почвы, внесения
органических и минеральных удобрений. Это приводит к быстрому
разложению дернины, позволяет отказаться от возделывания
предварительных культур или резко сократить период их
возделывания.
Обработка освоенных почв. Задача обработки состоит в
создании благоприятных для растений водно-воздушного, теплового и
пищевого режимов, очистке почвы от сорняков, регулировании
процессов разложения и накопления органического вещества.
Система обработки торфяных почв строится в зависимости от состава
культур севооборота.
Время распашки пласта многолетних трав устанавливают в
зависимости от культуры, выращиваемой по пласту. При
обработке многолетних трав под озимую рожь в Нечерноземной зоне пласт
разделывается в конце июля, а при обработке почв под культуры
весеннего посева — в сентябре. Для ускорения разложения
растительных остатков обработку пласта начинают с дискования или
фрезерования. После этого проводят зяблевую вспашку на
глубину 20—25 см. Если после вспашки дернина остается плохо
разделанной, проводят дополнительное дискование.
Предварительное дискование (фрезерование) пласта многолетних трав дало на
торфяных почвах Минской ОБС прибавку урожайности озимой
ржи 0,81 т/га, яровой пшеницы — 0,77 т/га.
Глубокая обработка почв не дает преимущества перед обычной,
.так как припахивание нижнего, биологически инертного слоя
торфа снижает плодородие торфяных почв. Это установлено С. Г. Ско-
ропановым (1961) и подтверждено другими авторами в опытах с
углублением почв под разные культуры, в том числе под
картофель и корнеплоды. При плохом прогревании летом и высокой
влажности торфа в нижней части профиля корневая система
растений располагается преимущественно в верхнем (15 см) слое.
По этой причине глубокая обработка также не имеет
преимущества перед обычной. Перед посевом и после посева почву
прикатывают.
Обработка почвы под культуру весеннего посева после
зерновых и других культур сплошного сева сводится к лущению на
глубину 6—8 см с последующей осенней зяблевой вспашкой.
Весной проводится культивация, допосевное и послепосевное прика-
тывание.
Обработка почвы после уборки картофеля и корнеплодов сво*
216

дится к послеуборочному дискованию, предпосевному
культивированию и прикатыванию. Прикатывают посевы озимой ржи л
многолетних трав при их выпирании. Для этого используют
гладкие водоналивные катки.
Глава 11
ПРИМЕНЕНИЕ УДОБРЕНИИ
НА МЕЛИОРИРОВАННЫХ ТОРФЯНЫХ ПОЧВАХ
Известкование торфяных почв
Большая часть низинных обедненных торфяных почв северной
тайги имеет кислую реакцию. В формировании кислотности
гумусовых и торфяных горизонтов главная роль принадлежит
обменному водороду, а в минеральных горизонтах — обменному
алюминию. Нами установлено (Ефимов В. Н., 1961, 1962), что в
торфяных почвах большая часть алюминия находится не в форме
обменного катиона, а входит в состав алюмогумусовых соединений.
Поэтому фитотоксичность алюминия на торфяных почвах
проявляется только на сильнокислых почвах.
А. к. Небольсин и 3. П. Небольсина (1970, 1972) показали это
экспериментально. В их опытах гумусовые вещества и торф
уменьшали фитотоксичность Al, Mn, Fe по отношению к ячменю, горчице
и красному клеверу — культурам, которые наиболее сильно
реагируют на кислотность почвы. Оптимальный интервал реакции среды
для развития этих растений в их опытах сдвигался в кислую
сторону.
Актуальная кислотность органогенных почв обусловлена
углекислотой, а также водородом карбоксильных групп, растворимых
в воде фульвокислот и низкомолекулярных органических кислот.
Потенциальная кислотность обусловлена водородом гуминовых
кислот и фульвокислот. В связи с этим вредное действие
кислотности на растение на торфяных почвах сказывается при более
низких величинах рН, чем на минеральных почвах. Торфяные
почвы отличаются большей буферностью к подщелачиваник^ при
внесении извести.
В табл. 109 показана потребность торфяных почв в
известковании, установленная по величине рНка и степени насыщенности"
почв основаниями (по А. А. Немчинову).
109. Установление потребности торфяных почв в известковании
Потребность в известкова гии
рНКС1
Степень
насыщенности
основаниями, %
Сильная <3,5 <35
Средняя 3,5—4,2 35—55
Слабая 4,2—4,8 55—65
Отсутствует >4,8 >65
2\Т

Низинные торфяные почвы с рНка 4,8 в известковании не
нуждаются. Тимофеевка луговая, озимая рожь, овес, лен,
картофель хорошо растут на торфяных почвах при pHkci около 4,0. Даже
более требовательные к кислотности клевер, пшеница, ячмень,
кормовая свекла и капуста произрастают при рНкс1 4,3.
А. А. Немчиновым предложены следующие нормы извести, т/га,
для торфяных почв в пересчете на чистый и сухой СаСОз:
Верховая:
со слаборазложившимся
торфом (pHkci 4,2 и ниже) 8—10
со среднеразложившимся
торфом 6—8
Низинные обедненные
(переходное болото):
с большим слоем сфагнового
очеса (pHkci 4,2—4,6) 5—6
с малым слоем (20 см)
сфагнового очеса (pHkci меньше
4,8) 3—4
Низинные, pHkci меньше 4,8 2—3
Г. С. Калмыков (1978) предлагает расчет норм извести
проводить по величине гидролитической кислотности путем умножения
ее на коэффициент, равный 0,25 для низинных почв, 0,20 для
низинных обедненных и 0,15 для верховых. 3. А. Хапкина и Е. С. Ме-
еровский (1979) показали, что в нормальнозольных торфяных
почвах в интервале реакции среды от сильнокислой до слабокислой
существует тесная прямая коррелятивная зависимость между
показателями величины рНн2о и рНксь pHkci и гидролитической
кислотностью, pHkci и степенью насыщенности основаниями.
Поэтому определение норм извести по величине pHkci научно
обосновано. Нормы извести для почв с pHkci ниже 3,9 соответствуют 1/г
величины гидролитической кислотности, определенной для этих
почв. Для остальных почв нормы соответствуют lU величины
гидролитической кислотности. Норму извести, определенную по
величине рНксь необходимо откорректировать в зависимости от
объемной массы пахотного слоя. Внесение норм извести по полной
гидролитической кислотности для торфяных почв в большинстве
случаев неоправдано, так как это связано с перерасходом
материала и отсутствием необходимости в ликвидации всей
гидролитической кислотности.
Применение повышенных норм извести с доведением pHxci до 6
на торфяных почвах также неоправдано, так как это не дает
прибавок урожая, а приводит к усилению процессов
минерализации органического вещества торфа и переходу меди, марганца и
железа в недоступное для растений состояние. Повышенные нормы
извести оправданы только на кислых железистых почвах.
Белорусским НИИ почвоведения и агрохимии разработаны
градации потребности торфяных почв в известковании с учетом
комплекса показателей: рНксь гидролитической кислотности,
степени насыщенности почв основаниями и объемной массы
(табл. ПО).
218

110. Кислотность почв и потребность их в известковании
(Рекомендации по известкованию осушенных торфяных почв, Минск, 1977)
рн
KCJ

Гидролитическая
кислотность, мг-экв./
/100 г почвы
Норма СаС03, т/га, при
объемной массе пахотонго
слоя, г/см8
более 0,20
Менее 3,00
3,0—3,90
3,91—4,30
4,31—4,70
4,71—5,00
Более 5
Более 140
140—100
100—60
60—40
40—30
Менее 30
Менее 15
15—20
25—50
50—65
65—75
Более 75
10-12
8-10
4-6
2,4—4
1-2
12-16
10-12
6-8
3,5-5
2-3
Не нуждаются
Систематическое применение физиологически кислых
минеральных удобрений в процессе сельскохозяйственного использования
почв способствует их подкислению. Как было показано выше,
преобладающая часть кальция находится в торфяных почвах в>
форме обменного иона. Это значит, что кальций может быть
вытеснен из почвенного поглощающего комплекса катионами удобрений.
В условиях водного режима промывного типа кальций выносится
в дренажные воды. Размеры выноса зависят от содержания
кальция в почве, нормы удобрений и количества инфильтрующей воды.
По данным И. А. Шильникова (1984), для условий южной тайги
ежегодные потери кальция с инфильтрационными водами из
торфяных почв составляют около 200 кг/га (в пересчете на СаСОз).
Вынос еп^ возрастает с увеличением количества осадков и длины
безморозного периода. В условиях Польши ежегодный вынос
кальция составляет от 260 до 840 кг/га (Piascik H., 1977).
Расходные статьи баланса кальция и магния определяются не
только выносом их с инфильтрующимися водами, но и с урожаем
сельскохозяйственных культур. Вынос кальция и магния 1 т зерна
составляет: 6—6,5 кг — яровыми зерновыми; 7—7,5 кг — озимыми;
1 т картофеля — 2,5—3 кг; сахарной свеклой — 3,5—4,0 кг;
кормовыми корнеплодами—1,5 кг; 1 т сена многолетних злаковых
трав — 6—7 кг. При высокой урожайности зерна с 1 га выносится
26—40 кг CaO+MgO; кукурузой, картофелем, корнеплодами —
до 120 кг; капустой — 300—400 кг; с 10,0 т сена многолетних
злаковых трав — 60—70 кг.
Необходимость в повторном известковании возникает через 4—
5 лет в зависимости от интенсивности подкисления почвы. Лучшее
время внесения извести — осень. Для перемешивания извести с
почвой 2/з нормы вносится под зяблевую вспашку и 7з — после
вспашки с обязательной заделкой дисковыми боронами на глуби-'
ну 14—16 см.
В качестве известкового удобрения используется известняковая
или доломитовая мука. Последней отдается предпочтение, так как
торфяные почвы бедны магнием. Недостаток магния, который
наблюдается обычно на торфяных почвах, устраняется разбрасыва-
219

нием 1—2 т/га доломитовой муки по поверхности даже на почвах,
яе требующих известкования.
На вновь осваиваемых почвах известь вносится под первую
культуру после строительной планировки поверхности, на
старопахотных почвах — под многолетние травы, или под их
предшественники, или под другие культуры — при подъеме зяби. На
культурных пастбищах и сенокосах долголетнего пользования проводят
поверхностное внесение извести через 2—3 года в норме от 2
до 4 т/га.
Вопросы известкования особенно актуальны для торфяных
низинных обедненных почв северной и средней тайги. В зоне южной
тайги в известковании нуждаются низинные почвы,
сформированные на бедных водно-ледниковых наносах. Торфяные низинные
типичные почвы, сформированные на карбонатной морене и на
пойменных и озерных наносах, в известковании не нуждаются.
Известкование не только снижает подвижность алюминия и
марганца на сильнокислых почвах и изменяет реакцию почвенной
среды в благоприятную сторону для развития растений, но и
улучшает качество гумуса. В произвесткованных почвах возрастает
фракция гуминовых кислот, связанных с кальцием. В
произвесткованных почвах усиливается минерализация азота и улучшается
азотный режим. Известкование улучшает и фосфатный режим за
счет разложения фосфорорганических соединений, снижения
активности железа и алюминия. Положительное влияние извести на
фосфатный режим подтверждается опытами, проведенными в
Карелии В. А. Бухман и Л. А. Казистой (1968), В. А. Бухман
(1978). В то же время в произвесткованных почвах снижается
подвижность меди и бора. В опытах Г. С. Калмыкова (1970)
известкование торфяной почвы с рНкс1 3,2—3,6, ГК — 40—50 мг-экв./
/100 г почвы значительно снизило доступность меди для растений:
в неизвесткованной почве ее содержалось 4,7—4,8 мг/кг, при
внесении СаСОз в норме 5, 10, 15, 20 т/га составляло
соответственно 4,5; 4,0; 3,2; 2,1 мг/кг. Почва, не нуждающаяся в начале
освоения в меди, после известкования стала нуждаться в ней.
При избыточном внесении извести нарушается нормальное
соотношение между кальцием и калием при поступлении их в
растение. По данным Н. С. Авдонина, ухудшение качества льна и
картофеля при избыточном количестве кальция связано не с
кальциефобностью этих растений, а с ухудшением поступления
калия, магния и бора. Поэтому в почвах с высоким содержанием
кальция нормы калийных удобрений должны быть повышены
на 10—20 % по сравнению с общепринятыми.
Известкование высокоэффективно на почвах с кислой реакцией.
В Карелии на низинной торфяной почве с pHxci 4,57—4,92 и
степенью насыщенности почв основаниями 43—54 % внесение извести
повысило урожай предварительной культуры (викогорохово-овся-
ной смеси) на 32,8—61,4 %. Последействие извести в дозе 5 т/га на
почвах с pHxci 4—5,. V — 43—54% продолжалось в течение 3—
5 лет (Бухман В. А., 1978).
.220

На Архангельской ОМС, по данным Г. С. Калмыкова, на
торфяных низинных почвах с рНка 4,2—4,5 при внесении 4 т/ra
извести урожай сена многолетних трав повышался на 60—70%. В его
же опытах на торфяных почвах совхоза «Волховский»
Ленинградской обл. с pHkci 4,2—4,5 на неизвесткованном участке травостой
на 70 % состоял из малоценной в кормовом отношении болотной
растительности. Урожайность сена составляла всего 1,2—1,5 т/га.
При внесении извести и NPK болотная растительность составила
всего 5 % от общей массы, а урожайность сена — 4,5—4,9 т/га.
Затраты на известкование окупаются за 2—3 года. Оно
повышает агрономическую и экономическую эффективность
минеральных удобрений на кислых торфяных почвах, применение которых
на сильнокислых почвах без известкования нерационально.
Потребность сельскохозяйственных культур
в азотных удобрениях на торфяных почвах
по почвенно-климатическим зонам
Освоение торфяных почв без применения удобрений не окупает
затрат на их осушение. Большое количество органического
вещества определяет специфику механизма взаимодействия этих почв
с удобрениями, во многом отличную от минеральных почв.
Освоение торфяных почв в начале XX в. было направлено на
мобилизацию азота почвы внесением фосфорных и калийных
удобрений. Считалось, что торфяные почвы могут давать высокие
урожаи без дефицитных в то время азотных удобрений. С середины
60-х годов азотные удобрения в связи со значительным
увеличением их выпуска нашли применение и на торфяных почвах.
Эффективность азотных удобрений должна находиться в
обратной зависимости от запасов минерального азота в пахотном
слое почв. Как было показано выше, интенсивность накопления
минерального почвенного азота зависит от широтного
местоположения торфяника. В конкретных почвенно-климатических условиях
содержание нитратов на паровых площадках в самом теплом
месяце— июле показывает на возможности почвы к нитратонакопле-
нию.
При объемной массе пахотного слоя 0,2 г/см3 накопление
нитратного азота на 1 га поля без растений достигает 30—40 кг/га
на европейском Севере, 70—75 кг/га — в зоне средней тайги, 150—
300 и более кг/га — в Полесье и лесостепи. Накопление
минеральных форм азота под растениями значительно меньше. В условиях
Кольского полуострова в низинных торфяных почвах без внесения
азотных удобрений содержание аммиачного азота за
вегетационный период обычно составляет 5 мг/100 г почвы, а количество
нитратного азота — не более 2 мг/100 г почвы. Запасы
минерального азота в расчете на слой 0—30 см при объемной массе 0,2 г/см3
не превышает 20—45 кг/га с явным преобладанием аммиачных
форм. Для усиления процесса минерализации азота рекомендуются
внесение навоза и запашка корневых и пожнивных остатков.
221

Однако и эти приемы не позволяют полностью обеспечить
растения минеральными формами азота. Поэтому внесение минеральных
азотных удобрений (на фосфорно-калийном фоне) является
обязательным под все культуры как на вновь освоенных, так и на
старопахотных почвах.
В Карелии, Архангельской и Кировской областях накопление
минерального азота в пахотном слое под многолетними травами
не превышает 40—60 кг/га, а в Вологодской области
увеличивается до 50—80 кг/га. Азотные удобрения здесь также необходимы
под все культуры.
В условиях Северо-Запада РСФСР (Новгород, Псков)
накопление минеральных соединений азота идет более интенсивно.
Запасы минеральных форм азота в слое 0—30 см в
Новгородской области под многолетними травами в период вегетации
составляют 60—90 кг/га, с продвижением к югу (Псков) под травами
они возрастают до 80—ПО кг/га. Если отношение аммиачного азота
к нитратному в Архангельской области составляет 1:0,3, то в
Вологодской 1:0,7 и в Новгородской 1:1, 1:1,2. Эффективность
азотных удобрений здесь неустойчива по годам и проявляется в
сырые годы и на почвах с высоким стоянием грунтовых вод.
В центральных и южных районах Нечерноземной зоны РСФСР
необходимость во внесении азотных удобрений возникает главным
образом в первые годы освоения, особенно на низинных
обедненных почвах со слаборазложившимся торфом, когда в пахотном
слое этих почв накапливается недостаточное количество азота
(50—60 кг/га). В старопахотных почвах накопление минеральных
соединений азота возрастает. На этих почвах не нуждаются в
азотных удобрениях однолетние травы, зерновые и пропашные
культуры, нуждаются — многолетние травы. Работами И. Н.
Донских и В. П. Царенко (1974, 1979), проведенными на
Северо-Западе РСФСР, показано, что для получения в этой зоне 8р т/га сена
многолетних трав в почве должно быть 120—140 кг/га
минерального азота (без учета потребления его растениями).
В Полесье, и особенно в лесостепи, под многолетними травами
накапливается 150 кг/га. Необходимость во внесении азотных
удобрений под зерновые и пропашные культуры возникает здесь
лишь на вновь осваиваемых почвах с низкой степенью разложения
торфа, а также на «сработавшихся» или выработанных
торфяниках. Содержание нитратного азота под всеми культурами на
почвах с маломощным торфяным горизонтом в 2—2,5 раза меньше,
чем на почвах с мощным слоем торфа (Вельский Б. В.,
Барановский А. 3., Жилина В. С, 1975).
Мощные торфяные почвы с запасами азота в пахотном слое
более 200 кг/га не рекомендуется использовать под посевы
зерновых культур в связи с полеганием последних (Барановский А. 3.,
Ильянова В. М., 1981).
В Полесье и лесостепи использование азотных удобрений под
зерновые и пропашные культуры, а также на многолетних травах
с бобовым компонентом в большинстве случаев неоправдано, так
222

как приводит к полеганию зерновых, ухудшению качества
картофеля и корнеплодов.
При избыточном количестве нитратного азота полезно
применение ингибиторов нитрификации. Исследования Э. Н. Садовской
и Н. А. Белковой (1980), проведенные на торфяных почвах
Яхромской поймы, показали, что ингибиторы нитрификации активно
подавляют этот процесс под пропашными культурами и не
действуют на азотный режим почвы, занятой многолетними травами и
зерновыми культурами.
В условиях Полесья получение 6—7 т/га сена многолетних
трав возможно и без применения азотных удобрений. При
планировании более высокой урожайности возникает необходимость в
их внесении. Запасы минерального азота в почве уменьшаются с
увеличением возраста травостоя за счет уплотнения дернины и
снижения аэрации верхнего слоя (Скоропанов С. Г., Шабуни-
на М. М., 1957; Вельский Б. В., 1966; Головко Д. Г., 1974).
Поэтому потребность многолетних трав в азотных удобрениях с
возрастом увеличивается.
На севере Нечерноземной зоны действие азотных удобрений
проявляется четко и устойчиво как на вновь освоенных, так и на
старопахотных почвах. В южных районах Нечерноземной зоны
азотные удобрения эффективны только на «сработавшихся» и
выработанных торфяниках, а также в первые годы освоения почв
с малоразложившимся торфом.
Можно считать установленным, что географическая граница
устойчивого действия азотных удобрений под зерновые, картофель
и другие пропашные культуры проходит по широте г. Новгорода,
Внесение азотных удобрений под эти культуры в более южных
районах, как правило, неэффективно.
В пределах конкретного почвенно-климатического региона
накопление минеральных соединений азота в почве зависит не
только от срока освоения почвы и степени разложения торфа, но
и нормы осушения и видов возделываемых культур.
Для процесса аммонификации в торфяных почвах оптимальной
является влажность 80—85 % от ПВ, а для процессов
нитрификации—60 % (Вавуло Ф. П., Воробьев В. Н., Плоткина Н. И., 1974),
В опытах Л. Н. Смирновой. (1979), проведенных в
компенсационных лизиметрах на Вологодской ОМС, показаны значительные
различия в запасах минеральных форм азота в зависимости от
нормы осушения и вида возделываемой культуры (табл. 111). На
паровых площадках при УГВ 0,5 м-влажность почв за
вегетационный период составляла 75—80% от ПВ, при УГВ 1,0 и 1,4 м
она изменялась от 70 % в весенний период до 60—75 % в июле —
августе, а к сентябрю снова повышалась до 75 % от ПВ. Под
сельскохозяйственными культурами влажность была ниже. В почве
с УГВ 1 м запасы нитратного азота под картофелем и в парующих
лизиметрах были в 1,5 раза выше, чем при УГВ 0,5 м. В парующих
лизиметрах преобладала нитратная форма азота.
223

111. Запасы минерального азота в слое 0—30 см низинной торфяной почвы
Вологодской ОМС (по Л. Н. Смирновой, 1979)
Дата отбора образца
Уровнеь грунтовых вод, м
Пар чистый
0,5
1,0
1.4
Картофель
0,6
1,0
1.4
Многолетние травы—
3-го года
0,6
1,0
1,4
1975 г.:
21/IV 197 193 170 13 48 57 нет нет нет
302 246 207 163 209 91 80 109 127
23/VI 361 480 317 38 99 105 10 10 —
39 95 93 44 43 86 135 48 —
21/VII 187 258 138 16 139 55 2,3 5,5 18
105 112 43 136 91 67 156 94 39
22/IX 141 71 135 11 18 17 5,5 17 2,9
107 71 62 95 131 47 87 129 88
1976 г.:
19/V J5 266 152 29 51 61 нет 3,4 11
209 150 111 154 136 148 202 148 168
21/VI ^I2El35jfJIJ21l2E^ilf
61 38 32 62 61 53 104 65 98
20/VII _78 38 55 2,0 21 3,9 4,9 2,3 3,4
17 4,9 24 25 28 43 нет 85 104
20/IX ^l^J^^WWlJW
173 113 72 111 86 59 83 80 97
Примечай не, Числитель —N — N03, знаменатель — N — NH4. Во все лизиметры
внесено NuKiaoPuo.
При возделывании многолетних трав процессы нитрификации
подавляются и запасы нитратного азота по сравнению с
аммиачным уменьшаются в 10—20 раз. Под картофелем соотношение
запасов нитратного и аммиачного азота примерно одинаково. При
внесении во все лизиметры N45P120K120 общие запасы минеральных
форм азота в пахотном слое парующей почвы достигали 400 кг/га,
под картофелем — 250 кг/га, под многолетними травами—130—
160 кг/га. Следовательно, в конкретном почвенно-климатическом
районе главными регулирующими факторами накопления
минеральных соединений азота в почве являются интенсивность
осушения и вид сельскохозяйственной культуры. Наибольшую
потребность в азотных удобрениях испытывают многолетние травы,
особенно при длительном их возделывании. Потребность в них выше
и на вновь освоенных почвах по сравнению со старопахотными.
Однако при очень длительном сроке освоения по мере
расходования легкогидролизуемого азота (см. табл. 90), она вновь может
возрастать. В ГДР на почвах 200—300-летнего освоения
эффективны повышенные нормы азота на лугах — до 300—350 кг/га.
224

Баланс и трансформация азота удобрений
в торфяных почвах
Работы последних лет, проведенные с применением стабильного
изотопа 15N на минеральных почвах, уточнили наши
представления об использовании растениями азота удобрений, о превращении
его в почве и потерях.
Применение ' метки дало возможность вычленить
действие азота удобрений и азота почвы. Оказалось, что
коэффициенты использования азота удобрений, определенные разностным
способом, были завышены на 20—30 % (Сапожников Н. А., 1977;
Кореньков Д. А., 1976; Смирнов П. М., 1977). Это объясняется тем,
что при внесении азотных удобрений у растений повышается
обмен веществ и усиливается поглотительная способность к
использованию почвенного азота. Превышение величины почвенного азота,
поглощенного растениями в вариантах с азотным удобрением, над
почвенным азотом, поглощенным растением в контрольном
варианте, было названо Ф. В. Турчиным «экстраазотом». В микрополевых
и полевых опытах различные культуры используют 30—50 % азота
удобрений, а в вегетационных — 50—80%. Увеличение норм азота
приводит в основном к уменьшению коэффициентов использования
азота удобрений. Установлено (Руделев Е. В., 1975; Шыбаев В. П.,
Кудеяров В. Н., 1982), что луговые злаковые травы по сравнению
с зерновыми культурами лучше используют азот удобрений
(коэффициент использования достигает 55—80 %).
Большинство исследований по балансу и трансформации
азотных удобрений, выполненных с использованием 15N, относится к
минеральным почвам. На торфяных почвах эти исследования пока
единичны (Аксенов С. М., Федоров А. С, 1977; Ефимов В. Н.,
Осипов А, И., 1978; Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидловс-
кая Т. П. и др., 1982; Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидловс-
кая Т. П., 1983; Синькевич Е. И., Буторина М. А., 1979).
В каждом регионе запасы минерального азота в почве за период
вегетации подвергаются значительным изменениям. Они зависят
от температуры, влажности почвы и потребления азота растениями.
Изучение баланса азота удобрений, проведенное на торфяных
почвах под многолетними травами Новгородской, Вологодской,
Архангельской ОМС и Кировской лугово-болотной станции
(Ефимов В. Н., Осипов А. И., 1978; Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шид-
ловская Т. П., 1983; Ефимов В. Н., Царенко В. П., Лагутина Т. Б.,
1983; Ефимов В. Н., Царенко В. П., Бакин В. Б., 1983; Ефимов В. Н.
Царенко В. П., Шиддовская Т. П. и др., 1982), показало, что
внесение Ngo и более сопровождалось накоплением минерального
азота под травами. В парующих почвах запасы минеральных форм
азота увеличились в 1,5—2 раза (рис. 21).
В северных районах страны все нормы вносимых азотных
удобрений дают значительную прибавку по отношению к фону
(табл. 112). Наиболее эффективны были нормы азота 120
и 180 кг/га:
15 В. Н. Ефимов
225

кг/га
90 \
60
НО
20
О
Пор
I
I
ккл
Ш
кг/га
80 \-
60
чО
20
О
I
а
к
1
1
Многолетние травы
Азотные удобрения, внесен-
ные весной в начале активной
вегетации трав, повышают
урожай 1-го укоса. Формирование
урожая 2-го укоса происходит
преимущественно за счет
азота почвы. Общий урожай на
севере определяется, в основном,
1-м укосом, который
составляет 68—75 % всего урожая.
Короткий вегетационный период
на севере не дает возможности
формирования полноценного
2-го укоса. Использование
азота удобрения
многолетними травами увеличивается с
возрастанием нормы
вносимого азота (табл. 113).
Коэффициент
использования азотных удобрений
травами 1-го укоса составляет 40—
60%, а травами 2-го укоса —
всего 4—7% (табл. 114).
Дробление нормы азота на
две равные доли под 1-й и 2-й
укос повышало коэффициент
использования азота
удобрений травами 2-го укоса всего
на 5—6 %. Формирование
урожая 2-го укоса трав и при
дробном внесении азота идет
в основном за счет азота
почвы (табл. 115). Этот вопрос чрезвычайно интересен и требует
дополнительного изучения. Имеющиеся данные не дают объясне-
CZD 1979г.
Рис. 21. Накопление минеральных
соединений азота под многолетними травами
и в пару в слое 0—30 см:
а — N — NH4; б — N — N03; / — контроль; // —
Р.2СК240; /// — NeoPl2oK240; / V — N90P,2oK24G; V-
N120P120K240
112. Влияние азотных удобрений на урожайность сена многолетних трав
(полевые опыты)
Вариант
Контроль (без
удобрений)
Р120К240 (фон)
OoH-j-Neo
Фон+N90
OOH + Ni20
Фон+Nieo
Архагнельск
,
cd я
Уро:
ноет
т/га
Прибавка
т/га
%
5,03 - -
7,25 - -
9,37 2,12 29,2
9,88 2,63 36,2
10,36 3,14 42,8
10,65
3,40
46,8
Вологда
,
cd »
Уроз
ноет
т га
Прибавка
т/га
%
Киров
*в
«* «
Ха
Уро
ноет
т/га
Прибавка
т/га
%
4,56 — — 2,67 — —
5,54 — — 3,67 — —
7,99 2,45 44,2 4,78 1,11 31,4
8,81 3,27 59,0 4,88 1,21 34,2
10,24 4,70 84,8 6,65 2,98 82,9
—
— .
—
8,59
4,96
136,3
226

113. Использование азота удобрений и почвы многолетними травами
Вариант
«о
15 * •
5 £,с
Использование азота,
мг
; со 2
о р <
Использование азота,
мг
5 m 3
Pl2oK240
N60P210K240
N90P120K24O
Nl2oPl2oK240
S£, %
НСР05,
г/сосуд
Р120К240
N60P120K240
N120P120K240
si. %
НСР05, г/со-
СУД
Р120К240
N60P120K240
19,6
34,3
N90P120K240 39 5
37,4
1,8
2,1
26,1
37,2
1979 г.
22,6 568,6 — 568,6 —
46,9 ом 7277,7 708,0 139,4
28,1 71,9 14,1
50,5 1102,1 437^ 664^ _95J_
39,7 60,3 8,7
52,4 1103f5§2*lL5?L2.i2^.
45,7 54,3 2,7
2,1 - — - -
2,7 - — - -
1980 г.
239,4 — 239,4 -
430 0 158,7 271,9 32,5
N90P120K240 48,3 1241,5
36,9 63,1 7,5
633 1 260,5 372,6 133,2
41.1 59,9 21,0
849 о451*6 397'4 158'0
53.2 46,8 18,6
1981 г.
423,9 - 423,9 —
7fi9 0275,0 477,0 53,1
36,5 63,5 7,1
388,4 853,1 429,2
31,3 68,7 34,5
21,0
22,3
21,4
26,9
4,6
0,8
16,2
16,6
232,3
226,4
- 232,3
16,0 210,4
7,0
93,0
236,6 %Ы* 213>1
311,3
9,9 91,1
27,4 283,9
8,8 91,2 16,5
3,2 -
14,8 218,3
89,0
20,7 274,7 1^2 228'8
16,7 83,3
1,3 — — —
250,8
251,0
19,0 272,2
- 250,8
24,1 226,9
9,6 90,5
31,1 241,1
11,4 88,6
Sx. % -
НСР05, r/co-
суд
52,5 47,5 10,1
4,9 - - - - 4,4 - -
5,5 - - - - 2,6 -
20,0 80,0
51,6
14,2 220,4 — 220,4 —
15,6 210,6 H^i2 19Q>4 -
9,6 90,4
24,1 194,2
11,0
8,4
3,0
N12oP,2oK24o 49,7 in* «596,1 538,7 114,8 17Д) 24?5 49^5 198,0 _
ния, почему азот удобрений плохо используется травами 2-го укоса.
В среднем за 2 укоса многолетние травы используют азот
удобрений на 55%. Максимальное использование азота составило
65—75% (Новгород, Архангельск). Четкой зависимости
увеличения коэффициента использования азота удобрений от возрастания
их нормы не наблюдается. _
15*
227

114. Коэффициенты использования азота удобрений и азота почвы
многолетними травами, % (микрополевые опыты с 15N)
Вариант #
Архангельск
1-й
укос
2-й
укос
Всего
Вологда
1-й
укос
2-й
укос
Всего
Киров
1-й
укос
2-й
укос
Всего
Р120К240 (фон)+ 52Л JM 58^5 42^ _5Д) 4^9 5^2 JM 63^6
+Neo 47,9 95,6 41,5 57,1 95,0 52,1 44,8 21,6 36,4
Фон + Ngo 62Д) JW 65^5 52^9 JU* 58J 47Л 12Л 59^
48,0 96,5 34,5 47,1 94,2 41,3 52,9 87,9 40,8
Фон+Ы120 5^3 jM 56J 5М 7J> 63Д) 39Д _^2 44^
47,7 95,6 43,3 44,6 92,4 37,0 60,6 94,8 55,4
Ooh+N180 5ГЛ JM> 60J _ _ __ 3^0 _5Д 40Л
48,9 90,4 39,3 65,0 94,6 59,6
Примечание. Числитель — азот из удобрений, знаменатель — из почвы
Коэффициенты использования азота удобрений, полученные
разностным методом, завышены на 12—30 % по сравнению с
коэффициентами использования азота, полученными методом
метки (табл. 116). Следовательно, разностный метод
не отражает истинной картины, поскольку при этом не
учитывается азот почвы, дополнительно мобилизованный растениями. Его
доля («экстраазот») составляет от 5 до 28 % от общего выноса
азота с урожаем. В опытах, проведенных на Кировской лугово-
болотной станции (Ефимов В. Н., Царенко В. П., Бакин В. Б.,
1983), количество «экстраазота» на вариантах с Niso и 1N240 при
разовом внесении в 1,2—1,5 раза превышало «экстраазот»,
полученный при дробном внесении. В опытах, проведенных на
Вологодской опытной станции (Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидлов-
ская Т. П , 1983), четкой зависимости между возрастающими
нормами азота, внесенными в один прием, и величиной «экстраазота»
не обнаружено. Очевидно, различия в величинах «экстраазота»
связаны с неодинаковой лабильностью азотосодержащих
органических соединений в торфяных почвах. Если факт дополнительной
мобилизации азота почвы при внесении азотных удобрений можно
считать доказанным, то природа этого явления далеко еще не
выяснена несмотря на несколько имеющихся гипотез.
В лизиметрических опытах, проведенных нами на ряде
опытных станций (Ефимов В. Н., Осипов А. И., 1978; Ефимов В. Н.,
Царенко В. П., Шидловская Т. П., 1983; Ефимов В. Н.,
Царенко В. П., Лагутина Т. Б., 1983; Ефимов В. Н., Царенко В. П.,
Бакин В. Б., 1983) показано, что в среднем 50—60 % азота удобрений,
вносимых под многолетние травы, идет на формирование урожая,
от 6 до 30 % закрепляется почвой, вымывания азота удобрений за
пределы корнеобитаемого слоя практически нет. Газообразные
потери составляют 26—30 % (рис. 22).
228

115 Коэффициент использования азота удобрений многолетними травами
на низинной торфяной почве Кировской лугово-болотной станции
Вариант
«Sat
Вынесено азота
SS «s( О
OS >,B
SJ Si и
а. о «
о и и
8SS
я5
«в «4
ев >»
St"
Is
a,? «
Вынесено азота
«£2
О. О ™
1-8
SSg
5д5
5
Контроль
(без
удобрений)
Р180К240
(фон)
Neo+фон
Neo+фон
Niao+фон
Neo+во + фон
Nieo+фон
Ы90+90 + фОН
N240+фOH
S£, %
НСРо.об,
г/сосуд
Контроль
(без
удобрений)
Р120К240
(Фон)
Neo+фон
faw+фон
Niso+фон
Neo+во+фоы
Nuo+фон
1981 г.
19.3 351
25.2 468
32.4 806
57.8 756
60.3 969
41,3 796
88.9 1296
57,1 732
80,1 1468
2,4 -
2,76 -
38,4 568
37.0 594
55,2 1192
60,7 1371
60,4 1185
66.1 1546
205
47,6
244
48,0
326
42,0
214
48,1
421
45,0
219
45,0
586
40,1
31,3 528 -
195
46,4
349
55,17
499
59,4
205
48,1
844
47,0
351
468
601
532
643
482
875
513
956
1982
528
568
399
843
872
980
702
—
—
133
64
175
114
407
405
411
г.
—
—
—
275
304
412
134
14,1
19,8
26,0
37,9
38,3
39,1
68,4
45,0
40,7
3,58
1,96
16,2
17,4
18,7
21,5
41,5
47,0
69,9
298
338
608
792
773
821
1154
736
1058
293
321
329
453
946
1081
1404
—
—
27,7
6,6
39,7
6,3
30,24
3,6
19,8
4,7
54,18
4,3
26,46
4,2
50,53
3,1
—
—
31,5
7,5
31,5
6,9
94,2
9,9
91,9
8,5
71,9
5,12
298
338
580
752
742
371
1099
709
1007
293
321
297
421
851
989
1332
—
—
342
414
404
33
761
371
679
—
—
—
181
530
666
1601
229

Окончание табл. Но
Варна ;Т
л
н „
8S
в 8-е*
рожа
-го yi
/сосу
*""•
О
сег
■■
Вы есено азота
•* о
« —. U
s чо
?, ^^
«у Я
О. О О)
оии
о _ «
е( ев -,-;
>** ffi
« Ь н
S 3 О
а *
оа >>
о о
« и
S 2
в*
ев
Н
О
ев е(
ев >>
н о
-5
л
н
S ев*
ев jr. SL
§,23
>»с^
О
сег
*
Вынесено азота
•^ о
«-^.и
S5 е(о
?, >»*
« U Я
О <J «
о а»
*« Я
пин
S S О
ЯЧ
со >»
S3
ИЗ П
1 мг/с
«
ев
S
ев «<
ев >»
экстр
г/сос
■»
Ngo+90+фон 68,8 1160 337 823 255 47,5 779 97,4 676 355
12,6
412 2 78,5 1598 77,3 1520 1199
4,6
N$40+фон
53,5
71,1 1386 974
58,0
я. %
НСР0,б.
суд
г/со-
1,57 -
2,52 —
Содержание почвы под паром приводит к увеличению
непроизводительных потерь азота (рис. 23). При этом газообразные
потери азота удобрений возрастают до 32—48%, а потери за счет
вымывания — до 19—44%. Парование резко увеличивает потери
азота почвы, которые в абсолютном выражении гораздо более
значительны, чем потери азота удобрений. Из общего количества
закрепленного почвой азота удобрений преобладающая часть (от
70 до 80%) приходится на азот гидролизата и 20—30% на
негидролизуемый остаток (метод Бремнера). Около половины гид-
ролизуемого азота удобрений представлено аминокислотами, затем
116. Коэффициент использования азота удобрений многолетними травами
Варна, it
Коэффициент использования, %, определенный
разностным методом
1-й
укос
2-й
укос
Всего
изотопным методом
1-й
укос
2-й
укос
Всего

Дополнительная
мобилизация азота поч-
вы за 2 укоса
мг/
/сосуд
% от
выноса
N60P120K240
N90P120K240
N120P120K240
NeoPl2oK240
N90P120K24O
Ni2oPl2oK240
N6()Pl2oK240
N90P120K24O
N120P120K240
N6()Pl20K24O
NvoPl2oK240
Nl20Pl2oK340
1979 г,
99,3 - 99,3 66,1 3,8
84,7 0,7 85,4 69,5 3,7
63,7 9,4 73,1 60,0 3,2
1980 г.
45,5 - 45,5 37,7 4,8
62.5 - 62,5 41,3 3,8
72.6 6,5 79,1 53,7 5,5
1981 г.
78.1 0,2 78,3 65,4 5,7
129,6 3,5 133,2 61,6 4,9
84,3 - 84,3 70,9 5,9
В среднем за 1979—1981 гг.
74,3 0,1 74,4 56,4 4,7
92.2 1,4 93,6 57,4 4,1
93,5 5,3 78,8 61,5 4,8
69,9 139,4
73,2 95,7
63.2 81,2
42,5 32,5
45,1 133,2
59.3 164,4
71,1 53,1
66,5 429,2
76,8 114,8
61,1 75,0
61,5 219,3
66,3 120,1
11,5
7,1
5,7
5,0
3,8
14,6
5,2
28,3
8,3
7,2
13,0
9,5
230

1379 г. ШОг. 1981г.
баноросте- ^Шш бымылось |Ш ные потери \^д осталось
ниями ^^Г Ч^х ^<^ 6 почве
Рис. 22. Баланс азота удобрений под многолетними травами в процентах
Рис. 23. Баланс азота удобрений в пару в процентах
,по убывающей следуют азот аммония и азот гексозоаминов.
Содержание азота удобрений во фракциях азотосодержащих соединений
почвы резко снижается к концу периода вегетации, чем и
объясняется слабое последействие азотных удобрений на торфяных почвах.
Формы азотных удобрений
Микрополевой опыт, проведенный на Новгородской ОМС с
различными формами азотных удобрений, меченных 15N
(Ефимов В. Н., Осипов А. И., 1978), показал, что все формы азотных
231

/
117. Влияние азотных удобрений на урожайность сена тимофеевки луговой
(микрополевой опыт с I5N, Новгородская ОМС)
Вариант
Травы 2-го года жизни
Урожайность,
г/сосуд
1-й
укос
2-й
укос
Всего
7 Прибавка
г/сосуд
%
Травы 3-го года жизни
Урожайность,
г/сосуд
1-й
укос
2-й
укос
Всего
Прибавка
г/сосуд
%
• - 31,4213,1 44,5 . - -
23Л 52; 1 12,8 33,0 62,7^-18,2 80,9'36,4 82,0
------ ц,8 30,0 53,0'21,1 74,Г 29,6 66,0
4,5 12,0 55,7 18,3 74,0.29,5 66,0
- - 3,6 i 5,9 3,7v _ _
- _ 6,4 13,7 8,6 <- -
* Под травы 2-го года жизни внесено P70K70N70, 3-го года жизни — PwKeoNgo.
** Под травы 2-го года жизни вместо NCK4 использовалась N^-
Ро.гКх — фон*
Ф0Н + Мвкц**
ФоН + Na
Фон+N аа
Р.%
НСРо,95, Г/СОСУД
18,3
29,0
32,8
25,4
2,4
2,1
21,0 39,3
23,1 52,1
18,3 51,1
18,5 43,8
4,5 2,1
3,1 3,4
удобрений оказывают одинаково высокое действие на урожай
многолетних трав (табл. 117). Максимальное потребление азота
многолетними травами из различных форм азотных удобрений,
происходит в первой половине вегетации; во второй растения используют
преимущественно азот почвы (табл. 118). Коэффициенты
использования азота из всех форм азотных удобрений в первый период
сравнительно одинаковы и высоки (58—71 %). Во второй период
вегетации они составляют от 2 до 8 % (табл. 119). По сумме
урожая двух укосов наибольший коэффициент использования азота
был в варианте с применением сульфата и нитрата аммония (75
и 74 % соответственно), а наименьший — в варианте с кальциевой
селитрой (60%). Закрепление почвой азота удобрений
незначительно и не зависит от форм азотного удобрения, хотя нитратные
формы легче мигрируют вниз по профилю и вымываются в годы с
избыточным увлажнением или на недостаточно осушенных почвах
(табл. 119).
118. Использование азота почвы и азота удобрений тимофеевкой луговой
Вариант
1-й укос
I*.
о с- с
о v
II
В том числе
из
удобрения
(О «3
SS
в»
4S
2-й укос
В том числе
из
удобрения
л
РвгКх(фон)
Фон+Nc
ФоН+Na
ФоН-fNaa
РогКх(фон)
ФоН+Ыскц
ФоН+Na
ФоН+Naa
311
722
768
754
518
878
1007
964
—
400
389
375
—
347
427
422
2-й год жизни
311 100
322 44
379 49
379 50
3-й год жизни
518 100
531 60
580 58
542 56
271
300
212
237
88
107
186
141
—
47
28
36
—
11
24
20
271
253
184
201
88
96
162
121
100
84
87
85
100
90
87
86
232

119. Содержание 15N в почве при внесении различных форм азотных удобрений
под многолетние травы, мг на сосуд
Глубина, см
о
2
2
о
£
2
2-й год жизни
0—15 26,0 33,2
15—30 19,5 33,7
30-40 3,1 6,8
45-60 6,5 4,2
ft
О
2
£
2
24,8 1
33,1
3,4 |
15,8
Глубина, см
о
2
се
2
6
£
2
3-й год жизни
0—15 5,5 14,0
15—30 39,6 11,6
30—40 25,3 нет
| 45—60 23,0 0,9
СО
О
2
£
2
20,8
23,3
6,5
3,0
В заключение отметим, что потребность в азотных удобрениях в
каждом почвенно-климатическом регионе определяется запасами
минеральных форм азота в почве и норма азотных удобрений под
планируемую урожайность конкретной культуры должна
определяться с учетом этих запасов, коэффициентов использования
азота растениями, а также величины «экстраазота».
Фосфорные удобрения
Большинство вновь осваиваемых торфяных почв бедно
подвижным фосфором (исключение составляют почвы, имеющие
включения вивианита). Особенно бедны им малозольные низинные
обедненные торфяные почвы Севера.
Ниже (табл. 120) приводятся градации обеспеченности
торфяных почв подвижным фосфором и калием (по Кирсанову),
разработанные Белорусским НИИ почвоведения и агрохимии
(Вельский Б. Б., Кулаковская Т. Н.).
120. Группировка почв по обеспеченности подвижным фосфором и калием,
мг на 100 г почвы (объемная масса торфа 0,20—0,25 г/см3)
Обеспеченность
Очень низкая
Низкая
Средняя
Р2Об
0-10
10-20
20—40
КоО
10-15
15-25
25-50
Обеспеченность
Повышенная
Высокая
Очень высокая
Р205
40-60
60-100
100
к2о
50-80
80-120
120
Эти градации требуют уточнения с учетом химизма торфяных
почв. При содержании подвижного калия свыше 80 мг/100 г его
непроизводительные потери, связанные с инфильтрацией вод, могут
резко возрастать. Кроме того, при таком уровне содержания калия
в почве накопление его в сене многолетних трав может превышать
допустимые зоотехнические нормы. Градации обеспеченности
подвижным фосфором ожелезненных торфяных почв также необходимо
уточнить.
Для того чтобы повысить содержание подвижного фосфора на
1 мг с учетом его закрепления в малоподвижном состоянии, на
233

121. Нормы фосфорных и калийных удобрений под основные
(по Б. Б Вельскому, А. 3 Барановскому,
Окультурелность почвы
Содержание подвижных форм фосфора и калия,
мг на 100 г сухой почвы
P20d
КоО
Средняя 20—40 15—30
Хорошая 40—60 30—60
Высокая 60—100 60—100
Очень высокая Более 100 Более 100
низинных типичных почвах с объемной массой торфа 0,2—0,5 г/см3
необходимо внести 10 кг Р2О5, а на низинных обедненных почвах
с объемной массой торфа 0,15 г/см3 необходимо не менее 20 кг/га
Р2О5. На почвах, бедных фосфором, в период освоения необходимо
вносить повышенные нормы фосфорных удобрений (90—120 кг/га).
При слабокислой или нейтральной реакции среды и отношении
поглощенных оснований к /?г03 более единицы фосфор удобрений
сохраняет высокую подвижность и остается доступным растению
длительное время (Иванов С. Н., 1962). При систематическом
внесении фосфорных удобрений в нормах не менее 60—90 кг/га
происходит накопление подвижного фосфора. Норма фосфорных
удобрений на таких почвах может быть снижена. В условиях
Крайнего Севера из-за слабого поступления фосфора в растения при
низких температурах повышенные так называемые «северные»
нормы фосфорных удобрений вносят и на старопахотных почвах.
Норма фосфорного удобрения для конкретной культуры
рассчитывается балансовым методом с учетом обеспеченности почвы
подвижным фосфором, выноса его запланированным урожаем,
коэффициента использования удобрения и потребления его из
почвы. При разработке системы удобрения в севообороте
необходимо предусмотреть увеличение нормы фосфорного удобрения
сверх выноса урожаем для увеличения в почве запасов
подвижного фосфора, т. е. роста плодородия почвы.
В табл. 121 приводятся нормы фосфорных и калийных
удобрений для получения в условиях Белоруссии урожайности зерновых
порядка 3,5—4,0 т/га, пропашных — 30,0—35,0 т/га, сена
многолетних трав— 10,0—12,0 т/га.
На сильноожелезненных торфяных почвах нормы фосфорных
удобрений должны быть повышены по сравнению с расчетными в
1,5—2 раза.
Эффективность фосфорных удобрений зависит от
окультуренное™ почв. Самая высокая эффективность наблюдается на слабо-
окультуренных почвах с низкой обеспеченностью подвижным
фосфором. В опытах М К. Масляной и А. А. Терентьевой (1981) по
влиянию возрастающих норм NPK на урожай тимофеевки луговой
на торфяных почвах с низкой обеспеченностью фосфором (14,6 мг
234

сельскохозяйственные культуры, кг/га действующего вещества
В. С. Жилиной, 1975)
Р205
Зерновые и
зернобобовые
Пропашные
и овощные
Многолетние
и однолетние
травы
КоО
Зерновые и
зернобобовые
Пропашные
и овощные
Многолетние
и однолетние
травы
80-90 100-120 90-100 150-180 210-240 180—210
60—70 90—120 60—90 140—180 200-220 170-200
45-60 60-90 45-60 120-150 180-210 150-180
20—30 30—40 20—30 60—80 • 90—100 70—90
на 100 г) максимальные прибавки получены от фосфорных
удобрений. При раздельном внесении Рбо, эо, по прирост урожайности в
среднем за 3 года составил 1,39; 1,60; 1,68 т/га.
Действие фосфора усиливается на фоне азотных и калийных
удобрений (рис. 24, 25). Прибавки от Рео,эо, ш по фону N60
составили 2,03; 2,33; 2,45 т/га, а по фону Kiso— 1,94; 2,36; 2,64 т/га.
На почвах с высоким содержанием подвижного фосфора
эффективность фосфорных удобрений уменьшается. В опытах В. П. Мель-
ничук и Н. И. Прозорова (1980), проведенных на торфяных почвах
Кировской лугово-болотной станции, при средней обеспеченности
фосфором (24,3 мг на 100 г) прибавка урожайности пастбищного
корма от возрастающих норм фосфорных удобрений Рзо, бо, эо была
недостоверной. В среднем за 7 лет урожайность составила по фону
N180K120 5,49 т/га; фон + Р30 —5,65 т/га; фон+Р60 — 6,12 т/га;
фонЧ-Рэо —6,34 т/га; НСР05 —0,94 т/га.
Лучшим фосфорным удобрением для торфяных почв является
суперфосфат. Однако на почвах с кислой реакцией фосфоритная
мука не уступает по действию суперфосфату, а на сильнокислых
почвах даже превосходит его. Это было установлено П. С. Савки-
ным (1926) в опытах, проведенных на Новгородской ОМС на
низинных обедненных почвах. На произвесткованных почвах более
эффективен суперфосфат.
Опытами В. А. Бухман и М. М. Цыбы (1967), проведенными в
Карелии, установлено, что на верховых и низинных обедненных
торфяных почвах с кислой реакцией фосфоритная мука и томас-
шлак явно превосходили суперфосфат. На низинных и близких к
ним по свойствам низинных обедненных почвах со слабокислой
реакцией суперфосфат и фосфоритная мука имеют одинаковую
эффективность. Причем в первый год действие фосфоритной муки
слабее, но в сумме за 3 года сравнивается с суперфосфатом.
Высокая эффективность фосфоритной муки выявлена и на слабокислых
низинных торфяных почвах Полесской опытной станции
(Вельский Б. В., 1973). При внесении ее с осени урожайность картофеля
составила 38,1 т/га, а при внесении суперфосфата — 36,0 т/га.
Для предпосевного внесения удобрений с семенами озимых и
яровых зерновых лучшей формой фосфорного удобрения является
235

^ 60 90 120
Р, кг/га
Рис. 24. Действие фосфора на
урожайность сена тимофеевки на фоне
разных норм калия (по М. К.
Масляной и А. А. Терентьевой, 1981):
/ — Ко; 2 — Кэо; 3 — K120; 4 — Kieo
Рис. 25. Действие фосфора на
урожайность сена тимофеевки на фоне
разных норм азота (по М. К.
Масляной и А. А. Терентьевой, 1981):
i —N0; 2 —N60
гранулированный суперфосфат (10 кг Р205 на 1 га). Внесение его
в рядки с заделкой на 2—3 см глубже семенного ложа
увеличивает урожайность зерна на 10%. При припосевном внесении су-
перфосфата под сахарную и кормовую свеклу, картофель и овощи
доза Р205 увеличивается до 20 кг. Для подкормки многолетних
трав лучше использовать порошковидный суперфосфат.
Сроки основного (допосевного) внесения фосфорных удобрений
зависят от их форм, интенсивности осушения и ожелезненности
почв.
Фосфоритная мука вносится с осени под зяблевую вспашку. Ее
внесение нельзя сочетать с известкованием почв. При
отрегулированном водном режиме, когда грунтовые воды не поднимаются к
поверхности ближе чем на 50—60 см, суперфосфат под культуры
раннего весеннего посева вносится с осени под основную обработку
почвы.
При высоком стоянии грунтовых вод, а также на ожелезненных
почвах не рекомендуется осеннее внесение суперфосфата из-за
сильного связывания фосфора железом. Его необходимо вносить
под предпосевную культивацию.
В последние годы проведены исследования по внесению
больших норм фосфорных удобрений взапас на ряд лет. Это
способствует быстрому возрастанию уровня содержания фосфатов.
Исследованиями, проведенными в различных почвенно-климатических
зонах, показана перспективность этого способа внесения удобрений
и на торфяных почвах (Дудинец Ф. Н., Тимохович Н. С, Ду-
дей Л. А., 1975; Павлова Т. К., 1976; Донских И. Н, 1Р79;
Донских И. Н., Павлова Т. К., 1980; Филинцева Р. П., Цыба М. М.,
1983). На слабокислых и нейтральных торфяные почвах фосфор
удобрений длительное время сохраняется в доступной растениям
форме, а его миграция в нижележащие слои незначительна. При
внесении фосфорных удобрений взапас самые высокие прибавки
урожая получают в первые 2 года, затем они снижаются
(Дудинец Ф. Н., Тимохович Н. С, 1974). Это связано с закреплением
236

122. Баланс фосфора и коэффициент использования фосфорных удобрений
при внесении каждый год и взапас под тимофеевку луговую
(по И. Н. Донских и Т. К. Павловой, 1980)
Вариант
Р,05
Всего внесено
с удобрениями,1
кг/га I
Всего вьнесе-
ко, кг/га
Бала с
фосфора в почве,
кг/га
Коэффициент
использования
фосфора из
удобрений, %
Контроль
Ежегодно
На 2 года
Контроль
Ежегодно
На 3 года
Контроль
Ежегодно
На 4 года
240
240
360
360
—
480
480
72
99
121
97
171
189
105
197
199
-72
+ 141
+ 119
—97
+ 189
+ 171
-105
+ 283
+ 280
—
11,0
20,4
—
20,5
25,5
—
19,2
19,8
фосфора со временем в малодоступных соединениях в почве.
Исследования И. Н. Донских и Т. К. Павловой (1980) показали,
что при внесении фосфорных удобрений взапас на 4 года
относительно высокая подвижность фосфора наблюдается в первые 2 го*
да, к 4-му году она снижается. В их опыте при ежегодном
внесении Р120 и взапас на 2, 3, 4 года Р24о,збо, 4во баланс фосфора на
всех удобренных вариантах был положительным (табл. 122), но
вынос фосфора урожаем был больше на вариантах с запасным
внесением удобрений. При этом коэффициент использования
фосфора удобрений при внесении взапас на 2—3 года был выше, чем
при ежегодном внесении, а при внесении на 4 года — такой же. В
конечном итоге агрономическое значение ежегодного и запасного
внесения фосфорных удобрений равнозначно. Однако при внесении
удобрений взапас экономятся трудовые, технические и
экономические ресурсы и, кроме того, наблюдается положительный эффект
на слабоокультуренных почвах. Это позволяет быстро повысить в
них содержание подвижного фосфора и улучшить питание
растений. В хозяйствах, хорошо обеспеченных фосфорными
удобрениями, внесение взапас целесообразно проводить под посев
многолетних трав, так как ежегодное внесение фосфорных удобрений по
поверхности не всегда бывает эффективным. Эффективность
подкормок многолетних трав снижается в годы с сухими веснами при
пересыхании верхнего слоя почвы. На почвах с высоким
содержанием подвижного фосфора внесение фосфорных удобрений взапас
не имеет преимуществ перед ежегодным.
На сильнокислых и среднекислых торфяных почвах
рациональнее вносить взапас фосфоритную муку как наиболее дешевое
фосфорное удобрение.
В полевом опыте, проведенном в Карелии (Филинцева Р. П.,
Цыба М. М., 1983) в 1962—1980 гг. на торфяных почвах с кислой
реакцией, выявлено длительное последействие фосфорной муки на
урожайность тимофеевки луговой (табл. 123). Удобрение вноси-
237

123. Урожайность многолетних трав (сено) при внесении фосфоритной муки
на болоте «Падас» в Карелии за 1964—1980 гг.
(по Р. П. Филинцевой и М. М. Цыба, 1983)
Варна т

Урожайность, т/га
Прибавка
к контролю,
т/га
Урожайность
се а от
последействия
удобрения, т
Прибавка
к контролю,
т/га
Получено
сена на
1 кг Р2Об,
т
24,43
87,31
93,60
102,55
104,37
—
62,83
69,12
73,07
79,89
—
0,38
0,21
0,16
0,12
лось в 1962 г. под озимую рожь с подсевом тимофеевки луговой
в нормах Pigo, 320,4зо, 640. В качестве фона ежегодно весной
вносились калийные удобрения (120 кг/га), азотные удобрения не
вносились. Внесение фосфоритной муки на фоне ежегодного
применения калийных удобрений увеличивало урожай сена по сравнению
с контролем в 3—4 раза.
В среднем урожайность сена за 1964—1980 гг. в вариантах с
запасным внесением фосфора была на 3,7—4,8 т/га выше, чем на
контроле, и достигала 5,1—6,1 т/га. В 1980 г. урожайность сена
на удобренных вариантах составила 3,66—4,81 т/га при урожае
на контроле 1,86 т/га. Окупаемость 1 кг Р2О5 урожаем сена
с увеличением нормы Р2О5 со 160 до 640 кг снижалась с 0,38
до 0,12 т.
Коэффициент использования фосфорных удобрений в
зависимости от окультуренности почвы, ее химического состава, нормы
фосфорного удобрения и вида сельскохозяйственной культуры
колеблется от 4—5 до 25—30%. На вновь осваиваемых почвах он
составляет 15—30%, на старопахотных хорошо окультуренных —
10—20 %. Коэффициент снижается при повышении нормы внесения
удобрений, а также на ожелезненных почвах.
Калийные удобрения
Преобладающая часть вновь осваиваемых торфяных почв
бедна подвижным калием. Запасы его гораздо меньше, чем у
большинства типов минеральных почв. Освоение торфяных почв без
применения калийных удобрений приводит к полному истощению
природных запасов всего за 2—3 года культуры. Систематическое
применение калийных удобрений повышает содержание всех форм
калия, в том числе и необменных (Коробченко Ю. Т., Вознюк С. Т.,
1962; Трускавецкий Р. С, Коробченко Ю. Т., 1963). Доля
водорастворимого и обменного калия высока и составляет 40—50%.
Процесс закрепления калия удобрений почвенным
поглощающим комплексом происходит постепенно, путем перегруппировки
Контроль (без
удобрений) 1,44 —
Р16о 5ЛЗ 3,69
Р32о 5,Г)1 4,07
Р48о 6,03 4,59
Рб40 6,14 4,70
238

форм (Шевченко Н. Н., Дудинец Ф. Н., 1968). В нормальнозоль-
ных почвах увеличение содержания валового калия идет за счет
увеличения его подвижных форм (Дудинец Ф. Н., 1969).
Коэффициент корреляции, по данным В. П. Царенко (1976), между
содержанием валового калия и его водорастворимыми формами очень
высок (г = 0,94). В высокозольных торфяных почвах увеличение
валового калия идет в основном за счет возрастания его
необменных форм (Вознюк С. Т. и др., 1964).
Соединения калия в почве можно представить в виде
динамической системы, в которой увеличение одной формы калия идет
за счет другой или нескольких других форм. На торфяных почвах
в питании растений участвуют практически все формы калия,
включая необменные. Необменный характер поглощения калия
торфяными почвами непрочен и в достаточной мере условен.
Главным регулятором соотношения форм калия в торфяных почвах
является не норма калийных удобрений, а режим влажности
почвы. При иссушении верхнего слоя резко возрастает переход калия
в необменное состояние, при переувлажнении — увеличивается
содержание его подвижных форм.
В условиях повышенной влажности наблюдаются перемещение
подвижных форм калия в среднюю и нижнюю части профиля,
образование на глубине 40—80 см иллювиальных по отношению
к калию горизонтов (рис. 26). При этом происходит вынос
элемента в дренажные воды. На значительное передвижение калия
удобрений по профилю торфяной почвы указывалось в работах
Б. Б. Вельского, Т. Н. Кулаковской, А. А. Федорчука (1956).
И. Г. Вильгусевич (1956) показал, что в условиях Белоруссии во
влажные годы может вымываться до 14 % калия. При внесении
повышенных норм калийных удобрений -вынос калия с
дренажными водами увеличивается (Вознюк С. Т., 1968; Демьянчик В. И.,
1968). Следовательно, повышение его Содержания в нормально-
зольных торфяных почвах не может быть стабильным. Исключение
калия из состава удобрений даже на старопахотных почвах в
течение 1—2 лет приводит к резкому уменьшению его запасов и
снижению урожайности. При содержании калия в многолетних
травах 1,5—3% вынос его с 10 т сена составляет 150—300 кг/га.
Нормы калийных удобрений не рекомендуется уменьшать даже
при содержании подвижного калия около 50 мг/100 г почвы
(Вельский Б. Б., 1973). Бедность торфяных почв калием
определяет высокую эффективность калийных удобрений, не только на
вновь освоенных, но и на старопахотных торфяных почвах во всех
почвенно-климатических зонах СССР. Исключением являются
некоторые пойменные высокозольные торфяные почвы и почвы в
районах распространения апатито-нефелиновых пород и шунгитов.
Эффективность калийных удобрений усиливается при
совместном внесении их с азотными и фосфорными удобрениями на
почвах с низким содержанием азота и фосфора.
В опытах М. К. Масляной и А. А. Терентьевой (1981) на
низинных торфяных почвах с очень низким содержанием подвижного
239

Контроль
Рпо Ктво -ежегодно Р120 Kiso -ежегодно
Х^УУуЛ бодорастборимый
III 111 l оБменный
| | киелоторастборимый
Рис. 26. Изменение форм
травами при внесении
(по В. П. Царенко,
фосфора (14,6 мг
Р205 на 100 г) и
нео5менный средним содержани*
ем калия (20—45 мг
КгО на 100 г почвы) при раздельном внесении Кэо, 120, ieo
урожайность сена тимофеевки луговой повысилась на 0,87; 0,99;
1,03 т/га, на фоне Рбо — соответственно на 1,20; 1,39; 1,58 т/га;
на фоне Р120—1,42; 1,67; 1,99 т/га (рис. 27). Внесение Кэо, 120, iso
на фоне N60 увеличивало урожайность по сравнению с фоном на
1,1; 1,3; 1,5 т/га (рис.28).
Динамика содержания подвижного калия в течение вегетаци-.
240

1
j
онного периода связана с
расходом его запасов на
формирование урожая, переходом в
необменное состояние и
вымыванием в дренажные воды.
Содержание подвижного
калия к концу вегетационного
периода постепенно
уменьшается и становится почти вдвое
меньше, чем вначале (Хапки-
на 3. А., Ширко Т. С,
Силич А. И., 1970).
В опытах В. П. Царенко
(1976) запасы подвижного
калия в пахотном слое почв под
многолетними травами в
начале вегетационного периода
колебались пропорционально
нормам вносимых
удобрений— от 375 до 460 кг/га, а к
августу снизились До 80—
120 кг/га (рис. 29). Запасы
калия под картофелем в
зависимости от нормы удобрения
составляли 480—550 кг/га, а к
августу месяцу уменьшились
до 140—300 кг/га. Сравнение
контрольного варианта и
варианта с калийными
удобрениями дает основание
полагать, что за пределы слоя
80 см вымывается не только
калий удобрений, но и калий
почвы (см. рис. 26).
Последействие калийных
удобрений в результате
существенных непроизводительных
потерь калия незначительно.
В связи с этим сельскохозяйственные культуры на торфяных
почвах нуждаются в ежегодном внесении удобрений (Бахулин М. Д.,
1938; Нестюк Н. Н, 1958, 1966; Хотько А. И., 1966; Вельский Б. В.,
1966, 1973; Шевченко Н. Н., Дудинец Ф. Н., 1973).
В опытах И. Н. Донских и В. П. Царенко по сравнению
внесения фосфорно-калийных удобрений ежегодно и взапас на нормаль-
нозольной низинной торфяной почве Псковской, области выяснено,
что ежегодное внесение способствовало большему закреплению
калия в почве. Наибольшие непроизводительные потери (вынос
КгО за пределы 80-сантиметрового слоя почвы) уже на 2-й год
проредения опыта были в варианте, где вносили 720 кг/га КгО
Pi2o Kiao -ежегодно
аккумуляции калия под многолетними
ежегодно и взапас калийных удобрений
1985)
16 В. Н. Ефимов
241

si
.4
-J
'2
90
120 180
К, кг/га
Рис. 27. Действие калия на урожай
сена тимофеевки на разных фонах
фосфора (по М. К. Масляной и
А. А. Терентьевой, 1981):
i«~ Р0; 2 — Р60; 3 — Р90; 4 — Р,20
120 180
К, кг/га
Рис. 28. Действие калия на урожай
сена тимофеевки на разных фонах
азота (по М. К. Масляной и
А. А. Терентьевой, 1981):
/-No; 2-N6o
взапас на 4 года, наименьшие — при ежегодном внесении 180 кг/га
КгО (табл. 124). При внесении высоких норм калийных удобрений
взапас почва сильнее насыщалась калием и слабее его
удерживала (см. рис. 26).
Содержание калия в абсолютно сухом веществе тимофеевки 1-го
года пользования колебалось при внесении взапас по вариантам в
зависимости от нормы от 4,1 до 5,2%, что намного превышает
допустимые зоотехнические нормы. Следовательно, внесение
калийных удобрений взапас на большинстве торфяных почв не
может быть рекомендовано. Ф. Н. Дудинец и Н. С. Тимохович,
Л. А. Дудей (1975) считают, что внесение фосфорно-калийных
удобрений взапас на 2 года может применяться только на
пойменных высокозольных торфяных почвах.
Все формы калийных удобрений на торфяных почвах
оказывают примерно одинаковое действие на урожайность культур
(Вельский Б. В., Михайловская Н. Н., 1958; Вельский Б. В., 1968;
Вельский Б. В., Кузнецова С. В., 1968). При внесении хлорсодер-
жащих калийных удобрений с осени отрицательное влияние хлора
на сельскохозяйственные культуры не проявляется. Однако при
выращивании на торфяных почвах картофеля предпочтение долж-
124. Потери К20 при различных способах внесения
фосфорно-калийных удобрений под тимофеевку луговую
(по В. П. Царенко, 1977)
Вариант
Контроль
NeoPi2oKi8o ежегодно
N60P240K360 взапас на год
N60+P360K540 взапас на 3 года
N60+P480K720 взапас на 4 года
Содержа
в 1974 г.
1475
1538
1496
1445
1808
шие К20
в 1976 г.
1208
1352
1075
1014
1001
Вынос КоО
с урожаем
1975 г.
125,6
162,2
176,4
210,6
219,8
Непроизводительные
потери
кг/га
141,4
203,8
244,6
220,4
587,2
%
9,5
11,8
12,3
15,2
32,4
242

но отдаваться сульфату калия из-за снижения крахмалистости при
применении хлорсодержащих удобрений.. Накопление хлора бывает
значительным на переосушенных торфяных почвах.
Коэффициенты использования калия сельскохозяйственными
культурами из калийных удобрений на торфяных почвах
достаточно велики и в среднем составляют 50—70 %.
Сроки внесения калийных удобрений совпадают со сроками
внесения фосфорных. При пастбищном использовании многолетних
трав калийные удобрения вносятся дробно.
кг/га
500 \~
375
250 V
125
О
Многолетние травы
1973г.
о- -а
У I г i 3 Г / i 2 rJ 17,2,317,2,3
кг/га
500Y
575
250
125
О
Картофель
1975г.
1 \* I 3 I 1 \* I 3 \1 I * I 3 \1 |-2 | 3
кг/га
oOOV
375
250\
125
0
1974г.
' tyo ?60 ^200
J>--^.
1 \Т\ 3 \ 1 \Ш \ 3 \ 1 \Ш\ 3
\Ш\ 3
Месяцы, декады
Рис. 29. Динамика запасов подвижного калия под многолетними травами и
картофелем в слое 0—25 см (по В. П. Царенко, 1976)
16*
243

Глава 12
ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ МЕЛИОРАЦИИ,
ХИМИЗАЦИИ ЗЕМЛЕДЕЛИЯ И ОХРАНА
ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ
Осушение болотного массива и регулирование реки Бобрик
(приток реки Припяти) в БССР значительно изменили водный
режим окружающей территории. Влияние этого осушения
сказалось в условиях равнинной территории в радиусе до 14 км
(табл. 125). На осушенных гидроморфных почвах грунтовые воды
понизились на 64—91 см; на автоморфных почвах, расположенных
на водосборе, — на 21—43 см.
125. Уровни грунтовых вод на болотном массиве «Холче» и прилегающих
минеральных землях, см от поверхности (по С. Г. Скоропанову и др.. 1983)
Период времени
До осушения (среднее
за 9 лет)
После осушения
(средние за 19 лет)
Разница, ±
Маловодный 1976 г.
Гидроморф ные
3300
3
79
-76
105
5300
5
69
-64
107
Рас стоя (ие от р. Бобрик, м
почвы
7800
4-3
88
-91
149
Полугидроморфные
почвы
8800
+ 8
49
-57
83
11300
9
22
-13
32
Автоморф
12 800
338
381
-43
372
ные почвы
13 800
223
244
-21
263
Отрицательное влияние осушения болот на сопредельные
территории проявилось вследствие легкого механического состава
подстилающих торфяники пород (большей частью песчаных), а
также потому, что грунтовые воды на первой пойменной террасе
гидравлически были связаны с напорными водами нижних
водоносных слоев. В этих условиях при глубоком осушении происходит
резкое падение уровня почвенно-грунтовых вод.
Как показали исследования С. Э. Вамперского (Вампер-
ский С. Э., Сабо Е. Д., 1975), проведенные в Вологодской и
Рязанской областях, осушение болот не сказалось отрицательно на
сопредельных к ним лесных массивах, так как почвенно-гидроло-
гические условия территории были другими, а площади,
подвергающиеся осушению, были ограниченными по сравнению с
огромными массивами, осушаемыми в Белоруссии.
Осушение торфяной почвы создает условия для возникновения
и развития ветровой эрозии, особенно в случае сильной пересушки
верхнего слоя и скорости ветра не менее 7—8 м/с (Скоропа-
нов С. Г., Кришталь Ю. И., 1969). Ветровая эрозия развивается в
244

основном на полях, занятых яровыми зерновыми и пропашными
культурами. Под многолетними травами она практически
отсутствует. В наиболее сухие и ветреные годы выдувание торфяной
почвы может составить 4—5 т/га в год, а в сырые — 28—30 кг/га. В
среднем по БССР снос ветром торфяной почвы составляет
около 100 кг/га. Потери торфа от водной эрозии в условиях БССР
составляют 200—250 кг/га (Скоропанов С. Г., Карловский В. Ф.,
Брезгунов В. С, 1982). Большую опасность представляют собой
пожары на переосушенных торфяниках.
Эрозия и пожароопасность торфяных почв уменьшается при
ускорении сроков весенних полевых работ, увеличение площадей,
занятых многолетними травами, насаждении лесополос вдоль
каналов, регулировании водного режима.
Мелиорация торфяных почв, бедных элементами питания,
особенно фосфором и калием, эффективна только в сочетании с
химизацией. Вместе с тем, с дренажными водами осушенных торфяных
почв на прилегающие территории переносится большое количество
питательных веществ и ядохимикатов.
В. С. Брезгуновым, Н. В. Оку ликом, С. Г. Скоропановым (1981)
проведены исследования гидрохимического режима в системе:
атмосферные осадки->почвенные растворы-^инфильтрационные во-
ды-^почвенно-грунтовые-^стоковые-^речные воды. Оказалось, что
концентрация солей в почвенных растворах пахотного слоя
освоенных участков в 5—6 раз выше, чем целинных (табл. 126).
126. Характеристика почвенных растворов слоя 0—30 см, мг/л
(по В. С. Брезгунову и др., 1981)
Участок
С а
2+
Mg
2+
КоО
Р;05
NH+
no;
so;
2-
Cl
Неосушенное болото
Осушенное болото:
неосвоенное
в культуре 5 лет,
Р90К180
то же,
Р190К300
64,0 9,2 1,3 0,31
56,3 6,2 1,9 0,51
174,8 44,2 66,1 0,36
2,8 36,3 52 8
2.7 33,7 54 7
1.8 252,6 147 122
218,8 16,8 105,9 0,70 2,6 158,6 154 176
Увеличение концентрации почвенных растворов на
окультуренных участках обусловлено в основном внесением удобрений, а
также разложением органического вещества. Количество
последнего в почвенных растворах колеблется в пределах 202—139 мг/л
и уменьшается с годами освоения.
Концентрация растворенных веществ в инфильтрационных
водах резко возрастает по сравнению с атмосферными осадками, что
существенно обедняет верхний слой почвы элементами питания.
Концентрация К+, Са2+, МОз~~, С1~ в инфильтрационных водах
увеличивается при возрастающих уровнях применения фосфорных
и калийных удобрений (табл.127).
245

127. Химический состав инфильтрационных вод, мг/л
(по В. С. Брезгунову и др., 1981)
Воды
Атмосферные осадки
прединфильтрационно-
го периода
Инфильтрационные
воды на глубине 0,4 м
Ca+Mg
5,2
15,6
Концентрация ионов
Na4-K
2,1
10,9
NH4+NO3
3,7
9,2
HCO3+SO4-I-
+ С1
2,23
64,4

Минерализация
27
86
Содержание нитратного азота в дренажных водах определяется
главным образом не уровнем применения азотных удобрений, а
интенсивностью минерализации торфа. Потери азота торфа
намного выше потерь азота удобрений. Поэтому концентрация ионов
МОз~ в болотных водах нарастает с севера на юг страны. В
центральных и южных районах она может превышать ПДК. По данным
Е. П. Панова (1983), содержание нитратов в дренажных водах
торфяных почв Московской и Смоленской областей в отдельные
периоды влажных лет может достигать 35 мг/л. По данным ФАО,
ПДК в питьевой воде для умеренных широт составляет 22 мг/л.
Высокие концентрации химических веществ в дренажных
стоковых водах приводят и к загрязнению окружающих водоемов, их
эвтрофикации.
В условиях Белоруссии среднегодовой вынос минеральных
веществ с торфяных почв превышает 500 кг/га, а на некоторых
окультуренных болотных массивах достигает даже 1000 кг/га
(табл. 128). По данным В. С. Брезгунова, Н. В. Окулика, С. Г. Ско-
ропанова (1981), минерализация речных вод Белоруссии за
1966—1975 гг. возросла в 1,5 раза (173—240 мг/л). При этом
содержание калия возросло в 3—5 раз, хлора — в 4 раза. Это
связано с возрастающим уровнем применения удобрений.
128. Вынос минеральных
в среднем за 1977
Водосбор
веществ с поверхностными и дренажными стоками
—1978 гг. (по В. С. Брезгунову и др., 1981)
Вынос ионов, кг/га
Са2+
Mg2 +
К+
С1"
N03~
Р,05
Всего
минеральных
веществ, кг та
Немелиорированный
водосбор р. Нарев 59,3
Мелиорированный
водосбор р. Ясельда 118,7
5,5 0,85 1,8 0,19 0,30 248
9,3 1,79 11,2 1,65 0,49 582
Таким образом, осушение торфяных почв и их химизация
приводят к загрязнению окружающих территорий. Необходима
разработка рациональных норм, видов удобрений, сроков их
внесения, соблюдение водоохранных зон с учетом охраны окружающей
246

среды. Перспективно строительство водооборотных систем, которые
позволяют не только экономно расходовать воду, но и
регулировать ее минеральный состав.
Большая роль отводится многолетним травам, которые
способны утилизировать повышенные нормы азота и препятствовать
поступлению в дренажные воды нитратов — опасных соединений для
человека и животных. Применение оптимальных, научно
обоснованных норм удобрений также способствует этому.
Мелиоративные преобразования изменяют окружающую среду.
Осушение сказывается на климатических условиях, водном и
тепловом балансе окружающих территорий, приводит к непременному
преобразованию флоры и фауны. При этом формируется новая
антропогенная экологическая система, отвечающая интересам
человека. Однако человек, изменяя экологическую обстановку, должен
для своей же пользы соблюдать и определенные экологические
границы.
Сущность изменения окружающей среды в наше время
полностью еще не раскрыта, хотя ведется значительная работа в этом
направлении.
Так, в БССР (И. Г. Тановицкий, 1980) торфяной фонд по
направлениям использования разделен на следующие категории:
1) торфяные месторождения, находящиеся в естественном
состоянии;
2) месторождения, осушенные и используемые в народном
хозяйстве без промышленной сработки залежи (земельный фонд);
3) месторождения, определенные под промышленную добычу
(разрабатываемый фонд).
Часть болот должна быть сохранена в их природном состоянии.
Н. И. Пьявченко (1985) отмечает, что охрана болот
предусматривает сохранение типичных болотных экосистем в целом, т. е. целых
болотных массивов. Необходимо сохранять болота, осушение
которых может сказаться отрицательно на водном режиме
сопредельных территорий, а также болота, малопригодные для
сельскохозяйственного освоения, верховые и переходные, богатые
ягодниками, лекарственными растениями. Нередко доход, получаемый от
сбора ягод на болотах, значительно превышает доход от продукции
растениеводства.
Должна быть сохранена и часть верховых слаборазложивших-
ся торфов, пригодных для химической и микробиологической
переработки в ценные химические продукты и корма для животных.
Кроме того, сохранение некоторых болотных массивов необходимо
для проведения научных исследований.
СССР входит в международную организацию «Телма»,
занимающуюся охраной болот. Учеными рекомендовано взять под охрану
310 болотных объектов общей площадью около 1,5 млн/га, что
составляет около 2 % общей площади болот в С(ЗСР.
Проблема охраны окружающей среды должна быть всегда в
центре внимания всех, кто занят мелиоративным преобразованием
природы.
247

Список использованной литературы
Аболин Р. И. К вопросу о классификации болот Северо-Западной области.
М., Б. и., 1928. 53 с.
Александрова Л. Н. Органическое вещество почвы и процессы его
трансформации. Л.: Наука, 1980. 287 с.
Алексеев Е. Д. Зеленый конвейер на осушенных торфяниках. М.: Россель-
хозиздат, 1984. 80 с.
Алексеева Н. С, Переверзев В. Н.//Органическое вещество в почвах
Кольского полуострова. Апатиты, 1975. С. 54—68.
Алек и н О. А. Основы гидрохимии. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. 444 с.
А н с п о к П. И., Ш т и к а н с Ю. А., В и з л а Р. Р. Справочник агрохимика
Нечерноземной полосы. Л.: Колос, 1981. 328 с.
Афанасьев Н. И.//Повышение эффективности использования
мелиорированных земель. Ровно, 1984. С. 30—31. (Тез. докл. респ. науч.-техн. конф.;
Ч. 2).
Бабиков Б. В.//Природа болот и методы их исследований. Л., 1967,
С. 145—149.
Бабиков Б. В. Влияние аэрации лесной почвы на состав почвенного
воздуха// Лесоведение. 1971. № 1. С. 47—55.
Бакушева В. И., Немчинов А. А.//Достижения науки — с.-х.
производству. Полеводство. Л., 1953. С. 44—50.
Бамбалов Н. Н.//Физико-химические, геохимические и микробиологические
процессы мелиорированных почв Полесья. Минск, 1974. С. 166—209.
Бамбалов Н. Н. Минерализация и трансформация органического вещества
мелиорированных торфяных почв при их сельскохозяйственном
использовании (на примере торфяников Белоруссии): Дис. ... д-ра с.-х. наук. Минск,
1983. 497 с.
Бамбалов Н. Н. Баланс органического вещества торфяных почв и методы
его изучения. Минск: Наука и техника, 1984. 175 с.
Барановский А. 3.//Тез. докл. Всесоюз. совещ. участников Геосети опытов
с удобрениями. М., 1984. Ч. 2. С. 166—167.
Барановский А. 3.//Повышение эффективности использования
мелиорированных земель. Ровно, 1984. С. 23—29. (Тез. докл. респ. науч.-техн. конф.;
Ч. 2).
Барановский А. 3., Демиденко Д. М.//Мелиорация переувлажненных
земель. Минск, 1977. Т. 25. С. 125—133.
Барановский А. 3., И л ь я н о в а В. М, Зерновые на торфяно-болотных
почвах//Земледелие. 1981. № 2. С. 42—44.
Барсуков А. И. Слово о торфяниках//Сельское хозяйство Белоруссии, 1970,
№ 11. С. 18—19.
Барсуков А. И.//Тез. докл. респ. конф. по проблеме минерализации и эрозии
торфа. Минск, 1978. С. 22.
248

Б а т у р о В. А.//Докл. АН БССР, 1957. Т.. 1, № 2. С. 61—63.
Б а тур о. В. А., Шинкарева Т. А., Раковский В. Е., Курбатова-
Беликова М. Н.//Комплексное использование торфа. М.; Л., 1960.
Бахулин М. Д. Зольный состав и классификация торфа в связи с
сельскохозяйственным использованием торфяных болот//Гидротехника и мелиорация,
1950, № 4. С. 59—70.
Белковский В. И., Жилина В. С, Кришталь Ю. И.//Почвенные
исследования и применение удобрений. Минск, 1980. Вып. 11. С. 29—39.
Белковский В. И., Жилина В. С, БариловаН. Г., ОвчерукЕ. И.
Изменение плодородия и продуктивности торфяных почв в зависимости от
системы их использования//Агрономия, 1984, № 7. С. 59—65.
Белковский В. И., Жилина В. С., Кришталь Ю. И. Интенсивно
использовать торфяные почвы//Земледелие, 1980, № 10. С. 16—18.
Белковский В. И., Решетник А. И.//Мелиорация переувлажненных
земель. Минск, 1976. Т. 24. С, 146—153.
Белькевич П. И., Чистова Л. Р. Торф и проблема защиты
окружающей среды. Минск: Наука и техника, 1979. 64 с.
Вельский Б. Б.//Исследования на торфяно-болотных почвах. Минск, 1966.
132 с.
Вельский Б, Б.//Материалы науч.-метод. совещания стран —членов СЭВ.
Минск, 1969. С. 130—142.
Вельский Б. Б.//Изменение торфяных почв под влиянием осушения и
использования. Минск, 1969. С. 130—141.
Вельский Б. Б.//Рациональное использование земель и удобрений. Минск,
1973. С. 104—115.
Вельский Б. Б., Барановский А. 3., Жилина В. С.//Мелиорация и
использование торфяников Полесья, Минск, 1975. С. 54—65.
Бескровный А. К. Проблемы земледелия на осушенных почвах Украи-
ны//3емледелие, 1982, № 3. С. 36—38.
Бескровный А. К. Современные проблемы земледелия на осушенных
почвах Украины//3емледелие, 1983, № 1. С. 57—59.
Б о г д а н о век а я-Г иенеф И. Д. Ключевые болота Кингисеппского уезда
Ленинградской губернии//Журн, Рус. бот. об-ва, 1926, № 11. С. 323—346.
Богдановска я-Г иенеф И. Д. Образование и развитие гряд и мочажин
на болотах//Сов. ботаника, 1936, № 6. С. 35—52.
Б о г д а н о век а я-Г иен еф И. Д. ^Заболачивание водоемов путем нараста-
ния//Науч. бюл. ЛГУ, 1945, № 2. С. 19—21.
Богдановска я-Г иенеф И. Д.//Академику В. Н. Сукачеву к 75-летию со
дня рождения. М.; Л., 1956. С. 90—107.
Боговин А. В.//Кормопроизводство (производство кормов на торфяных
почвах). М., 1980. Вып. 24. С. 33—40.
Бондаренко Н. Ф., Коваленко Н. П. Водно-физические свойства
торфяников. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 159 с.
Брезгунов В. С, Мицкевич М. М., Кушнир А. М.//Повышение эф.
фективности использования мелиорированных земель. Ровно, 1984. С. 54—55.
(Тез. докл. респ. науч.-техн. конф.; Ч. 2).
Брезгунов В. С, Окулик Н. В., Скоропанов С. Г.//Мелиорация
переувлажненных земель. Минск, 1981. Вып. 29. С. 99—107.
Буренков В. А., Кощеев А. П., Мальчевская Н. Н. Материалы по
изучению процессов заболачивания сплошных лесосек в Лисинском леспром-
хозе//Тр./Ленингр. лесотехн. академия. 1934. Вып. 4 (42). С. 3—79.
Бурматов И, М. Торфяники на службе сельского хозяйства. Л.: Лениздат,
1984. 118 с.
Б у х м а н В. А. Влияние извести и минеральных удобрений на плодородие
торфяных почв Карелии//Почвоведение. 1978, № 1. С. 49—58.
Вавуло Ф. П.//Микрофлора почв северной и средней части СССР. М., 1966.
С. 114—135.
Ваксман С. А. Гумус. Происхождение, химический состав и значение его
в природе. М.; Сельхозгиз, 1937. 471 с.
Веригина К. В. К вопросу о передвижении и накоплении железа при почво-
образовании//Тр./Почв. ин-т АН СССР. 1950. Т. 34. С. 190—201.
249

Вернер А. Р., Гордеева Е. А. Содержание кислорода и сероводорода в
грунтовых водах (верховодках) Барабы//Почвоведение. 1952. № 11. С. 1012—
1018.
Вернер В. С, Раковский В. Е. О методе исследования химического
состава торфов малой степени разложения//ДАН БССР. 1964. Т. 8, № 11.
С. 727—730.
Вильгусевич И. П. Вымываемость калия из дерново-подзолистых и тор-
фяно-болотных почв в условиях климата БССР//Науч. тр./Ин-т соц. с.-х.
АН БССР. 1956. Вып. 4. С. 143—179.
Вильгусевич И. П. Особенности поглощения и превращения калия в
дерново-подзолистых и торфяно-болотных почвах//Науч. тр./Бел. НИИЗ. 1961.
Вып. 7. С. 36—46.
Вильяме В. Р. Почвоведение. М., Б. и., 1914. Вып. 1. 104 с.
Виноградов А. П. Среднее содержание химических элементов в главных
типах изверженных горных пород земной коры//Геохимия. 1962, № 7.
С. 555—571.
Вознюк С. Т.//Геохимические особенности и плодородие почв УССР//Тр./
Харьковский СХИ им. В. В. Докучаева, 1969. Т. 23 (90). С. 86—93.
Вознюк С. Т., Клименко Н. А. Окислительно-восстановительный режим
осушаемых торфяных почв Полесья УССР//Почвоведение, 1982. № 3.
С. 127—133.
Вознюк С. Т., Олиневич В. А., Кардашов А. Т. Особенности
температурного режима мелиорируемых земель Западного Полесья УССР//Почво-
ведение, 1977. № 5. С. 84—89.
Вознюк С. Т., Олиневич В. А., Лыко Д. В. Интенсивность и характер
минерализации торфяников УССР при различных агромелиоративных
условиях. Минск, 1978. С. 10. (Тез. докл.. респ. конф. по проблемам
минерализации и эрозии торфа).
Вознюк С. Т., Трускавецкий Р. С. Фосфор в целинных торфяных
почвах Полесья и лесостепи Украины//Тр./Харьковский СХИ, 1970. Т. 87 (124).
С. 67—73.
Вознюк С. Т., Ф а л ю ш В. В. Динамика подвижных фосфатов в торфяных
почвах Западного Полесья УССР при окультуривании//Тр./Харьковский СХИ,
1967. Т. 17 (104). С. 129—138.
Вомперский С. Э. Повышение продуктивности лесов. М., 1964. С. 468—470.
Вомперский С. Э. Биологические основы эффективности лесосушения. М.;
Лесн. пром., 1968. 312 с.
Вомперский С. Э., Сабо Е. Д., Ф о р м и н А. С. Лесоосушительная
мелиорация. М.; Лесн. пром., 1975. 293 с.
Воронков П. П. Основные черты формирования режима ионного состава
поверхностных вод в условиях Севера//Тр./ГТИ, 1951. Вып. 33 (87).
С. 64—128.
Воронков П. П. Закономерности процесса формирования и зольность
химического состава вод местного стока//Тр./ГТИ, 1963. Вып. 102. С. 43—119.
ГантимуровИ. И. Окислительно-восстановительный потенциал торфянисто-
и торфяно-болотных почв Центральной Барабы//Бюл. опытн. и н.-и. работ
Убинской опытно-мелиоративной станции, 1958, № 4. С. 41—57.
Геохимия озерно-болотного литогенеза/Лукашев К. И., Ковалев В. А., Жу-
ховицкая А. А. и др. Минск: Наука и техника, 1971. 282 с.
Герасимов Д. А. О принципах классификации, разведки и картирования
торфяных месторождений//Почвоведение. 1937. № 5. С. 643—646.
Гнида Е. С.//Осушение и освоение низинных болот Полесской зоны УССР.
Киев, 1965. С. 74—88.
Гнида Е. С, П а л ю к Н. КУ/Повышение эффективности использования
мелиорированных земель. Ровно, 1984. С. 35—36. (Тез. докл. респ. науч.-техн.
конф.; Ч. 2).
Головко Д. Г. Земледелие на торфяных почвах и осушаемых пойменных
землях. Л.: Колос, 1975. 232 с.
Гордейчук А. С. Влияние различных форм калийных удобрений на урожай
и качество клубней картофеля на торфяных почвах//Химия в сельском
хозяйстве, 1969, № 4. С. 9—10.
250

Гордейчук А. С. О высоте капиллярного стояния влаги в торфяных поч-
вах//Почвоведение. 1971. № 11. С. 93—99.
Гордейчук А. С. Экономическая эффективность применения калийно-фос-
форных удобрений на торфяных почвах Полесья УССР//Химия в сельском
хозяйстве. 1972. № 3. С. 71—72.
Гордейчук А. С. Севообороты на мелиорированных землях//3емледелие.
1977. № 5. С. 36—38.
Горелова Т. А., Фомина С. Ф.//Изменение торфяных земель,
выработанных торфяников и торфа в сельском хозяйстве//Науч. тр./НИИ овощного
хозяйства. 1980. Вып. 5. С. 38—43.
Гребенщикова А. А. О влагоемкости торфов/Щочвоведение, № 9, 1956.
С. 102.
Докучаев Н. С. Окислительно-восстановительный потенциал почв польдеров
Калининской области//Тр./СевНИИГиМ. 1969, № 27. С. 178—191.
Докучаев Н. С. Окислительно-восстановительные условия в почвах дельты
реки Немана//Науч. тр./Калининская Гос. обл. с.-х. опытная станция. 1973.
Вып. 2. С. 209—214.
Докучаев Н. С. Окислительно-восстановительный потенциал и рН
осушаемых болотных почв польдеров Калининградской области//Зап. ЛСХИ. 1975.
Т. 269. С. 23—30.
Докучаев Н. С. Изменение основных типов почв польдеров в дельте реки
Немана при гидромелиорации//Почвоведение. 1983. № 8. С. 24—33.
Донских И. Н.//Природа болот и методы их исследования. Л., 1967.
С. 157—161.
Донских И. Н. Формы аккумуляции фосфора в торфяных почвах Северо-
Запада//3ап. ЛСХИ. 1968. Т. 117, вып. 1. С. 87—95.
Донских И. Н., Павлова Т. К. Изменение содержания фосфора и его
форм при периодическом внесении минеральных удобрений под многолетние
травы//Науч. тр./ЛСХИ. 1981. Т. 394. С. 60—67.
Донских И. Н., Царенко В. П. Влияние режима влажности торфяных
почв на накопление минеральных форм азота//Зап. ЛСХИ: Пути
регулирования питания растений. 1975. Т. 245. С. 76—85.
Донских И. Н., Царенко В. П. Применение минеральных удобрений на
торфяных низинных освоенных почвах южной части Северо-Запада РСФСР//
Науч. тр./ЛСХИ. 1979. Т. 383. С. 88—92.
Донских И. Н., Царенко В. П., Павлова Т. К.//Пути регулирования
питания растений и повышения плодородия почв. Л., 1978. С. 9—15.
Драгунов С. С. Методы исследования гумусовых веществ//Тр./Почв. ин-т
им. В. В. Докучаева. 1951. Т. 38. С. 65—98.
Драгунов С. С, Картацци Н. А. Методика группового анализа тор-
фов//Тр./ЦТБОС. 1960. Т. 1. С. 140—149.
Драгунов С. С, Попова Л. Н. Фракционный состав гуминовых
кислое/Почвоведение. 1969. № 5. С. 33—40.
Дроздова Т. В. Спектрофотометрический метод определения количества
• гуминовых кислот в торфах и торфяно-болотных почвах//Почвоведение. 1959.
№ 7. С. 81—84.
Дубиковский Г. П., Крештанова В. Н.//Микроэлементы в почвах
СССР. М., 1981. С. 000.
Дудинец Ф. Н. Динамика форм калия в торфяной почве в зависимости от
водного режима (на укр. языке)//Землеробство. 1968. Вып. 12. С. 164—168.
Дудинец Ф. Н. Влияние условий водно воздушного и питательного
режимов на превращение форм калия в низинных торфяных почвах Западного
Полесья УССР: Автореф. дис... канд. с.-х. наук. Ровно, 1969. 30 с.
Дудинец Ф. Н., Тимохович Н. С, Дудей Л. А. Эффективность
запасного внесения фосфорных и калийных удобрений на торфяных почвах//Агро-
химия. 1975. №> 12. С. 18—23.
Дудинец Ф. Н., Яковенко И. М. Водопотребление посевов викоовса на
торфяных почвах Западного Полесья УССР//Повышение эффективности
использования мелиорированных земель. Розно, 1984. С. 50. (Тез. докл. респ.
науч.-техн. конф.; Ч. 2). '
251

Емельянова И. М., Малышева Г. А., Петрова М. П. Повышение
плодородия торфяных почв. Л.: Колос, 1981. 96 с.
Ефимов В. Н. Формы аккумуляции кальция и железа в торфяниках//ДАН
СССР. 1961. Т. 138, № 2. С. 435—436.
Ефимов В. Н. Формы аккумуляции и миграций веществ в болотных поч-
вах//Почвоведение. 1961. № 6. С. 67—76.
Ефимов В. Н. О некоторых формах аккумуляции и миграции веществ в
торфяных почвах//Зап. ЛСХИ. 1962. Т. 84. С. 33—38.
Ефимов В. Н. Изменение количества и форм аккумуляции фосфора при
освоении торфяных почв переходного болота Новгородской
опытно-мелиоративной станции//3ап. ЛСХИ. 1970. Т. 137, вып. 4. С. 46—53.
Ефимов В. Н. К вопросу о выборе торфяников на удобрение и
сельскохозяйственное освоение//Тр./Межобл. темат. науч. конф. по окультуриванию
сев. нечерноземных почв. Казань, 1962. С. 177—183.
Ефимов В. Н. Эволюция торфяных почв при освоении. Минск, 1978. С. 13.
(Тез. докл. респ. конф. по проблемам минерализации и эрозии торфа).
Ефимов В. Н. Торфяные почвы. М.: Россельхозиздат, 1980. 120 с.
Ефимов В. Н., Василькова М. Г. К методике выделения гумусовых
веществ из торфяных почв//Почвоведение. 1970. № 5. С. 121—131.
Ефимов В. Н., Василькова М. Г. К вопросу о методах выделения
гумусовых веществ из торфяных почв//Зап. ЛСХИ. 1970. Т. 137, вып. 4.
С. 24—33.
Ефимов В. Н, Василькова М. Г. Содержание и состав гумусовых
веществ в торфяных почвах//Почвоведение. 1971. № 5. С. 94—102.
Ефимов В. Н, Донских И. Н. Зольность и формы аккумуляции калия в
основных типах торфяных почв Северо-Запада РСФСР//Зап. ЛСХИ. 1966.
Т. 105, вып. 1. С. 78—85.
Ефимов В. Н., Донских И. Н.//Природа болот и методы их исследований.
Л., 1967. С. 161—165.
Ефимов В. Н., Донских И. Н. Формы аккумуляции натрия и магния
в торфяных почвах Северо-Запада//Зап. ЛСХИ. 1968. Т. 117, вып. 1. С. 97—»
103.
Ефимов В. Н., Донских И. Н, Царенко В. П. О калийном режиме
освоенных торфяных почв Северо-Запада РСФСР//Зап. ЛСХИ. 1975. Т. 278.
С. 3—13.
Ефимов В. Н, Донских И. Н„ Иванова А. И. Изменение кислотности
торфяных низинных почв южной части Северо-Запада РСФСР в первые годы
освоения,//Науч. тр./ЛСХИ. 1977. Т. 305. С. 51—58.
Ефимов В. Н., Донских И. Н., Павлова Т. К. Особенности
формирования фосфатного режима в освоенных низинных торфяных почвах Северо-
Запада РСФСР. Л., 1983. С. 119—120. (Тез. докл. науч. конф,: Докучаевское
почвоведение 100 лет на службе сельского хозяйства).
Еф и м о в В. Н, Ефимова 3. С. О содержании кислорода в водах торфяных
почв//Почвоведение. 1970. № 8. С. 148—154.
Ефимов В. Н, Ефимова 3. С. Ионный состав поверхностных вод
верховых и низинных болот части европейской территории СССР//Зап. ЛСХИ.
1972. Т. 165, вып. 2. С. 27—32.
Ефимов В. Н, Ландсберг Г. П. Изменение состава органического
вещества верховой торфяной почвы под влиянием сельскохозяйственного освое-
ния//3ап. ЛСХИ. 1972. Т. 165, вып. 2. С. 33—38.
Ефимов В. Н., Лагутина Т. Б., Царенко В. П. Использование азота
почвы и азота удобрений многолетними травами на торфяных низинных
освоенных почвах Архангельской области//Науч. тр.: Гумус и азот в
почвообразовании и земледелии Нечерноземной зоны РСФСР/ЛСХИ. 1963. С. 15—20.
Ефимов В. Н, Осипов А. И. Применение азотных улобрепш на торфяных
почвах Северо-Запада РСФСР (с использованием стабильного изотопа азота
15N)//Hay4. тр./ЛСХИ. 1978. Т. 343. С. 3—9.
Ефимов В. Н., Осипов А. И., Смирнова Л. Н. Использование азота
торфяных почв и азота удобрений многолетними травами на Северо-Западе
РСФСР//Науч. тр./ЛСХИ. 1979. Т. 383. С. 93—101.
232

Ефимов В. Н., Павлова Т. К. Изменение количества й форм
аккумуляции фосфора при окультуривании низинных торфяных почв//Науч. тр./ЛСХЙ.
1977. Т. 305. С. 3—7.
Ефимов В. Н.^ Смирнова Л. Н. Азотный режим освоенных торфяных
почв Вологодской области. Минск, 1978. С. 58. (Тез. докл. респ. конф. по
проблемам минерализации и эрозии торфа).
Ефимов В. Н., Смирнова Л. Н. Влияние минеральных удобрений йа
урожайность многолетних трав//Науч. тр./ЛСХИ. '1980. Т, 394.* С» 78—85.
Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидловская Т. П. Использование
азота удобрений и азота почвы многолетними травами на торфяных
низинных освоенных почвах Северо-Запада РСФСР//Науч. тр,/ЛСХИ, 198L
Т. 416. С. 3—11.
Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидловская Т. П. Баланс и
трансформация азота удобрений под многолетними травами, выращиваемыми на
торфяной низинной почве//Иауч. тр.: Повышение плодородия почв и
урожайность сельскохозяйственных культур/ЛСХИ. 1982. С. 9—13.
Ефимов В. Н., Царенко В. П., Б а к и н В. Б. Использование азота
удобрений и азота почвы многолетними травами на торфяных низинных вновь
освоенных почвах Кировской области//Науч. тр.: Гумус и азот в
почвообразовании и земледелии Нечерноземной зоны РСФСР/ЛСХИ. 1983. С. 21—28.
Ефимов В. Н., Царенко В. П., Шидловская Т. П. Использование
многолетними травами азота почвы и удобрений при внесении их в
возрастающих нормах на торфяных низиннных освоенных почвах Вологодской
области//Агрохимия. 1983. № 11. С. 3—11.
Ефимов В. Н., Царенко В. П. Эффективность азотных удобрений под
многолетние травы на мелиорированных торфяных почвах Севера
европейской территории СССР. М., 1984. С. 167—168. (Тез. докл. Всесоюз.
совещания участников Географической сети опытов с удобрениями: Задачи:
агрохимической науки по повышению окупаемости удобрений по зонам:
страны, Ч. 2).
Ефимов В. Н., Царенко В. П. Эффективность удобрений под
многолетние травы на торфяных низинных почвах европейского Севера СССР. Ровно,
1984. С. 51. (Тез. докл. респ. науч.ттехн. конф.: Повышение эффективности
. использования мелиорированных земель; Ч. 2).
Журавлева М. М. О химическом составе торфов/'/Торфяная промышлен--
ность, 1954. № 5. С. 22—24.
Зименко Т. Г. Микроорганизмы как показатели развития минерализацион-
ных процессов в торфяно-болотных почвах//АН СССР. Сер. биол. 1957. JSfe 2.
С. 234—240.
Зименко Т. Г. Микроорганизм как показатель минерализационных
процессов в торфяно-болотных почвах. Минск, 1958. С. 169—170. (Материалы:
конф. молодых ученых АН СССР).
Зименко Т. Г.//Микрофлора почв северной и средней части СССР. М.>
1966. С. 136—165.
Зименко Т. Г. Микробиологические процессы в мелиорированных
торфяниках Белоруссии и их направленное регулирование. Минск. Наука и техника*
1977. 208 с.
Зинчук П. И. Влияние окультуривания торфяных почв Западного Полесьяг
УССР на качество урожая сельскохозяйственных культур: Автореф. дис...
. канд. с.-х. наук. Л., 1977. 24 с.
Зонн СВ. Железо в почвах. Л.: Наука, 1982. 206 с.
Зубец В. М., Дуброва В. И. Изменение водно-физических свойств торфа
при мелиорации болот//Почвоведение. 1981. № 4. С. 79—85.
Иванов К. Е. Водообмен в болотных ландшафтах. Л.: Гидрометеоиздат„
1975. 280 с.
Иванов С. Н. Физико-химический режим фосфатов торфов и
дерново-подзолистых почв. Минск, 1962. 251 с.
Ипатьев В. А., Смоляк Л. П., Блинцов И. К. Ведение лесного
хозяйства на осушенных землях. М.: Лесн. пром. 1984. 144 с.
Использование азота удобрений многолетними травами на торфяных
низинных освоенных почвах европейской части СССР/Ефимов В. Н., Царен-
253

ко В. П., Шидловская Т. П. и др.//Тр/Межд. симпоз. 4 и 2 комиссий НТО.
Минск, 1982. С. 111—114.
Исследование некоторых физико-химических свойств торфяного сырья
северо-западной торфяно-болотной области/Волорович М. ГГ, Король Н. Т.,
Лиштван И. И. и др. Л.: Наука, 1967. С. 149—-157.
Каджюлис Л., Хлявицкене Р. Повышение окупаемости удобрений
сенокоса, созданного на болотной низинной почве. М., 1984. С. 168—169. (Тез.
докл. Всесоюз. совещания участников Геосети опытов с удобрениями; Ч. 2).
Калинина В. В. Влияние пескования торфяных почв на их
водно-физические свойства//Почвоведение. 1968. № 10. С. 135—139.
Калмыков Г. С. К вопросу о кислотности мелиорируемых торфяно-болот-
ных почв северо-западной зоны РСФСР и эффективности известкования//Аг-
рохимия. 1978. № 1. С. 83—90.
Калмыков Г. С.//Биологическая роль микроэлементов и их применение в
сельском хозяйстве и медицине. Л., 1970. С. 149. (Тез. докл. Всесоюз.
совещания; Т. 1).
Калмыков Г. С, Косабуцкая О. Д. Изменение агрохимических свойств
осушенных пойменных торфяных почв в процессе их использования//Химия
в сельском хозяйстве. 1985. № 2. С. 19—21.
К а ц Н. Я. Типы болот СССР и Западной Европы и их географическое
распространение. М.: Географиздат, 1948. 320 с.
К а ц Н. Я. О типах болот и их размещения в холодной и умеренной зонах
северного полушария//Почвоведение. 1958. № 6. С. 11—20.
Кацнельсон С. М. Удобрительная ценность торфов, богатых железом//
Тр./ЦТОС. 1939. Т. 8. С. 105—120.
Кацнельсон С. М. Торфовивианиты как фосфорнокислые удобрения//
Тр./ЦТОС. 1939. Т. 7. С. 83—144.
Каштанов А. Н., Лыков А. М, К а у р и ч е в И. С. Плодородие почвы в
интенсивном земледелии: Теоретические и методологические аспекты//Вестник
с.-х. науки. 1983. № 12 (327). С. 60—68.
Классификация и диагностика почв СССР/Сост. Егоров А. Е., Фрид-
ланд В. М., Иванова Е. Н. и др. М.: Колос, 1977. 224 с.
Книжников А. М., Кириллова О. С, Резько Н. А., Локото Т. Ф.
Правильно использовать осушенные торфяники//Земледелие. 1981. № 8.
С. 29—30.
Кононова М. М. Органическое вещество почв, его природа, свойства и
методы изучения. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 314 с.
Кононова М. М. Процессы превращения органического вещества и их связь
с плодородием почв//Почвоведение. 1968. № 8. С. 17—26.
Коробченко Ю. Т. Влияние сельскохозяйственного использования
низинных торфяных почв на динамику их плодородия в условиях лесостепи и
Полесья Украины: Автореф. дис... канд. с.-х. наук. Харьков, 1964. 24 с.
Коробченко Ю. Т., В о з н юк С. Т. К вопросу о запасах и формах калия
в торфяных почвах. Харьков, 1962. С. 14—16. (Тез. докл. науч. конф.
Харьковского СХИ им. В. В. Докучаева; Вып. 3).
Кочергин А. Е. Использование вивианитов в сельском хозяйстве. Минск:
Ураджай, 1940. 34 с.
К у Д л о К. К. Химический состав картофеля, выращенного на торфяных поч-
вах//Вестник АН БССР. Сер. с.-х. науки. 1966. № 2. С. 35—41.
Кудло К. К. Урожай и качество сахарной свеклы на торфяно-болотных поч-
вах//Сахарная свекла. 1967. № 1. С. 25—27.
Кудрячев А. И. Луговодство на мелкозалежных торфяниках. Минск:
Ураджай, 1981. 135 с.
Курбатов И. М. Происхождение и состав органического вещества тор-
фа//Тр.: Юбилейная сессия, посвященная 100-летию со дня ррждения
В. В. Докучаева. М.; Л., 1949. С. 607—610.
Курбатов И. М. Методика группового анализа органического вещества
торфа//Тр./Ульяновский СХИ. 1952. Т. 2. С. 29—38.
Курбатов И. М. К вопросу о природе лигнина высших растений и
торфяных мхов//Тр./Ульяновский СХИ. 1952. Т. 2. С. 26—28.
254

Курбатов И. М. К вопросу о генезисе торфа и его гуминовых кислот. Л.,.
1963. 8 с. (Материалы Междунар. конгресса по торфу в СССР).
Курбатов а-Б еликова Н. М. Закономерности распределения
микроорганизмов в низинных торфяниках//Тр./Ин-т торфа АН БССР. 1951. Вып. L
С. 166—175.
К у ш н и р А. М., М е е р о в с к и й А. С, X а п к и н а 3. А., Ш и м а н Л. А.//
Проблемы Полесья, Минск, 1981. Вып. 7. С. 50—58.
Ларгин И. Ф.//Природа болот и методы их исследований. Л., 1967. С. 169—-
173.
Ларгин И. Ф., Приемская С. Е., Трошичева Т. В., Мокроусо-
в а И. В. Геохимия торфяных месторождений: Учеб. пособие. Калинин:
Калининский гос. ун-т, 1979. 100 с.
Ларгин И. Ф., Трошичева Т. В. Вторичные минеральные образования
в растениях-торфообразователях//Науч.-исслед. работы/Калининский
политехнический ин-т. Калинин, 1966.
Ларгин И. Ф., Т ро ш и ч е в а Т. В.//Проблемы изучения четвертичного
периода. Хабаровск, 1968. С. 26—27.
Латышева М. Н.//Проблемы советского почвоведения. М.; Л., 1936. С. 191—^
199.
Лашкевич Г. И. Последействие микроудобрений и продуктивность
растений//Агрохимия. 1981. № 7, С. 108—119.
Лашкевич Г. И., Молочко Г. А. Как получить высокий урожай
кормовой капусты//Корма. 1979. № 1. С. 23—24.
Лебедев К. К. Негидролизуемый остаток низинных торфов//Тр/Ин-т торфа
АН БССР. 1959. Т. 7. С. 19—36.
Л и ш т в а н И. И., Король Н. Т. Основные свойства торфа и методы их
определения. Минск: Наука и техника, 1975. 320 с.
Лиштван И. И., Мамцис А. М., Ч у р а е в Н. В. Исследование кати-
онного состава поглощающего комплекса низинных торфов//Почвоведение.
1964. № 7. С. 60—67.
Лукошко. Е. С, Раковский В. Е.//Химия и генезис торфа и сапропе-
лей. Минск, 1962. С. 11—22.
Лукошко Е. С, Раковский В. Е.//Химия и генезис торфа и сапропе-
лей. Минск, 1962. С. 3—10.
Л ундин К- П. Водные свойства торфяной залежи. Минск: Ураджай, 1964.
212 с.
Л у н д и н К. П.//Изменение водно-физических свойств торфяников под
влиянием осушения и сельскохозяйственного использования. Минск, 1969. С. 82—
99.
Лупинович И. С. Заболоченные и торфяно-болотные почвы, их генезис,
свойства и пути повышения плодородия. М., 1964. С. 131—141. (Докл. к
8-му Междунар. конгрессу почвоведов).
Лупинович И. С.//Изменение торфяных почв под влиянием осушения и
использования. Минск, 1969. С. 34—50.
Лупинович И. С, Афанасьев Н. А. Определение водных «константа
торфяно-болотных почв//ДАН БССР. 1962. Т. 5, № 11. С. 729—731.
Лупинович И. С, Голуб Т. Ф. Торфяно-болотные почвы БССР и их
плодородие. 2-е изд. Минск: Изд-во АН БССР, 1958. 315 с. .
Лупинович И. С, Голуб Т. Ф. Влияние мелиорации и
сельскохозяйственного освоения на физические и биохимические свойства
торфяно-болотных почв//Тр./Ин-т почвоведения АСХ наук БССР. 1961. Вып. 1. С. 126—143.
Макаров Б. Н. Дыхание почвы и состав почвенного воздуха на осушенных
торфяно-болотных почвах//Почвоведение. 1960. № 2. С. 56—62.
Манская С. М., Дроздова Т. В., Емельянова М. П. Связывание
меди различными формами природных органических соединений//Почвоведе-
ние. 1958. № 6. С. '41— 48.
М а с л о в Б. С. Современные проблемы мелиорации торфяников//Земледелие.
1981. № 5. С. 43—48.
Масляная М. К., Терентьева А. А. Влияние возрастающих доз
минеральных удобрений на урожай тимофеевки луговой на торфяно-болотных
почвах//Агрохимия. 1981. № 10. С. 83—87.
25S

Мацяк Ф.//Изменение торфяных почв под влиянием осушения и
использования. Минск, 1969. С. 51—64.
Мелиорация сельскохозяйственных и лесных угодий европейского севера
СССР. Петрозаводск, 1977. С. 169—171. (Тр. 2-й науч.-техн. конф.).
Мельничук В. П. Влияние удобрений на урожай и качество злаковых
трав на освоенном низинном болоте//Химия в сельском хозяйстве. 1976. № 5.
С. 44—49.
Мельничук В. П.//Агрохимическое обследование почв на содержание
подвижных форм микроэлементов и эффективность микроудобрений. М., 1981.
С. 43—52.
Мельничук В. П., Зубарев А. И. Влияние удобрений на урожай и
качество злаковых трав на освоенном низинном болоте//Химия в сельском
хозяйстве. 1976. № 5. С. 44—49.
Мельничук В. П., Прозорова И. Н. Влияние доз фосфорных
удобрений на урожай и качество пастбищного корма//Агрохимия. 1978. № 3.
С. 41—47.
Мельничук В. П., Прозорова И. Н. Удобрения сенокосов и пастбищ
в Нечерноземной зоне//Тр./ВИУА. 1980. Вып. 58. С. 33—42.
М и р к и н С. Л. Водные мелиорации в СССР и пути их развития. М.: Изд-во
АН СССР, 1960. 283 с.
Налимов П. Ф., Князькин Л. В., Вертоградская И. А.
Кормопроизводство в Кировской области. Киров: Волго-Вятское кн. изд-во, 1983.
189 с.
Небольсин A. R, Небольсина 3. П.//Органические удобрения:
Материалы науч.-метод. совещания стран — участниц СЭВ. М., 1972. С. 127—130.
Нейштадт М. И. Абсолютный возраст торфяных месторождений СССР//
Торфяная промышленность. 1965. № 5. С. 34—38.
Нейштадт М. И.//Природа болот и методы их исследований. Л., 1967.
С. 90—95.
Немчинов А. А. Генезис и классификация почв болотного ряда
европейского Севера СССР//Тр.: Юбилейная сессия, посвященная 100-летию со дня
рождения В. В. Докучаева. 1949. С. 574—578.
Немчинов А. А. Болотный процесс и его проявление в дерново-подзолистой
зоне//Сб. работ/Центр, музей почвоведения. 1957. Вып. 2. С. 57—101.
Никонов М. Н. О закономерностях размещения торфяных залежей и
особенностях современного торфонакопления/Др./Ин-т торфа АН БССР.
1954. Т. 3. С. 40—50.
Никонов М. Н. Происхождение золы в торфах//ДАН СССР. 1955. Т. 105,
№ 2. С. 309—311.
Никонов М. Н. Происхождение и состав золы торфов лесной зоны//Тр./
Ин-т леса АН СССР. 1955. Т. 29. С. 135—152.
Никонов М. Н. Агрохимическая характеристика различных видов торфа
и закономерности ее изменения//Тр.:Конф. по мелиорации и освоению
болотных и заболоченных почв. Минск, 1956. С. 438—449.
Никонов М. Н. Районирование торфяного фонда европейской территории
СССР//Тр./Центр. торфяно-болотная оп. ст. М., 1960. Т. 1. С. 5—46.
Никонов М. Н.//Природа болот и методы их исследований. Л., 1967.
С. 134—141.
Никонов М. Н., Драгунов С. С, П е р л и н С. И. Химический состав
органического вещества и зольной части торфов СССР//Докл. совещ.
почвоведов к 7-му Междунар. конгрессу в США. М., 1960. С. 144—151.
Никонов М. Н., Перлин С. И. О характере изменения состава
органического вещества торфов в зависимости от степени их разложения и типа//
Почвоведение. 1963. № 3. С. 77—82.
Никонов М. Н., Слука В. П. О размещении торфяных болот//Почво-
ведение. 1964. № 10. С. 44—50.
Ниценко А. А. Природа болот и методы их исследований. Л., 1967. С. 18—
22.
Новиков М. А. Состав почвенного воздуха торфяно-болотных почв//Поч-
воведение. 1962. № 2. С. 58—68.
256

Окрушко Г., Ливски С.//Изменение торфяных почв под влиянием
осушения и использования. Минск, 1969. С. 105—114.
О к у л и к Н. - В.//Мелиорация и использование торфяников Полесья. Минск»
1975. С. 78—83.
Окунева М. И. Особенности водного режима и осадки торфа на
осушенных мелких торфяниках//Тр. СевНИИГиМ. 1957. Вып. 13. С, 77—96.
О л е в и н А. С.//Природа болот и методы их исследования. Л., 1967. С. 32—
35.
Олиневич В. А., К о ф м а н И. Я. Качественный состав органического
вещества торфяных почв Украинской ССР и влияние на него
сельскохозяйственного использования//Почвоведение. 1977. № 1. С. 72—82.
Олиневич В. А., Лыко Д. В., Фурман В. М. Повышение
эффективности использования мелиорированных земель//Респ. науч.-техн. конф.: Тез.
докл. Ровно, 1984. Ч. 2. С. 25.
Олиневич В. А., Микитюк С. И. Биохимическая направленность
трансформации твердой фазы мелиорируемых торфяников УССР. Минск, 1978.
С. 15 (Тез. докл. респ. конф. по проблемам минерализации и эрозии торфа).
Оппоков Е. В. Строение болот Северо-Германской низменности//Почвове«
дение. 1904. № 3. С. 221—235.
Орлов А. Н. Исследование болотных фосфатов и торфовивианитов//Тр./
ЦТОС. 1939. Т. 5. С. 99—113.
Орлов А. Я. Режим кислорода в почвенно-грунтовых водах некоторых
типов лесных почв Вологодской области//Почвоведение. 1958. С. 36—47.
Панов Е. П.//Эволюция торфяных почв под влиянием осушительной
мелиорации и ее последствия. Минск, 1983. С. 40—41. (Тез. докл. Всесоюз. конф.).
Ще^чй в е Я. В. Биохимия почв. М.: Гос. изд-во с.-х. лит-ры, журн. и плак.,.
1961. 422 с.
Переверзев В. Н., Алексеева Н. С. Изменение состава
органического вещества торфяно-болотных почв Кольского полуострова под влиянием
окультуривания//Почвоведение. 1973. № 3. С. 42—49.
Переверзев В. Н., Алексеева Н. С. Поглощение фосфора болотными
почвами Мурманской области//Почвоведение. 1965. № 11. С. 61—65.
Переверзев В. Н., Алексеева Н. С. Органическое вещество в
почвах Кольского полуострова. Л.: Наука, 1980. 228 с.
Переверзев В. Н., Головко 3. А., Алексеева Н. С.
Биологическая активность и азотный режим торфяно-болотных почв в условиях
Севера. Л.: Наука, 1970. 98 с.
Переверзев В. Н., Кислых Е. Е. Азот в почвах Кольского
полуострова. Л.: Наука, 1978. 126 с.
Переднее В. П. Влияние доз фосфорно-калийных удобрений на
содержание азота, фосфора и калия в растениях моркови и столовой свеклы на
старопахотной торфяно-болотной почве//Агрохимия. 1969. № 5. С. 38—42.
Переднее В. П., Короткевич А. И., Бодиква Е. И.//Почвенные-
исследования и применение удобрений//Межвед. темат. сб. Минск, 1977.
Вып. 8. С. 141—148.
Перельман А. И. Геохимия ландшафта. М.: Высшая школа, 1966. 392 с.
Пигулевская Л. В., Раковский В. Е. Изменение химического
состава отдельных видов торфов в зависимости от их возраста//Тр./Ин-т торфа
АН БССР. 1957. Т. 6. С. 12—31.
Пигулевская Л. В., Раковский В. Е. Химический состав торфооб-
разователей и влияние его на состав торфов//Тр./Ин-т торфа. 1957. Т. 6.
С. 3—11.
Пичугин А. В. К вопросу о минеральном режиме торфяных месторожде-
ний//Торфяная промышленность. 1947. № 7. С. 19—22.
Пичугин А. В.//Химия и генезис твердых топлив. М., 1958. С. 291—301.
Плоткина Ю. М.//Физико-химические, геохимические и микробиологические
процессы мелиорированных почв Полесья. Минск, 1974. С. 77—102.
Плоткина Ю. М. Состав и трансформация органического вещества
мелиорированных торфяно-болотных почв: Автореф. дис. ...канд. с.-х. наук.
Минск, 1983. 19 с.
17 В. Н. Ефимов
257

П о л ы н о в Б. Б.//Общее собрание АН СССР, посвященное 30-летию
Великой Октябрьской социалистической революции. М.; Л., 1948. С. 599—612.
Полы нов Б. Б. Руководящие идеи современного учения об образовании
и развитии почв//Почвоведение. 1948. № 1. С. 3—13.
Пономарева В. В., Николаева Т. А.//Современные почвенные
процессы. М., 1959. С. 170—203.
Попов Н. И. О профилактике некоторых заболеваний жвачных в условиях
интенсификации кормопроизводства//Сельское хозяйство за рубежом. 1978.
№ 6. С. 46—50.
Попов М. В., Т р о ш и ч е в а Т. В.//Первая науч.-техн. конф. молодых
ученых г. Калинина. М., 1968, С. 91—92.
П р и е м с к а я С. Е. Содержание и распределение микроэлементов в
торфяных залежах низинного типа//Почвоведение. 1969. № 4. С. 59—68.
Пьявченко Н. И. Условия заболачивания лесов таежной зоны//Тр./Ин-т
леса АН СССР. 1954. Т. 23. С. 277—287.
Пьявченко Н. И. Условия заболачивания еловых лесов и гарей по
наблюдениям в Великолукской и Вологодской областях//Тр./Ин-т леса АН СССР.
1955. Т. 26. С. 17—61.
Пьявченко Н. И. Агрохимические свойства торфяников Средне-Русской
лесостепи//Тр./Ин-т леса АН СССР. 1955. Т. 26. С. 153—167.
Пьявченко Н. И. Торфяники Русской лесостепи. М.: Изд-во АН СССР.
1958. 191 с.
Пьявченко Н. И. Круговорот азота и зольных элементов в основных
типах болотных лесов//Докл. совещ. почвоведов к 7-му Междунар. конгрессу
в США. М., 1960. С. 421—426.
Пьявченко Н. И. Биологический круговорот азота и зольных веществ в
болотных лесах//Почвоведение. 1960. № 6. С. 21—32.
Пьявченко Н. И. Лесное болотоведение. М.: Изд-во АН СССР. 1963.
192 с.
Пьявченко Н. И. Торфяные болота, их природное и хозяйственное
значение. М.: Наука, 1985. 152 с.
Пьявченко Н. И., Нестеренко И. М., Чесноков В. А.
Мелиорация и природа Севера. Петрозаводск: Карелия, 1980. 77 с.
Пьявченко Н. И., Сибирева 3. А. О роли атмосферной пыли в
питании болот//ДАН СССР. 1959. Т. 124, № 2. С. 414—417.
П я т е ц к и й Г. Е. Водный режим почв сплошных концентрированных
вырубок южной Карелии и методы его регулирования//Тр./Карельский филиал
АН СССР. 1961. Вып. 25. С. 43—58.
Раковский В. Е., Пигулевская Л. В. Химия и генезис торфа. М.:
Недра, 1978. 232 с.
Раковский В. Е., Позняк В. С, Шимановский В. С. Общая
химическая характеристика торфов БССР//Изв. АН СССР. 1955. № 5. С. 135—
147.
Раковский В. Е., Позняк В. С. Химическое исследование торфов
БССР//Химия и генезис торфа и сапропелей. Минск, 1962. С. 30—43.
Рекомендации по рациональному использованию торфяных
месторождений и запасов торфа в Белорусской ССР/Под ред. И. И.Лиштвана. Минск:
Наука и техника, 1982. 44 с.
Решетник А. П.//Динамика выделения С02 торфяной почвой. Минск, 1978.
С. 76. (Тез. докл. респ. конф. по проблемам минерализации и эрозии торфа).
Роде А. А. Основы учения о почвенной влаге. Л.: Гидрометеоиздат, 1965.
Т. 1. 664 с; 1969. Т. 2. 287 с.
Романов В. В. Болота и их свойства. Л.: Гидрометеоиздат, 1953. 54 с.
Романов В. В. Гидрофизика болот. Л.: Гидрометеоиздат, 1961. 259 с.
Садовская Э. Н., Белкова Н. Н.//Изменение торфяных земель,
выработанных торфяников и торфа в сельском хозяйстве//Науч. тр./НИИОХ. 1980.
Вып. 5. С. 83—95.
Сдобников С. С. Интенсивно использовать осушенные земли в
Нечерноземном центре//3емледелие. 1982. № 11. С. 27—29.
С е м к о А. П. Гидротермический режим почв лесной зоны Кольского
полуострова. Апатиты: Изд-во Кольского фил. АН СССР, 1982. 142 с.
258

Середа Н. И. О критической влажности торфяных почв//Науч. тр./Укра-
инский НИИГиМ. 1959. Вып. 76/2. С. 79—84.
Синькевич Е. И.//Влияние мелиорации на продуктивность почв Карелии.
Петрозаводск, 1983. С. 61—76.
Синькевич Е. И. Пути регулирования плодородия торфяных почв
европейского Севера. Л.: Наука, 1985. 266 с.
Синькевич Е. И., Буторина М. А.//Почвенно-биологические факторы
продуктивности сеяных лугов на торфяных почвах. Петрозаводск, 1979.
С. 115—128.
Скобеева Е. И., Тюремнов С. Н. Химический состав болотных
растение/Вестник МГУ. 1966. № 4. С. 54—63.
Скоропанов С. Г. Освоение и использование торфяно-болотных почв.
Минск: Изд-во АСХ наук БССР, 1961. 252 с.
Скоропанов С. Г.//Изменение торфяных почв под влиянием осушения
и использования. Минск, 1969. С. 21—33.
Скоропанов С. Г. Осушительная мелиорация и проблемы окружающей:
среды//Гидротехника и мелиорация. 1980. № 12. С. 40—43.
Скоропанов С. Г., Барсуков А. И.//Мелиорация и проблемы
органического вещества. Минск, 1974. С. 56—61.
Скоропанов С. Г., Брезгунов В. С, Кушнир Н. В.
Мелиорация переувлажненных земель//Сб. науч. работ/БелНИИ мелиорации и
водного хоз-ва. 1983. Вып. 31. С. 3—10.
Скоропанов С. Г., Карловский В. Ф„ Брезгунов В. С.
Мелиорация земель и охрана окружающей среды. Минск: Ураджай, 1982. 168 с.
Скоропанов С. Г., Кришталь Ю. И. Ветровая эрозия
торфяно-болотных почв//Вестник АН БССР. Сер. с.-х. науки. 1979. № 3. С. 31—35.
Скоропанов С. Г., Л и ш т в а н И. И., Б а м б а л о в Н. Н.//Проблемы.
почвоведения. М.: Наука, 1982. С. 41—45.
Скоропанов С. Г., С к р ы и н и к о в а И. Н.//Проблемы почвоведения. М.>
1978. С. 145—151.
Скоропанов С. Г., Шабунина М. М., Мицкевич М. М.//Мелиорация:
и проблема органического вещества. Минск, 1974. С. 43—55.
Скрынникова И. Н. К вопросу об истории исследования, принципах
классификации и систематики болотных почв СССР//Почвоведение, 1954. № 4Г
С. 37—50.
Скрынникова И. Н. Еще раз о принципах классификации
торфяно-болотных почв//Почвоведение. 1955. № 9. С. 45—48.
Скрынникова И. Н. Почвенные процессы в окультуренных торфяных
почвах. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 248 с.
Скрынникова И. Н. Классификация целинных болотных и
мелиорированных торфяных почв//Почвоведение, 1964, № 5. С. 14—26.
Скрынникова И. Н., В о з н ю к С. Т., К о ч е т к о в а В. Л. Почвенные
процессы в мелиорированных почвах речных долин таежной и лесостепной зо№
европейской части СССР//Докл. к 8-му Междунар. конгрессу почвоведов. М.„
1964. С. 142—151.
Смоляк Л. П., Р е у ц к и й В. Г. Эколого-физиологические основы
мелиорации лесных почв. Минск: Наука и техника, 1971. 157 с.
Содержание микроэлементов в торфяных почвах различных сроков освое-
ния/Гладилович Б. Р., Антонова Г. Г., Вардья Н. П. и др.//Зап. ЛСХИ, 196L
Т. 160. С. 4—9.
Содержание некоторых микроэлементов в торфяных почвах опытного поля
Тоома ЭССР и Минской опытно-мелиоративной станции/Антонова Г. Г.,
Вардья Н. П., Дрель Р. И. и др.//3ап. ЛСХИ. 1972. Т. 200. С. 3—10.
Стадников Г. Л. Химия торфа. 2-е изд. М.; Л.: Госхимтехиздат, 1932, 180 с.
Страхов Н. М. Распределение железа в осадках озерных и морских водоемов
и факторы, его контролирующие//Изв. АН СССР. Сер. геология, 1984. № 4.
С. 3—50..
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М., 1962. Т. 1. 212 с.
Сукачев В. Н. «О теории дернового процесса» профессора В. Р. Вильямса//'
Почвоведение. 1916. № 2. С. 1—26.
17*
259

Сукачев В. Н. Болота, их образование, развитие и свойства. 3-е изд. Л.:
Лен. лесн. ин-т, 1926. 162 с.
Такке Б. Научные основы культуры болот. М.; Л.: Сельхозгиз, 1930. 96 с.
Тановицкий И. Г. Рациональное использование торфяных месторождений и
охрана окружающей среды. Минск: Наука и техника, 1980. 40 с.
Тарасова А. А., Емельянова И. М. Комплексное использование торфя«
ных болот в Нечерноземной зоне. Л.: Колос, 1982. 190 с.
Томашевский И. И. Болотные почвы и условия среды//Почвоведение. 1957.
№ 5. С. 1—11.
Торфяный фонд РСФСР. М.: Глав. упр. торф, фонда. 1957. С. 774.
Трошичева Т. В. Исследования минеральной части торфяных залежей//Тор-
фяная промышленность, 1968, № 6.
Трошичева Т. В., Мокроусова И. В. Некоторые результаты анализа
минеральной части в системе растение—торф//Почвоведение. 1971. № 8.
С. 56—68.
Трошичева Т. В., Мокроусова И. В. Исследование торфяных месторож-
дений//Межвуз. темат. сб. Калинин, 1977. Вып. 2. С. 35—44.
Ту р н а с П. А. Сельскохозяйственное освоение болот и заболоченных земель.
М.: Колос, 1968. 248 с.
Тюремнов С. Н. Торфяные месторождения и их разведка. М.: Л., 1949, 464 с.
Тюремнов С. Н. Торфяные месторождения. 3-е изд. М.: Недра, 1976, 488 с.
Тюремнов С. Н., Ларгин И. Ф. Изменение химического состава вод
торфяных болот в зависимости от условий их залегания//Тр./ГГЙ. 1966. Вып. 135.
С. 223—242.
Тюрин И. В. К методике анализа для сравнительного изучения состава
почвенного перегноя или гумуса//Тр./Почв. ин-т им. В. В. Докучаева АН СССР.
1951. Т. 38. С. 5—21.
Тюрин И. В. Органическое вещество и его роль в плодородии. М.: Наука, 1965.
Унифицированные методы анализа вод. М.: Химия, 1971. 376 с.
Ф а л ю ш В. В. Формы фосфатов в торфяных почвах Волынского Полесья//Тр./
Харьковский СХИ им. В. В. Докучаева. 1969. Т. 73. С. 122—128.
Физик о-х имические основы технологии торфяного производства. Минск:
Наука и техника, 1983. 232 с.
Филинцева Р. П., Ц ы б а М. М. Применение удобрений на почвах Карелии.
Петрозаводск: Карелия, 1983. 84 с.
Хапкина 3. А., Мееровский А. С.//Почвоведение и агрохимия. Минск,
1979. Вып. 15. С. 45—54.
Царенко В. П. Особенности формирования азотного и калийного режимов
освоенных торфяных низинных почв Северо-Запада РСФСР: Дис... канд. с.-х.
наук. Л., 1976. 251 с.
Царенко В. П. Влияние высоких доз фосфорно-калийных удобрений на
калийный режим торфяных низинных освоенных почв//Науч. тр./ЛСХИ, 1977.
Т. 305. С. 15—22.
Царенко В. П.//Актуальные проблемы теории и практики обработки
дерново-подзолистых почв на северо-западе Нечерноземной зоны РСФСР. Л., 1985.
С. 67—72.
Цыганенко А. Ф. Опыт изучения гидрохимического (ионного) баланса
верхового болота//Вестник ЛГУ. Сер. биол. 1962. Вып. 3, № 15. С. 111—118.
Частухин В. Я-, Николаевская М. А. Биологический распад и ресинтез
органических веществ в природе. Л.: Наука, 1969. 326 с.
Черт ко Н. К., Иванов Н. П. //Почвы речных долин и дельт, их
рациональное использование и охрана. 1984. С. 139—140. (Тез. докл. МГУ).
Ш е б е к о В. Ф.//Осушение и использование торфяно-болотных почв. Минск:
Госиздат, с.-х. лит-ры БССР, 1963. С. 124—151.
Ш е б е к о В. Ф. Испарение болот и баланс почвенной влаги. Минск: Ураджай,
1965. 300 с.
Шебеко В. Ф.//Мелиорация переувлажненных земель. Минск, 1979. Т. 27.
С. 139—146.
Шекель О. С. Динамика состава почвенного воздуха в старопахотной
торфяной почве под сельскохозяйственными культурами. Ровно, 1984. С. 12. (Тез.
260

докл. респ. науч.-техн. конф.: Повышение эффективности использования
мелиорированных земель. Ч. 2).
Ш у н е в и ч Ю//Изменения торфяных почв под влиянием осушения и использа-
вания. Минск, 1969. С. 210—218.
Щербакова Т. А. Ферментативная активность почв и трансформация оргаг
нического вещества. Минск: Наука и техника, 1983. 222 с.
Э й з е н И. А. Влияние окультуривания на свойства низинной торфяно-болотной
почвы//Бюл. науч.-техн. информации ЭНИИ жив-ва и ветеринарии. 1961. № 6.
С. 34—47.
Э й з е н И. А. Влияние сельскохозяйственного использования низинных болот
на свойства торфяных почв в условиях Эстонской ССР//Почвоведение. 1961.
№ 8. С. 26—33.
Якушева В. И., Мееровский А. С.//Почвоведение и агрохимия//Тр./
БелНИИПиА. Минск, 1977. Вып. 13. С. 126—129.
Bellamy D. J. An Ecological Approach to the classification of European Mires
Third Inrernational Peat Congress. Canada, Quebec, 1968. ,
В о r a t у n s 1 i K-, W i i k K. Edetrakcya zwiaykow organicznycy z mineralnych
Cleb lompleksnjacymi z ozmorami Na, F,; (NH4)2F2,) Na4P207, Na2C204. Rocz-
niki Cleboznawcze, t. XIV, z. 1, Warszawa, 1964.
В r e m n e r I. M., Mann F., Heintze S. Metallorganic complexes in spil. Nature,
1964, v. 158, 790.
Bremmer I. M., Lees H. Studies on soil organic matter Part II. The extraction
of organic matter from soil by neu tral reagents. J. Agro. Sci., 1949, 39, Part 3.
Broadbent F. and Ott J, Soil organic matter-metal complex. Soil Sci. v. 83,
№ 6, 1957.
Burke W., O'Hara P. S. Problems of peatland. Internat. soil conj., Wellington,
1962.
Chang S. C, Jacknos M.Z.Fractionation of Soil phosphorus. Soil Sci., v. 84,
N 2, 1957.
Chondri M. A., Stevenson F. Extraction of organic matter from soil Sci.,
Coc. America Proc, v. 21, 1957.
D a i b e r K. Verlagerung von Bodenbestandteilen unter einem Gebirghoch moor.
L. pflanzenzenernahr., Dung., Bodenkunde. Bd. 89, H. 1960.
Dorung H., Hirte W. und Geissler Th. Untersuchungen iiber die Ursache
der Phosphatfestlegung auf Niedermoorboden Mitteilung: Chemische Untersuchnn-
gen. Albrecht-Taer-Archiv, Bd. 5, Heft 2, 1958.
Dorung H., H i r t -e W., С e i s s 1 e r Th. Untersuchungen tiber _ die Ursache
der Phosphatfestlegung auf Niedermoorboden II Mitteilung: Chemische
untersuchungen. Albrecht-Thaer-Arch. № 2, 1961.
Dundas Sames. Натрий для мировых с.-х. культур//Обзор исследований в
Европе и Америке. World Crops, 1960, 12, N 16.
Finney H. R., Farnkam R. S. Mineralogy of the inorganic Fraction of peat
from two raised boogs in Northern Minnesota. Third international Peat Congress,
Canada, Quebec. 1968.
Fischer F., Schrader H. Uber die Entstehung und die chemische Structur d.
Kohle Brennstaffchemie. 1921, Bd. 2; 1922, Bd. 3.
Fleischer M. Bodenkunde 5. Antl. Kolturtecnische Bucherei, Berlin, 1922, Bd. I.
Fuchs W. Chemie der Kohle. Berlin, 1931..
Gaarder M. Die Bindung der Phosphorsaure und Erdboden. Berlin, 1930.
Grandlung E. Dei Svenska Hogmossarnas geologi. Sver. geol Unders Absb.,
1931, vol. 26.
G г о s s e-B rauckmann G. Zur artenzusammensetzung von Torfen. Ber. Dtsch.
bot. Ges., 1963, 76, Sondernummer.
G г о s s e-B rauckmann G. Uber, die artenzusammensetzung von Torfen aus
dem Nordwestdeutschen Marshen — Randgebiet (Vegetation Acta Geobotanica),
1963, Separatun, vol. XI, Fasc. 5—6.
Hammond R. F. Survey of the Sub-peat mineral «Soils» Clonsast Bog, Co
Offaly, July, 1964.
Hammond R. F. Studies into the development of a raised bo in central Ireland.
Third International Peat Congress, Canada, Quebec, 1968.
Heikurainen L. Metsaoiitus ja sen perustect. Poryoo. Helsinki, 1960.
261

К a i 1 a A. Phosphorus in various depths of some virgin peat Lands. The Journal
of the Scientific agricultural Soc. of Finland, 1956. Vol. 28.
К a i 1 a A. Effect of various kinds of phosphorus fertilizers on a pect. The journal
of the Scientific Agricultural Society of Finland, 1958. Vol. 30.
К a i 1 a A. Retention of phosphate by peat samples. The journal of the Scientific
Agricultural Society of Finland. 1959. Vol. 31.
К a i 1 a A. Dependence of the phosphate Sorption capacity on the aluminium and
iron in Finnish soils. The journal of the Scientific Agricultural Society of
Finland. 1963. Vol. 35.
Kail a A. Organic phosphorus in Finish soils. Reprinted from Soil Science, 1963,
Vol. 95, № 1, January.
К a i 1 a A., H i 1 v e Missile. Accumulation of fertilizer phosphorus in peat soils.
The journal of the Scientitic Agricultural Society of Finland, 1956, Vol. 28.
Kreulen D. V. W. Freiberger Forschungsheft. 1962, A. 244, 72.
Maciak F. Badama nad Formami azotu w torfach. Cz. 1. Bilans azotowy w
roslinnsci torfotworczej i torfach. Roczn. nauk rsoln. 1963, A. 87, № 4.
Niggemann J. Inhaltsstoffe des Torfes* und ihre wirkungen in bodenkundlicher
und Pflanzenphysiologischer Sicht. Torfnachrichten, Sondrdruch zu Jahrgana, 15,
1964. № 9—10.
О d en S. und Lindberg S. Brennstoff. Chem. 7, 165, 1926.
Okruszko H. Changes in phosphorus content of organic hidromorphic soils due
to drainage. Rocznikigleboznawere. Dobatek to Tomu XIY. Panstwow wydaw-
nictwo naukowe. Warszawa, 1964.
Pakarinen P. Bogs as peat — producing ecosystems — Intern. Peat Soc. Bull.,
1975, № 7, p. 51—54.
Passer M., Bratt G. T. und Elberling LA. II Internat. Torfkongreb.
Sektion IV, Vortrag 3, Leningrad, 1963.
Rozmej Z., KwiatkowskiA., Masculamis B. Ill Polnich — Deutsches
Terfkolloquium, Warschawa, 1964, H. 2.
Salmi M. Dewelopment of Palsas in Finnish Lapland, Third International Peat
Congress, Canada, Quebec, 1968.
Scheffer F. Neuere Erkentnisse in der Humusforschung. Trans V-th Intern.
Congress Soil. Sci. Leopoldville, 1954, 1, 208.
Schefer F., Ulrich B. und Heistermann P. Die Beleuting der Chelatisie-
rung in der Agrikulturchemie und Bodenkunde Z. Pflanzenenernachx., Dung.,
Bodenkunde. 1957, Bd. 76, № 3.
S с h e 11 i n g J. New aspects of soil classifcation with particular reference to
reclarmed hydromorphic soils. Trans. 7-th Internat. Congr. Soil. Sci., Madicon,
Wise. Croningen, 1960, Vol. 4.
Schlungbaum G. Zur kenntnis der chemischen Zusammensetzung von
torfen aus vorkommen in der DDR-XIII Neue Erkenntnisse fur die organische
Stofforuppenanalise. Bergbautechnik, 18, Jahrgang. Leipzig. 1968. Heft 4,
April.
Schnitzer M. and Skinner S. Organ-metallic Interations in soils. 6. Stability
cosntants of Pb++, Ni++, Mn++, Co++, Ca++ and Mg++ fulvic acid
complexes. Soil Science, 1967, Vol. 103, № 4.
S m i t h D. A., L о r i m e r J. W. Canad. J: Soil, 1964, 44, 76.
Soust S. W. Die chemie des moores. Ferdinand Enke-Verlag. Stuttgart, 1938.
Stewart J. M. and Robertson R. A. The chemical status of orexposed peat
face. Third international peat Congress, Canada, 1968.
T a m m O. Grundvattenrorelse och forsumphings process beaysta gemon
bestammnigar av grundtnets syrehalt i Nordvenske moraner Noddelanden fr.
st. Stogsfors H., 22, Stock Holm, 1925.
Weber C. Uber die Vegetation und Entstetung des Hochmoores von Augstumal
im Memelotelta В., 1902а, 252 S.
Archivum Societatis Zoological Botanical Fennicae. «Vanamo» (arch. Sco.
«Vanamo»), Suomalaisen Elain — ja Kasvitietsellisen Scuran Vnamon Tiedo-
nannot, 1963, 18, 1.

Оглавление
Введение ,..,,,, , > , , ■...♦,, i 1 \ \ \ * 3
Часть I
ПРОИСХОЖДЕНИЕ, СОСТАВ И СВОЙСТВА ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Глава 1. Болотный процесс почвообразования и болотные почвы . . 7
Классификация болот и болотных почв . , . , 15
Географические законрмерности распределения болот и болотных почв на
территории СССР 21
Глава 2. Состав и свойства торфяных почв „ . . , 24
Значение условий водно-минерального питания в формировании торфяных
почв г г г * < , ,,«*,,... 24
Болотные верховые торфяные почвы , . , .,,..,... i ; , 25
Низинные обедненные торфяные почвы . . t . , 30
Низинные (типичные) торфяные почвы ..,..•.,,.„,, 38
Низинные типичные высокозольные торфяные почвы ......... 41
Глава 3. Происхождение и состав органического вещества торфяных почв 45
Методы анализа группового состава органического вещества торфа . л . 45
Состав органической части торфяных почв . , , л i , , , , , , 49
Происхождение гумусовых веществ в торфяных почвах .,...., 58
Методы выделения гумусовых веществ из торфяных почв 59
Содержание и состав гумусовых веществ в торфяных почвах , . , . , 66
Характеристика природы гумусовых веществ торфяных почв , . . , 70
Азот в торфяных почвах 72
Сущность торфообразования и болотного почвообразовательного процесса 78
Глава 4. Происхождение и состав минеральной части торфяных почв 83
Происхождение минеральной части торфяных почв . , .. . , ч , , 83
Состав золы растений-торфообразователей и торфа 88
Изменение зольного состава при превращении
растений-торфообразователей в торф .,,,...,„. а t , i t t i i 92
Состав минеральной части и формы аккумуляции минеральных веществ
в торфяных почвах .....,.,<< 94
Формы аккумуляции микроэлементов 118
Глава 5. Закономерности формирования химического состава болотных
вод на европейской территории СССР >,.<<,,<, 124
Взаимосвязь минерализации и состава вод с типами болот ,,.,,, 124
Состав вод верховых болот *.,..-,,.,,., 126
Состав вод переходных болот ,,,,,,,,,,,,,,.,, 129
263

Состав вод низинных болот , , t t > t . 132
Содержание кислорода в болотных водах . ... .... 135
Закономерности формирования химического состава болотных вод и
торфяных почв , , , 4 . . « 136
Часть II
ПЛОДОРОДИЕ МЕЛИОРИРОВАННЫХ ТОРФЯНЫХ ПОЧВ
Глава 6. Водно-воздушный и тепловой режим мелиорированных
торфяных почв , 139
Воздушный режим и окислительно-восстановительные процессы в
торфяных почвах . . ..... j 139
Водный режим мелиорированных низинных торфяных почв . . , , 141
Тепловой режим мелиорированных торфяных почв . . . . . 146
Глава 7. Изменение биологической активности и состава органического
вещества торфяных почв при мелиорации 150
Биологическая активность торфяных почв . 150<
Изменение состава органического вещества мелиорированных торфяных
почв » . t * 4 , . 154
Изменение содержания и форм азота в торфяных почвах при мелиорации 169
Баланс органического вещества и эволюция мелиорированных торфяных
почв j 173
Глава 8. Изменение физико-химических свойств и состава минеральной
части мелиорированных торфяных почв 178
Изменение физико-химических свойств и морфологии почвенного профиля 178,
Изменение зольности и запасов зольных элементов , 183,"
Изменение содержания железа , , , , . 186
Изменение содержания и форм аккумуляции фосфора л л , 188,
Изменение содержания и форм аккумуляции кальция и магния > л , 196}
Изменение содержания и форм аккумуляции калия , , л , * , 197
Изменение содержания микроэлементов , . . . > , , . 20Г
Глава 9 Оптимальные параметры плодородия торфяных почв . . . 203
Глава 10. Структура посевных площадей и обработка торфяных почв 208
Структура посевных площадей и севообороты , * i , 208<
Севообороты на мелиорированных торфяных почвах . * . , , < , > 210;
Обработка торфяных почв ... < 215
Глава 11. Применение удобрений на мелиорированных торфяных почвах 217
Известкование торфяных почв ,.,,.♦.> 217
Потребность сельскохозяйственных культур в азотных удобрениях на
торфяных почвах по почвенно-климатическим зонам . . . . > , . , 221
Баланс и трансформация азота удобрений в торфяных почвах , , * , 225
Формы азотных удобрений , t ,..,*»,, t ,, * » * > * 231
Фосфорные удобрения , i t t t i • • . - . » . . j . ♦ , . 233
Калийные удобрения : 238
Глава 12. Экологические последствия мелиорации, химизации земледелия
и охрана окружающей среды ,,,,,.,,, , , 244
Список использованной литературы ....,,.,. » . > • г . 248