Теги: почвоведение почвенные исследования журнал журнал почвоведение
Год: 1976
Текст
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН В 1899 г.
ВЫХОДИТ 12 РАЗ В ГОД
№ 7, ИЮЛЬ
МОСКВА, 1976
СОДЕРЖАНИЕ
Л. Н. Александрова, И. С. Кауричев. Насущные задачи улучшения
преподавания почвоведения в сельскохозяйственных вузах
Генезис и география почв
В.
С.
Н.
И
л
A. Кузьмин, Л. Г. Чернегова. Горно-таежные бурые и дерновые лес¬
ные почвы Прибайкалья
П. Каск. Дерново-карбонатные выщелоченные и оподзоленные почвы или
буроземы
Химия почв
B. 3 о н н, А. Н. Р у к а к а. Об изменении соотношений форм железа в крас¬
ноземах при их окультуривании
А. Титова. Органическое вещество тонкодисперсных фракций целинных
почв солонцового комплекса Калмыцкой степи
Т. Моисеев, Ф. А. Тихомиров, Р. М. Алексахин, Л. А. Рерих,
В Г. Сальников. Поведение 137Сэ в почвах и его накопление в сель¬
скохозяйственных растениях
Агрохимия почв
А. Кривонос, В. П. Егоров, С. А. Сикорская, А. Я. Лысенко
О круговороте азота и зольных элементов на выщелоченных черноземах За
уралья при возделывании яровой пшеницы
A. Б. Салманов, Л. А. Зеленцова. Минеральные формы фосфора в оро
шаемых почвах Дагестана
Р. И. Ш л е й н и с, Л. В. С л а в е н е н е. Влияние фосфорных удобрений на пре
вращение фосфатов в песчаных почвах сосновых боров Литовской ССР
Мелиорация почв
B. В. Егоров, Н. Г. М и н а ш и н а. Засоление почв в дельте р. Нила
Р. И. П а п и с о в. Эффективность агромелиоративных мероприятий при возде¬
лывании чая в Колхидской низменности
C. Т. В о з н ю к, В. А. О л и н е в и ч, А. А. Галкина. Генетические особенности
и агромелиоративная характеристика выработанных торфяников западных
районов УССР
Н. Т. Кузнецов. Карбонат кальция во взвешенных наносах рек и ороситель¬
ных систем Средней Азии -
Краткие сообщения и методические работы
Н. И. Гуджабидзе, И. А. Моцерелия. Физические свойства и режим
влажности глинистых глеевых почв Колхидской низменности
Р. Ф. Б у н я к и н а. Фракционный состав азота и превращение азотных удоб
рений в выщелоченном черноземе Кубани (по данным вегетационного опы
та С15П)
A. Ф. В а д ю н и н а, Ю. А. Смирнов. Естественная остаточная намагничен
ность некоторых почв
B. Ф. Бабанин, А. Д. Воронин, Г. М. Зенова, Л. О. Кар пачевский,
А С. Манучаров, А. А Опаленко, Т Н Початков а. Исследование
Ее-органических соединений почв методом Я ГР
9
17
28
37
45
53
61
69
75
84
94
104
110
115
120
128
Издательство «Наука»,
«Почвоведение», 1976 г.
Е. В. Лобова, Н. Г. Ми на ши на. Вопросы генезиса и использования арид¬
ных почв (по материалам дискуссии на экскурсии Ташкент — Бухара—Са¬
марканд X международного конгресса почвоведов) 135
Библиография
CONTENTS
L. N. Alexandrova, I. S. Kaurichev. Urgent Problems of Improving Tea¬
ching Soil Science in Agricultural Institutes 3
Genesis and Geography of Soils
V. A. Kuzmin, L. G. C heme gov a. Mountain Taiga Brown and Soddy-Forest
R. P. K a s k. Soddy-Calcareous Leached and Podzolized Soils or Burozems. 9
Soils of the Lake Baikal Area IT
Soil Chemistry.
S. V. Z o n n, A. N. R u k a k a. On Changes in Iron Forms in Krasnozems during
Cultivation 23
N. A. Titova. The Organic Matter of Fine Fractions in Soils of Kalmyk Steppe 37
I. T. Moiseev, F. A. Tikhomirov, R. M. A1 e x a k h i n, L. A. Rerikh,
V. G. Salnikov. Behaviour of Cs137 in Soils and Its Accumulation in
Crops 45
Agrochemistry of Soils
L. A. K r i v o n o s, V. P. Egorov, S. A. S i k o r s k a y a, A. Ya. Lysenko
On the Turnover of Nitrogen and Ash Elements in Leached Chernozems of
the Transurals Area under Summer Wheat 53
A. B. S a 1 m a n o v, L. A. Z e 1 e n t z o v a. Content of Phosphotus Mineral Forms
in the Main Soil Types under Irrigation Farming in Dagestan .... 61
R. I. S h 1 e i n i s, L. V. S 1 a v e n e n e. Effect of Phosphorus Fertilizers on Phos¬
phate Conversion in Sandy Soils of Pine Forests in Lithuanian SSR . . 69
Reclamation of Soils
V. V. Egorov, N. G. Minashina. Soil Salinization in the Delta of the River
Nile ... 75
R. I. P a p i s o v. Efficiency of Agricltural Amelioration for the Cultivation of
Tea Shrubs in Kolkhida Lowland 84
S. T. V o z n y u k, V. A. O 1 i n e v i c h, A A. Galkina. Agromeliorative Charac¬
teristics of Cutover Peatlands in Western Ukraine 94
N. G Kuznetzov. Calcium Carbonates in Suspended Deposits of Rivers and
Irrigation Systems in Middle Asia 104
Short Communications and Methods
N. I. G u d j a b i d z e, I. A. M o t z e r e 1 i a. Physical Properties and Moisture
Regime of Clayey Glay Soils of Kolkhida Lowland 110
R. F. B u n y a k i n a. Fractional Composition of Nitrogen and Convertions of Nit¬
rogen Fertilizers in Leached Kuban Chernozems 115
A. F. Vadyunina, Yu. A. Smirnov. The Natural Residual Megnetization of
Some Soils 120
V. F. Babanin, A. D. Voronin, G. M. Z e n o v a, L. O. K a r p a c h e v s k y,
A. S. Manucharov, A. A. Opalenko, T. N. Pochatkova. Studying Fe-
Organic Compounds of Soils by Nuclear Gamma-Resonance Spectroscopy 128
E. V. Lobova, N. G. Minashina. The Problems of Genesis and the Use of
Arid Soils (according to the materials of discussions during the excursion —
Tashkent — Bukhara — Samarkand — of the Xth International Congress of
Soil Science)
135
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.4
Л. Н. АЛЕКСАНДРОВА, И. С. КАУРИЧЕВ
НАСУЩНЫЕ ЗАДАЧИ УЛУЧШЕНИЯ ПРЕПОДАВАНИЯ
ПОЧВОВЕДЕНИЯ В СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ ВУЗАХ*
В решениях XXV съезда КПСС подчеркнута как одна из важных
задач в деле дальнейшего развития сельского хозяйства необходимость
бережного отношения к почвенным ресурсам страны, рационального
их использования и дальнейшего развития исследований в области
почвоведения.
В успешном осуществлении этих больших задач важная роль при¬
надлежит специалистам разного профиля, получающим подготовку в
системе сельскохозяйственного образования. Именно они, агрономы,
прежде всего решают практические вопросы правильного использова¬
ния почв, преумножения их плодородия. Успех деятельности агрономи¬
ческих кадров в этом направлении в большой степени определяется
уровнем их подготовки в области почвоведения.
За послевоенные пятилетки значительно улучшено дело преподава¬
ния почвоведения в сельскохозяйственных вузах. Заметно окрепли
кадры преподавателей, повысилась их квалификация, систематически
проводится их переподготовка через систему стажировки и специаль¬
ных курсов по повышению квалификации при ведущих вузах страны.
Большую роль в улучшении преподавания почвоведения сыграли соз¬
данные стабильные учебники и учебные пособия.
В сельскохозяйственных вузах подготовка будущих специалистов
агрономов в области почвоведения ведется в двух направлениях. Пер¬
вое — преподавание почвоведения для агрономических специально¬
стей — агрономов-полеводов, плодоовощеводов, экономистов, мелиора¬
торов и др. и второе — преподавание почвоведения для агрономов-аг-
рохимиков, почвоведов.
Хорошая подготовка агронома в области почвоведения имеет осо¬
бенно большое значение в практике правильного использования почв.
Агроном является ведущим специалистом в определении и осуществле¬
нии технологии возделывания всех сельскохозяйственных культур, и от
уровня его знаний о почве во многом зависит наиболее эффективное ее
использование, охрана от эрозии, заболачивания, вторичного засоле¬
ния. Агроном обязан использовать все материалы почвенных исследо¬
ваний: почвенную карту, картограммы, почвенный очерк хозяйства.
Научить будущего агронома владеть этими материалами и эффек¬
тивно их использовать в практической деятельности — насущная зада¬
ча подготовки агрономов в области почвоведения. Ее успешное решение
может быть осуществлено прежде всего на основе все более глубокого
изучения теоретических основ почвоведения и дальнейшего углубления
агрономизации теоретического и практического курса. Эту работу не¬
обходимо строить с учетом специализации будущих агрономов. В наи¬
большей степени это касается агрономов-полеводов, плодоовощеводов,
* Статья написана по материалам, собранным комиссией Всесоюзного общества поч¬
воведов по учебным планам, программам и методам преподавания почвоведения
3
мелиораторов и экономистов. Специфика их практической работы тре¬
бует более обстоятельного отражения в преподавании почвоведения
особенностей использования почв в полеводстве, овощеводстве, плани¬
ровании и организации сельскохозяйственного производства.
В сельскохозяйственных вузах накоплен определенный опыт в этом
направлении. Назрела необходимость создания наряду с общим учеб¬
ником для агрономических специальностей, учебников для плодоовощ¬
ного, землеустроительного, экономического и других факультетов,
а также региональных учебников. В качестве примера региональных
учебников можно указать учебник «Почвоведение» проф. М. А. Панко¬
ва для Средней Азии, в котором нашли надлежащее отражение не толь¬
ко особенности почвенного покрова этого региона, но и специфика его
использования в связи с широким развитием орошаемого земледелия.
Подобные учебники целесообразно было бы иметь для Нечерноземной
зоны Европейской части СССР, районов степного земледелия, Западной
Сибири и Дальнего Востока.
В то же время на прошедшем в конце 1975 г. совещании заведую¬
щих кафедрами почвоведения сельскохозяйственных вузов был отмечен
ряд существенных недостатков в подготовке специалистов агрономиче¬
ского профиля, обусловленных недостатками новых типовых учебных
планов, для агрономических и экономического факультетов.
К этим недостаткам прежде всего относится ликвидация самостоя¬
тельного курса почвоведения на экономических факультетах. По ново¬
му плану почвоведение включено разделом в курс «Земледелие с осно¬
вами почвоведения», преподается на первом курсе по чрезвычайно со¬
кращенной программе, вследствие чего сколько-нибудь удовлетвори¬
тельная подготовка агрономов-экономистов в области почвоведения не
обеспечивается.
Кроме того, на агрономических факультетах прохождение курса
почвоведения неоправданно растянуто на три семестра (начинается на
первом курсе до изучения студентами органической и коллоидной хи¬
мии, микробиологии). Чтение курса прерывается летним периодом и
растягивается на два семестра второго курса. До недавнего времени
прохождение курса почвоведения осуществлялось в течение второго
курса, что позволяло слушателям систематически осваивать почвове¬
дение при наличии необходимой подготовки в области химии.
Вторым звеном совершенствования подготовки агрономов в области
почвоведения следует считать привитие им необходимых знаний в прак¬
тическом использовании материалов по почвенным исследованиям кол¬
хозов и совхозов. Помимо выполнения студентами специальных заданий
по этому разделу на практических занятиях целесообразно ввести спе¬
циальный курсовой проект для студентов агрономических факультетов
на основе материалов почвенных исследований конкретного хозяйства
(почвенная карта, картограммы, краткая объяснительная записка). На
агрономическом факультете ТСХА такой проект введен в учебный план.
Третьим важным звеном улучшения подготовки агрономов в обла¬
сти почвоведения следует считать закрепление знаний о почвах и их
использовании и прежде всего использовании материалов почвенных
обследований хозяйства в процессе обучения студентов на старших
курсах специальным дисциплинам — земледелию, агрохимии, растение¬
водству, экономике сельского хозяйства и др.
Студенты агрономических факультетов изучают почвоведение на
вторых курсах до изучения упомянутых специальных агрономических
дисциплин. Между тем наиболее эффективное обучение использова¬
нию материалов почвенных исследований может быть достигнуто на
основе знания не только почвоведения, но и других основных агроно¬
мических дисциплин (земледелия, растениеводства, агрохимии и др.).
В этом случае для студента разработка приемов рационального исполь¬
4
зования почв будет строиться с учетом знания конкретных требований
растений, технологии их возделывания, организации и экономики про¬
изводства. На младших курсах эти положения принимаются студентом
в значительной мере «на веру» на основании общих положений, изло¬
женных в учебниках и на лекциях. Поэтому важно при изучении по¬
следующих агрономических дисциплин создавать возможность тесной
увязки их преподавания с почвенными условиями. Нам представляется,
что этим требованиям может хорошо удовлетворить внедрение сквоз¬
ного курсового проекта, начиная с кафедры почвоведения с последо¬
вательной отработкой на основе материалов по характеристике почв
конкретного хозяйства заданий на кафедрах земледелия, агрохимии,
растениеводства и др. Представляется также целесообразным органи¬
зация на старших курсах (IV и V) агрономических факультетов и преж¬
де всего для агрономов-полеводов и экономистов специализированного
курса — «Использование материалов почвенных исследований в хозяй¬
ствах». В таком курсе изложение материалов по рациональному ис¬
пользованию почв будет опираться на знания студентами всех основ¬
ных агрономических дисциплин, и будущие агрономы на завершающем
этапе своей подготовки получат более глубокие знания по вопросам
практического использования всех материалов по характеристике почв
хозяйства, которые готовят и передают агрономам специалисты почво¬
веды. Можно только приветствовать инициативу деканата агрономиче¬
ского факультета ТСХА, выделившего значительный объем учебного
времени для изучения студентами специального раздела — «Использо¬
вание почвенных карт и картограмм в колхозах и совхозах». Успешное
решение задачи рационального использования земель, бережного отно¬
шения к почвенным богатствам страны немыслимо без усиления под¬
готовки в области почвоведения агрономов всех специальностей.
Особое место в системе сельскохозяйственных вузов занимают фа¬
культеты и отделения агрохимии и почвоведения, готовящие специали¬
стов агрохимиков-почвоведов. Создание такой специализации в 18 сель¬
скохозяйственных вузах страны, несомненно, имело важное значение
для обеспечения сельского хозяйства квалифицированными кадрами в
области химизации, земледелия, учета и правильного использования
почв. Подготовка таких специалистов в системе сельскохозяйственных
вузов, безусловно, явилась весьма своевременным мероприятием, цели¬
ком себя оправдала, и роль этой системы подготовки агрохимиков-поч¬
воведов становится все более и более важной на данном этапе широ¬
кой интенсификации сельскохозяйственного производства, в свете новых
задач в области рационального использования земель и охраны при¬
родных ресурсов страны, поставленных XXV съездом КПСС.
Агрохимик-почвовед в сельскохозяйственных вузах готовится на ба¬
зе глубокого и разностороннего биологического и агрономического об¬
разования. Хорошие знания в области земледелия, растениеводства,
механизации, экономики сельского хозяйства и ряда других важных
агрономических дисциплин, широко базирующихся в своих теоретиче¬
ских положениях и практических выводах на данных науки о почве,
создают благоприятную основу для агрономической связи специальных
знаний агрохимика-почвоведа с решением практических запросов расте¬
ниеводства, земледелия и животноводства, т. е. для наиболее успеш¬
ного решения вопросов агрономического почвоведения.
Вместе с тем в учебных планах по этой специальности предусмо¬
трена хорошая подготовка студентов по геологии, геоморфологии, бо¬
танике с основами геоботаники, а также биохимии растений, сельскохо¬
зяйственной радиологии и некоторым другим дисциплинам, имеющим
важное значение в формировании специалиста агрохимика-почвоведа.
Практическая деятельность выпускников сельскохозяйственных вузов—
агрохимиков-почвоведов свидетельствует, что они в подавляющей своей
5
массе успешно справляются с выполнением своих обязанностей, рабо¬
тая в различных организациях.
В то же время возросшие задачи в области учета, качественной оцен¬
ки почвенных ресурсов страны, их рационального и бережного исполь¬
зования, а также в связи с широкими масштабами мелиорации и хи¬
мизации настоятельно требуют дальнейшего совершенствования подго¬
товки агрохимиков-почвоведов в сельскохозяйственных вузах. Для этого
требуется прежде всего откорректировать новые учебные планы. Толь¬
ко индивидуальный учебный план, принятый в ТСХА, в наибольшей
степени отвечает требованиям высококвалифицированной подготовки
агрономов, агрохимиков-почвоведов. В этом плане наряду с хорошей
общетеоретической подготовкой по химии, физике, математике, биоло¬
гии, большое внимание уделено специальной подготовке как по теоре¬
тическим разделам почвоведения, агрохимии и некоторым смежным
дисциплинам, так и в области овладения современными методами.
В то же время новый типовой учебный план факультета агрохимии
и почвоведения имеет много недостатков. Прежде всего, несмотря на
увеличение времени, выделяемого на теоретическое обучение, весь
объем часов дисциплин почвенно-агрохимического цикла составляет
лишь 14% от общего объема часов. Одновременно план перегружен
некоторыми дисциплинами, не имеющими непосредственного отношения
к почвоведению и агрохимии. В план включен значительный объем
часов по бухгалтерскому учету, селекции и семеноводству, очень велик
курс генетики, сельскохозяйственных машин. В то же время в плане
нет курсов геоморфологии, современных инструментальных методов
исследования, физики почв. Неоправданно снят лабораторный спец-
практикум по почвоведению на IV курсе.
Самым крупным недостатком нового типового учебного плана яв¬
ляется резкое сокращение времени для летней учебной практики, хотя
все почвоведы понимают ее значение. Агрохимик-почвовед должен по¬
нимать природные взаимосвязи, условия формирования тех или иных
типов почв, их свойства как результат этих взаимосвязей, должен знать
хотя бы основные природные и культурные ландшафты и предвидеть
характер их изменения при производственной деятельности человека.
В новом учебном плане объем летней учебной практики уменьшен в
2 раза, часть ее перенесена на летний период второго семестра, т. е. на
тот период, когда студенты еще не слушали лекций о типах почв, снята
зональная учебная экскурсия.
Для дальнейшего улучшения подготовки агрохимиков-почвоведов в
сельскохозяйственных вузах необходимо восстановить объем летней
учебной практики до 10 недель, предусмотрев в качестве обязательной
части ее зональную учебную экскурсию в течение 4 недель для ознаком¬
ления с основными типами почв, природными условиями их формирова¬
ния, технологией применения удобрений в различных природных зонах.
Совершенно необходимо усилить подготовку агрохимиков-почвоведов
в области современных физико-химических (инструментальных) мето¬
дов исследования почв, удобрений и растений, введя в план соответ¬
ствующие дисциплины в виде больших лабораторных практикумов.
Существенного улучшения требует подготовка почвоведов в области
мелиорации почв. Большие масштабы мелиоративного улучшения почв
в Нечерноземной зоне и в районах орошаемого земледелия в 10 пяти¬
летке и в ближайшей перспективе требуют значительного привлечения
квалифицированных специалистов почвоведов в систему проектных ин¬
ститутов «Гипроводхоза» и других организаций, осуществляющих под¬
готовку проектов мелиорации земель. Не менее ответственны задачи
почвоведов и в разработке мероприятий по наиболее эффективному
использованию мелиорированных почв.
Между тем существующая подготовка почвоведов в области мелио¬
ративного почвоведения совершенно недостаточна. Она в основном
6
ограничивается сведениями по физическим свойствам и режимам почв,
излагаемым в общем курсе, и изучением методов определения физиче¬
ских и водно-физических характеристик почв, предусмотренных ин¬
струкцией по крупномасштабному картированию. Необходимо значи¬
тельно расширить как теоретическую, так и методическую подготовку
почвоведов в области мелиоративного почвоведения. Было бы жела¬
тельно по примеру ТСХА ввести в учебные планы курс «мелиоративно¬
го почвоведения», сопровождающийся большим лабораторно-полевым
практикумом, охватывающим изучение всех наиболее важных совре¬
менных методов, используемых в целях мелиоративной характеристики
почв. В этой связи следует особо подчеркнуть необходимость скорей¬
шего создания руководства по курсу «мелиоративное почвоведение» и
прежде всего для регионов с распространением заболоченных земель.
Важное место в подготовке почвоведов занимает изучение системы
методов, применяемых в почвоведении. Если по методике крупномас¬
штабного картирования почв имеется специальный лекционный курс,
сопровождающийся длительной учебно-методической практикой, то
изучению стационарных методов исследования и приемов моделирова¬
ния почвенных процессов и режимов отводится значительно меньше
времени. А между тем именно эти методы становятся одними из основ¬
ных на современном этапе разработки как теоретических, так и прак¬
тических аспектов нашей науки. От выпускника агрохимика-почвоведа
требуется знание основных принципов организации и методов полевых
стационарных исследований. Необходимо по этому разделу подготовки
ввести чтение лекционного курса «современные методы исследований в
почвоведении» с практикумом, охватывающим как полевые, так и лабо¬
раторно-инструментальные современные методы исследования. Требу¬
ется создание специального учебно-методического пособия по этому
разделу, приспособленного к программе сельскохозяйственных вузов.
В общей теоретической подготовке почвоведов следует уделить
внимание изучению геохимии ландшафтов, особенно в связи с вопро¬
сами охраны окружающей среды. Возросшие практические задачи в
этом направлении, со всей силой подчеркнутые на XXV съезде КПСС,
дают основание высказать предложение о целесообразности организа¬
ции в нескольких наиболее подготовленных для этого сельскохозяй¬
ственных вузах на факультетах агрохимии и почвоведения подготовки
специалистов по профилю «агролесомелиорация и охрана природы».
Исключительно большой объем противоэрозионных работ, который не¬
обходимо осуществить в стране, непрерывно увеличивающиеся масшта¬
бы рекультивации земель, необходимость осуществления строгого кон¬
троля по охране почв и природной среды от загрязнений и наруше¬
ний — все это требует подготовки специалиста для практического
решения этих вопросов. Высшая сельскохозяйственная школа является
наиболее подходящей базой подготовки такого специалиста, ибо его
формирование должно быть тесно связано с изучением широкого кру¬
га агрономических дисциплин.
Успешное выполнение задач по совершенствованию подготовки аг¬
рономических кадров в области почвоведения в сельскохозяйственных
вузах невозможно без резкого улучшения материально-технической
базы учебного процесса. Это касается прежде всего современного ин¬
струментального оборудования и обеспечения кафедр картографическим
материалом. Даже лучшие сельскохозяйственные вузы страны —
ТСХА, Харьковский, Ленинградский, Горьковский, Омский и другие —
не имеют необходимого оборудования и в нужном комплекте, для того
чтобы студенты и в особенности будущие специалисты агрохимики-
почвоведы могли в процессе своего обучения овладеть приборами, ши¬
роко применяемыми в зональных агрохимических лабораториях, науч¬
но-исследовательских и проектных институтах, т. е. в тех учреждениях,
7
куда после окончания вуза поступают на практическую работу выпуск¬
ники факультетов агрохимии и почвоведения.
Современный специалист агрохимик-почвовед должен быть подго¬
товлен и как исследователь. Элементы научной работы все больше и
больше в различных формах внедряются в учебный процесс (НИРС,
курсовые и дипломные работы, участие студентов в выполнении
хоздоговорной тематики и др.). Поэтому оснащение современным обо¬
рудованием учебных и специализированных лабораторий — дело пер¬
востепенной важности. Следует резко изменить дело с инженерно-тех¬
ническим обслуживанием учебного процесса. Отсутствие необходимых
штатов, низкая оплата инженера исключают возможность обеспечить
нормальный технический контроль за работой разнообразного сложного
оборудования на кафедрах. Необходимо для этих целей создавать в ву¬
зах квалифицированные группы из инженерно-технических работников.
Совершенно ненормальное положение создалось с обеспечением
кафедр необходимыми учебными картами. Нет в продаже даже обзор¬
ных союзных почвенных карт для высшей школы. Мы вынуждены
пользоваться картами для средней школы. Между тем необходима це¬
лая система учебных карт, начиная с карт обзорных и кончая крупно¬
масштабными и детальными картами отдельных хозяйств по всем ос¬
новным почвенно-климатическим зонам и наиболее важным в сельско¬
хозяйственном отношении регионам. Крайне необходимы учебные
карты по новому разделу почвоведения — структуре почвенного покро¬
ва. Совершенно нет учебных материалов по разделу курса методики
крупномасштабного картирования почв — применению аэрофотосъемки
в почвенных исследованиях.
Существенного улучшения требуют различные наглядные демон¬
страционные материалы. По существу совершенно не налажено их цен¬
трализованное изготовление. Необходимо объединить усилия кафедр
почвоведения сельскохозяйственных вузов и университетов в деле соз¬
дания стабильных демонстрационных материалов (слайдов, плакатов,
графиков, схем и т. п.), отвечающих требованиям как в научно-методи¬
ческом, так и в техническом отношениях. Успешное решение неотлож¬
ной задачи улучшения материально-технической базы учебного про¬
цесса невозможно без объединения усилий не только почвоведов вузов,
но и крупных научных почвенных учреждений, в которых работают
опытные ученые-педагоги, знающие и понимающие нужды почвоведов
высшей школы. Необходима также действенная организационно-мате¬
риальная помощь соответствующих методических управлений Мини¬
стерства высшего и среднего специального образования и Министерства
сельского хозяйства. Значительную роль в практическом решении всех
этих вопросов должна сыграть и комиссия ВОП, которая при содействии
и помощи министерства могла бы возглавить организацию подготовки
всего комплекса методических пособий, в том числе и наглядных демон¬
страционных материалов. Почвенная тематика почти не нашла отра¬
жения в кино. Здесь имеются большие возможности для создания кино¬
фильмов как по общему курсу, так и в особенности по курсу «география
почв и их сельскохозяйственное использование».
Улучшению обучения почвоведов в сельскохозяйственных вузах
могла бы служить и спланированная целенаправленная подготовка для
основных потребителей таких кадров — проектных институтов «Гипро-
зем» и «Гипроводхоз», научно-исследовательских почвенных учрежде¬
ний. Знание заранее плана распределения молодых специалистов по
этим организациям позволило бы конкретнее планировать и их подго¬
товку в особенности на завершающем этапе обучения — в период ди¬
пломной практики и разработки дипломного проекта.
ТСХА, Ленинградский СХИ
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
ГЕНЕЗИС И ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
УДК 631.4.551.4
В. А. КУЗЬМИН, Л. Г. ЧЕРНЕГОВА
ГОРНО-ТАЕЖНЫЕ БУРЫЕ И ДЕРНОВЫЕ ЛЕСНЫЕ ПОЧВЫ
ПРИБАЙКАЛЬЯ
Недифференцированные по валовому составу почвы лесного пояса При¬
байкалья различаются окраской верхнего горизонта, что определяется сос¬
тавом гумусовых веществ. Гумус горно-таежных бурых почв фульватного ти¬
па, а в верхнем горизонте дерновых лесных преобладают черные гуминовые
кислоты. Показано сходство прибайкальских горно-таежных бурых почв с
горными южносибирскими и уральскими.
В лесах горного Прибайкалья среди почв на бескарбонатных поро¬
дах с профилем, слабо дифференцированным по морфологическим
признакам и недифференцированным по валовому составу, выделяют
дерновые лесные (дерновые таежные), мерзлотно-таежные, подбуры,
скрытоподзолистые и таежные литогенные почвы (2,4—10]. По нашим
представлениям, сложившимся в результате четырехлетних работ, под¬
буры развиты в гольцовом и подгольцовом поясах, а мерзлотно-таеж¬
ные— в разных высотных поясах, однако обязательным условием для
их формирования является близкое залегание многолетней мерзлоты.
Исследования, проведенные в последние годы, выявили широкое рас¬
пространение под лесами Прибайкалья почв, отличающихся как от под¬
буров, так и от мерзлотно-таежных и близких к горным бурым почвам
Урала и Южной Сибири. Именуются они здесь по-разному: бурые лес¬
ные или буроземовидные), бурые грубогумусные — на Урале, горно-лес¬
ные бурые — на Алтае, горно-таежные бурые — в Саянах, скрытоподзо¬
листые и таежные литогенные — в Прибайкалье.
Почвы, отнесенные нами к горно-таежным бурым, изучались на во¬
доразделах разных уровней, на склонах хребтов различной крутизны и
экспозиции, обращенных к оз. Байкал. Среди коренных горных пород
преобладают кислые изверженные и метаморфизованные (гранитоиды,
различные сланцы, гнейсы). Наряду с современными встречаются древ¬
ние коры выветривания, обогащенные железом.
Байкальская котловина и склоны обращенных к ней хребтов харак¬
теризуются наименьшей континентальностью климата на юге Восточной
Сибири, хотя среднегодовые температуры воздуха также отрицатель¬
ные. Количество осадков возрастает от 300—400 мм в прибрежной час¬
ти до 1400 мм и более в горах. Бурые почвы распространены под тем¬
нохвойными, лиственничными и сосновыми лесами преимущественно с
мохово-кустарничковым напочвенным покровом, а выше — под заросля¬
ми кедрового стланика.
Эти почвы встречаются в сочетании с подзолистыми и составляют
почти половину (около 100) всех разрезов автоморфных почв. Стати-
9
стический подход при оценке площадей почв является несомненно при¬
ближенным, но более достоверным, чем способ «типичных» разрезов.
Преимущество его в массовости фактического материала. В отличие от
подзолистых бурые почвы тяготеют к менее увлажненным и более теп¬
лым местоположениям с достаточно развитым боковым внутрипочвен-
ным стоком.
Под рыхлой (А0) или задернованной подстилкой (АоА,) в профиле
почв залегает минеральный горизонт АВИ, окрашенный в бурые, серо-
вато-бурые и коричневые тона, мощностью в среднем 7 см (с колеба¬
ниями от 3 до 18 см). К низу профиля окраска постепенно бледнеет.
Профиль почв, как обычно в горных условиях с маломощной рыхлой
толщей, сильно щебнист. В качестве переходных к подзолистым почвам
выделяются бурые оподзоленные почвы с горизонтом А,А2 или А2В.
Дерновые лесные почвы сформировались в условиях с невысоким
увлажнением под травяными лесами и в лесостепи преимущественно на
склонах южной экспозиции. От бурых они отличаются серой окраской
гумусового горизонта и меньшей щебнистостью. Среди них также встре¬
чаются оподзоленные. Дерновые лесные почвы в горах Прибайкалья
были описаны ранее (2, 4]. Нами приводятся более полные аналитиче¬
ские материалы для них и трех разрезов, горно-таежных бурых почв
(всего проанализировано около двух десятков разрезов).
Для характеристики горно-таежных бурых почв приведем описание
разреза на площадке 1. Разрез заложен на восточном макросклоне
Байкальского хребта вблизи метеостанции Солнечная на высоте 1000 м
над ур. м. под зарослями кедрового стланика.
А0 0—5 см. Сухой опад хвои и веток стланика.
А0А4 5—7 см. Полуразложившийся опад, влажный, переход резкий.
АВЬ 7—25 см. Серовато-коричневый средний суглинок с щебнем
(40—50%), много корней, влажный, переход посте¬
пенный.
В 25—45 см. Светло-коричневый легкий сильнощебнистый (50—
70%) суглинок. В нижней части резко снижается со¬
держание корней.
С 45—75 см. Коричневато-желтый легкий суглинок с щебнем гра-
нитоидов (70—80%).
Разрез на площадке 5 заложен в нижней части покатого восточно¬
го склона Байкальского хребта около Кедровых Мысов на делювии гра-
иитпорфиров под сосняком ольховниковым с рододендроном, багульни¬
ком, брусничником в напочвенном покрове.
Разрез 64 заложен у подножья Баргузинского хребта вблизи устья
р. Томпуды на морене, сложенной суглинисто-галечным материалом,
представляющим собой продукты переотложения гранитоидов. Лист¬
венничник бруснично-багульниковый.
Дерновые лесные почвы исследовались в Приольхонье, наиболее за¬
сушливом районе Прибайкалья. Разрез 5 заложен на пологом севе¬
ро-западном склоне к эрозионно-тектонической впадине под разнотрав¬
ным осинником с подростком лиственницы. Почвообразующая порода —
делювий роговообманковых, биотитовых плагиогнейсов. Разрез б на¬
ходится на выровненной поверхности невысокого водораздела к югу от
Еланцов, сложенного основными породами (диориты, габбро-диориты),
под сосняком, нарушенным пожарами, с резкой травянистой раститель¬
ностью в наземном покрове. Разрез 160 характеризует почвенный по¬
кров очень пологого западного склона к р. Бугульдейке. Рыхлая нещеб-
пистая толща окарбоначенная внизу, подстилаемая порфировыми гра¬
нитами и плагиогранитами. Почвы развиты под разнотравным листвен¬
ничником с березой, нарушенной рубками.
Рассмотрим аналитические материалы. Механический состав.
■Состав мелкозема в разных почвах изменяется от песчано-супесчаного
НО
до тяжелосуглинистого (табл. 1). Наиболее распространены средние и
легкие суглинки с преобладанием песчаных фракций. Количество их с
глубиной обычно увеличивается.
В составе глинистой фракции бурых почв ил составляет 30—40%, а
в дерновых лесных — 60—70%. Эти различия связаны, по-видимому, с
генезисом отложений: в аккумулятивных местоположениях, где форми¬
руются две из исследованных дерновых лесных почв (разр. 5. 160), ус¬
ловия для накопления тонкодисперсных фракций более благоприятны
по сравнению с элювиальными (делювиальными). Различное содержа¬
ние ила при одинаковом механическом составе определенным образом
Таблица 1
Механический состав почв Прибайкалья
Содержание фракций, %; размер частиц, мм
Номер
Горизонт,
разреза
глубина, см
1—0,25
0,25—0,05
0,05—0,01
0,01-0,005
0,005—0,001
<0.001
Сумма час*
тиц <0,01
Горно-таежные бурые
Пл. 1
АВИ
10-20
22
30
12
7
16
13
36
В
30-40
35
23
13
7
И
И
29
С
60—70
35
25
12
8
11
9
28
Пл. 5
АВИ
7-12
20
22
17
12
18
И
41
В
20-30
19
24
15
13
21
8
42
ВС
35—45
35
21
15
10
14
5
29
55—65
32
25
16
10
12
5
27
64
АВ
10-13
14
29
30
8
7
12
27
вх
15—20
13
28
33
8
8
10
26
В2
30—40
9
27
34
9
9
12
30
ВС
50-60
23
47
19
1
4
6
11
Дерновые лесные
5
А
10-18
21
31
15
4
7
22
33
В
25—35
18
36
12
3
2
29
34
ВС
40-50
23
32
И
4
3
27
34
6
АВ
8—18
23
30
17
4
5
12
21
ВС
25-35
50
22
12
2
1
7
10
С
40-50
58
23
И
2
1
5
8
160
А
4—12
13
13
23
10
12
29
51
АВ
15-25
13
14
18
7
13
35
55
вх
40-50
9
14
20
8
И
38
57
в2
60—70
10
13
19
8
14
35
58
отражается на свойствах почв, в частности на их поглотительной спо¬
собности.
, В результате более интенсивного выветривавания и глинообразова-
ния верхняя часть профиля бурых почв обогащена тонкими фракциями
(<0,005 мм). Среди изученных дерновых лесных почв аналогичное яв¬
ление наблюдается только в почве с песчано-супесчаным мелкоземом
(разр. 6). В целом для горных дерновых лесных почв Прибайкалья не
установлено какой-либо определенной закономерности в распределе¬
нии по профилю тонкодисперсных фракций, что обусловлено неодно¬
родностью почвообразующих отложений.
Органическое вещество. Подстилки горно-таежных бурых
почв характеризуются низкой зольностью. Потеря при прокаливании со¬
ставляет в них 92,4—94,1% (табл. 2). Она несколько ниже в дерновых
лесных почвах под кустарничково-травяными лесами (92,2—93,1%), а
под разнотравным лиственничником (разр. 160) равна 88,2%. По мере
разложения органического вещества в нижней части подстилки
(гор. А,А0) потеря при прокаливании снижается до 41,6—68,9%.
И
Физико-химические свойства почв Прибайкалья
Таблица 2
Номер
Горизонт,
Гумус,
pH
Обменные основания,
мг-экв
Ре2Оа по
Джексону
Ре2Оа по Тамму
разреза
глубина, см
%
водный
соле¬
вой
Са-
Мйг
Са-+
+мг-
%
% от
вало¬
вого
%
% ОТ
вало¬
вого
Горно-таежные бурые
Пл. 1
А0А1
5—7
—
4,7
3,7
16,7
4,8
21,5
АВЬ
10—20
3,9
5,5
4,5
7,4
6,7
14,1
В
30-40
2,6
5,7
4,5
5,1
2,6
7,7
С
60—70
1,2
5,4
4,6
21
Л1
3,3
Пл.5
Ас
0-5
94,1*
5,3
4,5
55,1
29,7
84,8
А1А0
5—7
41,6*
5,5
4,4
37,1
15,9
53,0
АВЬ
7-12
12,2
5,0
4,0
14,3
8,5
22,8
В
20—30
3,3
5,5
4,1
4,8
3,7
8,5
ВС
35-45
2,1
5,5
4,0
3,2
2,1
5,3
55-65
1,2
5,6
4,0
3,7
2,1
5,8
. 64
А0
0-6
92,4*
5,4
4,3
44,0
13,2
57,2
АВЬ
6-10
8,6
5,7
4,8
8,8
12,6
21,4
10-13
6,2
5,9
5,0
4,5
2,9
7,4
В!
15-20
2,0
6,0
5,1
3,4
1,8
5,2
в2
30-40
0,7
6,4
5,3
8,4
4,6
13,0
ВС
50-60
0,4
6,5
5,4
5,3
2,6
7,9
160
Дерновые лесные
1,60
1,14
1,13
Не определялось
22
0,44
19
0,25
18
0,18
1,20
1,64
1,44
16
0,60
19
0,68
17
0,12
Не определялось
5
8
2.
1,04
17
0,34
1,04
15
0,34
1,08
10
0,29
6
5
4
Не определялось
Ао
0—7
92,2*
6,1
5,4
61,8
41,8
103,6
А1А0
7-10
58,3*
6,0
5,1
71,8
40,0
111,8
А
10-18
4,8
4,9
4,0
16,7
9,2
25,9
0,76
В
20—30
0,9
5,8
5,1
16,7
11,5
28,2
0,80
ВС
40—50
0,7
6,1
5,4
16,0
10,7
26,7
0,76
Ао
0-3
93,1*
5,2
4,4
33,4
25,0
88,4
А1А0
3-5
25,4*
6,1
5,4
46,8
28,4
75,2
1,06
АВ
8—18
1,0
5,5
5,1
7,7
4,3
12,1
1,08
ВС
25-35
0,5
6,0
5,4
7,2
5,8
13,0
0,96
С
40-50
0,3
6,3
5,7
6,8
5,5
12,3
0,56
А0
0-2
88,2*
6,0
5,2
50,1
43,4
93,5
Г
А1А,
2-4
68,9*
5,9
5,1
66,8
33,4
100,2
А
4-12
13,0
6,0
5,4
37,6
20,9
58,5
1,04
АВ
15-25
4,2
6,1
5,5
20,7
9,5
30,2
1,10
Вх
40-50
0,7
6,0
5,2
17,9
9,0
26,9
1,00
в2
60-70
0,8
6,3
5,4
18,7
8,0
26,7
0,88
И
10
9
9
9
9
7
15
16
16
14
0,34
0,23
0,13
0,83
0,98
1,08
0,73
0,44
0,51
0,39
0,29
5-
3
2
7
8
10
9
6
7
6
4
Потеря при прокаливании.
Содержание гумуса в горизонтах А и АВЬ колеблется в широких пре¬
делах (5—25% с дерновых лесных почвах и 2—12% в бурых, включая
данные, не приведенные в таблице). С глубиной количество его в дер¬
новых лесных почвах снижается более резко, чем в бурых. Аналогичная
закономерность наблюдается в одноименных почвах Западного Саяна
[9]. Обозначая верхний минеральный горизонт бурых почв АВ11, мы от¬
ражаем его аккумулятивно-иллювиальную природу по отношению к ор¬
ганическому веществу. Подтверждением этого может служить обога-
щенноеть гумусом нижних горизонтов при слабом развитии корневой
системы и наличие красящих одежд на поверхности минеральных ча¬
стиц.
Реакция среды по профилю горно-таежных бурых почв изме¬
няется слабо. Наиболее кислыми являются подстилки под лишайнико¬
вым и моховым покровом. В дерновых лесных почвах минимум pH при¬
ходится на гумусовый или нижележащий горизонт за исключением поч-
12
вы под травяным лиственничником (разр. 160). В разр. 6 с хвойным опа¬
лом, кроме того, кислой оказывается подстилка.
Первый тип профильного распределения реакции с максимумом кис¬
лотности в верхней части характерен, как известно [8], для почв под
хвойно-моховыми лесами, второй — для почв южной части лесной
зоны и лесостепи. Различия в реакции рассматриваемых почв связаны
прежде всего с характером непочвенного покрова: мохово- и лишайни-
ково-кустарничковый на горно-таежных бурых почвах и кустарничково-
травяной на дерновых лесных почвах.
Содержание обменных оснований в органогенных горизон¬
тах дерновых лесных почв выше, чем бурых. Эта разница особенно чет¬
ко проявляется в нижней части подстилки и гумусовом горизонте. Уве¬
личение количества кальция и магния в дерновых лесных почвах обус¬
ловлено более интенсивным биологическим круговоротом в связи с ши¬
роким участием в покрове высокозольных травянистых растений. Име¬
ет значение также повышенное содержание ила.
Поглотительная способность минеральной толщи зависит от содер¬
жания тонких фракций и состава вторичных минералов. В бурых поч¬
вах при низком содержании ила емкость поглощения мала. В дерновых
лесных почвах количество ила в 2—3 раза больше, чем в бурых, соот¬
ветственно возрастает и количество обменных оснований.
В почве на основной породе (разр. 6) нижний горизонт, обедненный
илом, имеет относительно высокую емкость поглощения, что связано,
вероятно, с особенностями минералогического состава: продукты вывет¬
ривания основных пород, как известно, обогащены минералами монт-
мориллонитовой группы.
В отношении содержания и распределения по профилю обменных
водорода и алюминия выявляется известная закономерность: чем ниже
pH, тем выше содержание этих катионов, в органогенных горизонтах
преобладает водород, а в минеральных — алюминий.
Несиликатные формы железа. Исследованные почвы ха¬
рактеризуются низким относительным содержанием железа, извлекае¬
мого вытяжками Тамма и Джексона (по сравнению, например, с буры¬
ми лесными и бурыми псевдоподзолистыми почвами). Это свидетель¬
ствует о слабой выветрелости их минеральной основы и связано, воз¬
можно, с молодостью почв, невысокой агрессивностью гумусовых ве¬
ществ, недостаточной для освобождения больших количеств железа.
В мерзлотно-таежных более кислых подзолистых почвах с высоким со¬
держанием агрессивной фракции фульвокислот оксалатно-растворимого
железа извлекается больше (3, 5).
В горно-таежных бурых почвах количество окристаллизованного же¬
леза больше, чем в дерновых лесных, что указывает на более интенсив¬
ное освобождение его из первичных минералов. Крайне низким содер¬
жанием или отсутствием окристаллизованного железа характеризуется
почва песчано-супесчаного механического состава на основной породе,
наиболее богатой валовым железом (разр. 6). Несиликатное железо
представлено здесь, возможно, свободной формой в виде пленок, покры¬
вающих поверхность минеральных частиц. К низу разреза абсолютное
и относительное содержание свободного железа (по Тамму), как обыч¬
но в почвах с недифференцированным профилем, убывает.
Качественное различие между горно-таежными бурыми и дерновыми
лесными почвами проявляется в групповом и фракционном составе гу¬
муса (табл. 3). Бурые почвы характеризуются фульватным составом
гумуса и постепенным увеличением доли фульвокислот с глубиной. В них
отсутствуют гуминовые кислоты, связанные с кальцием и магнием.
Верхние горизонты дерновых лесных почв обогащены гуминовыми
кислотами и в том числе связанными с щелочноземельными основания¬
ми. Однако на глубине 20—30 см доля гуминовых кислот очень резко
13
уменьшается (Сгк:Сфк=ОД и меньше). Эти данные говорят о резкой
дифференциации по профилю дерновых лесных почв не только валового>
гумуса, но и его качественного состава: гуминовые кислоты почти пол¬
ностью закрепляются в гумусовом горизонте, а ниже проникают фуль-
вокислоты как свободные, так и связанные с кальцием.
Разнокачественность состава органического вещества в верхних го¬
ризонтах дерновых лесных и горно-таежных бурых почв является, веро¬
ятно, одной из причин различия их окраски. Абсолютное преобладание
в составе гуминовых кислот бурых почв фракции, связанной с К203, от¬
носимой к бурым (ульминовым) кислотам, определяет окраску гори¬
зонта. Обогащенность верхних горизонтов дерновых лесных почв чер¬
ными гуминовыми кислотами, связанными с кальцием, придает им се¬
рую окраску.
Таблица 3
Групповой и фракционный состав гумуса почв Прибайкалья
Номер
разреза
Горизонт,
глубина, см
с
общий,
%
С.
% от общего органического углерода почвы
Сгк:
: Сфк
Ре20,
в ОД п
НгЭО*
%
в фракциях гуми¬
новых кислот
в фракциях фульвокислот
нераст¬
вори¬
мого
остатка
1
2
сумма
1а
1
2
сумма
Горно-таежные бурые
Пл.1
АВЬ
10—20
2,26
12
0
12
8
12
2
22
66
0,5
0,10
В
30—40
1,52
10
0
10
11
17
0
28
62
0 А
0,09
С
60-70
0,67
6
0
6
9
12
4
25
69
0,2
0,05
Пл. 5
АВИ
7—12
7.07
11
0
11
4
15
1
20
69
0,6
0,10
В
20-30
М9
14
0
14
11
14
1
26
60
0,5
0,15
ВС
35-45
1,23
13
0
13
12
13
4
29
50
0,5
0,08
64
АВЬ
6-10
5,58
И
3
14
5
19
0
24
62
0,6
0,25
10-13
3,58
8
3
И
7
17
0
24
64
0,5
0,28
В1
15-20
1,24
9
0
9
13
4
15
32
59
0,3
0,21
Дерновые лесные
5
А
10—18
2,74
10
10
20
5
14
0
19
61
1,0
0,10
В
20-30
0,54
0*
2
2
И
4
10
25
73
0,1
0,11
ВС
40-50
0,40
0
2
2
13
2
10
25
73
ОД
0,06
6
А
3-5
14,61
14
И
25
3
13
0
16
59
1,6
0,27
АВ
8-18
0,55
10
2
12
16
10
24
50
45
0,2
0,08
160
А
4-12
7,50
13
5
18
3
13
2
18
64
1,0
0,10
АВ
15-25
2,40
6
И
17
7
7
18
32
51
0,5
0,09
в2
60—70
0,38
0
3
3
10
8
8
26
71
0,1
0,05
Следовательно, состав органического вещества может служить од¬
ним из диагностических признаков при классификационном разделении
этих почв.
Железо, связанное с органическим веществом в 0,1 п сернокислой
вытяжке (определенное по разности между общим содержанием его в
вытяжке после окисления органического вещества и ионной формой),
имеет однотипный характер распределения во всех почвах. По этому
показателю рассматриваемые почвы качественно отличаются от подзо¬
листых и черноземных [3].
Валовой состав минеральной части почв. Большин¬
ство почв сформировалось на породах с невысоким содержанием крем¬
незема и обогащено железом (табл. 4). Максимальные значения его до¬
стигают в образцах из разр. 6, где по определению Г. А. Воробьевой
много магнетита. Тяжелая фракция минералов из гор. 6 этого разреза
составляет 25%. Кроме магнетита она представлена обломками пород
и слюдой. В составе легкой фракции доминируют слюда (вероятно, вер-
14
микулитизированный флогопит) и кварц. Состав породы обусловливает
высокое содержание в почве кальция и магния.
Распределение ЭЮг и Н203 по профилю почв довольно однородно.
Органогенные элементы (фосфор и марганец) накапливаются в верх¬
них горизонтах. Количество их возрастает с увеличением органическо¬
го вещества. Накопление кальция наиболее четко выражено в гумусо¬
вых горизонтах дерновых лесных почв, а среди бурых — в почве под
Таблица 4
Валовый химический состав почв Прибайкалья, процент на прокаленное
вещество
Номер
разреза
Горизонт,
Потеря
при
ею,
А1203
Ре2Оа
СаО
М^О
р,о.
МпО
Молекулярные
отношения
глубина, см
прока¬
лива¬
нии, %
эю2
в102
Ре2Оа
ИвОа
Горно-таежные бурые
Пл. 1
АВЬ
10-
-20
8,0
72,3
12,1
7,1
1,3
1,3
0,26
—
27
7,3
В
30-
-40
6,3
72,5
12,4
6,2
1,2
1,7
0,18
—
32
7,6
С
60-
-70
3,9
72,8
11,6
6,3
1,4
1,7
0,14
—
31
7,9
Пл. 5
АВЬ
7-
-12
20,4
65,5
14,7
7,4
2,2
2,2
0,24
0,41
22
5,6
В
20-
-30
8,0
64,2
15,5
8,5
2,2
2,1
0,26
0,15
20
5,г
ВС
35-
-45
5,0
66,7
14,4
8,4
2,3
1,4
0,10
0,18
21
5,8
55-
-65
5,0
64,9
15,7
7,2
2,5
2,1
0,17
0,17
24
5,4
64
АВЬ
6-
-10
12,1
64,7
15,7
6,2
5,7
1,4
0,24
0,14
28
5,6
10-
-13
9,1
65,1
16,3
6,7
4,4
2,1
0,11
0,09
26
5,4
В
15-
-20
4,1
64,0
16,4
6,6
4,3
2,1
0,02
0,09
26
5,3
ВС
50-
-60
1,7
64,1
15,9
7,3
4,7
з,о
0,09
0,09
24
5,3
Дерновые лесные
5
А
10-
-18
11,7
60,3
20,0
7,1
5,1
2,3
0,27
0,16
23
4,1
В
20-
-30
8,3
60,0
19,8
8,2
4,3
2,0
0,27
0,13
20
4,2
вс
40-
-50
7,4
60,5
20,0
8,6
3,3
2,0
0,23
0,13
19
4,0
6
А
3-
-5
39,3
57,1
18,7
12,2
8,4
з,з
0,46
0,39
13
3,7
АВ
8-
-18
5,0
55,3
19,4
12,1
5,2
3,0
0,14
0,21
12
3,4
ВС
25-
-35
3,1
54,6
18,3
12,3
4,9
3,2
0,14
0,20
12
3,5.
С
40-
-50
2,7
55,2
18,0
11,8
4,7
3,3
0,11
0,17
12
3,6
160
А
4-
-12
24,3
69,2
18,2
6,9
3,2
0,6
0,33
0,16
27
5,1
АВ
15-
-25
12,8
68,2
17,0
6,9
2,6
0,7
0,23
0,11
26
5,3-
В1
40-
-50
9,3
69,0
16,8
6,3
2,5
0,9
0,20
0,08
29
5,5
в2
60-
-70
9,0
68,2
18,6
6,4
2,7
0,8
0,16
0,10
29
5,0
травяным покровом (разр. 64). Отсутствие аккумуляции кальция в гор..
АВЬ разрезов на пл. 1 и 5 согласуется с иллювиальным происхождени¬
ем органического вещества этого горизонта.
Рассмотренные бурые почвы горного Прибайкалья по морфологиче¬
скому строению, валовому и механическому составу, физико-химическим
свойствам, групповому и фракционному составу органического вещест¬
ва сходны с одноименными почвами Урала, Алтая и Саян [7, 9, 11] и
отличаются невысоким содержанием несиликатных форм железа. Из¬
ложенные материалы подтверждают высказанное Зонном [1] предложе¬
ние о возможности выделения сибирских (и уральских) почв в особую
группу буроземного почвообразования с подразделением их на фациаль¬
ные подтипы.
Выводы
1. В горах Прибайкалья наряду с подзолистыми широко распрост¬
ранены почвы с бурым профилем, не имеющие морфологически выра¬
женного гумусового горизонта (под мохово-кустарничковыми лесами) и
15
дерновые лесные с маломощным гумусовым горизонтом серой окраски
(под травяными лесами). Профиль почв характеризуется отсутствием
дифференциации основных минеральных компонентов валового соста¬
ва за исключением накопления биогенных элементов (Р, Мп) в верхней
минеральной части.
2. Выявлены качественные различия между почвами по характеру
органического вещества, его групповому и фракционному составу. В гор¬
но-таежных бурых почвах содержание гумуса книзу уменьшается посте¬
пенно (связано с его иллювиированием), а в дерновых лесных резко. Бу¬
рые почвы обладают фульватным составом гумуса. Гуминовые кисло¬
ты в них представлены фракцией свободных и связанных с Н203. В гу¬
мусовом горизонте дерновых лесных почв преобладают гуминовые кис¬
лоты при значительном содержании фракции, связанной с щелочно¬
земельными основаниями. Указанные особенности состава органическо¬
го вещества обусловливают различия в морфологии и свойствах почв.
3. Горно-таежные бурые почвы, выделенные в Прибайкалье, по мно¬
гим показателям сходны с одноименными почвами Урала, Алтая и Саян,
что позволяет рассматривать их в качестве самостоятельной группы бу¬
роземного почвообразования.
Литература
1. Зонн С. В. О географо-генетической дифференциации почв с буроземным процессом.
В кн.: Лес и почва. Красноярск, 1968.
2. Кузьмин В. А. О горных почвах Предбайкалья. Почвоведение, 1973, № 9.
3. Кузьмин В. А., Чернегова Л. Г. О составе гумуса почв бассейна озера Байкал. Поч¬
воведение, 1975, № 8.
4. Мартынов В. П. Почвы горного Прибайкалья. Улан-Удэ, 1965.
5. Ногина Н. А. Почвы Забайкалья. «Наука», 1964.
6. Ногина Н. А. Почвы. В кн.: Предбайкалье и Забайкалье. «Наука», 1965.
7. Путеводитель почвенной экскурсии по Западной Сибири. Новосибирск, «Наука»,
1967.
8. Роде А. А. К вопросу о роли леса в почвообразовании. Почвоведение, 1954, № 5.
9. Смирнов М. Я. Почвы Западного Саяна. «Наука», 1970.
10. Соколов И. А., Таргульян В. О. Статистический подход к анализу почвенного по¬
крова. В кн.: Закономерности пространственного варьирования почв и информацион¬
но-статистические методы их изучения. «Наука», 1970.
11. Фирсов В. Я. Почвы таежной зоны Урала и Зауралья. Автореф. дис. Новосибирск,
1971.
Институт географии Сибири и Дальнего Дата поступления
Востока СО АН СССР 28.1.1976 г.
V. A. KUZMIN a L. G. C HERN EG OVA
MOUNTAIN TAIGA BROWN AND SODDY-FOREST SOILS
OF THE LAKE BAIKAL AREA
Analytical data for six profiles of mountain-taiga brown and soddy forest soils of
the lake Baikal area are presented. The brown soils, without morphologically pronoun¬
ced humus horizon, are developing under mossy-shrub forests and the soddy forest soils
with shallow humus horizons, under grass and shrub-grass forests. The differentiation
of the main components of total chemical composition is absent in soil profiles. In the
upper mineral horizon of both soils biogenic elements (P, Mn) accumulate and in soddy
forest soils Ca is also found. Qualitative differences have been revealed in the composi¬
tion of the organic matter of these soils. Mountain-taiga brown soils have fulvate humus
composition, and in the upper horizon of soddy forest soils an appreciable amount of
humic acids is found, including those which are bound with alkalio earth bases. These
indications may be used in diagnostics of soils for their systematization. Mountain-taiga
brown soils are by many features in common with their synonyms from the Southern
Siberia mountains.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
Л 7
УДК 631.445
Р. П. КАСК
ДЕРНОВО-КАРБОНАТНЫЕ ВЫЩЕЛОЧЕННЫЕ
И ОПОДЗОЛЕННЫЕ ПОЧВЫ ИЛИ БУРОЗЕМЫ
Показано, что развивающиеся на карбонатной морене почвы в Цент¬
ральной Эстонии принадлежат по классификации и диагностике почв
СССР к подтипам выщелоченных и оподзоленных в типе дерново-карбо¬
натных почв. Рассмотрение этих почв некоторыми почвоведами в качестве
бурых типичных и бурых лессивированных не обосновано.
В течение нескольких десятилетий автоморфные почвы центральной
Эстонии рассматривались как дерново-карбонатные выщелоченные и
оподзоленные [14, 16, 17, 19, 20, 22—24]. Однако в последние годы неко¬
торые почвоведы Эстонии [6—10] квалифицируют эти почвы как бурые
типичные и бурые лессивированные соответственно. Итак возникает
вопрос: какая трактовка правильна?
Следует отметить, что классификационное положение дерново-кар¬
бонатных и буроземных почв в настоящее время довольно сложное.
В классификационных системах ряда западноевропейских стран такие
единицы, как дерново-карбонатные выщелоченные и оподзоленные поч¬
вы, не выделяются, хотя почвы, рассматриваемые по классификации
почв СССР [11, 12], как таковые, там встречаются. Их выделяют и на¬
зывают по-иному.
Дерново-карбонатные выщелоченные и оподзоленные почвы не ука¬
заны в типологической схеме почв Зонна [3, 4], а также в предлагаемой
Рейтамом классификации почв Эстонии [9, 10] и Литвы Вайчисом [1].
Одновременно различается и трактовка типа «буроземы». Так, буро¬
земы как тип по классификации, применяемой во Франции [2], в ГДР
[21], в СССР [11, 12], а также по трактовке Рейнтама [9, 10] и Вайчиса
[1] не идентичны.
Известно, что типологическая идентификация любой почвы включа¬
ет определение ее места в классификации. Это полностью относится и
к почвам центральной Эстонии, о чем идет речь в настоящей статье. Но
спрашивается — в какой классификации?
Может показаться, что такая постановка вопроса даже неуместна.
Однако в сложившейся обстановке вопрос следует, по-видимому, поста¬
вить именно так. По нашим представлениям, если речь идет о типоло¬
гической идентификации почв Франции или ГДР, то само собой разу¬
меется, что следует исходить из классификации и диагностики почв
Франции и ГДР соответственно. Но если вопрос касается определения
почв в любой части СССР, то естественно следует исходить из единой
классификации и диагностики почв СССР, а не из классификации почв
каких-либо зарубежных стран или же из представлений или приватной
классификации отдельных почвоведов.
Хотя и в СССР идет дискуссия о классификационном положении не¬
которых почв, следует все-таки до принятия новой усовершенствован¬
ной классификации при определении почв в любой зоне страны ориен¬
тироваться на официальную классификацию и диагностику [11, 12].
Как принято [11], для буроземов остаточно-карбонатных (возмож¬
ный подтип в Эстонии) характерно четко выраженное оглинивание
2 Почвоведение, № 7
17
профиля, отсутствие перераспределения ила, полуторных окислов и
кремнезема; профиль А1—Вт — Сса. Дерново-карбонатные выщело¬
ченные и оподзоленные почвы отличаются от буроземов остаточно-кар¬
бонатных по перераспределению ила и полуторных окислов, по наличию
осветленного элювиального горизонта (оподзоленные) и текстурного
иллювиального горизонта. Профиль почв: А1 — Bt — Сса или А1 —
А2 — Bt — Сса. Итак, к какому типу отнести почвы центральной Эсто¬
нии?
Характерные черты свойств и превращения кар¬
бонатных пород. Почвообразующие породы в Эстонии отличаются
сравнительно высоким содержанием карбонатного материала — в се¬
верной Эстонии до 50—80%, иногда до 90—100%, в центральной Эсто-
Таблица 1
Химический состав (%) карбонатных пород в Эстонии [18]
Местоположения
SIO*
А12Оа
Fe2Oa
MgO
CaO
к*о
P*Oe
Кохила
2,10
0,75
0,20
1,0
53,0
0,35
0,03
Тохисоо
2,60
0,38
0,20 *
1,0
54,2
0,25
0,03
Тискре
3,40
1,13
0,70
0,8
53,5
0,60
0,42
Лоху
3,10
0,76
0,37
1,4
51,5
0,40
0,02
Костивере
5,30
2,10
0,93
3,3
49,0
0,85
0,22
Харку I
5,00
1,32
0,83
1,0
51,5
0,70
0,32
Харкюла
4,40
0,76
0,42
8,2
45,5
0,85
0,01
Сели
3,00
0,56
0,47
19,7
32,2
0,35
0,01
Юуру
3,00
0,56
0,40
21,2
31,4
0,25
0,01
Койги
1,70
0,94
0,37
20,2
32,2
0,35
0,01
Кавама
10,70
2,46
0,88
2,4
46,0
1,20
0,04
Харку II
16,10
3,60
1,25
3,3
41,0
1,65
0,05
Кулка
19,40
4,35
1,75
2,4
46,0
1,20
0,04
Маарду
Костивере:
38,10
6,15
5,75
5,3
14,7
6,00
0,22
а) внутри обломка
б) на поверхности
4,60
1,70
2,25
7,0
43,0
0,75
0,20
обломка
9,70
3,40
4,10
1,9
42,0
0,95
0,50
нии — 30—60%, в южной Эстонии обычно менее 20%. Это связано с
выходом ордовикских и силурийских карбонатных пород в северной
Эстонии, занимающих около половины территории республики. Обра¬
зование почв при этом тесно связано со свойствами карбонатных пород.
В этом отношении большое значение имеют содержание терригенного
материала и химический состав пород.
Содержание терригенного материала в карбонатных породах весьма
неодинаково. В зоне известняков оно доходит до 25%, в зоне чередова¬
ния известняков и мергелей — 25—75% и в зоне глин составляет более
75% [13].
По проведенным исследованиям [13], в составе терригенного мате¬
риала доминирует глинистая фракция (<0,002 мм). В 240 анализах
песчано-алевритовая фракция преобладала только примерно в десятой
части образцов.
Химический состав карбонатных пород характеризуется высоким со¬
держанием СаО и MgO и разным содержанием Si02 и других элемен¬
тов (табл. 1). При этом содержание железа, алюминия и калия тесно
связано с содержанием SiO* [18].
Ввиду того, что доля карбонатных пород в четвертичных отложениях
довольно высока, образование почв на них сильно связано с превраще¬
нием этих пород в процессе почвообразования. Самым существенным
при этом является выщелачивание карбонатов.
Судя по разным источникам, количество карбонатов, которое выно¬
сится ежегодно из почв Эстонии, составляет примерно 300 кг/га. Выще¬
18
лачивание карбонатов сопровождается накоплением терригенного ма¬
териала, в зависимости от породы, в количестве 33—900 кг/га (в случае
содержания терригенного материала в породе, равном 10—75%).
Центральная и южная Эстония (возвышенная Эстония) освободи¬
лись из-под ледника 10—13 тысяч лет тому назад [25]. Если допустить,
что выщелачивание карбонатов в течение этого времени близко приве¬
денному выше (300 кг/га), то следует, что в процессе образования почв
на возвышенной Эстонии вымыто примерно 3000 т карбонатов с каждо¬
го гектара, что соответствует 20-сантиметровому слою чистого карбо¬
натного материала с плотностью сложения 1,5. В это же время в почве
накопилось 330—9000 т/га терригенного материала, что равняется слою
2—60 см с плотностью сложения 1,5.
Здесь важно отметить, что в сильнокарбонатной морене карбонаты
встречаются во всех механических фракциях, причем иногда доля кар¬
бонатов является наибольшей во фракции ила. Таким образом, с выще¬
лачиванием карбонатов не только уменьшаются элементарные частицы
карбонатной породы, но изменяется и соотношение механических фрак¬
ций остаточной почвы. Общая илистость мелкозема остаточной почвы
может оставаться неизменной, увеличиваться или уменьшаться в зави¬
симости от содержания терригенного материала карбонатной породы и
распределения карбонатов по механическим фракциям.
В процессе выщелачивания карбонатов одновременно с изменением
минералогического состава твердых частиц наблюдается также измене¬
ние химического состава. Уменьшение содержания кальция и магния
здесь вполне естественно. Наряду с этим увеличивается относительное
содержание других элементов, встречающихся в карбонатных породах.
Вышеприведенные изменения в почве, связанные с выщелачиванием
карбонатов, наблюдаются либо в гор. А1 (в дерново-карбонатных ти¬
пичных почвах), либо в гор. В или ВС (в дерново-карбонатных выще¬
лоченных и оподзоленных почвах) или еще глубже (в подзолистых
почвах). Указанные изменения проявляются тем сильнее, чем большую
долю в почвообразующей породе составляет карбонатный материал и
чем больше в ней содержится частиц терригенного происхождения.
По существу такие изменения, сопровождающие выщелачивание
карбонатов, в буроземных почвах не наблюдаются, так как последние
образуются на свободных от карбонатов или глубоко выщелоченных
породах [2, 11, 12].
Можно, конечно, сослаться на то, что вышеописанные изменения в
дерново-карбонатных выщелоченных и оподзоленных почвах происхо¬
дят не в гор. А1, а глубже — горизонтах В, ВС (в пределах 30—80 см)
и поэтому не определяют генетическую природу современных почв.
Однако следует отметить, что плодородие современных почв определя¬
ется в основном их свойствами в пределах метровой толщи, образовав¬
шейся в предыдущей стадии развития.
В той части почвенной толщи, из которой карбонаты уже выщелоче¬
ны, происходит накопление в почве ила за счет выветривания неста¬
бильных алюмосиликатных минералов. Однако, какую долю составляют
последние от общего прироста илистых частиц в почве, установить не¬
посредственно невозможно. Но можно предположить априорно, что та¬
кие осадочные породы, как девонские песчаники и глины, а также тер-
ригенный материал карбонатных пород и глинистые частицы другого
происхождения, являющиеся продуктами выветривания различных пер¬
вичных пород, бедны нестабильными минералами, поддающимися ак¬
тивному превращению. Самыми нестабильными относительно химиче¬
ского превращения алюмосиликатной части почвы являются элемен¬
тарные частицы кристаллических пород, встречающихся в почве в виде
песка и скелета (гравий и более крупные фракции).
2*
19
Сравнительные исследования показывают, что брунификация
(в смысле побурения вследствие аккумуляции аморфного железа) поч¬
вы в ее некарбонатной толще связана с долей содержавшегося в ней
скелета кристаллической природы. В сильноскелетных почвах, встре¬
чающихся пятнами в южной Эстонии, этот процесс выражен сильно.
Это связано, по всей вероятности, с химическим превращением алюмо¬
силикатных минералов, в результате которого двухвалентное железо
переходит в трехвалентное. Содержание ЭЮг в кристаллических поро¬
дах в 2—3 раза выше, чем Ре203 [18]. Однако продукты выветривания
кристаллических пород содержат больше Ре203.
Для определенной степени наблюдается и брунификация текстурно¬
го иллювиального горизонта в дерново-карбонатных выщелоченных и
оподзоленных, а также подзолистых остаточно-карбонатных почвах, не¬
смотря на небольшое содержание в них скелета кристаллической поро¬
ды. Обусловлено это, по-видимому, химическим превращением терри-
генного материала карбонатных пород, оставшегося в почве после
выщелачивания из нее карбонатов. На это указывает то, что выщело¬
ченная поверхность обломков карбонатных пород иногда сильно побу-
рена. Содержание железа в брунифицированной оболочке обломка
иногда в 2 раза выше, чем внутри нее (табл. 1). Это наблюдается не
всегда, поскольку содержание железа в карбонатных породах колеблет¬
ся в больших пределах. Тем не менее этот факт указывает на возмож¬
ность химического превращения терригенного материала, оставшегося в
почве после выщелачивания из нее карбонатов. В процессе химического
выветривания, как известно, происходит окисление двухвалентного же¬
леза в трехвалентное. Отношение этих форм железа в терригенном ма¬
териале приблизительно 1 :1, и только в некоторых горизонтах силура
доминирует трехвалентное железо [13].
Следует признать, что интенсивное химическое превращение алюмо¬
силикатной части почв происходит во многих почвах республики. Одна¬
ко накопление в дерново-карбонатных почвах ила в результате этик
процессов не может превышать накопления в почве терригенного мате¬
риала от выщелачивания карбонатов (приведено выше).
Аккумуляция глины. Вопрос — наблюдается ли в процессе
почвообразования увеличение или уменьшение ила в почвах централь¬
ной Эстонии — в настоящее время не ясен. Рейнтам [10] считает, что з
бурых типичных (в дерново-карбонатных выщелоченных почвах) про¬
исходит увеличение ила (на 4%). Однако в расчетах при этом не учте¬
но, что по мере выщелачивания карбонатов масса и мощность почв
уменьшаются. В случае содержания в исходной породе 30—60% карбо¬
натов масса и мощность современной выщелоченной части толщи со¬
ставляет 40—70% от исходной. При этом исходная карбонатность ма¬
теринской породы почв неизвестна, гор. С, по всей вероятности, не иден¬
тичен с исходной породой гор. А, и В.
Таким образом, в настоящее время нет оснований говорить об огли-
нивании всей толщи этих почв. Наряду с накоплением глины в процесса-
высвобождения терригенного материала из карбонатных пород, а так¬
же выветривания алюмосиликатных минералов происходят значитель¬
ные потери глины карбонатной природы.
Как принято, оглинивание всей толщи почв является обязательным
диагностическим признаком для выделения бурозема, и необязатель¬
ным для выделения дерново-карбонатных почв. Поэтому, если рассмат¬
ривать почвы центральной Эстонии как дерново-карбонатные выщело¬
ченные и оподзоленные, то это не противоречит установленным диагно¬
стическим признакам. Этого же нельзя сказать в случае рассмотрения
указанных почв в качестве буроземов.* Важно еще то, что накопление
глины, в основном в качестве терригенного материала карбонатных по¬
род, характерно именно для дерново-карбонатных почв и не свойствен¬
но для буроземов.
20
О природе оглинивания гор. В. Для выделения почв в
качестве дерново-карбонатной выщелоченной и оподзоленной или же
бурозема важно также то, происходит ли в них перераспределение ила
и полуторных окислов по профилю или нет.
Нами установлено, что содержание ила в пределах толщи почв по
средним данным многих разрезов почти однородно только в дерново¬
карбонатных типичных почвах. Во всех остальных рассматриваемых
почвах профиль относительно содержания ила дифференцирован. Со¬
держание ила меньше в верхних горизонтах и больше в гор. В. Анало¬
гично дифференцирован профиль упомянутых почв и относительно со¬
держания полуторных окислов.
При типологической идентификации рассматриваемых почв важна
природа дифференцирования их профилей. В связи со сказанным этому
вопросу исследователями уделяется много внимания. Основываясь на
данных микроморфологического анализа и данных илистости разных
горизонтов, обработанных методами математической статистики, Рейн-
там [8] заключает, что оглинивание гор. В в дерново-карбонатных вы¬
щелоченных почвах (в бурых типичных по Рейнтаму) носит в основном
метаморфический характер (т. е. оглинивание in situ), а в дерново-кар¬
бонатных оподзоленных и дерново-палево-подзолистых остаточно-кар¬
бонатных почвах (бурых лессивированных почвах по Рейнтаму) явля¬
ется текстурным, т. е. связано с элювиированием ила из верхних гори¬
зонтов и с иллювиированием в.гор. В, Вместе с тем отмечается [10], что
механический и химический состав гор. В бурых типичных и лесси¬
вированных почв на желто-серой морене не различается (различия
недостоверны). Последний факт подтверждается и нашими исследова¬
ниями.
Что касается трактовки гор. В дерново-карбонатных оподзоленных
и дерново-подзолистых остаточно-карбонатных почв (бурые лессивиро-
ванные почвы по Рейнтаму) как тестурной, то выдвинутое положение
возражений не вызывает. Однако никак нельзя согласиться с положе¬
нием, что оглинивание гор. В дерново-карбонатных выщелоченных почв
(бурых типичных по Рейнтаму) имеет в основном метаморфический ха¬
рактер. Распределение ила по профилю, расположение гор. В относи¬
тельно верхней границы вскипания, механический и химический состав,
макроморфологические признаки гор. В во всех рассматриваемых поч¬
вах принципиально одинаковы. Можно ли в этом случае говорить о раз¬
ных путях их образования?
При оценке природы оглинивания любых горизонтов нельзя забы¬
вать, что в процессе выветривания минеральной части почвы валовое
содержание кремнезема, железа, алюминия и других элементов, за
исключением кислорода и водорода, не изменяется. Таким образом,
если оглинивание определенных горизонтов происходило в результате
внутрипочвенного выветривания, то валовое содержание полуторных
окислов в данном горизонте не увеличивается. Однако в гор. В дерно¬
во-карбонатных выщелоченных почв (бурые типичные почвы по Рейн¬
таму) наблюдается четкое увеличение содержания полуторных окислов,
и в том числе особенно железа. Валовое содержание железа в гор. В
этих почв даже немного выше, чем обыкновенно в почвах с данным
механическим составом [5], что указывает на иллювиирование веществ
не только в виде суспензии, но и в виде раствора.
Из приведенного выше нетрудно заключить, что образование огли-
ненного гор. В в рассматриваемых почвах не результат внутрипочвен¬
ного оглинивания и не носит метаморфического характера. Как извест¬
но, биологическая аккумуляция веществ и выветривания минералов
протекает более активно в гор. А4. Поэтому эти процессы, наоборот,
уменьшают разницу между гор. Aj и В, вызванную перераспределением
веществ.
21
Проведенные нами сравнительные исследования позволяют пола¬
гать, что оглинивание гор. В дерново-карбонатных выщелоченных и
оподзоленных, а также подзолистых ОС1 аточно-карбонатных почв про¬
текает в основном однотипно и имеет текстурный характер.
Во всех рассмотренных почвах в их современном состоянии некар¬
бонатная часть толщи содержит кремнистые образования, принадле¬
жавшие карбонатным породам. Это свидетельствует о том, что исход¬
ная порода содержала карбонатные частицы в пределах всех верхних
горизонтов этих почв и современная бескарбонатность является след¬
ствием выщелачивания. Следовательно, накопление терригенного мате¬
риала в почве в связи с выщелачиванием карбонатов имело место во
всей части выщелоченного слоя. Однако сильное оглинивание наблюда¬
ется не по всей выщелоченной толще, а только в ее нижней части.
Для объяснения этого факта важно обратить внимание на следую¬
щее обстоятельство. В случае содержания карбонатов в исходной поро¬
де порядка 20, 40, 60% при полном выщелачивании карбонатов умень¬
шается масса почв выщелоченного слоя приблизительно в такой же
мере. Однако плотность сложения гор. А и В (выщелоченная часть рас¬
сматриваемых почв) практически не отличается от плотности сложения
этих же горизонтов, развивающихся на некарбонатной материнской по¬
роде. Это объясняется только перераспределением твердых частиц в
почве. Возникающие от исчезновения в процессе выщелачивания твер¬
дых карбонатных частиц пустоты заполняются алюмосиликатными ча¬
стицами из вышележащих горизонтов. Таким образом, разрежение
упаковки твердых частиц остаточного субстрата, обусловленное вымы¬
ванием карбонатов в зоне активного выщелачивания, компенсируется
иллювиированием твердых частиц. Разрежение упаковки твердых ча¬
стиц в связи с выщелачиванием карбонатов является, таким образом,
одной из причин перераспределения глины. Последнее наблюдается во
всех почвах, где происходит выщелачивание карбонатов, в том числе в
дерново-карбонатных выщелоченных (в бурых типичных по Рейнтаму).
Поэтому и горизонт с максимальным содержанием ила и физической
глины располагается именно в непосредственном контакте с карбонат¬
ной частью почвенного профиля.
Из глинистых частиц наиболее активной миграции подвергается тер-
ригенный материал, высвобождающийся из карбонатных частиц вслед¬
ствие выщелачивания карбонатов (2]. Элювиирование глины происходит
в кислой среде. Поэтому в дерново-карбонатных типичных почвах, обла¬
дающих нейтральной и щелочной реакцией с поверхности, текстурного
оглинивания не наблюдается. Дерново-карбонатные выщелоченные поч¬
вы в естественном состоянии в пределах гор. А1 слабокислы. Таким об¬
разом, дифференцирование выщелоченной части профиля по илистости
обусловлено, по всей вероятности, теми же причинами, что и дифферен¬
цирование илистости в дерново-карбонатных оподзоленных (бурых лес-
сивированных по Рейнтаму) почвах, развивающихся на одной и той же
материнской породе.
Образование профиля почвы на карбонатной породе в результате
выщелачивания карбонатов и миграции глины можно принципиально
представить по следующей схеме: за объем выщелоченных карбонатов
взято 3000 т/га (предполагаемое количество выщелоченных карбонатов
в центральной Эстонии в течение 10 тыс. лет), содержание терригенно¬
го материала в карбонатной породе принято равным 25% (карбонат-
ность 75%).
Исходная карбонатность всего субстрата материнской породы почвы
по разрезам (1—4) оказывается, таким образом, следующей: 75,00;
55,25; 37,50 и 18,25%. В связи с выщелачиванием карбонатов в объеме
3000 т/га мощность почв во всех случаях уменьшается на 20 см, что
составляет от исходной толщи (от исходной поверхности до верхней
22
Таблица 2
Механический состав и содержание карбонатов в некоторых почвах Эстонии
Лито¬
логи¬
Почвен¬
ный
Глубина,
Содержание (%) фракций во всем субстрате
«100 мм)
Содержание (%) фрак¬
ций в мелкоземе
ческий
слой
гори¬
зонт
см
100—10 мм |
10—1 мм \
>1 мм
1
2
1 2
1
2
<0,001 мм| <0,01 мм
Дерново-карбонатная типичная
а
А1 1 0—20
1,4
71
4,6
0
94,0
0,1
13,3
20-35
50,9
90
9,0
55
40,7
2,0
13,6
б
ВС 1 40—60
59,6
100
16,2
100
24,2
45,1
7,8
Дерново-карбонатная выщелоченная
а
А1
0—25
0,5
0
3,3
6
96,2
0,4
14,4
37,2
В
25—50
0,2
28
3,0
9
96,8
0,5
36,7
66,3
<6
ВС
50—70
22,5
99
11,8
80
65,7
23,7
22,8
54,4
Дерново-карбонатная оподзоленная
АХВ
0—25
0,5
4
2,7
0
96,8
0,1
10,4
33,8
а
А*
25—50
0,8
0
5,4
0
93,8
0,0
13,4
36,9
В
50—85
0,8
27
5,5
0
93,7
0,0
28,2
48,7
<6
ВС
85-100
31,5
98
21,1
90
47,4
28,4
. 22,0
46,5
Дерново-палево-подзолистая остаточно-карбонатная
АХВ
0-
-28
2,0
0
3,4
0
94,6
0,1
7,8
а2
28-
-40
2,1
0
7,3
0
90,6
0,0
10,9
В
40-
-60
0,7
0
3,4
0
95,9
0,0
16,7
60-
-80
0,4
0
3,3
0
96,3
0,0
20,0
80-
-100
4,5
21
4,1
8
91,4
1,3
17,8
ВС
100-
-120
4,8
77
6,8
40
88,4
6,7
18,7
с
140-
-160
4,0
64
6,7
50
89,3
8,6
15,6
Примеча няе. Здесь и в табл. 5:1— всего, 2 — в том числе карбонатных частиц.
22,8
27,0
36,4
37.8
29.2
30.9
32.2
границы вскипания) 75,00; 55,25; 37,50 и 18,25% соответственно. Мощ¬
ность и масса остаточной почвы (от современной поверхности до верх¬
ней границы вскипания) составляет 25,00; 44,75; 62,50 и 81,75% от
исходной.
В зависимости от доли карбонатных пород в субстрате материнской
породы глубина вскипания современных почв значительно различается.
Одновременно различается и расположение зоны иллювиирования
глины.
Приведенная схема составлена на основе теоретических расчетов и
рассуждений. В природе картина сложнее — распределение карбонат¬
ных пород в толще почвы неоднородное, количество фильтрующейся
воды, в зависимости от расположения рассматриваемой точки на рель¬
ефе, неодинаковое, неодинаков и возраст почв. Несмотря на это, в при¬
роде встречаются почвы, подтверждающие правильность приведенного
положения (табл. 2).
Из вышеприведенного можно заключить, что дифференцированность
профиля почв центральной Эстонии относительно содержания ила и по¬
луторных окислов по горизонтам по всей вероятности обусловлена со¬
четанием явлений, из числа которых главное место принадлежит пере¬
распределению веществ. И дальше, если исходить из диагностики почв
СССР, то почвы центральной Эстонии следует отнести не к буроземам,
для которых характерно отсутствие перераспределения веществ по про¬
филю, а к дерново-карбонатным выщелоченным и оподзоленным, а так¬
же подзолистым остаточно-карбонатным. Средний индекс выноса ила
(содержание ила в гор. В: содержание ила в гор. А) по исходным дан¬
ным Рейнтама [8, 9] в этих почвах 2,2, 2,6 и 2,3 соответственно.
Существующие деления и свойства почв. Карбонат-
ность исходной породы и современных почв в условиях Эстонии — один
23
из интегральных показателей природы и свойств почвы. С глубиной
вскипания связаны многие химические и физико-химические свойства
почв, объем и характер миграции веществ, глубина зоны иллювиирова-
ния веществ и т. д. Следует отметить, что при подразделении почв Эсто¬
нии по примеру классификации почв СССР генетические и качествен¬
ные различия находят довольно хорошее выражение (табл. 3, 4). Любая
попытка создать новую классификацию почв, выделение классифицион-
ных единиц в которой не связано с глубиной вскипания, не может дать
положительных результатов. Так, например, в рассматриваемых Рейн-
тамом бурых лессивированных почвах начало вскипания колеблется в
пределах 30—135 см от поверхности (6]. В числе этих почв встречаются
как нейтральные, так и сильнокислые (под лесом) и весьма разные по
другим свойствам почвы. Соединение всех этих почв в один подтип не
оправдано ни с генетической, ни с агропроизводственной точки зрения.
Буроземы в Эстонии? На вопрос, встречаются ли в Эстонии
буроземы в смысле классификации и диагностики почв СССР, следует
ответить положительно. Они имеются. Но встречаются весьма редко,
только небольшими пятнами в ареале дерново-карбонатных и подзоли¬
стых почв, причем по диагностике они не совсем типичны, как бурозе¬
мы. Здесь приняты во внимание остаточно-карбонатные почвы на силь¬
носкелетных от кристаллической породы моренах, распространенных
пятнами в южной Эстонии, для которых характерна сильная брунифи-
кация как гор. А,, так и гор. В. Профиль одной из них следующий.
А! 0—20 см. Темно-серая с буроватым оттенком моренная супесь,
сильноскелетная от кристаллических пород, pH соле¬
вой 5,8.
В 20—85 см. Темно-бурая сильно брунифицированная скелетная мо¬
ренная супесь, pH солевой 6,5.
ВС 85—115 см. Серое с буроватым оттенком скелетное флювиогляци-
альное отложение, вскипает.
В пользу рассматривания этой почвы в качестве бурозема остаточно¬
карбонатного говорит сильная брунификация верхних горизонтов,
однородное распределение ила в пределах гор. А и В, а также высокое
содержание железа, превосходящее эталонное (расчетное, табл. 5). При
этом нетипичным для буроземов является то, что и в рассматриваемой
почве происходит определенная миграция железа в виде раствора, о
чем свидетельствует языковатый переход гор. В и различие между фак¬
тическим и эталонным содержанием железа в гор. А1 и В.
Буроземы, более характерные для своего типа, в Эстонии не описа¬
ны. Рассматриваемые Л. Ю. Рейнтамом бурые типичные почвы, как
было сказано выше, относятся по диагностике и классификации почв
СССР к типу дерново-карбонатных (выщелоченных).
Следует отметить, что в принципе аналогичные почвы выделяются
как буроземы и в странах Западной Европы. В Чехословакии, напри¬
мер, в качестве бурозема рассматриваются оглиненные некарбонатные
или оетаточно карбонатные почвы, в которых перераспределение ила
либо совсем не наблюдается, либо оно весьма слабое. Средний индекс
выноса ила на основании 17 разрезов [15] равен 1,04. Примерно так рас¬
сматривают бурозем и во Франции. Дюшофур [2] считает, что в буро¬
земах, включая слаболессивированные, индекс выноса ила <1,5. В поч¬
вах лессиве индекс выноса 1,5—2,0, а в подзолистых >2,0.
Распространение бурозема пятнами в Эстонии связано со своеобра¬
зием материнской породы почв. Минеральный субстрат этих почв
-состоит почти целиком из продуктов выветривания кристаллического
(эрратического) материала, доля скелета во всем субстрате высока
(30-45%).
Таким образом, с петрографической точки зрения, эти почвы Эсто¬
нии близки к буроземам в горных районах. Это существенная общая
24
Таблица 3
Средние значения некоторых характеристик автоморфных почв Эстонии9
рассматриваемых на примере классификации почв СССР
Верхняя
граница
глубины
вскипания,
см
Запасы СаО (в
ТЫС. 7
’) на 1 га
(в слое
0—100 см)
в
во всем
мелко¬
земе
субстрате
Гори¬
зонт
pH солевой
На естественных угодьях
на естест¬
венных
угодьях
па пахот¬
ных зем¬
лях
гидролити¬
ческая кис¬
лотность
сумма
оснований
Т
V, %
мг*экв/\00 г почвы
0—30
Дерново-карбонатные типичные (рихковые)
1,5 | 42,3 | 43,8 | 96,4
Не определялись
- I - I - I -
1,8
6,8
А
6,8
7,1
ВС
7,1
7,2
С
7,4
7,3
Дерново-карбонатные выщелоченные
2,5
0,9
Дерново-карбонатные оподзоленные
30—60
1,2
3,7
А1
6,0
6,8
В
6,4
7,1
С
7,3
7,4
27,8 I 30,3
30,5 | 31,4
Не определялись
50-100
0,7
1,7
А^
5,3
6,4
4.5
20,8
25,1
а2
5,4
6,5
2,4
11,1
13,4
в
6,2
6,7
1,2
23,7
24,8
с
7,3
7,3
Не определялись
Дерново-подзолистые и дерново-палево-подзолистые ост.-карбонатные
Дерново-подзолистые и дерново-палево-подзолистые обычные
80-150
0,3
0,8
АаВ
4,5
3,7
6,9
8,4
15,3
а2
4,7
5,3
3,3
5,5
8,8
В
5,5
5,8
1,8
10,9
12,7
С
6,9
7,0
Не определялись
120
0,1
0,1
а2
4,1 1
5,0
7,6
4,5
12,1
а2
4,4
4,7
3,4
2,4
5,8
в
4,6
4,7
2,5
3,6
6,1
с
4,9
4,9
1,8
2,2
1
4,0
86,1
93,4
78.8
76,1
91.8
50.2
58.2
80.2
35.0
39.1
42,5
47,8
Т аблица
Средние значения некоторых свойств автоморфных почв {верхняя!нижняя
часть гор. А1)
[ Почва
Содержание гумуса, %
Содержа ние лактатнорастворимого (мг%)
на естест¬
венных
угодьях
на пахотных
землях*
Р2Ов
к*о
сугли¬
нок
супеси
на естест¬
венных
угодьях
на па¬
хотных
землях
на естест¬
венных
угодьях
на па¬
хотных
землях
Дерново-карбонатная типичная
а) плитняковые
16,2/11,8
б) рихковые
8,1/4,8
3,2
3,3
2,0/1,3
10,4
6,3/2,1
15,7
Дерново-карбонатная выщело¬
ченная
6,1/3,6
2,9
2,9
2,5/1,2
О
СЧ1
СО
Дерново-карбонатная оподзолен-
ная
5,5/3,7
2,7
2,6
1,4/0,3
7,3
4,2/1,4
13,5
Дерново-подзолистая и дерново¬
палево-подзолистая
а) остаточно-карбонатные
5,1/2,6
2,3
2,0
1,1/1,0
5,8
6,0/2,8
11,3
б) обычные
3,7/1,8
2,0
2,0
2,2/2,2
4,3
3,9/1,2
10,4
* Данные ГПИ «Эстсельхозпроект».
25
Таблица 5
Некоторые характеристики бурозема остаточно-карбонатного в Эстонии
Горизонт
и глубина, см
Содержание (%) фракций во всем
субстрате (<100 мм)
Содержание
(%) фракций в
мелкоземе
Содержание Ре*Оэ
(%) в мелкоземе
100-10 мм
10—1
. мм |
<1 мм
<0,001
мм
<0,01
мм
факти¬
ческое
эта¬
лонное*
разница
1
2
1
2
1
2
А, 0—20
8,3
4,0
20,2
0
71,5
0,0
5,7
14,9
2,10
1,92
+0,18
В 20—40
10,5
0,0
28,3
0
61,2
0,3
5,6
14,5
2,54
1,89
+0,65
40-65
23,1
13,3
19,5
0
57,4
0,5
6,8
13,4
2,70
1,80
+0,90
65—85
25,2
64,0
16,9
12
57,9
4,3
3,9
7,1
2,00
1,27
+0,83
ВС 85-115
21,1
78,0
18,7
38
60,2
8,2
1,2
6,0
1,30
1,18
+0,12
• Эталонное содержание железа — расчетное содержание железа в почве при данном механическом
составе почвы, определяемое по уравнению ¿/=0,72+0,075 х +0,0004 хг, где у — эталонное содержание;
х — содержание физической глины, % [5].
черта буроземов Эстонии, а равно и буроземов в их типичных ареалах,
с чем связано, очевидно, и генетическое сходство между ними.
Сходной чертой в образовании дерново-карбонатных почв и бурозе¬
мов является то, что в обоих случаях происходит накопление аморфно¬
го железа. Значительные различия при этом наблюдаются, однако, в
устойчивости и распределении различных форм аморфного железа.
В дерново-карбонатных типичных почвах (вскипание начинается
выше 25—30 см от поверхности) аморфное железо накапливается в
гор. А,, вследствие чего почва принимает иногда темно-бурую окраску.
С образованием выщелоченного от карбонатов слоя мощностью боль¬
ше 25—30 см эти формы железа превращаются в подвижные и подвер¬
гаются миграции, начинается перераспределение веществ (ила, полу¬
торных окислов) и образование профиля А1 —В1— Сса или А1 —А2 —
В1 — Сса. В буроземах, однако, аморфное железо остается на месте его
образования на длительный период, несмотря на некарбонатность и
разную степень кислотности верхних горизонтов почвы. В связи с этим
существенного перераспределения ила и полуторных окислов не наблю¬
дается. Профиль почвы формируется по типу А1 — Вш — С.
Выводы
1. Для развивающихся в центральной Эстонии на сильнокарбонат¬
ной морене автоморфных почв характерно четкое дифференцирование
почвенного профиля относительно содержания в нем карбонатов, ила и
полуторных окислов. В почвах с профилем типа А1—В1—Сса и А1—
А2 — В( — Сса средний индекс выноса ила составляет 2,2 и 2,6 соответ¬
ственно.
Перераспределение ила начинается непосредственно с образовани¬
ем выщелоченного слоя мощностью более 25—30 см, и оно тесно связа¬
но с диспергацией почвы и уменьшением плотности сложения остаточ¬
ной почвы в процессе выщелачивания карбонатов.
Исходя из признанной диагностики эти почвы следует рассматривать
как дерново-карбонатные выщелоченные (профиль А1 — В1— Сса) и
дерново-карбонатные оподзоленные (А1 — А2 — В( — Сса).
Рассмотрение некоторыми почвоведами этих почв в качестве бурых
лесных или буроземов неоправдано ввиду высокого индекса выноса ила.
2. В южной Эстонии встречаются небольшими пятнами сильно бру-
нифицированные и оглиненные почвы, для которых характерно отсут¬
ствие перераспределение ила. Профиль этих почв имеет вид: А1 —
Вт — Сса. Указанные почвы правомерно рассматривать как буроземы
остаточно-карбонатные. Образование таких почв тесно связано с своеоб¬
разием состава материнской породы.
26
3. В Эстонии, а возможно и во всей северо-западной части СССР
место бурозема в генетическом ряду почв может быть охарактеризова¬
но следующим образом:
буРемыаРб0НаТНЬ,е } дерново-подзолистые
Рассмотрение буроземов в названной зоне весьма ограничено и свя¬
зано со своеобразием материнских пород.
4. Разногласие при типологической идентификации некоторых почв
связано с нечеткостью принятой диагностики классификационных еди¬
ниц. Предлагается конкретизировать диагностику типа буроземов с
установлением допустимого предела индекса выноса ила, который для
буроземов (типичных) должен быть <1,2.
Литература
1. Вайчис М. В. Главные типы лесных почв Литовской ССР, их генезис и эволюция.
Автореф. дис. Елгава, 1972.
2. Дюшофур Ф. Основы почвоведения. М., 1970.
3. Зонн С. В. Буроземообразоваиие и оподзоливание. Почвоведение, 1966, N° 7.
4. Зонн С. В. О вопросах подзоло- и псевдооподзоливания и проявления последнего
в почвах СССР. Почвоведение, 1969, N° 3.
5. Каск Р. О некоторых дискуссионных вопросах в области генезиса и классификации
почв Эстонии. Научн. тр.ЗНИИЗМ, т. 34, Таллин, 1975.
6. Оя А., Роома И. О морфологии и и микроморфологии бурых лессивированных почв.
Научн. тр. Эст. с.-х. акад., вып. 65, Тарту.
7. Рейнтам Л, Ю. К характеристике почв буроземного типа. Научн. тр. Эст. с.-х.
акад., вып. 65, Тарту, 1970.
8. Рейнтам Л. Ю. О морфологии и регрессии между генетическими горизонтами почв
буроземного, псевдоподзолистого и дерново-подзолистых типов. Почвоведение,
1970, N° 12.
9. Рейнтам Л. Ю. Почвообразование на моренах Эстонии. Научн. тр. Эст. с.-х. акад.,
вып. 75, Тарту, 1971.
10. Рейнтам Л. Ю. Автоморфное почвообразование на моренах и двучленных породах
Эстонии. Автореф. дис. Новосибирск, 1973.
11. Программа почвенной карты СССР м. 1 : 2 500000, М., 1972.
12. Указание по классификации и диагностике почв таежно-лесных областей СССР. М.,
1967.
13. Силур Эстонии. Таллин, 1970.
14. Систематический список почв Прибалтийских союзных республик. Почвоведение,
1953, N° 3.
15. Atlas hlavnich pudnich typû CSSR. Praha, 1961.
16. Kask R., Piho A. Mullastikukaardi koostamine, Tallinn, 1951.
17. Kask R. Eesti NSV muldade määraja. Tallinn, 1957.
18. Kask R., Niine H. Eesti NSV mulla lähtekivimi pöhiliste komponentide keemilisest
koostisest. Eesti Màâviljeluse ja Maaparanduse Teadusliku Uurimise Instituudi tea-
dusl. tööde kogumik XXII, Tallinn, 1971.
19. Kask R., Veber К Eesti NSV muldade granulomeetrilisest ja petrograafilisest koos¬
tisest. Eesti Maaviljeluse ja Maaparanduse Teadusliku Uurimise Instituudi tead.
tööde kogumik XXV, Tallinn, 1972.
20. Kitse £., Piho A., Reintam L., Tarandi K. Mullateadus, Tallinn, 1962.
21. Lieberoth /. Bodenkunde. Bodenfruchtbarkeit. Berlin, 1968.
22 Lillema A. Eesti NSV mullastik. Maaviljeluse kasiraamat. Tartu, 1949.
23. Lillema A. Eesti NSV mullastik. Tallinn, 1958.
24. Piho A., Kask R. Eesti NSV mullaerimite iseloomustus. Tallinn, 1960.
25. Raukas A., Punning M., Rähni £. Millal taandus Eestist mandrijää? «Eesti Loodus».
1969, N. 7.
Эстонский НИИ Дата .поступления
земледелия и мелиорации 12.V.1974 г.
R. P. KASK
SODDY-CALCAREOUS LEACHED AND PODZOLIZED SOILS OR BUROZEMS
Soil developing on the calcareous moraine of Central Estonia are characterized by
a considerable leaching of carbonates, an accumulation of terrigenous material of cal¬
careous rocks, and the redistribution of clays and sesquioxides throughout the profiles.
For this reason these soils cannot be classified as burozems but should be qualified,
as previously, as soddy-calcareous leached and podzolized soils.
27
1976
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 7
ХИМИЯ ПОЧВ
УДК 631.4:631.412
С. В. ЗОНЫ, А. Н. РУКАКА
ОБ ИЗМЕНЕНИИ СООТНОШЕНИИ ФОРМ ЖЕЛЕЗА
В КРАСНОЗЕМАХ ПРИ ИХ ОКУЛЬТУРИВАНИИ
В статье описана методика и результаты исследования влияния дли¬
тельного выращивания чая с удобрением и без него на соотношение форм
железа в красноземах.
В последнее время благодаря работам Мера и Джексона [Mehra,
Jackson, 17], Францмейера и др. [Franzmeir а. о., 13], Сегалена [Segalen,
20], Зонна и Маунг Вин-Хтин [4, 7], Зонна и др. [3, 5], Мак-Киги и Дея
[McKcague, Day, 18], Баскомба [Bascomb, 10], Ерошкиной [2], Кармано¬
вой [6], Рукака и Чинта Сураранте [8] и др. расширились представле¬
ния о формах железа, их диагностическбй роли в установлении типов
почвообразования, питании растений и заболачивании. Предложены
методы выделения из несиликатного железа групп окристаллизованного
и аморфного железа, а в пределах групп — форм железа: в первой силь¬
но- и слабоокристаллизованных, во второй — гумусово-железистых и
собственно-железистых [2, 6]. Такое подразделение основано на резуль¬
татах выделения железа методами Мера и Джексона, Тамма, Баскомба.
В работах Францмейера и др. [12], особенно Сегалена [20], большое
внимание уделено аморфным формам железа как наиболее надежным
для установления генетических различий почв. Так, Францмейер с сотр.
предложил величину соотношения (Fe+C): <0,002> 0,10 для определе¬
ния сподик (подзолистого) горизонта; Мак-Киги и Дей использовали
различия в сочетаниях форм железа и алюминия для классификации
почв Канады. Баскомб на основании данных, полученных своим мето¬
дом, доказал надежность диагностики почв по выделенным им формам
железа. Лемуру и Кантен [Lamouroux, Quantin, 14, 15], используя метод
Сегалена, показали, что для андосолей характерно преобладание
аморфных, а для феррсиаллитных и ферраллитных почв — криптокри¬
сталлических форм железа. Однако метод Сегалена у нас неизвестен и,
кроме того, нельзя не отметить, что аморфные формы железа Сегален
понимает значительно шире, чем Тамм, Баскомб и Францмейер. По¬
скольку во всех этих методах используются различные растворители, то
целесообразно сначала критически рассмотреть метод Сегалена, а затем
различия в понимании аморфных форм железа.
О методе Сегалена и выделяемых им аморфных
форм железа. Сегален при разработке метода исходил из того,
что скорость растворения аморфных форм железа и алюминия намного
выше, чем кристаллических, и поэтому при определенных условиях их
можно различать. Известное положительное качество метода заключа¬
ется в том, что он позволяет определять не только Fe, но и А1, и Si.
28
В качестве растворителя Сегален [20] предложил выше 2п раствор НС1
при комнатной температуре. Лучшие результаты он получил, применяя
4п раствор НС1 и воздействуя им на почву в течение 4 часов. Близкие
результаты были получены и при использовании 8п раствора НС1 при
взаимодействии его с почвой в течение 30 мин. Si02 определяют в на¬
веске почвы после вытеснения из нее Fe и А1. Для этого навеску обра¬
батывают раствором 0,5л NaOH по методу Хашимото и Джексона [Has¬
himoto, Jackson, 13]. В полученном растворе можно определять и А].
Таким образом, железо определяется в кислой, алюминий — в кислой и
щелочной, a Si02—в щелочной вытяжках. Результаты определения со¬
держания А1 после кислотной и щелочной обработок, повторяющихся
6—8 раз, суммируются.
Для определения содержания каждого из трех элементов (Fe, Al, Si)
строят кумулятивные кривые (рис. 1), для чего на ось абсцисс наносят
продолжительность взаимодействия почвы с раствором, по оси орди¬
нат— содержание определяемого элемента.
Рис. 1. Кумулятивная кривая опре¬
деления окислов Ре, А1, Б1 (по Се-
галену)
Рис. 2. Кривые распределения раз¬
личных форм железа в краснозе¬
мах под 14-летней (а) и 34-летней
(б) плантациями. Определения
выполнены методами Сега лена (/,
2), Тамма (3, 4) и Баскома (5, 6).
1, 3, 5 — без удобрения; 2, 4, 6 — с
удобрением
а <Т
Кривые состоят из двух частей: первая — возрастающая отражает
быстрое растворение аморфных соединений (первые 3—4 обработки);
вторая — последующее растворение, извлекающее почти одно и то же
количество определяемого элемента. Такое поведение кривой свиде¬
тельствует о начале медленного растворения кристаллических форм.
Продолжение второй части кривой до оси ординат позволяет судить о
содержании аморфных форм изучаемого элемента (в процентах).
29
Так как интерпретация полученных кумулятивных кривых часто вы¬
зывает трудности, Л амуру и Кантен [14] предложили использовать кри¬
вые скорости растворения элемента (Ре, А1, 51), позволяющие опреде¬
лять их содержание более точно.
Несмотря на неясность в отношении форм железа, выделяемых этим
методом, мы все же провели его определение, главным образом, для
сравнения с результатами, полученными методами Тамма и Баскомба.
Такое сопоставление было важным, поскольку для извлечения одних и
тех же форм железа применяются различные растворители. Принята
считать метод растворения оксалатом по Тамму классическим для вы¬
деления аморфных форм. В методе Францмейра и других используется
дитионит и пирофосфат Ыа, а в методе Баскомба пирофосфат Ыа заме¬
нен пирофосфатом К.
Таблица 1
Содержание железа в красноземах под плантациями чая (по Сегалену)
Глу¬
бина,
14 лет
34 года
без удобрения
с удобрением
без удобрения
с удобрением
см
I
II
I
II
I
II
I
II
0-10
0,53
9,9
1,22
27,1
1,41
31,1
2,08
47,5
10-20
0,55
10,2
1,12
23,0
1,59
29,4
2,07
43,6
20—30
0,59
10,5
1,03
21,1
1,45
28,4
1,88
36,6
30-40
0,54
8,1
1,00
19,6
1,34
24,8
1,59
29,6
40—50
0,50
6,5
0,86
16,8
1,25
22,2
1,57
27,9
50-60
0,45
4,8
0,71
12,3
1,35
23,5
1,76
30,6
60—70
0,55
5,3
0,62
8,8
1,35
21,2
1,64
26,2
70—80
0,64
5,1
0,64
8,3
1,40
21,5
1,78
27,4
Примечание. Здесь и в табл. 3 в 4: I — % от веса почвы; II — % от содержания несиликат—
иого Fe.
Извлечение железа по Сегалену мы проводили 8п раствором НС1.
Ход анализа. В центрифужные пробирки помещают навеску —
0,5 г почвы, просеянной через сито с диаметром отверстий <2 мм. На¬
веску уменьшают при содержании в почве более 15% валового железа.
В пробирку добавляют 50 мл 8п раствора НС1 и оставляют на 30 мин.
при комнатной температуре. Затем центрифугируют при 3000 об/мин в
течение 5—10 мин. Фильтрат сливают из пробирки в колбу емкостью-
100 мл. В пробирку с почвой приливают 45 мл дистиллированной воды
для промывки. Раствор вновь центрифугируют, и содержимое затем
сливают в ту же мерную колбу и объем доводят до метки. В этом рас¬
творе можно определить Fe и А1. Затем в центрифужную пробирку с
оставшейся почвой добавляют 50 мл 0,5п раствора NaOH, подогревают
на кипящей бане в течение 5 мин., вновь центрифугируют, раствор сли¬
вают в другую мерную колбу емкостью 100 мл, доводят до метки и.
определяют А1 и Si *. Эту двойную обработку повторяют 6—8 раз.
Железо определяют а-а-дипиридилом, о-фенантролином или сульфо-
салициловой кислотой, алюминий — алюминоном, а кремнезем — мо¬
либденовокислым аммонием.
Полученные данные (табл. 1) показали, что извлечение Fe методом
Сегалена из неудобренного краснозема (14-летняя плантация) выявило-
тенденцию к некоторому увеличению содержания Fe до глубины 30 см.
Применение удобрений в течение 14 лет в 2—3 раза повышало выход
железа из верхнего 60-сантиметрового слоя по сравнению с неудобрен¬
ным красноземом. Эта тенденция усиливается по мере приближения к-
34 годам сельскохозяйственного использования краснозема как без>
удобрений, так и особенно с удобрением.
* Сегалей не указывает на возможность растворения SiOî в 8 я растворе НС!..
30
Из сопоставления содержания и распределения Fe, определенных
тремя методами (рис. 2), ясно, что методом Сегалена извлекаются и
промежуточные между аморфными (оксалатным, по Тамму) и слабо-
окристаллизованными (по Баскомбу) формы. Однако условность опре¬
деления выделяемых форм не позволяет провести более четкие грани¬
цы между ними. Однако относя оксалатнорастворимое железо к аморф¬
ным, а дитионитпирофосфаткалиевое — к слабоокристаллизованным
формам, необходимо признать, что по Сегалену извлекаются не только
собственно аморфные, но и промежуточные между ними формы.
Количество и распределение железа (по Сегалену) непостоянны в
изученных почвах; причем оно обнаруживает четкую тенденцию к уве¬
личению с возрастом чайных плантаций и длительностью внесения
удобрений. Если в почве 14-летней плантации промежуточных форм
железа меньше и они ближе к аморфным, то в почве 34-летней планта¬
ции их количество, как и оксалатных форм (особенно в верхних гори¬
зонтах), увеличивается и они занимают место между двумя другими
формами. Не исключено, что увеличение содержания промежуточных
форм связано с усилением гидратации железа под влиянием удобрений
и приближением его по свойствам к аморфному.
На несоответствие железа, найденного методом Сегалена, аморфно¬
му указывали Гут и Суби [Gout, Soubies, 11]. Они показали, что при
тщательном измельчении гематита в течение 40 час. его растворимость
увеличивается с 5 до 80%. Кантен и Ламуру провели многочисленные
опыты, не подтвердившие аморфной природы выделяемых соединений,
особенно железа. Например, в ферритных почвах Новой Каледонии 8п
раствор НС1 хорошо растворял гетит. Левеке [Lévéque, 16], изучая же¬
лезистые конкреции, показал, что после растирания и просеивания че¬
рез сито с диаметром отверстий <0,2 мм растворимость их повышалась
на 25%. Ламуру и Кантен установили зависимость скорости растворе¬
ния железа от степени гидратации и окристаллизованности, от возраста
и размера кристаллов, а не от типа минерала. Исходя из этого Наловик
и Хумбел (Nalovic, Humbel, 19], Ламуру и Кантен [15] предложили счи¬
тать железо, найденное этим методом, не аморфным, а легкораство¬
римым.
Таким образом, наши данные и выводы не расходятся с имеющими¬
ся в литературе. Все это позволяет считать, что железо, определяемое
по методу Сегалена, включает как аморфные (оксалатные), так и рас¬
творимые в слабой НС1 формы. Последние, вероятно, по своим свой¬
ствам ближе к аморфным и отличаются от слабоокристаллизованных
большей гидратированностью.
О влиянии длительности освоения и удобрения
красноземов на соотношение форм железа. Вопросам
изменения соотношения форм железа в красноземах при их окультури¬
вании под чайными плантациями почти не уделялось внимания. Между
тем изменения подобного рода могут быть существенными, поскольку
повышается поступление в почву органических остатков (при формо¬
вании чайных кустов и внесении больших доз преимущественно кис¬
лых минеральных удобрений.) При этом не исключены изменения в по¬
ступлении железа в чайное растение и особенно в молодые листья (фле¬
ши). Поэтому мы попытались выяснить изменения в соотношении форм
железа и их распределении в корнеобитаемом слое краснозема целин¬
ного, под 14 и 34-летней плантациями чая без удобрений и с удобрения¬
ми. Удобрения вносили по схеме: до трехлетнего возраста куста: суль¬
фата аммония— 100 кг/га; от 3 до 5 лет— 150 кг/га; от 5 до 10 лет —
250 кг/га, свыше 10 лет — 300 кг/га N. Суперфосфат вносили при по¬
садке нормой 500 кг/га, затем ежегодно по 300 кг/га Р, хлористый ка¬
лий— через год по 150 кг/га действующего вещества.
31
Исследования проводили на опытных участках Всесоюзного научно-
исследовательского института чая и субтропических культур
(ВНИИЧиСК, Анасеули, Западная Грузия). Красноземы развиты на
зебровидных глинах; подробно они охарактеризованы Ерошкиной [21.
Красноземы во всех вариантах опыта имели близкое строение. На план¬
тациях почвы подвергались плантажной обработке глубиной до 30—
40 см. Кроме того, минеральный состав почв естественно варьировал,
поэтому сопоставление полученных данных носит относительный харак¬
тер. По механическому составу почвы довольно однородны — тяжело¬
суглинистые с четко выраженным лессиважем ила как в вариантах с
удобрением, так и без удобрения (табл. 2).
Таблица 2
Некоторые показатели красноземов чайных плантаций
Гигроскопи¬
ческая вода,
%
pH
Сэкс, по Баскомбу
Глубина,
см
водный
солевой
С общий,
%
% от веса
почвы
% от об¬
щего С
Содержание
илистой
фракции, %
Целина
0-10
3,43
5,2
4,0
4,84
20-30
2,53
5,2
4,1
1,46
40-50
2,58
5,1
3,9
Не опр.
70-80
3,64
5,1
3,8
»
14 лет без.
удобрения
0-10
2,91
4,6
3,9
2,86
20-30
2,44
4,5
3,9
2,63
40-50
2,59
4,7
3,9
0,70
70-80
4,19
4,8
3,9
0,50
34 года без удобрения
0-10
2,81
5,2
4,2
3,53
20-30
2,58
4,9
4,0
2,41
40—50
2,37
4,7
3,9
0,91
70-80
2,48
4,9
3,8
0,40
14 лет с удобрениями
0-10
3,15
3,9
3,1
3,89
20—30
2,55
4,1
3,5
2,95
40-50
2,52
4,1
3,7
Не опр.
70-80
3,21
4,4
3,7
0,43
34 года с удобрением
0-10
4,01
4,6
3,6
4,69
20-30
3,10
4,5
3,9
3,53
40—50
2,29
4,3
3,8
0,70
70-80
2,41
4,5
3,8
0,37
1,40
0,36
0,08
0,05
1,02
0,63
0,29
0,12
0,74
0,23
0,11
1,42
0,77
0,46
0,10
1,70
0,91
0,23
0,12
28,9
24,5
Не опр.
35.7
23.7
23,9
24,0
41,9
30,7
25,2
27,5
36,5
26,1
Не опр.
23,2
36,2
25.8
32.8
32,4
30,75
36,90
45,10
57,40
Не опр.
»
»
»
25.1
29.1
40,6
48,5
Не опр.
»
»
I
23.2
29,4
39.3
47,8
Целинная почва менее кислая (pH 5,1—5,2), отличается повышен¬
ным содержанием общего углерода и малым экстрагируемого пирофос¬
фатом калия (по Баскомбу). Почвы неудобренных вариантов (14 и
34 лет) более кислые, особенно 14-летние; к 34 годам пользования pH
среды несколько повышается, возможно, за счет усиления биологиче¬
ского обмена, а также частично и вносимых удобрений. Количество об¬
щего углерода возрастает в той же последовательности, с чем связано
повышение содержания растворимого углерода, происходящее за счет
отходов при ежегодной обработке чайных кустов. Абсолютное содержа¬
ние С, экстрагируемого к 34-му году использования почв, возрастает в
слое 0—30 см (плантажированном), а относительное (по сравнению с
14-летней плантацией) до глубины 80 см (табл. 2).
32
По удобренному фону pH снижается больше, чем по неудобренному,
и под 34-летней плантацией pH несколько выше, чем под 14-летней. Ко¬
личество общего углерода также возрастает и в нем существенно уве¬
личивается содержание экстрагируемого С. Различие рассмотренных
показателей не только отражается на изменении соотношения форм не¬
силикатного железа, но их изменение связано с последними.
Железо определяли методами Мера и Джексона, Баскомба (0,1 М,
К*РД), Тамма и валовое. По этим данным рассчитывали содержание
групп и форм железа способом Ерошкиной [2] и Кармановой (6]. Резуль¬
таты (табл. 3) показали, что во всех трех случаях преобладали неси¬
ликатные соединения железа, относящиеся в большей части к группе
Таблица 3
Изменения в соотношении форм железа в красноземах без удобрений
,
Сили*
катное
Неси¬
ликат¬
ное
Вале
вое
Окристал-
В том
числе
Аморфное
%
лизованное
сильноокри¬
сталлизован¬
ное
слабоокри-
ста л лизован¬
ное
общее
гумусово¬
железистые
свободные
I | н
I | н
I
II
I
II
I | н
I | н
Целина
0-
-10
6,951 3,05
3,90
3,09
79,2
1,22
31,3
1,87
47,9
0,81
20,8
0,38
9,7
0,43
ид
10-
-20
Не опр.
4,03
3,22
80,0
1,34
33,2
1,88
46,8
0,81
20,1
0,31
7,7
0,50
12,4
20-
-30
7,19(2,39
4,80
4,21
87,8
1,97
41,0
2,24
46,8
0,59
12,3
0,13
2,7
0,46
9,6
30-
-40
Не опр.
4,80
4,27
89,0
1,94
40,4
2,33
48,6
0,53
11,0
0,06
1,3
0,47
9,7
40-
-50
7,06 | 2,03
5,03
4,60
91,5
1,97
39,2
2,63
52,3
0,43
8,5
0,03
0,6
0,40
7,9
50-
-60
Не опр.
5,80
5,42
93,4
2,25
38,8
3,17
54,6
0,38
6,6
0,02
0,3
0,36
6,3
60-
-70
»
6,28
5,95
94,7
2,37
37,7
3,58
57,0
0,33
5,3
0,03
0,5
0,30
4,8
70-
-80
9,77|3,12
6,65
6,34
95,3
2,58
38,7
3,76
57,7
0,31
4,7
0,02
0,3
0,29
4,4
1
14 ле’
г без
удобр<
гния
0
10
8,00)2,67
5,33
'4,96
93,1
1,95
36,6
3,01
56,5
0,37
6,9
0,30
5,6
0,07
1,3
10-
-20
Не опр.
5,38
'5,00
92,9
1,99
37,0
3,00
55,9
0,38
7,1
0,31
5,8
0,07
1,3
20-
-30
8,31) 2,68
5,63
5,31
94,3
2,44
43,3
2,87
51,0
0,32
5,7
0,30
5,3
0,02
0,4
30-
-40
Не опр.
6,63
6,63
95,5
2,89
43,6
3,44
51,9
0,30
4,5
0,20
3,0
0,10
1,5
40-
-50
11,28/ 3,53
7,75
7,44
96,0
3,61
44,6
3,83
49,4
0,31
4,0
0,06
0,8
0,25
3,2
50-
-60
Не опр.
9,38
9,10
97,0
3,51
37,4
5,59
59,6
0,28
3,0
0,07
0,7
0,21
2,3
60-
-70
»
10,25
9,94
97,0
3,65
35,3
6,91
61,7
0,31
3,0
0,04
0,4
0,27
2,6
70-
-80
15,2814,40
10,88
10,58
97,2
4,53
41,6
6,05
55,6
0,30
2,8
0,04
0,4
0,26
2,4
1
34 г
ода бе
з удо(
зрения
0-
-10
9,01 | 4,38
4,63
4,00
86,4
0,94
20,3
3,06
66,1
0,63
13,6
0,34
7,3
0,29
6,3
10-
-20
Не опр.
5,13
4,48
87,3
1,30
25,3
3,18
62,0
0,65
12,7
0,38
7,4
0,27
5,3
20-
-30
8,42)3,29
5,13
4,44
86,5
1,06
20,7
3,38
65,8
0,69
13,5
0,37
7,2
0,32
6,3
30-
-40
Не опр.
5,38
4,84
90,0
1,42
26,3
3,32
63,7
0,54
10,4
0,26
4,8
0,28
5,6
40-
-50
9,59)3,96
5,63
5,19
92,2
1,34
23,8
3,85
68,4
0,44
7,8
0,14
2,5
0,30
5,3
50-
-60
Не опр.
5,75
5,34
92,9
1,29
22,4
4,05
70,5
0,41
7,1
0,11
1,9
0,30
5,2
60-
-70
»
6,38
6,00
94,1
1,80
28,2
4,20
65,9
0,38
6,0
0,10
1,6
0,28
4,4
70-
-80
9,8013,30
6,50
6,13
94,3
1,90
29,4
4,22
64,9
0,37
5,7
0,09
1,4
0,29
4,3
окристаллизованных (включая гетит, гематит) соединений (76,9—
92,2%). Среди них слабоокристаллизованные формы преобладали над
сильноокристаллизованными. Наиболее вероятно, что это связано с пе¬
риодическим переувлажнением верхних горизонтов атмосферными
осадками, частично искусственным дождеванием, а под пологом чайных
кустов — и с ослаблением испарения влаги. Все это могло снижать тем¬
пы кристаллизации железа. Вследствие этого большая его часть (50—
60%) находится в гидратированных соединениях. Поэтому наибольшим
количественным изменениям подвергаются слабоокристаллизованные и
3 Почвоведение, К® 7
33
аморфные формы железа. Это, вероятно, происходит еще и потому, что
они подвержены перераспределению по профилю.
Влияние чайной культуры сказывается на повышении удельного
веса слабоокристаллизованных форм железа в направлении от целины
к почве 34-летней плантации. Кроме того, намечается повышение их
содержания с глубиной (под 14-летней плантацией в слое от 50 до
70 см, под 34-летней — от 40 до 80 см). Повышение, вероятно, происхо¬
дит за счет частичного перехода в эту форму сильноокристаллизован-
ных и аморфных соединений. Количество последних существенно умень¬
шается в почвах 14-летней и меньше 34-летней плантаций. В почве по¬
следней отмечается увеличение содержания с глубины 40 см, возможно*
в результате передвижения с растворами подвижных форм.
■ Таблица 4
Изменения в соотношении форм железа в красноземах при длительном
внесении удобрений
Вало>
вое
Сили¬
катное
Неси¬
ликат¬
ное
Окристал-
лизованное
В том числе
Аморфнее
%
сильноокри-
сталлизован-
ное
слабоокри-
сталлизо-
ва'нное
общее
гумусово¬
железистые
свободные
. | и
I | п
I II
I II
I II
I II
Под 14-летними плантациями
0-
-10
7,28
1 2,78
4,50
3,88
86,2
1,54
34,2
2; 34
52,0
0,62
13,8
0,48
10,7
0,14
10-
-20
Не (
эпр.
4,88
4,33
88,7
1,68
34,4
2,29
53,3
0,55
11,3
0,45
9,2
0,10
20-
-30
7,431
12,55
4,88
4,37
89,5
1,83
37,5
2,54
52,0
0,51
10,5
0,42
8,6
0,09
30-
-40
Не опр.
5,10
4,63
90,8
1,92
37,6
2,71
53,6
0,47
9,2
0,23
4,5
0,24
40-
-50
7,55
| 2,43
5,13
4,75
92,6
1,99
38,8
2,76
53,8
0,38
7,4
0,14
2,7
0,24
50-
-60
Не (
эпр.
5,75
5,47
95,1
2,05
35,7
3,42
59,4
0,28
4,9
0,10
1,7
0,18
60-
-70
>:
7,05
6,81
96,6
2,29
32,5
4,52
64,1
0,24
3,4
0,07
1,0
0,17
70-
-80
10,81
| 3,06
7,75
7,52
97,0
3,55
45,9
3,97
51,1
0,23
3,0
0,07
0,9
0,16
1
Под 34-
летит
ли пла
[нтаци:
ими
0-
-10
8,331
3,95
4,38
3,35
76,51
1,10
25,1
2,25
51,3
1,03
23,5
0,73
15,7
0,30
10-
-20
Не опр.
4,75
3,87
81,5
1,38
29,0
2,49
52,5
0,88
18,5
0,52
10,9
0,36
20-
-30
8,561
3,43
5,13
4,39
85,6
1,70
33,1
2,69
52,5
0,74
14,4
0,43
8,4
0,31
30-
-40
Не опр.
5,38
4,79
89,0
1,75
32,5
3,04
57,5
0,59
11,0
0,13
2,4
0,46
40-
-50
8,701
3,07
5,63
5,05
89,9
1,67
30,0
3,36
59,9
0,58
10,3
0,08
1,4
0,50
50-
-60
Не опр.
5,75
5,19
90,3
1,94
33,7
3,25
56,6
0,56
9,7
0,08
1,4
0,48
60-
-70
»
6,25
5,71
91,4
2,10
33,6
3,61
57,8
0,54
8,6
0,07
1,1
0,47
70-
-80
9,22 |
2,84
6,38
5,88
92,2
2,24
35,1
3,64
57,1
0,50
7,8
0,05
0,8
0,45
3.1
2.1
1,9
4.7
4.7
3,2.
2,4
2,1
6,8.
7,6
6,0
8.4
8,9
8,3
7.5
7,0
Уменьшение количества аморфного железа по сравнению с целиной
происходит за счет форм, не связанных с гумусом. Последние частично
переходят в железогумусовые формы соединения, что коррелирует с
возрастанием в этом же направлении экстрагируемого углерода. Кро
ме того, с увеличением возраста плантаций в почвах повышается доля
гумусово-железистых соединений и с глубиной. Длительность внесения
удобрений сказывается различно (табл. 4): 14-летнее их внесение обус¬
ловило (по сравнению с неудобренной почвой) существенное увеличе¬
ние выхода аморфного железа из слоя 0—6.0 см за счет гумусово-желе¬
зистых форм и в очень незначительной степени (до глубины 50 см) —
за счет свободных форм.
Длительность внесения удобрений, возможно, стимулирует как про¬
цессы окисления, что сказывается на повышении содержания сильно-
окристаллизованных форм, так и на интенсивном образовании аморф¬
ных гумусожелезистых соединений в слое 0—40 см, а свободных —
глубже 30 см. Отмеченные изменения происходят за счет слабоокри¬
сталлизованных форм.
34
Причины такого существенного различия в соотношении форм желе¬
за остаются неясными и требуют дальнейшего изучения. Можно выска¬
зать лишь предположение, что длительное внесение удобрений усили¬
вает окислительный режим и стимулирует дальнейшую частичную
кристаллизацию гидроокисных слабоокристаллизованных форм в окие-
ные. Увеличение содержания агрессивных [7] фульватных гумусовых
соединений (1] способствует, с одной стороны, повышению подвижности
свободных аморфных форм железа и их частичному передвижению в
нижние горизонты, с другой — образованию гумусово-железистых форм
преимущественно в слое 0—50 см. Содержание аморфных соединений
повышается за счет слабоокристаллизованных форм.
Подобное объяснение, несомненно, требует дальнейшей проверки,
так как остаются неясными возможности перехода одних форм железа
в другие и скорость подобных процессов. Ясно то, что освоение красно¬
земов под культуры чая без удобрений й особенно с удобрениями при¬
водит к повышению содержания более подвижных аморфных и легко¬
растворимых (по Сегалену) форм железа.
До сих пор влияние этих форм железа на увеличение его содержа¬
ния в листьях чая не изучалось. Ориентировочные данные в этом
направлении были получены под нашим руководством Джаведом Ахме¬
том на аналогичных почвах:
Возраст плантаций, лет 11 36 70
Содержание Ре203 в
листьях чая, % ... 0,23 1,04 1,91
Таким образом, с увеличением возраста чайной плантации содержа¬
ние железа в листьях чая резко повышается. В опытах с удобрениями
Троицкий (9] получил следующие данные: на неудобренной почве со¬
держание Ре208 в чайном листе составляло 1,04%, АЦО» 20,18%; на
удобренной— 1,51 и 28,20% соответственно.
Сказываются ли такие изменения на качестве чая, пока неясно. Воз¬
можно, что с увеличением содержания железа в листьях чая происхо¬
дит более интенсивное связывание им танидов и других органических
соединений.
Выводы
1. Методом Сегалена выделяется форма железа, промежуточная
между аморфными (по Тамму) и слабоокристаллизованными (по Ба-
скомбу). Она более растворима, чем последняя, что позволяет считать
ее представленной наиболее гидратированными соединениями железа.
2. Изменение соотношений форм железа в красноземах происходит
с увеличением возраста чайных плантаций как без удобрений, так и
особенно с удобрениями.
3. В красноземах неудобренных наибольшим изменениям подверга¬
ются слабоокристаллизованные и аморфные соединения железа. Коли¬
чество первых возрастает от целинного к 34-летнему плантационному
краснозему, а вторых снижается за счет неорганических форм, частич¬
но переходящих в гумусово-железистые.
4. Длительность внесения удобрений сказывается различно. 'После
14-летнего их внесения существенно увеличивается содержание аморф¬
ного железа за счет гумусово-железистых форм. После 34-летнего воз¬
раста повышается количество сильноокристаллизованных, а также
аморфных гумусово-железистых соединений.
5. Предполагается, что минеральные удобрения усиливают окисли¬
тельный режим и стимулируют, с одной стороны, частичную кристалли¬
зацию гидроокисных слабоокристаллизованных форм в окисные, а с
другой — увеличение гумусовых соединений способствует повышению
3*
35
подвижности свободных аморфных форм железа и их перемещению по
профилю.
6. В целом окультуривание красноземов под чайными плантациями
способствует увеличению содержания подвижных аморфных и легко¬
растворимых (по Сегалену) форм железа. Это в свою очередь приводит
к повышению содержания железа в листьях чая. Необходимы дополни¬
тельные исследования, которые позволят выяснить его влияние на ка¬
чество чая.
Литература
1. Дараселия М. К, Г лоти Г. А. К вопросу установления признаков окультуренности
почв чайных плантаций. Субтроп, культуры, 1972, № 4.
2. Ерошкина А. Я. Содержание различных форм железа и углерода в субтропиче¬
ских почвах Западной Грузии. Почвоведение, 1974, N° 7.
3. Зонн С. В., Шония Я. К. Псевдооподзоливание в субтропических почвах Западной
Грузии. Почвоведение, 1971, № 1.
4. Зонн С. В., Маунг Вин-Хтин. О формах железа, методах их определения и значе¬
нии для диагностики тропических почв. Почвоведение, 1971, N° 5.
5. Зонн С. В., Коненкова А. Ф,, Мусорок Г. В:, Хавкина Я. Б. Псевдооподзоливание
и его диагностирование составом и распределением свободных форм железа (на
примере Дальневосточного Приморья). Почвоведение, 1975, N° 10.
6. Карманова JI. А. О влиянии почвообразующих пород и типовых различий почв на
оостав и распределение форм железа. Почвоведение, 1975, N° 2.
7. Кауричев И. С., Кулаков Е. В., Ноздрунова Е. М. К вопросу об образовании и миг¬
рации железоорганических соединений в почвах. Почвоведение, 1958, N° 12.
8. Рукака А. Н., Чинта Сураранте. Изменение подвижности железа в ферраллитных
почвах чайных плантаций республики Шри Ланка. Почвоведение, 1975, N° 6.
9. Троицкий А. Я. Опыт полевого исследования при сопряженном изучении почвы и
растительности. Проблемы сов. почвов., 1940, N° 10.
10. Bascomb С. L. Distribution of pyrophosphate-extractable iron and organic carbon in
soils of various groups. Soil Sci., 1968, v. 19, N 2.
11. Ciout R., Soubies F. Sur le problème de la reconnaissance des oxydes de fer amorphe
dans les sols. Centre ORSTOM, Adiopodoumé, 4p. multigr. 1972.
12. Franzmeir D. P., Hajek B. F., Simonson C. H. Use of amorphous material to iden¬
tify spodic horizons. Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 1965, v. 29, N 8.
13. Hashimoto /., Jackson M. L. Rapid dissolution of allophane and kaolinite-halloysite
after déshydratation. Nat. Conf. Clays and Clay min., 1958, v. 7. Washington, D. C.
1960.
14. Lamouroux M., Quantin P. Utilisation des courbes de vitesse de dissolution dans la
méthode cinétique de Ségalen. Cah. ORSTOM, sér. pédol., 1973, v. XI, N 1 (Paris).
15. Lamouroux M., Quantin P. Adaptation de la méthode cinétique de Ségalen à la dé¬
termination des constituants minéraux de sols variés. Cah. ORSTOM, sér. pédol.,
1974, v. XII, N 1.
16. Lévèque A. L’origine de concrétions ferrugineuses dans les sols du socle granito —
gneissique au Togo. Cah. ORSTOM, sér. pédol., 1970, v. VIII, N 3.
17. Mckeague J., Day /. Я. Dithionite and oxalate extractable Fe and Al as aids in
differentiating various classes of soils. Canad. J. Soil Sci., 1966, v. 46, N 1.
18. Mehra O. PJackson M. L. Iron oxide removal from soils and clays by dithionite
citrate system buffered with sodium bicarbonate. 7th Nat. Conf. on clays and clay
minerals, 1960.
19. Nalovic Lj., Humbel Fx. Contribution à l’étude de la localisation des différentes for¬
mes de composés de fer au sein de quelques sols du Caméroun. Cah. ORSTOM, sér.
pédol., 1971, v. IX, N 3.
20. Ségalen P. Note sur une méthode de détermination des produits minéraux amorphes
dans certains Sols à hydromorphes tropicaux. Cah. ORSTOM, sér. pédol., 1968,
v. VI, N 1.
Университет Дружбы народов Дата поступления
им. П. Лумумбы 11.11.1976 г.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.417.2
Н. А. ТИТОВА
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО ТОНКОДИСПЕРСНЫХ ФРАКЦИЯ
ЦЕЛИННЫХ ПОЧВ СОЛОНЦОВОГО КОМПЛЕКСА
КАЛМЫЦКРЙ СТЕПИ
Исследованы предколлоидные (1—0,2 мк) и коллоидные (<0,2 мк) фрак¬
ции солонца и светло-каштановой почвы, выделенные путем отмучивания
или диспергирования почвы ультразвуком. С помощью химических методов
и ИК-спектроскопии выявлен ряд четких закономерностей в составе орга¬
нического вещества фракций и обнаружены различия в структуре гумино-
вых кислот солонцового и надсолонцового горизонтов в целом, а также в
структуре гуминовых кислот предколлоидных и коллоидных фракций.
В настоящее время определение состава гумуса используется в каче¬
стве одной, из основных характеристик различных типов почв. Однако
общепринятые методы определения состава гумуса [11, 12, 18, 20], поз¬
воляющие установить соотношение основных групп гумусовых веществ,
лишь весьма приблизительно характеризуют их связи с минеральной
частью почвы. Между тем именно эти связи в значительной мере опре¬
деляют специфические генетические свойства современных почв. Послед¬
ним, по-видимому, объясняется неизменный интерес исследователей к
вопросам изучения взаимодействия гумусовых веществ с минеральной
частью почвы [2, 3, 6, 14, 17, 21, 26—28, 32].
Этот интерес особенно возрос в последние годы, когда появилась ме¬
тодическая возможность исследовать органо-минеральные комплексы,
выделенные непосредственно из почвы сравнительно мягкими приемами
в мало измененном состоянии — путем разминания или обработки ульт¬
развуком [5, 10, 23—25, 29, 30, 31, 33, 35].
Изучение таких органо-минеральных комплексов, возможно, позво¬
лит более отчетливо выявить различия в природе и свойствах органиче¬
ских веществ различных почвенных объектов, чем изучение почвы в
целом.
В настоящей статье приведены результаты исследования органо-ми¬
неральных комплексов сухостепных почв. Объектами наших исследова¬
ний служили целинные почвы солонцового комплекса центральной части
водораздела Ергенинской возвышенности — солонец среднестолбчатый
и светло-каштановая почва, подробно охарактеризованные нами ра¬
нее [19].
Тонкодисперсные фракции — предколлоидная (1—0,2 мк) и коллоид¬
ная (<0,2 мк), представляющие собой по существу естественные орга¬
но-минеральные комплексы, были выделены из гор. А, В/, В " и ВС
солонца и А/, А", В, и ВС светло-каштановой почвы двумя методами:
1) отмучиванием после разминания в пастообразном. состоянии [1, 5]
и 2) обработкой образцов ультразвуком с последующим разделением
фракций на центрифугах [23]. (
Общий органический углерод во фракциях определяли методом мок¬
рого сожжения по И. В. Тюрину, общий азот — по Кьельдалю в варианте
Шаймухаметова [22].
37
Таблица 1
Содержание общего углерода и азота (%) в тонко дисперсных фракциях почв Калмыкии
Горизонт,
глубина,
см
С0рг
исходной
почвы, %
C/N
Размер
фрак¬
ции,
мк
С
N
C/N
С | N
C/N
N0pr
исход¬
ной
почвы
разминание
ультразвук
Солонец среднестолбчатый
Аь
0-11
1,09
0,10
10,9
1-0,2
<0,2
Не опр.
»
0,40
0,39
—
3,34
3,24
0,44
0,42
BÏ,
11—17
1,16
0,13
8,9
1—0,2
<0,2
1,69
1,34
0,25
0,18
6,8
7,4
1,61
1,36
0,21
0,18
в",
0,95
0,11
8,6
1—0,2
1,32
0,24
5,5
1,57
0,21
17-22
<0,2
1,30
0,24
5,4
1,08
0,14
ВС,
90-100
0,19
Не опр.
—
1-0,2
<0,2
0,44
1,03
0,14
0,12
3,1
8,6
0,44
0,50
0,08
0,08
Светло-каштановая
а;,
1,61
0,18
8,9
1-0,2
Не опр.
0,43
—
3,23
0,41
0-9
<0,2
»
0,36
—
3,06
0,40
а;,
1,04
0,12
8,7
1—0,2
2,68
0,48
5,6
1,86
0,24
9-18
<0,2
1,67
0,22
7,6
1,30
0,17
Вь
Л 07
А А А
Q Q
1—0,2
1,52
0,24
6,2
1,80
0,22
20-30
и,У/
U, 11
0,0
<0,2
1,54
0,24
6,4
1,30
0,18
ВС,
90-100
0,18
Не опр.
—
1—0,2
<0,2
0,52
0,90
0,10
0,24
5,2
3,8
0,50
0,60
0,06
0,09
7.6
7.7
7.6
7.6
7.5
7.5
5.5
6,2
7,9
7.6
7.7
7,5
8,2
7,1
8,3
6.7
Качественный состав органического вещества тонкодисперсных фрак¬
ций исследовали следующим образом. Фракции подвергали трем после¬
довательным обработкам: 1) наверку фракции исчерпывающе (много¬
кратно) экстрагировали в полиэтиленовых центрифужных пробирках
смесью 0,1 М Na4P207 с 0,1 п NaOH (pH 13,0) при комнатной темпера¬
туре и соотношении почва : смесь, равном 1:20, как рекомендуется по
методике Кононовой и Бельчиковой [13]. Объединенные экстракты со¬
ставили вытяжку I; 2) оставшуюся фракцию после отделения вытяжки I
дважды обрабатывали смесью кислот HC1+HF (12 мл конц. HF в 1 л
0,1 п НС1; 18-часовое настаивание) с последующим отмыванием водой
до отрицательной реакции на СГ-ион; 3) после этого остаток фракции
вновь многократно обрабатывали щелочной смесью, как б п. 1. Объеди¬
ненные экстракты составили вытяжку II.
В вытяжках I и II определяли общее содержание углерода и углеро¬
да гуминовых кислот (их осаждали подкислением вытяжки H2S04 до
pH 1,0); углерод фульвокислот рассчитывали по разности. В остатках
фракций после всех трех обработок определяли общий азот.
Кроме того, после окончания каждой обработки часть фракции ис¬
пользовали для получения ИК-спектра и рентген-дифрактограмм в ка¬
честве контроля за минеральной частью фракций. Материалы, характе¬
ризующие изменение минеральной части фракций, здесь не рассматри¬
ваются.
Как видно из табл. 1, оба примененных метода выделения позволяют
получить фракции с довольно близким содержанием углерода и азота.
Все изученные фракции обогащены углеродом и азотом по сравнению
с исходной почвой, причем предколлоидные фракции всех горизонтов,
кроме гор. ВС, обогащены в несколько большей степени, чем колло¬
идные.
Обращает внимание резкое различие в степени обогащения углеро¬
дам и азотом фракций гор. А и В солонца. Во фракциях гор. А (табл. 1,
ультразвук) содержание этих элементов примерно в 3 раза выше, чем
в исходной почве, во фракциях же солонцового горизонта содержание
38
Таблица 2
Качественный состав органического вещества тонкодисперсных фракций солонца
, ' и светло-каштановой почвы
Горизонт,
глубина, см
Размер
фрак¬
ции,
мк
Разминание
Ультразвук
С0рг
фрак¬
ции,
%
вытяжка I
вы¬
тяж¬
ка II
остаток
сорг
фрак¬
ции,
%
вытяжка I
вы¬
тяж¬
ка II
остаток
С, %
к весу
фрак¬
ции
Сгк
Сфк
С. %
к весу
фрак¬
ции
С. %
от С
фрак¬
ции
(по
раз¬
нос¬
ти)
^орг»
%
С, %
к весу
фрак¬
ции
Сгк
Сфк
С. %
к весу
фрак¬
ции
С, %
от С
фрак¬
ции
(по
раз¬
нос¬
ти)
орг,
%
\
% от С
фрак¬
ции
% от С
фрак¬
ции
% от С
фрак¬
ции
% от С
фрак¬
ции
Солонец среднестолбчатый
углерода превышает таковое исходного образца гор. В/ лишь в 1,1—
1,6 раза.
Близкие нашим данные были полученьт Градобоевым, Коровицкой,
Парфеновым [9], Градобоевым [7, 8]. Этими авторами для средних и
корковых солонцов Омской области было установлено более высокое со¬
держание гумуса в предколлоидных фракциях гор. В по сравнению с
таковым в коллоидных фракциях, где содержание гумуса находилось на
уровне его средних значений в почве. Витман, Парфенов, Семенкин [4]
39
показали, что в коллоидной фракции воднопептизируемого ила тех же
солонцов содержание гумуса не выходило за пределы его содержания
в почве.
Судя по отношению С/N (табл. 1), органическое вещество изучаемых
фракций несколько богаче азотом по сравнению с почвой в целом.
Близкие.нашим данные были получены для гор. Bnt канадского тяже¬
лосуглинистого солонца Аршадом и Лоувом [24]. Более узкое отноше¬
ние С/N в глинистых комплексах, выдёленных из нескольких почв при¬
емом ультразвукового диспергирования, по сравнению с комплексами
большего размера и подвой в целом наблюдали также Кьюма, Хуссейн
и Кавагучи [29].
Обратимся к данным, характеризующим качественный состав орга¬
нических веществ фракций (табл. 2). Основное количество органиче¬
ских веществ извлекается при первой исчерпывающей обработке фрак¬
ций смесью пирофосфата со щелочью. В вытяжку I переходит из верх¬
них горизонтов до 50% от исходного органического углерода в комп¬
лексах, выделенных разминанием, и до 60%—в комплексах, получен¬
ных при обработке ультразвуком. В большинстве случаев относительно
большее количество органических веществ извлекается из более тонких
коллоидных фракций, что объясняется составом гумуса; на этом мы
остановимся ниже.
Увеличение растворимости органических веществ последовательно в
0,1 п NaOH и 0,1 М Na4P207 по мере уменьшения размера частиц ком¬
плексов наблюдали и другие исследователи [24, 29].
При второй обработке щелочной смесью (после разрушения мине¬
ральной части фракций кислотами HC1 + HF) извлекалось дополнитель¬
ное количество органических веществ, составляющее для коллоидных
фракций 4—8, максимально 12%, для предколлоидных—10—12, мак¬
симально—14% от исходного содержания углерода во фракциях.
Из данных табл. 2 следует также, что вниз по профилю как в солон¬
це, так и в светло-каштановой почве, количество органических веществ,
извлекаемых первой обработкой из предколлоидных и коллоидных
фракций, относительно уменьшается, составляя в гор. ВС 19—38% от
исходного содержания углерода, что говорит о болеё прочных связях
органических веществ с минеральной частью в нижних горизонтах.
Очень четкие различия получены в соотношении групп гумусовых
веществ, выделенных первой обработкой из разных по размеру частиц
фракций. В органической части предколлоидных фракций преобладают
гуминовые кислоты, в органической части коллоидов — фульвокислоты.
С фульвокислотным характером органического вещества коллоидных
фракций и связано, по-видимому, его относительно более легкое выде¬
ление вытяжкой I. Близкие закономерности были отмечены для качест¬
венного состава гумуса тонкодисперсных фракций солонцов Сибири
[7, 8, 9].
Заканчивая рассмотрение данных табл. 1 и 2, отметим, что мы не
обнаружили существенных различий между двумя примененными прие¬
мами выделения фракций. Поэтому для последующих исследований мы
ограничились фракциями гор. А и В солонца, полученными методом об¬
работки ультразвуком.
Из вытяжек I для предколлоидных и коллоидных фракций этих гори¬
зонтов были препаративно выделены гуминовые кислоты, для которых
были сняты ИК-спектры. С этой целью 1—2 мг гуминовых кислот за¬
прессовывали в таблетки с КВг, которые после сушки в вакууме при
температуре. 45—50° в течение 24 час. снимали на ИК-спектрометре
UR-2Ô в области от 400 до 3800 см~1. Полученные ИК-спектры гумино¬
вых кислот фракций, а также спектры гуминовых кислот исходных гор. А
и В солонца представлены на рисунке. При расшифровке спектров поль¬
зовались главным образом последним обобщением Орлова [15].
40
При рассмотрении спектров гуминовых кислот гор. А и В солонца
(рисунок, А, 1, В, 1•) обнаруживаются существенные различия в области.
1720—1600 см~1. Так, в гуминовых кислотах надсолонцового горизонта
наблюдается интенсивное поглощение при 1725 см~1, обязанное колеба¬
ниям свободных карбоксильных групп. Наблюдается также полоса при
1640 см~*, объясняемая колебаниями сопряженных С=С ароматических
связей и возможным Наложением полосы Амид I. В спектре гуминовых
кислот солонцового горизонта резко выражена ароматическая часть,
характеризуемая весьма интенсивной полосой поглощения с максимумом
при 1610—1620 см~1. На ее высокочастотном крыле намечается лишь
слабый уступ при 1710—1720 см~1. Имеется также узкая четкая полоса
1410 см~1, возможно, 'за счет фенольных групп. В других интервалах,
существенных различий в спектрах гуминовых кислот обоих горизонтов^
не наблюдается.
Спектры гуминовых кислот, выделенных из предколлоидных и кол¬
лоидных фракций, отличаются от спектров исходных препаратов боль¬
шим набором полос. Так, в спектре гуминовых кислот предколлоидной
фракции гор. А (рисунок, А, 2) заметно усиливаются полосы поглоще¬
ния при 2860 и 2940 см~1 (валентные колебания С—Н рлифатических
метиленовых групп) и появляется слабая, но четкая полоса при 1440—
1460 см-1, по-видимому, за счет деформационных колебаний тех же
групп. Отмечается также резкое усиление интенсивности полосы'
1230 см~1 (С—О карбоксильных групп и фенольные гидроксилы); име¬
ется четкая полоса при 1070 смг*. В спектре гуминовых кислот из кол¬
лоидной фракции гор. А (рисунок, А, 3) по сравнению с предколлоидной
отмечается сдвиг полосы поглощения 0=0 карбоксильных групп до
1740 см~1 и С = С ароматических до 1655 см~\ возможно, за счет нало¬
жения полосы Амид I; появляется четкая полоса Амид II при 1540—
1560 см-1. Последнее согласуется с повышенным содержанием азота в
этих гуминовых кислотах, о чем говорят следующие данные: процент N
в гуминовых кислотах гор. А в целом (0—11 см) равнялся 4,40, в гуми
новых кислотах предколлоидной фракции — 5,68, в гуминовых кислотах
41’
коллоидов — 7,64. Кроме того, в спектре гуминовых кислот коллоидной
фракции усиливается интенсивность полос поглощения С—Н алифати¬
ческих метиленовых групп (2860 и 2940 см-1), причем на последней по¬
лосе четко обособляется плечо 2960 см~\ по-видимому, за счет колеба¬
ний С—Н метальных групп. Одновременно усиливается полоса 1440—
1460 см-1.
В спектрах гуминовых кислот фракций гор. В солонца отмечаются те
же основные закономерности. В гуминовых кислотах предколлоидной
фракции (рисунок, В, 2) более четко выявляется плечо 1700—1730 см~\
усиливаются и становятся более четкими полосы 2860 и 2940 см~*.
В спектре гуминовых кислот коллоидной фракции (рисунок, В, 3)
еще более сильно выражены полосы 2860 и 2940 см-1 с отчетливым пле¬
чом 2960 см~1 и связанная с ними полоса 1440—1460 см-1. Полоса погло¬
щения свободных карбоксильных групп смещается до 1740 см~\ а по¬
лоса С = С и C = N ароматических — до 1660 см-1. Так же, как и в
спектре гуминовых кислот из коллоидной фракции гор. А, появляется
четкая полоса Амид II. Присутствует полоса 1410 см~1 и значительно
увеличивается интенсивность полос при 1230 и 1050 см-1.
Полученные нами данные свидетельствуют о том, что с различными
(по размеру частиц) фракциями гор. А и В солонца связаны различные
по природе гумусовые вещества, осаждаемые по типу гуминовых кислот
из вытяжки I. В отличие от гуминовых кислот гор. А и В в целом гуми-
новые кислоты предколлоидных и коллоидных фракций представляют
собой более восстановленные соединения, о чем говорит усиление полос
поглощения алифатических СН2- и СН3-групп. Гуминовые кислоты кол¬
лоидных фракций, кроме того, содержат повышенное количество азота
и имеют в спектрах четко выраженные полосы Амида II, что может
говорить о значительном участии в их структуре полипептидных компо¬
нентов [15, 16].
Рассмотренные спектры гуминовых кислот коллоидных фракций (ри¬
сунок, А, 5, В, 3) близки к III типу ИК-спектров Стивенсона и Гоха [34],
который характеризуется наличием выраженных полос, типичных для
белков и углеводов (1540 и 1050 см-1), и более отчетливо выраженной
адсорбцией алифатических С—Н (2900 см-1).
Увеличение интенсивности полос поглощения алифатических групп в
спектрах гуминовых кислот по мере уменьшения размера частиц гли¬
нистых фракций наблюдали также Аршад и Лоув [24].
Выводы
1. Предколлоидные и коллоидные фракции различных гор. солонца,
кроме гор. В/, и светло-каштановой почвы, выделенные как методом
разминания, так и методом обработки ультразвуком, содержат в 1,5—
3 раза больше органического углерода и в 2—4 раза больше азота, чем
почва в целом. Фракции солонцового гор. В/ обогащены углеродом и
азотом относительно меньше — в 1,1—1,6 раза. Причина этой законо¬
мерности не ясна и подлежит дальнейшему исследованию.
Судя по отношению C/N, органическое вещество фракций богаче
азотом, чем органическое вещество исходной почвы.
2. При. первой исчерпывающей экстракции органического вещества
смесью пирофосфата со щелочью (pH 13,0) из фракций верхних горизон¬
тов солонца и светло-каштановой почвы извлекается до 50—60% от
исходного содержания углерода, из фракций нижних горизонтов — 20—
40%. При второй экстракции после разрушения минеральной части
смесью HC1 + HF извлекается дополнительно не более 12—14%. Поэто¬
му для суждения о характере гумусовых веществ тонкодисперсных фрак¬
ций при массовых анализах можно, по-видимому, ограничиться первой
исчерпывающей обработкой фракций названной выше смесью.
42
3. В составе органических веществ предколлоидных фракций (вы¬
тяжка I) преобладают гуминовые кислоты, коллоидных фракций —
фульвокислоты.
4. С помощью ИК-спектроскопии обнаружено различие в структуре
гуминовых кислот исходных образцов, взятых из гор. А и В солонца:
гуминовые кислоты, выделенные из солонцового горизонта, характери¬
зуются более выраженной ароматической частью.
5. Спектры гуминовых кислот тонкодисперсных фракций гор. А и В
солонца отличаются от спектров гуминовых кислот исходных образцов
• следующими признаками. В спектрах гуминовых кислот предколлоид¬
ных фракций усиливаются полосы поглощения алифатических групп.
В спектрах же гуминовых кислот коллоидов, кроме этого, появляются
полосы Амид I и Амид II, свидетельствующие о значительном участии
в структуре этих гуминовых кислот полипептидных компонентов. Послед¬
нее подтверждается повышенным содержанием азота (7,6%) в гумино¬
вых кислотах коллоидных фракций. Отмеченные особенности спектров
гуминовых кислот различных по размеру частиц фракций характерны
как для гор. А, так и для гор. В солонца.
Приведенные материалы позволили выявить ряд четких закономер¬
ностей в составе и природе органического вещества предколлоидных и
коллоидных фракций исследованных почв. Однако причины этих зако¬
номерностей остаются не вполне ясными.
Литература
1. Айдинян Р. X. Выделение почвенных коллоидов без химической обработки. Кол¬
лоидный ж., 1947, т. 9, вып. 1.
2. Александрова Л. Н. О применении пирофосфата натрия для выделения из почвы
свободных гумусовых веществ и их органо-минеральных соединений. Почвоведе¬
ние, 1960, № 2.
3. Александрова Л. Н. Современные представления о природе гумусовых веществ и
их органо-минеральных производных. В сб.: Проблемы почвоведения. М., Изд-во
АН СССР, 1962.
4. Витман Р. А., Парфенов А. ИСеменкин А. И. Физико-химические свойства солон¬
цов Омской области. Научн. тр. Омск. СХИ им. С. М. Кирова, т. 87, 1970.
5. Горбунов Н. И. Высокодиспереные минералы и методы их изучения. М., Изд-во
АН СССР, 1963.
6. Горбунов Н. И., Ерохина Г. Л., Щурина Г. Н. Связь минеральной части почв с
, гумусовыми веществами. Почвоведение, 1971, № 7.
7. Градобоев Н. Д. Состав гумуса солонцов Омской области. Научн. тр. Омск. СХИ
им. С. М. Кирова, т. 87, 1970.
8. Градобоев п. Д. Современное состояние проблемы генезиса солонцов Зап. Сиби¬
ри. В сб.: Мелиорация солонцов, ч. 1. М., 1972.
9. Градобоев Н. Д., Коровицкая Е. Н., Парфенов А. И. Качественный состав гумуса
солонцов лесостепной зоны Омской области и степень солонцеватости их. Докл.
•сиб. почвов. IX Междунар. конгр. почвов. Новосибирск, 1968.
10. Градобоев Н. Д., Семендяева Н. ВЗубарева Р. Д. Минералогический состав или¬
стых фракций солонцов Омской области. Научн. тр. Омск. СХИ им. С. М. Кирова,
т. 87, 1970.
11. Кононова М. М. Проблема почвенного гумуса и современные задачи его изучения.
М., Изд-во АН СССР, 1951.
12. Кононова М. М. Органическое вещество почвы. М., Изд-во АН СССР, 1963.
13. Кононова М. М., Бельчикова Н. П. Ускоренные методы определения состава гумуса
минеральных почв. Почвоведение, 1961, № 10.
.14. Лейн 3. Я. К вопросу о формах связи гумуса с минеральной частью почвы. Почво¬
ведение, 1940, № 10.
15. Орлов Д. С. Гумусовые кислоты почв. Изд-во МГУ, 1974.
16. Орлов Д. С. Вопросы идентификации и номенклатуры гумусовых веществ. Почво¬
ведение, 1975, № 2.
17. Орлов Д. С., Пивоварова И. А., Горбунов Н. И. Взаимодействие гумусовых веществ
с минералами и природа их связи. Агрохимия, 1973, № 9.
18. Пономарева В. В. К методике изучения состава гумуса по схеме И. В. Тюрина.
Почвоведение, 1957, № 8.
19. Титова Н. А. Природа гумуса и формы его связи с минеральной частью целинных
и освоенных почв сухостепного ряда юго-востока Европейской части СССР. В сб.:
Органическое вещество целинных и освоенных почв. М., «Наука», 1972.
43
20. Тюрин И. В, Из результатов работ по изучению состава гумуса в почвах СССР;.
Проблемы сов. почвоведения, сб. 11 Изд*во АН СССР, 1940.
21. Хан Д. В. Органо-минеральные соединения и структура почвы. М., «Наука», 1969:.
22. Шаймухаметов М. Ш. Высокопроизводительный аппарат для отгона аммиака..
Агрохимия, 1971, № 4.
23. Шаймухаметов М. Ш., Воронина К. А. Методика фракционирования органо-глин¬
ных комплексов почв с помощью лабораторных центрифуг. Почвоведение, 1972,.
№8.
24. Arshad М. A., Lowe L. Е. Fractionation and characterization of naturally occuringf
organo-clay complexes. Soil Sci. Soc. Amer. Pro., v. 30, N 6, 1966.
25. Dudas M. J., Pawluk S. Naturally occuring organo-clay complexes of orthic black:
chernozems. Geoderma, v. 3, N 1, 1969.
26. Edwards A. P. Clay-humus complexes in soils. Meeting of Commissions II a. IV In-
ternat. Soil Sci. Soc., Transactions. Aberdeen, 1967.
27. Greenland D. /. Interaction between clays and organic compounds in soils. Part II.
Adsorption of soil organic compounds and its effect on soil properties. Soils a. Fer¬
tilizers, v. 28, N 6, 1965.
28. Greenland D. J. Interactions between humic and fulvic acids and clays. Soil Sci.,-
v. Ill, N 1, 1971.
29. Kyuma K-, Hussain A., Kawaguchi K. The nature of organic matter in soil organo-
mineral complexes. Soil Sci. a. Plant Nutr., v. 15, N 4, 1969.
30. Lowe L. E., Parasher C. D. Observations on clay-size organo-mineral complexes iso¬
lated from soil by ultrasonic dispersion. Canad. J. Soil Sci., v. 51, N 1, 1971.
31. Lutwick L. E. Thermal decomposition reactions of clay-organic matter complexes
and organic matter separated from a black cl\ernozemic soil. Canad. J. Soil Sci.,-
v. 52, N 3, 1972.
32. Mortland M. M. Clay-organic complexes and interactions. Advances in Agronomy,,
v. 22, 1970.
33. Parasher C. D., Lowe L. E. Isolation of clay-size organo-mineral complexes from
soils of the Lower Frasser Valley. Canad. J. Soil Sci., v. 50, N 3, 1970.
34. Stevenson F. Goh К. M. Infrared spectra of humic acids and related substances.
Geochimica et Cosmochijnica Acta, v. 35, N 5, 1971.
35. Wada H., Kanazawa S. Method of fractionation of soil organic matter according to-
its size and density. I. J. Sci. Soil a. Manure (Japan), v. 41, N 7, 1970 — по резюме*
из Soil Sci. a. Plant Nutr., v. 17, p. 132, 1972.
Почвенный институт Дата поступления
им. В. Д. Докучаева 17.VI1.1975 г.
N. A. TITOVA
THE ORGANIC MATTER OF FINE FRACTIONS IN SOILS
OF KALMYK STEPPE
The 1—0,2 ija and less than 0,2 \i fractions of a solonetz and a light-chestnut soil*
of Kalmyk steppe isolated by sedimentation or by ultrasonic vibration have been studied.
Up to 50—60 per cent of carbon in fractions were isolated during the first exhaustive-
treatment and only 12—14 per cent —during the second treatment with an alkaline mix¬
ture after the destruction of the mineral part with acids. Humic acids were dominant in*
the 1—0,2 \i humus fraction and fulvic acids — in the less than 0,2 fi fraction. By means
of i. r. spectra differences in the structure of humic acids in the above-solonetz and solo¬
netz horizons have been revealed as well as of humic acids in the 1—0,2 \i and less tharc-
0,2 \i fractions. Humic acids of the solonetz horizon are characterized by a distinctly*
expressed aromaticity. Polypeptides take an important part in the formation of humic
acid structures in the less than 0,2 \i fraction of the A and B horizons of the solonetz^
This is confirmed by a higher content of nitrogen in them.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Л 976
№ 7
УДК 631.416.8
И. Т. МОИСЕЕВ, Ф. А. ТИХОМИРОВ,
Р. М. АЛЕКСАХИН, Л. А. РЕРИХ, В. Г. САЛЬНИКОВ
ПОВЕДЕНИЕ i37Cs В ПОЧВАХ И ЕГО НАКОПЛЕНИЕ
В СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ РАСТЕНИЯХ
В модельно-полевых и полевых опытах на выщелоченном черноземе
изучена динамика форм 137Cs в почве и его переход в сельскохозяйственные
растения, а также дана сравнительная оценка содержания форм ,37Cs и MSr
в разных типах почв.
При исследовании поведения долгоживущих искусственных радио¬
нуклидов 90Sr и 137Cs в системе почва—растение приоритет принадле¬
жит 90Sr. Однако при оценке потенциальной опасности накопления в
урожае радиоактивных продуктов деления вследствие их перехода из
почвы 137Cs может также играть в отдельных случаях весьма важную
роль. Это обусловлено, с одной стороны, большим количеством mCs в
радиоактивных отходах [Bruce, 20], а с другой стороны, интенсивным
накоплением wCs в растениях на почвах некоторых типов, достаточно
.широко распространенных в нашей стране. В ряде случаев переход 137Cs
в растениеводческую продукцию может быть сравним с переходом ,0Sr
и даже быть выше [6].
Вопросам почвенной химии 137Cs и его поступлению в растения по¬
священы исследования Клечковского с соавт. [5], Юдинцевой и Гуляки-
на [19], Марея и др. [6], Фредрикссона и др. [17], Расселла [13].
В последние годы было выявлено несколько важных неизученных аспек¬
тов поведения 1S7Cs в системе почва — растение. На основании исследо¬
ваний ряда авторов [3, 11,] высказывается мнение о том, что ,37Cs с те¬
чением времени более прочно закрепляется в минеральной части почвы
и его биологическая доступность, а следовательно, и переход в растения,
уменьшаются. Эти выводы основаны преимущественно на результатах
исследований глобальных выпадений или экспериментов с внесением
радионуклида на поверхность целинных почв. Такое уменьшение погло¬
щения 137Cs растениями обусловлено, по-видимому, в основном тем, что
в начальный период значительная часть i37Cs не связана с почвой и на¬
ходится в легкодоступной для растений форме в составе дернины и рас¬
тительных остатков. По мере разложения органических остатков и за¬
крепления 137Cs в почве интенсивность его поступления в растения умень¬
шается [13].
В другой серии работ [14, 15] приведены результаты лабораторных
экспериментов по сорбции — десорбции 137Cs в почве. Показано, что не¬
посредственно после внесения wCs в почву значительная его часть на¬
ходится в обменной форме, затем содержание обменного mCs быстро
уменьшается. Однако детальных данных по динамике этого процесса
нет, а результаты лабораторных исследований не содержат сведений об
изменении поступления ,37Cs в растения со временем. Поэтому приво¬
димые их авторами соображения о снижении биологической доступности
137Cs в течение нескольких лет после его внесения в почву не являются
убедительными. В частности, согласно многолетним исследованиям
Гулякина и Юдинцевой [4], проведенным в вегетационных опытах с
45
Таблица Г
Агрохимические показатели а механический состав почв
Почва
Гумус,
% (по
pH
Обменные основа¬
ния, мгэкв/100 г
почвы
н
К. об¬
менный
Содержание фрак¬
ций, %; размер
частиц, мм
Тю¬
рину)
водный
солевой
Са-
мг*
мг*экв/\00 г
почвы
<0,001
<0,01.
Чернозем выщело¬
ченный средне¬
суглинистый
5,30
7,2
6,8
19,8
12,5
1,14
1,10
18,7
31,5
Дерново-подзолис¬
тая легкосугли¬
нистая
1,73
6,1
4,8
6,9
1,8
4,29
0,32
6,8
21,8
Аллювиально-слоис¬
тая супесчаная
0,31
7,9
7,6
8,8
0,8
Нет
0,11
3,5
11,1
овсом и горохом, уменьшения поступления 137Сб в эти растения с тече¬
нием времени не обнаружено. Остаются недостаточно изученными меха-
низмы «фиксации» 137Сз в почвах (перехода его в более труднодоступ¬
ные для усвоения формы).
Для выяснения этих вопросов нами поставлены модельно-полевые и
полевые эксперименты с целью изучения динамики изменения форм 137Св
в почве и интенсивности его поступления в урожай сельскохозяйствен¬
ных растений в многолетнем цикле после разового внесения 137Св. Про¬
ведена сравнительная оценка динамики форм ,37Сз и "Бг в различных
типах почв, определены количественные параметры перехода 137Св из
почвы для прогноза загрязнения сельскохозяйственных растений этим
нуклидом, а также представлены некоторые особенности поступления
137Сз в растения (влияние биологических особенностей растений, сопря¬
женный переход 137Сб и его химического аналога — К).
Многолетние опыты по изучению форм 137Сэ в почве и его перехода
в растения проводили на выщелоченном черноземе, характеризующемся
следующими показателями: содержание гумуса (по Тюрину) равна
5,1%, обменных Са , (трилонометрически) и К' (по Масловой) со¬
ответственно 31; 6 и 0,67 мг-экв/1(Ю г почвы, гидролитическая кислот¬
ность почвы (по Каппену) 3,7 мг-экв/100 г, pH водный 6,6; солевой 5,7;
содержание фракций (по Качинскому) <0,001 мм — 29,13%,
<0,01 мм — 50,95%.
Модельно-полевые эксперименты проводили в ящиках без дна (0,5 X
ХО,5ХО,5 ж), вкопанных в почву. 137Сз без носителя вносили в виде
раствора 137Сз Ы03 в слой почвы 0—20 см из расчета 1,12 мкюри[м%,
имитируя вспашку обычным плугом. Количество почвы в одном ящике
140 кг. Полевые опыты поставлены на площади 0,11 га, размер делянок
10 м2. 137Сз (в той же форме) вносили на поверхность участка из расче¬
та 0,77 мкюри/м2 с последующим перемешиванием почвы на глубину до
20 см болотными зубчатыми дисками. Ежегодно в обоих опытах в почву
вносили минеральные удобрения Ы90Р90К90 в виде Ыаа, Рс и Кс- Объек¬
тами исследования в модельно-полевых и полевых экспериментах слу¬
жили зерновые и зернобобовые культуры и картофель. Повторность
опытов четырехкратная. В почвах модельно-полевого и полевого опытов
в течение всего периода исследований определяли содержание 137Сз в
водно-растворимой и обменной формах. Кроме того, был заложен мо¬
дельно-полевой опыт по сравнительному изучению форм 137Сз и "Бг на
различных типах почв. В качестве объекта исследования взяты чернозем
выщелоченный, дерново-подзолистая неокультуренная почва и аллюви¬
ально-слоистая почва, агрохимическая характеристика и механический
состав’ которых представлены в табл. 1.
46
Таблица 2
Содержание водно-растворимой и обменной форм 18,С$ и *#8г в различных
почвах, в % от внесенного количества
•о$г
Почва
водно-раст¬
воримый
обменный
водно-раство¬
римый
обменный
Чернозем выщелоченный
среднесуглинистый
Дерново-подзолистая
0,05±0,01,
6,45±0,23
1,12±0,1б
68,3±2,3
легкосуглинистая
Аллювиально-слоистая су¬
0,32±0,01
2,26±0,12
1,47±0,06
73,7±1,2
песчаная
0,85±0,03
8,32±0,27
2,88±0,12
82,0±3,5
“’Сэ в форме 137СзМ03 вносили в почву без носителя в количестве
2,18 мкюри/м2 в слой 0—20 см весом 60 кг; 998г в форме 908гС12 без но¬
сителя внесен в тот же слой почвы из расчета 1,12 мкюри/мг. Отбор
проб почв для определения ‘"Сэ и *°8г в водно-растворимой и обменной
формах проведен через четыре дня после внесения радионуклидов. Про¬
бы почв взяты на глубину внесения радионуклидов из 10 точек. После
тщательного перемешивания почвы отбирали средний образец. Анализы
проводили в четырехкратной повторности. Водно-растворимую форму
‘"Сэ и 908г определяли при разовой обработке почвы дистиллированной
водой при соотношении почвы к воде как 1:5с последующим встряхи¬
ванием на ротаторе в течение 1 часа и суточным цыдерживанием раство¬
ра. Растворы фильтровали и отбирали аликвоту на измерение содер¬
жания ‘"Сэ и 908г. Обменные формы ‘"Се и 908г определяли после
десорбции 1 п СН3СООЫН4 (pH 7) при однократной, а также при мно¬
гократной обработке до полного удаления обменного Са из почвы. Кон¬
центрацию 137Сз в почве, растворах и растениях измеряли на гамма-
спектрометре с кристаллом 1ЧаЛ(Т1), "¿г — радиометрически на счетчи¬
ке р-излучения. Ежегодно в почвах определяли содержание обменного
К (с учетом внесенного с удобрениями) методом пламенной фотометрии.
Результаты обработаны статистически (в таблицах указаны средние
величины и среднеквадратичные ошибки).
Подвижность 137Св в почвах и его доступность для растений зависят
от содержания усвояемых* форм радионуклида, которое в зависимости
от типа почвы сильно варьирует (табл. 2). Относительная концентрация
водно-растворимой формы 137Сз в легких малоплодородных почвах (ал¬
лювиально-слоистая супесчаная) была в 17 раз выше, чем в выщелочен¬
ном среднесуглинистом черноземе. Содержание обменного ,37Св в изу¬
ченных почвах варьирует от 2,26 до 8,32% . Сравнительно высокое содер¬
жание обменной формы 137Св в аллювиально-слоистой почве по сравне¬
нию с дерново-подзолистой почвой, по-видимому, связано с механиче¬
ским и минералогическим составом этих почв. Известно, что из почв,
содержащих повышенные количества каолинита, мусковита, гидромуско¬
вита, “’Сэ десорбируется легче, чем из почв, обогащенных монтморил-
лонитовыми глинами [2].
Приведенные данные по содержанию ,37С$ в обменной форме в це¬
лом близки к нижним значениям концентрации радионуклида в той же
форме при его поступлении в почву в составе глобальных выпадений:
в дерново-подзолистых и дерново-луговых песчаных и супесчаных поч¬
вах содержание обменного 137Сз в этих условиях составляет 6—15%
[6]. Лишь в торфяно-глеевых и дерново-подзолисто-глеевых почвах
районов Украинского и Белорусского полесий доля обменного и кислот¬
но-растворимого |37Сз повышается до 12—26% [3], достигая максималь¬
ных величин (70%) в легких по механическому составу полугидроморф-
ных почвах с малой емкостью поглощения [12].
47
Для сравнения поведения в почвах 137Св и другого долгоживущего
радиоактивного продукта деления — "Эг в табл. 2 представлены данные
■о содержании водно-растворимой и обменной форм "Бг. Известно, что
"вг вытесняется из твердой фазы почвы более интенсивно, чем ,37Сз. Это
•подтверждается и нашими данными: содержание водно-растворимого и
обменного 137Св в почвах соответственно в 3—22 и 10—33 раза меньше,
чем "Эг при одинаковых условиях десорбции.
Многолетние исследования по динамике подвижных форм ‘"Се в поч¬
вах в условиях полевого и модельно-полевого экспериментов показали,
что каких-либо однозначных тенденций уменьшения содержания водно¬
растворимой и обменной форм 137Сз в почве со временем не наблюда¬
ется (табл. 3). Можно лишь отметить флуктуации по годам, что может
быть связано с изменением содержания воды в почвах, вариациями в их
микробиологической активности и связанной с этим разной степенью
иммобилизации ‘"Сэ микроорганизмами и, возможно, с другими изме¬
нениями погодных условий.
Таблица 3
Динамика содержания водно-растворимой и обменной форм 137Сз в выщелоченном
тяжелосуглинистом черноземе, в % от внесенного количества
(I—в полевом опыте, II—в модельно-полевом)
Обменный
Годы
Водно-растворимый
однократная обработка 1 п
СНаСОО*Ш4
Многократная обработка 1 п
СНаСООЫН4
I
II
I
II
I
II
1970
1971
1972
1973
1974
0,07±0.01
0,32±0,11
0,58±0,07
0,59±0,03
0,10±0,01
0.12±0,01
0;30±0,01
0,44±0,01
0,24±0,02
7,23±1,11
6,38±0,32
5,63±0,17
6,51±0,21
4,96±0,48
9,02±0,28
8,33±0,58
7,59±0,23
8,30±0,23
10,06±0,34
12,54+0,32
10,96±0,21
39,71±1 87
10,60±0,30
16,40±0,42
14,31±0,70
14,14±0,35
44,30±1,11
Полученные данные по динамике форм ‘"Сэ в выщелоченном черно¬
земе были сопоставлены с переходом этого радионуклида в сельскохо¬
зяйственные растения. Из экспериментальных данных видно, что среди
изученных сельскохозяйственных культур наблюдаются значительные
межвидовые различия в накоплении 137Св — 8-кратные по зерну и
17-кратные по вегетативным органам (табл. 4). Наименьшее содержание
137Св (7,3—8,2 нкюри/кг воздушно-сухого вещества в расчете на
1 мкюри 13,Сэ/ж2) отмечено в зерне ячменя, проса и пшеницы. Наиболь¬
шая концентрация ‘"Се обнаружена в зерне бобов, клубнях картофеля,
зерне гороха и вегетативных органах этих растений. Зарно чумизы, овса,
гречихи и фасоли по содержанию ‘"Сэ занимает промежуточное положе¬
ние. В генеративных органах “’Сэ накапливается в 2—5 раз меньше,
чем в вегетативных.
Если оценивать содержание ‘"Сэ по отношению к его химическому
аналогу — К (т. е. в цезиевых единицах, 1 ц. е.= 1 пкюри 137Сз на 1 г К),
то межвидовые различия в накоплении радионуклида генеративными и
вегетативными органами оказываются меньше, чем соответствующая
амплитуда колебаний в абсолютном содержании радионуклида: в 3,6 й
6 раз соответственно.
В поступлении ‘“Сэ в растения наблюдается известное сходство с
поступлением его химического аналога—калия. Растения, накапливаю¬
щие больше К, содержат и больше 137С$. Однако прямой зависимости
между накоплением растениями К и 137Сз не обнаружено. Так, содер¬
жание ‘"Сэ в зерне бобов больше, чем в зерне ячменя в 8 раз, а К—
лишь в 2,5 раза. И наоборот, растения ячменя и проса, содержащие оди-
48
наковое количество 137Сб на
•единицу воздушно-сухого веще¬
ства в зерне, различаются по
содержанию К в 2 раза. Коэф¬
фициент корреляции (г) между
содержанием 137Св и К в гене¬
ративных органах 10 изучен¬
ных культур, по нашим дан¬
ным [10], составляет 0,62 ±
±0,08. Отсутствие прямой зави¬
симости между содержанием
137Сз и К в растениях отмечено
и другими авторами [9, 18, 19].
Коэффициент накопления
137Сз в растениях (к. н.), рав¬
ный отношению концентраций
радионуклида в растениях и в
почве (в слое 0—20 см), изме¬
няется в пределах 1,6-10~3—
13,7-10“3 для генеративных ор¬
ганов и 3,5-10~3—5,4*10-2 для
вегетативных. По данным
Юдинцевой и Гулякина [19],
k. н. 157Сз, полученные по дан¬
ным вегетационных опытов,
выше и варьируют от 0,005 до
l, 42 для зерна пшеницы и от
0,02 до 4,19 для соломы. Это
можно объяснить различием
условий в полевых и вегетаци¬
онных опытах. В полевых опы¬
тах 137Сз загрязнен верхний
слой почвы 0—20 см. В этих
условиях корневая система
растений может усваивать эле¬
менты минерального питания
не только из загрязненного
137Сз слоя почвы, но и из дру¬
гих горизонтов. В вегетацион¬
ных опытах 137Сз равномерно
распределен по всему корне¬
обитаемому объему почвы в
сосуде, что, по-видимому, обус¬
ловливает большие величины
к. н. 137Сэ.
Различия в распределении
корневой системы по глубине
почвенного профиля могут при¬
водить к изменению поглоще¬
ния 137Сз растениями в 2—3 ра¬
за [21]. Кроме того, темпера¬
турные условия и влажность
почвы в вегетационных и поле¬
вых опытах неодинаковы, что
также может оказывать суще¬
ственное влияние на величину
к. н. 137Сз.
Для оценки сравните чьной
4 Почвоведение, № 7
49
миграции 137Св и К из почвы в растения были рассчитаны так называе¬
мые наблюдаемые отношения (н. о.), характеризующие сдвиги в отно¬
сительном поступлении элементов — химических аналогов в растения
по сравнению с тем отношением, в котором они находятся в почве,
(137Св : К) в растениях
(И7С5 ; К) в почве
При расчете н. о. использована концентрация К в обменной форме
(0,32 г/кг почвы) с учетом внесенного с удобрениями, а для шСэ учтено
его общее содержание в почве. При таком расчете значения н. о. варьи¬
руют в интервале 0,9-10-4—3,Ы0-4 для зерна и 1,Ы0-4—6,8-Ю-4 для
соломы. «Наблюдаемые отношения» для звена зерно (клубни) —почва
у некоторых исследуемых культур существенно меньше, чем для звена
солома (ботва) —почва или равны у ряда культур. Юдинцевой и Гуля-
киным [19] в вегетационных опытах также показано, что содержание
шСз, выраженное в ц. е., в растениях в сотни раз меньше, чем в почве.
Меньшие значения н. о. для звена зерно (клубни) —почва по сравнению
с н. о. для звена солома (ботва) — почва для таких культур, как фасоль,
горох, картофель, бобы свидетельствует о том, что при его переходе из
вегетативных органов в генеративные наблюдается дискриминация 137Сэ
относительно К.
Для количественной оценки перехода искусственных радионуклидов
из почвы в растения используют «почвенные коэффициенты» пропорцио¬
нальности, соотносящие концентрацию радионуклида в растениях к со¬
держанию радионуклида в почве в единицах кюри на единицу площади.
На основании проведенных экспериментов для ‘"Сэ «почвенные коэф¬
фициенты» для зерна и соломы зерновых культур (на воздушно-сухое
вещество) равны соответственно 0,007—0,014 и 0,015—0,042 пкюри/кг,
для зернобобовых — 0,022—0,061 и 0,062—0,180 пкюри/кг, а для карто¬
феля (клубней и ботвы) соответственно 0,048 и 0,271 пкюри/кг при содер¬
жании в почвах ‘"Се 1 мкюри/кмг. Указанные величины «почвенных ко¬
эффициентов» пропорциональности близки к полученным нами для раз¬
личных сортов зерновых и зернобобовых культур в полевых условиях
[8]. В работе Федорова и Романова [16] «почвенные коэффициенты»
пропорциональности ‘"Сэ на почвах черноземного типа для зерна пше¬
ницы равны 0,038—0,110 пкюри/кг, т. е. близки к нашим данным. Со¬
гласно исследованиям Алексахина и др. [1], «почвенный коэффициент»
‘"Сэ для сена луговых трав на черноземных почвах составляет
1,6 пкюри/кг, что примерно в 10—100 раз выше по сравнению с нашими
данными. В условиях модельно-полевого опыта [7] значение «почвен¬
ного коэффициента» 137Сз составило для зерна пшеницы около1
0,01 пкюри/кг воздушно-сухого вещества, что совпадает с результатом,
полученным в полевых условиях [8].
Для сравнения можно привести значения «почвенных коэффициен¬
тов» пропорциональности для ’"Бг. Так, по данным Фредрикссона
[Ргеёпкзэоп, 22], эти значения для зерна зерновых и бобовых культур
равны 0,3—9,2; для соломы злаковых 5—45 и соломы бобовых 13—
125 пкюри/кг воздушно-сухого вещества (при содержании в почвах
"вг 1 мкюри/кмг). Таким образом, величины «почвенных коэффициен¬
тов» пропорциональности для ‘"Сэ значительно ниже, чем для "Эг.
В условиях полевого и модельно-полевого опытов (продолжитель¬
ность соответственно равна 4 года и 5 лет) нами была прослежена дина¬
мика перехода 137С$ из почвы в растения. Анализ экспериментальных
результатов по 10 культурам — раздельно по зерну (клубням) и соло¬
ме (ботве) — показал, что определенной тенденции к уменьшению на¬
копления ,37Сз в растениях со временем не отмечено. Для большинства
наблюдаемых лет отмечаются 1,5—2-кратные колебания концентрации.
,37Сз в вегетативных и генеративных органах растений, хотя ежегодные
50
изменения концентрации “’Се в растениях в ряде случаев имеют мень¬
шую амплитуду колебаний. Вместе с тем в отдельные годы превышение
максимальных концентраций шСз в растениях над минимальными могут
достигать 3—4 раз. Ежегодные колебания концентрации ‘"Сэ в растени¬
ях зависят от биологических особенностей: например, можно выделить
растения с более ровной концентрацией ‘"Се по годам (в полевых усло¬
виях к ним, в частности, относятся бобы — зерно и солома, картофель —
клубни, овес — зерно). Амплитуды колебаний концентрации ‘"Се в ге¬
неративных и вегетативных органах растений приблизительно одинако¬
вы как в полевых условиях, так и в модельно-полевом эксперименте.
Для более глубокого изучения биогеохимии ‘"Сэ и ,0Бг в различных
типах почв необходимо проведение многолетних исследований как в
модельных, так и в природных условиях.
Выводы
1. Многолетние исследования по динамике форм ‘"Сэ в выщелочен¬
ном черноземе показали, что однозначных тенденций уменьшения содер¬
жания водно-растворимой и обменной форм радионуклида в почве со
временем не обнаружено. Можно лишь отметить флуктуации по годам,
что, по-видимому, связано с изменением почвенно-климатических усло¬
вий (влажности почвы, активности микроорганизмов и др.).
2. Анализ экспериментальных результатов по 10 культурам (раздель¬
но по зерну и соломе) показал, что при переходе 137Сз из почвы в рас¬
тения не наблюдается определенной тенденции к уменьшению накопле¬
ния радионуклида в растениях со временем. Для большинства наблю¬
даемых лет отмечаются 1,5—2-кратные колебания концентрации ‘"Се в
зерне и соломе. Однако между отдельными годами выявлены 3—4-крат-
ные различия в концентрациях 137Сз в зерне и соломе. Ежегодные ко¬
лебания концентрации ‘"Се зависят от видовых особенностей растений.
3. В полевом опыте выявлены значительные межвидовые различия
в содержании ‘"Се в изученных сельскохозяйственных культурах —
8-кратные по зерну и 17-кратные по соломе (ботве). Наименьшая кон¬
центрация ‘"Се (7,3—8,2 нкюри/кг воздушно-сухого вещества в расчет
на 1 мкюри 137Сь/м2) отмечена в зерне ячменя, проса и пшеницы, наи¬
большая — в зерне бобов, клубнях картофеля, зерне гороха и вегетатив¬
ных органах этих растений. В генеративных органах растений 137Св на¬
капливается в 2—5 раз меньше, чем в вегетативных.
4. Коэффициенты накопления 137Сз для генеративных, и вегетативных
частей растений изменяются соответственно в пределах 1,6-10-3—13,7•
•10-3 и 3,5 -10~3—5,4-10-2. Значения «наблюдаемых отношений» (н. о.)
варьируют в интервале 0,9-10-4—3,1 -10-4 для зерна и 1,1 -10~4—6,8-10-4
для соломы.
5. Для количественной характеристики перехода ‘"Сэ из почвы в
растения определены «почвенные коэффициенты» пропорциональности,
соотносящие концентрацию радионуклида в растениях в единицах кюри
к его концентрации в почве на единицу площади, которые для зерна и
соломы зерновых культур равны соответственно 0,007—0,014 и 0,015—
0,042 пкюри/кг, для зернобобовых 0,022—0,061 и 0,062—0,180 тюри!кг,
а для картофеля (клубней и ботвы) соответственно 0,048 и
0,271 пкюри/кг при содержании в почве “’Сэ 1 мкюри/км2.
6. Сравнительное изучение форм “’Се и 90Бг в разных типах почв
выявило существенные различия в их содержании. Содержание ,37Сз в
водно-растворимой и обменной формах в аллювиально-слоистой супест
чаной почве в 2,7—17 раз и 1,3—3,7 райа больше, чем соответственно
в дерново-подзолистой легкосуглинистой почве и выщелоченном средне¬
суглинистом черноземе. Концентрация ‘’’Се в водно-растворимой и об¬
менной формах в этих почвах срответственно в 3—22 и 10—33 раза мень¬
ше, чем "Бг.
4*
51
Литература
1. Алексахин Р. М., Сироткин А. Н., Николаева Е. М„ Гольцев В. Ф., Нарышкин М. А.
О миграции стабильных и радиоактивных изотопов щелочных и щелочноземельных
элементов в 'биологической цепи почва — растение — молоко. Ж. общ. биол., т. 35,
jNb 3, 1974.
2. Бакунов Н. А. Влияние свойств почв и почвообразующих минералов на поступле¬
ние цезия-137 в растения. Автореф. дис., М., 1967.
3. Белова Е. И., Шаронов Г. E.t Моисеев А. А. К вопросу о поведении цезия-137 в
дерново-подзолистых почвах Украинского полесья. Атомиздат, М., 1972.
4. Гулякин И. В., Юдинцева Е. В., Радиоактивные продукты деления в почвах и
растениях. М., Госатомиздат, 1962
5. Клечковский В. М., Соколова JI. Я., Целищева Г. Я. Сорбция микроколичеств
стронция и цезия в почвах. Тр. II Междунар. конф. по мирному использ. атомн.
энергии. Радиобиология и радиационная медицина, т. 5. М., Атомиздат, 1959.
6. Марей А. Я., Бархударов Р. М., Новикова Я. Я., В кн.: Глобальные выпадения
137Cs и человек. М., Атомиздат, 1974.
7. Моисеев Я. Т., Алексахин Р. М., Тихомиров Ф. А. Сравнительная оценка накопления
90Sr и 137Cs пшеницей и картофелем. Вести. МГУ. Сер. биология, почвоведение,
№ 6, 1973.
8. Моисеев И. Т., Алексахин Р. М., Тихомиров Ф. А., Рерих JI. А. Накопление цезия-
137 и калия зерновыми и зернобобовыми культурами. Агрохимия, 1974, № 12.
9. Моисеев И. Т., Тихомиров Ф. А., Алексахин Р. М. О накоплении 137Cs сельскохо¬
зяйственными растениями на выщелоченном черноземе. Агрохимия, 1972, № 9.
10. Моисеев И. Т., Тихомиров Ф. А., Алексахин Р. М., Рерих JI. А. О некоторых за¬
кономерностях поведения цезия-137 в системе почва — сельскохозяйственные рас¬
тения. В кн.: Теоретические и практические аспекты действия малых доз ионизи¬
рующей радиации. Сыктывкар, 1973.
11. Погодин Р. И. Физико-химические процессы, обусловливающие миграцию и био¬
логическую доступность изотопов цезия-137 и стронция-90 в почвенной системе.
В кн.: Теоретические и практические аспекты действия малых доз ионизирующих
излучений. Сыктывкар, 1973.
12. Пуринь А. Я. Особенности накопления и миграции цезия-137 в полупидроморфных
и гидроморфных почвах Латвийской ССР. Автореферат дис., Елгава, 1971.
13. Расселл Р. Поведение радионуклидов в почве. В кн.: Радиоактивность и пища че¬
ловека. (пер. с англ, под ред. Клечковского В. М.). М., Атомиздат, 1971.
14. Титлянова А. А. Поведение цезия в почвах и слоистых минералах и накопление его
растениями. Автореферат дис., Свердловск, 1963.
15. Титлянова А. А., Тимофеева Н. А. О подвижности соединений кобальта, стронция
и цезия в почве. Почвоведение, 1959, № 3.
16. Федоров Е. А., Романов Г. Н. Количественные характеристики зависимости между
уровнями загрязнения внешней среды и концентрациями радиоизотопов <в неко¬
торых видах сельскохозяйственной продукции. М., Атомиздат, 1969.
17. Фредрикссон Л., Гарнер Р., Расселл Р. Цезий-137. В кн.: Радиоактивность и пища
человека (пер. с англ, под ред. Клечковского В. М.). М., Атомиздат, 1971.
18. Ширшов В. А., Шаин С. С. Сортовые особенности накопления в урожае зернобо¬
бовых культур 90Sr и 137Cs. Агрохимия, 1971, N® 9.
19. Юдинцева Е. В., Гулякин Я. В. Агрохимия изотопов стронция и цезия. М., Атом¬
издат, 1968.
20. Bruce R. S. Agricultural aspects of radioactive contamination of the environment
by the nuclear power industry. Environmental Behav. Radionucl. Released Nucl. Ind.
Vienna, 1973.
21. Christenson C., Fowler E. Depth of feeding as affects the concentration of radioacti¬
vity within the plant. J. Agric. Food Chem., v. 9, N 2, 1961.
22. Fredriksson L. Plant uptake of fission products. I. Uptake of 90Sr in pot experiments
in relation to uptake under field condition. IV. Uptake of 90Sr and 137Cs from some
tropical and sub-tropical soils. Lantbrukschogskolans Annaler, 1970, v. 36.
Факультет почвоведения МГУ Дата поступления
23.III. 1975 г.
I. Т. MOISEEV, F. A. TIKHOMIROV, R. М. ALEXAKHIN, L. A. RERIKH, V. G. SALNIKOV
BEHAVIOUR OF Cs*37 in SOILS AND ITS ACCUMULATION IN CROPS
In model-field and field experiments on leached chernozems the dynamics of Cs137
forms in the soil and its transition into crops have been studied. A comparative evaluation
of Cs137 and Sr90 forms contents in different soil types has been made.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
АГРОХИМИЯ ПОЧВ
УДК 631.416.3
Л. А. КРИВОНОС, В. П. ЕГОРОВ, С. А. СИКОРСКАЯ, А. Я. ЛЫСЕНКО
О КРУГОВОРОТЕ АЗОТА И ЗОЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
НА ВЫЩЕЛОЧЕННЫХ ЧЕРНОЗЕМАХ ЗАУРАЛЬЯ
ПРИ ВОЗДЕЛЫВАНИИ ЯРОВОЙ ПШЕНИЦЫ
Показано, что для круговорота фитомассы под яровой пшеницей харак¬
терно превышение отчуждаемой ее части над поступающей в почву, в ре¬
зультате чего возникает дефицит, возрастающий с повышением урожая.
В почве устанавливается отрицательный баланс азота, фосфора и калия.
Применение навоза резко снижает дефицит азота, а баланс по фосфору и
калию делается бездефицитным.
Биологический круговорот имеет ведущее значение в почвообразова¬
нии. Важными показателями, характеризующими его особенности, явля¬
ются количество и качество синтезируемого органического вещества, а
также соотношение между количеством извлекаемых из почвы и возвра¬
щающихся в нее с растительным опадом химических элементов. В есте¬
ственных условиях эти показатели зависят от растительного покрова и
физико-географического положения. При сельскохозяйственном исполь¬
зовании почв, особенно при распашке их и замене естественной расти¬
тельности культурной, из биологического круговорота безвозвратно ис¬
ключается значительная часть биомассы в виде товарной продукции.
Возникает направленное регулирование количества извлекаемых из поч¬
вы элементов путем механического и химического воздействия на почву.
Все эти изменения в биологическом круговороте должны приводить к
существенному изменению почвообразовательного процесса и поэтому
представляют большой интерес для изучения.
В последние годы в литературе появилось немало данных относитель¬
но биологического круговорота азота и зольных элементов в пахотных
почвах [1, 3, 11, и др.]. Накопленный по этому вопросу материал ка¬
сается в основном Нечерноземной зоны Европейской части СССР [4—
6], подзоны южных черноземов [10]. Биологический круговорот азота
и зольных элементов в пахотных черноземах Западной Сибири изучала
Олифер [7—9].
В Зауралье, которое отличается по природным условиям от централь¬
ных районов Западной Сибири, изучение зольного состава пшеницы и
гороха при системе обработки почв по Мальцеву проведено Бобриц-
кой [2].
Большинство из перечисленных работ посвящено определению емко¬
сти биологического круговорота, общему накоплению биомассы сельско¬
хозяйственных растений, ее структуры, количества ежегодно поступаю¬
щих в почву растительных остатков, избирательной способности растений
к поглощению химических элементов. Наиболее полно зольный состав
ряда культур представлен в работах Левина [4, 5], Олифер [7—9],
Бобрицкой [2].
53
Биомасса яровой пшеницы, полученная при
Вариант
Отвальная
Безотвальная
Плоскорезная
Поверхностная
Отвальная + И^Рво^о
Безотвальная + ЫвоРвоКдо
Плоскорезная + ЫвоРвоК4о
Поверхностная + ^воРво^о
Зерно
Солома
Стерня
13,1
21,4
14,7
9,3
22,8
13,4
8,7
17,6
12,4
8,8
21,6
17,2
17,0
28,3
16,5
14,5
28,8
13,7
13,7
27,0
12,9
10,3
25,8
15,0
Отвальная
Безотвальная
Плоскорезная
Поверхностная
20,9
41,0
22,3
43,3
23,4
42,9
21,7
40,4
15,3
11,8
15.5
13.5
Отвальная
Безотвальная
Плоскорезная
Поверхностная
Отвальная + МвоРвоКво
Безотвальная + ЫвоРвоКво
Плоскорезная + ЫвоРвоКво
Поверхностная + ЫвоРвоКво
20,7
28,9
19,7
28,0
20,0
28,6
19,8
26,0
32,3
58,3
31,8
51,7
32,7
49,8
32,7
44,8
13.9
12,0
9,5
8,2
20.9
12,4
13,2
11,6
Таблица 1
разных способах обработки почвы, ц/га (на абсолютно сухое вещество)
1972 г.
Корни в слое
0—ЮО^о*
Сумма
Отчужде¬
ние из
почвы
Поступление
в почву
Разность
между от¬
чуждением и
поступлением
Поступление,
% от общей
биомассы
Статистическая
обработка
урожая зерна
197'
11,0
0 г.
60,2
34,5
25,7
8,8
42,7
Р=4,9%
8,0
53,5
32,1
21,4
10,7
40,0
7,8
46,5
26,3
20,2
6,1
43,4
НСР=2,2
8,3
55,9
30,4
25,5
4,9
45,6
10,1
71,9
45,3
26,6
18,7
37,0
12,5
69,5
43,3
26,2
17,1
37,7
10,0
63,6
40,7
22,9
17,8
36,0
9,8
60,9
36,1
24,8
11,3
40,7
1971
17,7
1 г.
94,9
61,9
.
33,0
28,9
34,8
Р=2,8%
14,7
92,1
65,6
26,5
39,1
28,8
НСР„^ 1,7
15,0
96,8
66,3
30,5
35,8
31,5
14,8
90,4
61,1
28,3
32,8
31,3
17,4
80,9
49,6
31,3
18,3
38,7
16,0
75,7
47,7
28,0
19,7
37,0
16,2
74,3
48,6
25,7
22,9
34,6
16,8
70,8
45,8
25,0
20,8
35,3
20,8
132,3
90,6
41,7
48,9
31,5
19,9
115,8
83,5
32,3
51,2
27,9
20,5
116,2
82,5
33,7
48,8
29,0
22,3
111,4
77,5
33,9
43,6
30,4
/>=2,2%
#СЛ>.95=М
Я=1,3%
ЯСРо.95=1,7
Однако вопросы влияния на биологический круговорот различных
приемов возделывания сельскохозяйственных культур остаются неис¬
следованными. Исходя из этого мы изучали влияние удобрений и разных
способов основной обработки выщелоченных черноземов на накопление
фитомассы и круговорот азота и зольных элементов под яровой пшени¬
цей. Работа проводилась в учебно-опытном хозяйстве Курганского
СХИ.
Выщелоченные черноземы опытного участка характеризуются следу¬
ющими свойствами: мощность суммы горизонтов А+АВ 40—47 см, со¬
держание гумуса в слое 0—20 см 6,5—7,0%, емкость поглощения в нем
46 мг-экв на 100 г почвы, pH солевой вытяжки 6,0. Механический состав
тяжелосуглинистый: содержание фракции <0,001 мм равно 24—27%,
фракции <0,01 мм — 47—48%.
Таблица 2
Биомасса яровой пшеницы, полученная на фоне удобрений, ц/га
(на абсолютно сухое вещество)
Варианты
Зерно
Солома
Стерня
Корни в слое
0—100 см
Сумма
Отчуждение из
почвы
Поступление в
почву
Разность между
отчуждением и
поступлением
Поступление, % от
общей биомассы
Ста тистическая
обработка урожая
зерна
Контроль
22,2
30,2
12,3
1
15,4
970 г.
80,1
52,4
27,7
24,7
34,6
ЭДц)Р 40
23,8
44,8
15,6
21,6
105,9
68,7
37,2
31,6
35,1
НаоРаоКло
30,3
46,6
17,4
27,5
121,8
76,9
44,9
32,0
36,9
Контроль
24,3
22,2
8,4
\
11,7
[971 т.
66.6
46,5
20,1
26,4
30,2
РвоКзо
27,8
22,8
8,6
12,7
71,9
50,6
21,3
29,3
29,6
НСРо,п=
Навоз 40 т/га
29,6
23,4
9,5
19,8
82,3
53,0
29,3
23,7
35,6
Контроль
22,3
20,4
8,0
9,8
1971 г.
60,5
42,7
17,8
24,9
29,4
Нв0Рв0
23,2
20,8
8,0
12,8
64,8
44,0
20,8
23,2
32,1
НСРМ6=
^оРвоКео
27,8
21,7
8,3
15,0
72,8
49,5
.23,3
26,2
29,6
Контроль
29,9
32,5
10,5
18,9
1972 г.
91,8
62,4
29,4
33,0
32,0
РвоКзо
34,9
38,7
11,4
21,3
106,3
73,6
32,7
40,9
30,8
Навоз 40 т/га
36,3
47,0
12,3
23,9
119,5
83,3
36,2
47,2
30,3
Многолетний опыт с обработками, заложенный в 1970 г., включал
следующие варианты основных обработок, применяющихся в Зауралье:
отвальная на глубину 20—22 см; безотвальная мельцевским плугом на
глубину 28 см; плоскорезная (КПГ-250) на глубину 28 см; поверхност¬
ная тяжелой дисковой бороной (БДТ) на глубину 9—10 см.
За контроль была принята наиболее распространенная в Зауралье
отвальная обработка.
Влияние удобрений на биологический круговорот изучали как в опы¬
те с обработками путем внесения удобрений в почву половины каждой
делянки, так и в отдельных опытах с удобрениями, из которых мы при¬
водим лишь те, в которых получены разные уровни урожая. Дозы удоб¬
рений, принятые в опытах, наиболее типичные для Зауралья. Во всех
опытах высевали яровую пшеницу, сорта Саратовская 39. Посевы не
засорены, в период кущения обрабатывались гербицидами.
При учете фитомассы использованы следующие методики. Надзем¬
ную массу определяли дробным методом в 4-кратной повторности. При
55
учете стерни с делянок тщательно подбирали весь опад — зерно, листья,
полову. Высота стерни 15—17 см.
Корни отбирали в фазу цветения монолитами прямоугольной формы
размером 15X15X20 см, отмывали на ситах с отверстиями диаметром
0,5 мм после предварительного замачивания. Полуразложившиеся остат¬
ки из образцов отмываемых корней отделяли пинцетом; корни на анализ
зольного состава отбирали вручную, а затем в лаборатории промывали
спиртом.
Данные по накоплению фитомассы в зависимости от обработки удоб¬
рений приведены в табл. 1 и 2. Общая масса органического вещества
яровой пшеницы колебалась от 47 до 122 ц/га. Разные виды основной
обработки не создавали существенных различий в накоплении фитомас-
Т аблица 3
Содержание азота и зольных элементов в разных частях яровой пшеницы, %
Часть
растений
Вариант
Элемент, %
Вариант
Элемент
. %
N
Р
К
N
Р
К
Опыт с обработками, 1970 г.
Опыт с обработками, 1972
г.
Зррно
Отвальная
2,54
0,56
0,48
Отвальная
2,03
0,31
0,45
Безотвальная
2,53
0,58
0,47
Безотвальная
2,15
0,30
0,45
Плоскорезная
2,53
0,53
0,43
Плоскорезная
2,37
0,30
0,44
Поверхностная
2,51
0,60
0,46
Поверхностная
3,06
0,30
0,48
Солома
Отвальная
0,42
0,04
0,71
Отвальная
0,35
0,013
0,95
Безотвальная
0,41
0,04
0,70
Безотвальная
0,53
0,014
0,95
Плоскорезная
0,40
0,06
0,74
Плоскорезная
0,35
0,011
0,95
Поверхностная
0,45
0,05
0,74
Поверхностная
0,42.
0,010
0,95
Стерня
Отвальная
0,34
0,03
0,63
Отвальная
0,52
0,02
0,66
Безотвальная
0,38
0,03
0,66
Безотвальная
0,56
0,02
0,61
Плоскорезная
0,32
0,03
0,76
Плоскорезная
0,43
0,02
0,66
Поверхностная
0,38
0,03
0,61
Поверхностная
0,51
0,02
0,67
Корни
Отвальная
0,56
0,03
0,63
Отвальная
0,34
0,02
0,25
Безотвальная
0,53
0,04
0,55
Безотвальная
0,27
0,02
0,15
Плоскорезная
0,55
0,05
0,68
Плоскорезная
0,26
0,03
0,20
Поверхностная
0,52
0,05
0,58
Поверхностная
0,48
0,03
0,14
Опыт с удобрениями, 1971
г.
Опыт с удобрениями, 1972
г.
Зерно
Контроль
1,95
0,33
0,34
Контроль
2,28
0,29
0,46
ИвоРво
2,00
0,38
0,36
РвоКзо
2,31
0,33
0,46
НюРвоКво
2,19
0,38
0,35
Навоз 40 т/га
2,45
0,35
0,49*
Солома
Контроль
0,50
0,04
0,83
Контроль
0,63
0,03
1,16
НвоРво
0,63
0,04
0,79
РвоКоо
0,71
0,03
1,29'
Нв0РвоК40
0,69
0,04
0,99
Навоз 40 т/га
0,62
0,03
1,46
Стерня
Контроль
0,52
0,06
0,54
Контроль
0,60
0,05
1,00
ИвоРво
0,57
0,07
0,56
РвоКзо
0,68
0,03
1,00
НвоРвоК40
0,56
0,07
0,54
Навоз 40 т/га
0,60
0,04
1,10
Корни
Контроль
0,52
0,06
0,26
Контроль
0,57
0,03
0,80
^оРво
0,50
0,06
0,27
РвоКзо
0,60
0,04
0,77
^0РбоК40
0,54
0,06
0,32
Навоз 40 т/га
0,58
0,03
0,89
сы. В опыте с обработками количество ее довольно резко колебалось по
годам, что связано прежде всего с особенностями погодных условий и
водно-воздушным и пищевым режимами в отдельные годы. Но между
вариантами опыта разница в накоплении фитомассы составляла 5—
10 ц/га и лишь в отдельных случаях достигала 20 ц/га (табл. 1).
Значительно большее влияние на накопление органического вещества
оказывали удобрения. По удобренному фону количество фитомассы пре¬
вышало содержание ее на контроле на 5—40 ц/га в зависимости от со¬
става и дозы удобрений.
56
Отчуждаемая с урожаем часть биомассы составляла от 26 до 90 ц/га
или 55—70% общего ее количества. Высокое варьирование величины
отчуждаемой части обусловлено зависимостью ее не только от урожая
зерна, но и от доли соломы в фитомассе. Количество же соломы даже
при одинаковом урожае зерна может колебаться в широких пределах
в зависимости от условий роста.
Ежегодно поступающая в почву часть фитомассы складывается из
пожнивных остатков и корней. Количество пожнивных остатков также
имеет довольно широкий диапазон колебаний (8—17 ц/га), так как оно
связано с рядом факторов: густотой стояния растений, высотой среза,
толщиной соломы, ее полеганием. В то же время количество пожнивных
остатков практически не коррелирует с урожаем. Так, при урожае зерна
10—15 ц/га разница в количестве пожнивных остатков изменяется не¬
существенно (12—15 ц/га).
Накопление живых корней в метровой толще почвы, по данным на¬
ших опытов, варьирует от 8 до 27 ц/га абсолютно сухого вещества
(табл. 1, 2). Способы обработок в условиях одного года не оказывали
существенного влияния на общее накопление корней в слое 0—100 см.
Во все годы наблюдений различия между вариантами составляли не
более 3 ц/га. Более определенно обработки сказывались на распростра¬
нении корней по горизонтам. Наблюдалась ясная тенденция к относи¬
тельному увеличению корневой массы в слое 0—20 см при поверхностной
обработке, дающей в на¬
чале вегетационного пе¬
риода более высокую
плотность этого слоя. По
отвальной обработке,
обусловливающей наи¬
большую рыхлость пахот¬
ного слоя, корневые си¬
стемы распределялись бо¬
лее равномерно. В слое
20—40 см сосредоточива¬
ется столько же или не¬
сколько меньше корней,
чем в верхнем, что связа¬
но с особенностью водно¬
го и пищевого режимов.
Существенное влияние
на накопление корней
оказывают удобрения: на
удобренных вариантах по сравнению с контролем содержание корней
возрастало на 3—12 ц/га. Однако при внесении удобрений еще в боль¬
шей степени увеличился выход зерна (на б—20 ц/га) и соломы, вслед¬
ствие чего количество корней, приходящееся на 1 ц надземной массы,
возрастало незначительно (0,02—0,07 ц/га).
Сопоставление величины фитомассы, отчуждаемой в качестве товар¬
ной продукции (зерна и соломы), с остающейся в почве частью (пожнив¬
ные остатки и корни) показало, что отчуждение всегда больше, чем по¬
ступление, причем превышение колеблется в широких пределах, состав¬
ляя в наших опытах от 7до40—50 ц/га (табл. 1,2,рисунок). Характерно*
что с увеличением объема фитомассы абсолютная величина остающейся
в почве ее части также возрастает, однако относительная доля поступле¬
ния обычно уменьшается и относительно возрастает доля отчуждения.
Таким образом, значительное накопление общей фитомассы приводит к
возрастанию ее дефицита в почве независимо от того, каким путем до¬
стигнуто увеличение урожая — агротехническими приемами или за счет
внесения удобрений.
Отчуждение (/) и возврат (2) фитомассы в зависи¬
мости от величины урожая яровой пшеницы (ц/га
абс. сухого вещества)
57
Таблица 4
Вынес азота, фосфора и калия яровой пшеницей при разных уровнях урожая, кг/га
Год
Вариант
Урожай, ц/га
Элемент
N
р
К
Без применения удобрений
1970 1
Плоскорезная
10,1
34,1
6,3
17,3
Поверхностная
10,2
37,8
6,1
21,7
Безотвальная
10,8
40,4
7,4
20,6
Отвальная
15,2
50,0
9,9
22,6
1971
Отвальная
24,3
79,5
11,0
38,9
Поверхностная
25,2
83,6
11,9
35,1
Безотвальная
25,9
84,8
12,8
40,5
Плоскорезная
27,2
83,5
12,1
40,7
4972
Безотвальная
22,9
57,1
6,3
35,5
Поверхностная
23,0
71,5
6,8
34,2
Плоскорезная
23,2
57,4
6,3
34,0
Отвальная
24,1
52,1
7,0
36,7
Отвальная
34,1
85,6
13,0
41,2
На
фоне удоб
рений
1970
Поверхностная + ^оРвоКм
12,0
37,5
7,5
23,8
Плоскорезная + ^воРвоК4о
15,9
45,5
9,4
25,9
Безотвальная + МвоРвоК4о
16,9
48,5
9,6
27,0
,
Отвальная + МвоРвоК4о
19,8
55,1
10,6
28,5
1972
Отвальная + Ыв0Рв0
27,0
59,5
9,6
24,8
♦ + ^оРвоКво
32,3
75,9
11,5
31,3
Поверхностная + НвоРвоКво
37,0
106,8
11,8
80,6
Отвальная + ^воРвоКво
37,6
117,9
14,5
84,4
Плоскорезная + МвоРвоКво
38,0
114,4
10,5
76,4
Поверхностная + Н,0РвоКво
38,0
114,6
10,8
71,0
» + РвоКзО
40,6
108,1
12,7
55,0
Навоз 40 т/га
42,2
118,0
14,1
86,4
МиАаКво «Тур»
59,7
163,6
22,3
95,8
Увеличивающийся с ростом урожайности разрыв между отчуждением
(И поступлением фитомассы оказывает влияние на круговорот азота и
зольных элементов.
Как известно, однолетние зерновые культуры в конце вегетационного
периода характеризуются разнородным химическим составом различных
'частей растений. В зерне концентрируется большая часть азота, фосфо¬
ра, магния. В соломе в 3—5 раз уменьшается содержание азота и фос-
'фора, зато резко увеличивается количество калия и кремния. В пожнив¬
ных остатках и корнях по сравнению с зерном и соломой в 5—8 раз
меньше азота и фосфора, в 2—5 раз меньше калия, но больше кремния,
железа, алюминия, иногда кальция. Таким образом, наиболее важные
и потребляющиеся в большом количестве элементы — азот, фосфор, ка¬
лий— сосредоточиваются в товарной части урожая, безвозвратно от¬
чуждаемой из почвы. Это положение подтверждается нашими данными
(табл. 3). Они показывают, что неоднородность химического состава
растений приводит к непропорциональному распределению азота и золь¬
ных элементов между биомассой, остающейся в почве, и товарной частью
биомассы, отчуждаемой с поля.
В зерне и соломе в зависимости от уровня урожая сосредоточивается
.34—118 кг/га азота, 6—14 кг/га фосфора, 17—86 кг/га калия (табл. 4).
В составе пожнивных и корневых остатков содержание этих элементов,
как правило, в несколько раз меньше и равно: азота 9,5—21, фосфора
Ю,6—1,7 и калия 8—35 кг/га.
Как показали наши исследования, вынос элементов тесно связан с
урожаем пшеницы, хотя прямой зависимости между ними нет (табл. 4).
-58
Таблица 5
Годовой баланс азота, фосфора и калия под яровой пшеницей, кг/га
Поступило
Вариант
Вынос с урожаем
основной и побочной
продукции
с удобрениями
за счет
фиксации
азота К
с семенами
Баланс
N
Р
К
N
Р
К
N
N | Р | К
Опыт с обработками. 1971 г.
Отвальная
50,0
9,9
22,6
—
—
—
12
-38,0
-9,9
Безотвальная
40,4
7,3
20,6
—
—
—
-28,4
-7,3
Плоскорезная
34,1
6,3
17,4
—
—
—
-22.1
—6,3
Поверхностная
37,8
6,1
21,7
—
—
—
-25,8
-6,1
1972 г.
•Отвальная
52,1
6,8
36,8
—
-40,1
-6,8
Безотвальная
57,2
6,3
35,5
—
—
—
-45,2
—6,3
Плоскорезная
57,4
6,3
34,0
—
—
—
-45,4
-6,3
Поверхностная
71,5
6,8
34,2
—
—
—
-59,5
-6,8
Опы'
г с удобрениями, 1971 г.*
Контроль
53,7
8,1
24,5
—
—
—
-41,7
-8,1
^0Рв0
59,5
9,6
24,8
6,0
3,9
—
—41,7
—5,7
Нв0РвоКво
75,9
11,5
31,1
6.0
3,9
4,0
-57,9
—7,6
1972
г .**
контроль
88,7
9,7
51,5
—
-
-87,5
—9,7
*РвоКзо
108,1
12,7
66,0
—
9,1 1
18,9
-96,1
—3,6
-Навоз 40 т/га
118,0
14,1
86,4
50,0
15,4 I
|149,2
—56,0
+1 »3
-36,8
-35,5
—34,0
-34,2
-24,5
—24.8
—27,1
-51,5
—47,1
+62,8
* Поступление ИР К за счет последействия удобрений.
•• Поступление ЫРК из удобрений в год внесения.
В опытах с обработками без применения удобрений при низких уро¬
жаях зерна порядка 10 ц/га биологический вынос основных элементов
•сравнительно невелик и составлял по азоту 34—40 кг!га, по фосфору
6—7 кг/га и калию 17—20 кг!га. Поэтому низкие урожаи, получаемые в
производственных условиях, длительное время не приводят к ощутимо¬
му истощению черноземов, проявляющемуся в изменении их генетиче¬
ских свойств, что создает иллюзию независимости последних от биологи¬
ческого круговорота под сельскохозяйственными культурами. Однако
при возрастании урожая с 10 до 27—34 ц/га вынос азота удваивается,
калия возрастает в 2—2,5 раза, фосфора — в 1,7—2 раза. В условиях
•одного года разные способы основной обработки не дали заметных
различий в биологическом выносе, так как несущественно влияли на
урожай яровой пшеницы.
Аналогичная закономерность выявлена и в опытах с удобрениями.
С увеличением уровня урожая резко возрастает вынос N. Р, К при не¬
значительном изменении химического состава отчужденной фитомассы.
Так, если при урожае 15,9 ц/га на фоне ЫвоРвоК4о (1970 г.) вынос азота
составлял 45,5, фосфора 9,4, калия 25,9 кг/га, то при урожае 42,2 ц на
•фоне органических удобрений вынос азота увеличился до 118,0, калия
до 86,4 кг/га, биологический вынос фосфора возрос в меньшей степени
и составил 14,1 кг/га.
При возделывании пшеницы без применения удобрений для основных
элементов питания в черноземе установился отрицательный баланс
(табл. 5). При этом дефицит фосфора и калия практически совпадал с
величиной выноса, в отношении же азота он несколько снижался за счет
дзота, привносимого в почву с семенами и фиксируемого микроорганиз¬
мами почвы (12 кг/га).
59
При подсчете баланса ЫРК на фоне удобрений в приходную статью*
были включены эти элементы удобрений. Подсчеты показали, что сред¬
ние дозы минеральных удобрений, обычно применяющиеся в Зауралье,,
лишь снижают дефицит Ы, Р, К, не покрывая его полностью, а в неко¬
торых случаях имеет место даже возрастание дефицита по азоту до
57—96 кг!га и калию до 27—47 кг1га (табл. 5). Резко снижает дефицит
азота и покрывает дефицит фосфора и калия лишь внесение полупере-
превшего навоза в дозе 40 т/га.
Выводы
1. Круговорот биомассы под яровой пшеницей характеризуется пре¬
обладанием отчуждаемой ее части над поступающей в почву. Увеличе¬
ние общего количества фитомассы, вовлекаемой в биологический круго¬
ворот, приводит к возрастанию диспропорции между количеством отчуж¬
даемой товарной продукции и пожнивными и корневыми остатками.
2. Применяющиеся в Зауралье малые и средние дозы минеральных
удобрений не ликвидируют дефицит азота, фосфора и калия, а в отдель¬
ных случаях даже увеличивают его.
Литература
1. Базилевич, Н. И., Дементьева Т. Г. Потребление и возврат зольных элементов и-
азота в хлопково-люцерновом севообороте. Агрохимия, 1965, № 9.
2. Бобрицкая М. А. Роль однолетних культурных растений в балансе минеральных
веществ в почве. Почвоведение, 1958, № 1.
3. Захарченко И. Г. Роль биологического азота в балансе питательных веществ в.
почве. В сб.: Новое в изучении биологической фиксации азота. «Наука», 1971.
4. Левин Ф. Я. Биологический круговорот азота и зольных элементов на посеве зер¬
новых культур на дерново-подзолистой почве. Агрохимия, 1965, № 8.
5. Левин Ф. И. Биологический круговорот азота и зольных элементов под пологом'
полевых культур в лесной зоне. В хн.: Общие теоретические проблемы биологиче¬
ской продуктивности. Л., «Наука», 1969.
6. Макарова Т. И. Биологический круговорот элементов под полевыми культурами на’
дерново-подзолистой почве. Автореф. дис. М., 1971.
7. Олифер В. А. Роль пшеницы, кукурузы и гороха в биологическом круговороте азота<
и зольных элементов в обыкновенном черноземе. Агрохимия, 1966, № 6.
8. Олифер В. А. Роль однолетних культур в накоплении элементов питания в почве:
Вести, с.-х. науки, 1968, № 6.
9. Олифер В. А., Калинина 3. Г. Особенности биологического круговорота зольных
элементов и азота под кукурузой на приобских черноземах. Агрохимия, 1969, № 10.
10. Першина М. Н., Авдеева Л. А. Биологический круговорот азота и зольных элемен¬
тов в псщзоне южных черноземов. Изв. ТСХА, 1971, вып. 6.
11. Тюрин И. В. Из результатов работ бригады АН СССР по изучению системы обра¬
ботки почв по способу Т. С. Мальцева на Шадринской опытной станции. Агрохи¬
мия, 1957, № 8.
Курганский сельскохозяйственный Дата поступления
институт 28.У.1973 г..
L. A. KR1VONOSOV, B. P. EGOROV, S. A. S1KORSKAYA, A. Ya. LYSENKO
THE TURNOVER OF NITROGEN AND ASH ELEMENTS
ON LEACHED CHERNOZEMS UNDER SUMMER WHEAT
The effect of different methods of soil tillage and fertilization on biological cycle
under summer wheat has been studied. It has been shown that the exceeding of the
removed portion of the biomass over that entering the soil is cheracteristic of the bio¬
logical turnover under summer wheat. The increase of the total amount of the phytomass
participating in the biological turnover resulted in an increase of disproportion between
the amount of removed grains (commerical production) and the afterharvest and root,
residues.
With the increase of crop yields the removal of N, P, K sharply increased and ai
negative balance of these elements took place.
60
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Д976
№ 7
УДК 631.416
А. Б. САЛМАНОВ, Л. А. ЗЕЛЕНЦОВА
МИНЕРАЛЬНЫЕ ФОРМЫ ФОСФОРА
В ОРОШАЕМЫХ ПОЧВАХ ДАГЕСТАНА
' Методом Гинзбург — Лебедевой изучено содержание минеральных форм
фосфора в профиле основных типов почв равнинной зоны Дагестана. Уста¬
новлено преобладание в исследованных почвах по всему их профилю фрак¬
ции фосфатов Са—Рш (вытяжка 0,5 п НгБОО и Са—Рц (экстрагент
СН3СООН+СН3СООЫН4+0,25% (ЫН4)2М804), где pH 4,3. Эти фракции
малодоступны растениям, что указывает на необходимость внесения фос¬
форных удобрений в исследованных почвах.
Для изучения потенциальных возможностей почв в отношении снаб¬
жения растений фосфором наряду с установлением валовых его запасов
имеет большое значение и определение отдельных форм фосфорных сое¬
динений в почвах (минеральных, органических, подвижных).
В настоящей статье изложены результаты определения различных
форм фосфора в основных типах почв равнинной зоны Дагестана, где
земледелие ведется только при орошении.
Исследования проводили на темно-каштановых, каштановых, светло-
каштановых, луговых, лугово-каштановых почвах и солончаках.
Минеральные формы фосфора в почве определяли по методу Гинз¬
бург и Лебедевой, валовое содержание — по Гинзбург, подвижный фос¬
фор по Мачигину, гумус — по Тюрину, механический состав почв по
Качинскому, поглощенные основания по Гедройцу.
Темно-каштановые почвы. В равнинной зоне темно-кашта¬
новые почвы являются наиболее ценным земельным фондом. В условиях
•орошения на них получают высокие урожаи зерновых, овощных и пло¬
довых культур. Эти почвы характеризуются сравнительно большой
мощностью аккумулятивно-элювиального горизонта (45—70 см), преи¬
мущественно с мелкокомковато-зернистой структурой. С поверхности
вскипают слабо, а книзу вскипание усиливается до бурного. Их форми¬
рование в равнинной зоне связано с накоплением толщи аллювиальных
отложений речных наносов рек Терека, Сулака, Аксая и др. Почвы слабо
засолены легкорастворимыми солями и отличаются сравнительно боль¬
шой мощностью и глубиной скопления карбонатов.
Содержание гумуса варьирует от 4 до 5,7% и постепенно с глубиной
убывает. По механическому составу они тяжелосуглинистые и гли¬
нистые.
Поглощающий комплекс насыщен основаниями кальция и магния с
преобладанием кальция. Содержание общего азота в пахотном слое
колеблется от 0,21 до 0,32%. гидролизуемого азота 4,2—7,8 мг на 100 г
почвы. Подвижного фосфора очень мало: 0,58—3 мг Р305 на 100 г поч¬
вы, что указывает на нуждаемость этих почв в фосфорных удобрениях.
Содержание валового фосфора колеблется в широких пределах
(140—280 мг Р205 на 100 г почвы в пахотном слое). С глубиной умень¬
шения содержания валового фосфора не наблюдается, наоборот, отме¬
чается некоторая тенденция к увеличению его содержания.
61
Содержание в почве органических соединений фосфора иногда пре¬
обладает над содержанием минеральных, особенно в верхних горизон¬
тах. Аналогичные результаты получены в работах Хейфец [15]. В разр. 54-
в слое 0—20 см найдено 62—77 мг Р205 на 100 г почвы органического»
фосфора и с глубиной его содержание уменьшается до 9,7 мг. Вместе <г
тем наблюдается некоторое неравномерное распределение как органи¬
ческого, так и минерального фосфора в почве по почвенному профилю
(табл. 1).
В темно-каштановой почве минеральные соединения фосфатов по про¬
филю почвы преобладают над органическими формами. Так, в разр. 54-
содержание минерального фосфора составляет 62% от валового фосфо-
Таблица 1
Содержание валового фосфора и распределение форм минеральных фосфатов
по профилю темно-ксиитановых почв (Р2Об «мг/ЮО г почвы)
со
«с
Минеральные фосфаты
О) «
§ г
ЕС со
ш
Подвиж¬
ный фос¬
фор по Ма-
ЧИГИну
ас
ю
^ а*
«в
1
х §
о
Г
о о.
а о
0.0,
Ч о
со о
Са—Р!
Са-Рц
А1-Р
Ре—Р
Са-Рщ
всего
% от
вало¬
и 3
а»
и
са-в.
вого
о о-е*
Разрез 54 (целина)
0-
-10
8,5
4,5
162
2,5
34,0
5,4
6,6
51,6
100,1
62
61,9
10-
-20
8,8
4,5
160
1,8
33,6
5,2
5,95
40,6
87,1
54
72,9
25-
-35
8,7
3,5
178
2,1
42,8
7,0
8,1
52,8
122,9
69
55,1
45-
-55
8,7
2,5
117
1,2
33,3
5,8
12,1
53,9
106,4
91
10,6
80-
-90
8,7
1,7
99
0,7
26,4
3,7
7,5
56,0
94,4
95
4,6
110-
-120
8,6
0,9
114
0,7
31,6
3,7
8,4
56,0
100,4
88
13,6
170-
-180
8,5
0,6
122
0,7
31,2
3,1
9,1
66,4
110,6
87
11,4
]
Р а з р е
з 52
(целина)
-
0-
-10
8,4
4,8
174
2,5
32,0
6,9
6,7
52,0
100,11
58
73,9
10-
-25
8,4
4,3
178
2,4
36,5
6,9
5,0
50,4
101,2
57
77,8
35-
-45
8,3
3,2
161
4,7
42,0
5,8
8,7
49,2
110,5
69
50,5
55-
-65
8,3
2,2
131
2,0
27,2
6,0
8,4
30,6
75,1
57
56,0
100-
-НО
8,3
1,0
143
2,5
30,0
4,5
6,0
33,0
76,0
53
67,0
130-
-140
8,3
0,6
122
1,9
29,6
4,4
7,8
55,5
99,3
81
22,7
170-
-180
8,4
0,5
104
0,9
28,0
3,6
9,0
58,0
99,6
96
4,4
.
2,0
1,5
1,4
0,&
0,4
0,4
0.4
2,а
1.»
2,0
1,5
0,9
0,6
0.4
Примечание. Са—Р| — фосфаты щелочных и щелочноземельных элементов (наиболее подвиж¬
ная и растворимая форма минеральных фосфатов почвы). Экстрагент 1% (МН4)2$04 ■+- 25% (МН4)2Л^О*
pH 4,8. Са—Рц — разноосновые фосфаты Са (Mg) (главным образом вторичнообразованные), фосфаты за-
кисных форм железа. Экстрагент СН3ССОН-КН8СССЬН4-|-0,2£% pH 4,3. А1—Р —фосфаты
алюминия (типа варисцита). Экстрагент 0,5 п №4Р, pH 8,5. Ре—Р — фосфаты железа (типа стренгита)—
экстрагент 0,1 п ЫаОН. Са—Рщ — природные высокоосковкые фосфаты Са (типа апатита) — экстрагент
0,5 л Н2804.
ра. По всему профилю резкой разницы в содержании минеральных сое¬
динений фосфора не наблюдается, но имеется тенденция к их увеличе¬
нию в нижней толще (разр. 54, 52).
Особый интерес представляют данные по содержанию отдельных:
фракций минеральных фосфатов почвы. В темно-каштановой почве пре¬
обладает фракция высокоосновных фосфатов кальция — фракция
Са—Рш (вытяжка 0,5 п Н2504), фосфаты же полуторных окислов
А1—Р и Ре—Р составляют незначительное количество. Это, по-видимо¬
му, обусловлено высоким содержанием в почвенно-поглощающем ком¬
плексе ионов кальция (80%) и магния (20%).
Вверх по профилю с увеличением содержания гумуса содержание-
фракции Са—Рш постепенно уменьшается (до 1,5 раз). Такая законо¬
мерность присуща большинству почв равнинной зоны республики.
Максимальное количество фосфатов алюминия (5,4—6,9 мг[ 100 гг
почвы) приходится на верхний горизонт, с глубиной содержание этой:
фракции фосфора постепенно уменьшается (до 3,6—3,1 мг/100 г почвы) -
62
Количество фосфатов железа (6,6—9,0 мг/100 г почвы) варьирует па
горизонтам, но сильных отклонений не наблюдается (табл. 1).
Выявленное незначительное содержание фракции Са—Рг по профи¬
лю уменьшается до «следов». Форма Са—Рх отражает обеспеченность
почв наиболее подвижными и растворимыми формами минеральных
фосфатов. Их низкое содержание в темно-каштановых почвах характер¬
но для почвенных образцов, взятых с целины.
Результаты анализов показали, что в системе почва — раствор фрак¬
ция фосфатов кальция (преимущественно Са—Р1) является источником
фосфора для растений. Содержание фосфатов кальция более высокоос¬
новных, менее растворимых форм почти на всех типах почв с глубиной
увеличивается, в особенности фракции Са—Рш и Са—Рп. Здесь, веро¬
ятно, сказывается влияние карбонатной почвообразующей породы, а
также за счет вымывания кальция из верхних слоев орошаемых почв.
Каштановые почвы. В пределах территории Дагестана кашта¬
новые почвы являются зональными. Основные массивы типичных каш¬
тановых почв, описанные в равнинной зоне, встречаются в комплексе
с другими почвами. Степень их освоенности очень высокая. Почвообра¬
зующими породами являются аллювиальные и делювиальные древне¬
каспийские отложения различного механического состава, преимущест¬
венно тяжелосуглинистые. Мощность гор. А+В составляет 35—50 см.
В центральной и южной части зоны развиваются маломощные хря¬
щевые каштановые и светло-каштановые почвы. Структура каштановых
почв комковатая с наличием заметной слоистости в верхней части гор. А.
Реакция среды 7,3—7,4. По механическому составу они тяжелосугли¬
нистые, содержание подвижного азота и фосфора в верхних горизонтах
незначительное.
Светло-каштановые почвы по механическому составу легкосуглинис¬
тые и супесчаные, с малым содержанием гумуса (1—1,5%), со слабой
дифференциацией генетических горизонтов; отличаются пылеватостью
и маломощностью верхнего горизонта. Вследствие низкого содержания
коллоидных частиц эти почвы не способны к поглощению большого
количества питательных веществ.
Все описанные каштановые почвы относятся к сильно нуждающимся
в фосфорных удобрениях.
Из табл. 2 видно, что содержание валового фосфора в каштановых
почвах с глубиной резко не изменяется, иногда, наоборот, наблюдается
его увеличение (разр. 59).
В светло-каштановой почве найдено немного меньшее количество ва¬
лового фосфора в сравнении с каштановыми. Содержание валового фос¬
фора на глубине 0—180 см колеблется в пределах 75—43 мг Р205 на
100 г почвы (табл. 2).
Органический фосфор в больших количествах находится в верхних
горизонтах. Наблюдается неравномерное распределение органического
фосфора по почвенному профилю и отмечается незначительное его со¬
держание— 6—9 мг Р205 на 100 г почвы (разр. 47).
Распределение минеральных фосфатов по профилю каштановых и
светло-каштановых почв мало отличается от распределения фосфатов в
темно-каштановых почвах. Отличие заключается в уменьшении валового
содержания фосфора, а вместе с этим уменьшается сумма минеральных
фосфатов (табл. 2).
По всему профилю резкой разницы в содержании минерального фос¬
фора нет (разр. 53). Здесь, так же как и в темно-каштановых почвах»
фосфаты Са—Рш и Са—Рп преобладают над фосфатами полуторных
окислов.
В почвах Дагестана фракции фосфатов полуторных окислов нехарак¬
терны. Их содержание в каштановой почве в слое 0—10 см (3,9—3,2 мг
6Я
«а 100 г почвы) ниже в сравнении с темно-каштановыми почвами (5,4—
*6,9 мг Р205 на 100 г почвы).
Основными для почв республики являются разноосновные фосфаты
кальция (Са—Рь Са—Рп, Са—Рш). Эти фракции отличаются по своей
растворимости и доступности растениям.
Содержание фосфатов фракции Р1 увеличилось в каштановых поч¬
вах в сравнении с описанными выше почвами, что связано с обеспечени¬
ем подвижным фосфором от длительного действия минеральных удобре¬
ний. В этом случае эффективность фосфорных удобрений следует ожи-
Таблица 2
Содержание валового фосфора и распределение форм минеральных фосфатов
по профилю почв (мг Р206 на 100 г почвы)
са
<2
Минеральные
фосфаты*
О)
вг
¿о я
1
>»
£5
pH
водный
Гумус,
%
Валово
фосфор
Са—Рх
Са-Рц
А1-Р
Ре—Р
Са Рш
всего
% от
вало¬
вого
Органи
ский
фосфор
Подвил
ный фо
фор по
Мачигн
Каштановые почвы
Разрез 59
0—5
7,3
3,7
130
5,5
28,0
3,9
5,7 .
55,0
98,1
75
31,9
10—20
7,2
3,6
140
5,5
22,0
4,0
4,0
52,0
87,6
63
52,4
40—50
7,2
3,1
146
6,0
32,2
4,1
7,1
64,0
113,5
78
32,5
80—90
7,2
2,2
110
4,0
22,0
3,7
6,0
64,0
99,8
91
0,2
110-120
7,2
1,3
117
2,0
16,0
2,2
5,2
79,5
105,0
90
2,0
140-150
7,2
0,6
НО
3,0
16,0
2,0
4,1
66,0
91,2
83
18,8
180—190
7,2
0,4
130
1,0 ,
18,0
2,1
5,5
85,0
111,6
89
18,4
Разрез 39
0-10
7,4
2,36
128
8,5
43,0
3,2
8,2
20,0
83,0
65
45,0
25—35
7,3
2,68
132
12,5
36,0
4,2
6,5
20,8
80,1
61
51,9
50—60
7,4
2,04
121
14,0
21,5
4,5
5,75
18,0
63,8
53
57,2
90-100
7,3
1,12
134
12,5
18,0
4,0
8,25
22,0
64,8
48
69,2
115—125
7,4
0,56
110
5,5
27,0
3,6
7,75
20,8
64,7
59
45,3
160—170
7,4
0,54
122
8,7
22,4
2,2
8,6
31,2
73,1
60
58,9
С в е т л о-к аштановые почвы
Разрез 47
. 0-
-10
7,4 1
1,68
75
2,8
21,0
1,5
6,0
37,5
68,8
92
6,2
10-
-20
7,4
1,03
66
2,8
20,0
1,4
7,0
32,5
63,8
97
2,2
30-
-40
7,3
0,62
43
2,3
10,4
0,8
5,5
23,5
42,5
99
0,5
50-
-60
7,3
0,50
42
1,6
11,0
1,3
6,0
22,5
41,4
98
0,6
80-
-90
7,2
0,50
53
1*5
14,5
1,4
4,6
27,5
49,6
94
4,4
120-
-130
7,4
0,41
58
2,0
17,5
1,8
4,6
22,8
48,7
84
9,3
170-
-180
7,2
0,30
43
0,2
17,5
1,2
5,5
18,0
42,5
99
0,5
Разрез 37
0-10
7,4'
1,46
88
2,6
13,0
1,5
3,3 |
26,5
46,9
53
41,9
10—20
7,3
1,00
70
3,0
13,0
1,2
3,9
28,0
49,2
70
20,8
25—35
7,4
0,66
51
3,1
11,0
1,6
3,6
28,9
48,2
95
2,8
40-50
7,4
0,60
46
1,7
16,0
0,6
3,2
24,0
45,6
99
0,4
60—70
7,4
0,56
59
0,7
21,0
1,2
4,7
30,0
57,8
98
1,2
‘90—100
7,4
0,32
67
1,8
15,2
0,7
4,0
36,2
57,9
86
9,0
140—150
7,4
0,30
62
1,7
22,0
0,2
4,2
34,0
62,3
100
Не опр.
3,5
0,9
0,2
0,5
0,5
0,7
0,5
2,0
0,9
0,9
0,8
0,7
0,8
2,5
0,8
0,4
Сл.
1,2
2,2
2,1
1,5
0,4
0,8
0,5
• См. сноску к табл. 1.
дать, но в меньшей степени, чем на целинной темно-каштановой почве.
Содержание фосфатов железа (РеР04) по профилю каштановых и
светло-каштановых почв изменяется. В светло-каштановых почвах со¬
держание фосфатов железа по профилю распределено неравномерно,
сравнительно повышено в средних горизонтах (до 7,0—4,75 мг/100 г
почвы).
64
Очень низкое содержание алюмофосфатов в каштановых и тем более
в светло-каштановых почвах связано с механическим составом. В меха¬
ническом составе светло-каштановых почв преобладает фракция песка
и накопление кремнезема, что, по-видимому, и является главной причи¬
ной наличия в них значительного количества водно-растворимых фосфа¬
тов и обедненностью этих почв алюминием и железом. Общим для иссле¬
дованных почв является то, что процессы почвообразования в каштано¬
вых почвах идут более замедленно, господствующее положение в соста¬
ве минеральных соединений фосфора занимают фосфаты кальция.
Луговые и лугово-каштановые почвы. Луговые почвы на равнине
являются наиболее распространенными. Развиваются в условиях опти¬
мального поверхностно-грунтового увлажнения, при глубине грунтовых
вод 1,0—2,0 м, отличаются проявлением окислительно-восстановитель¬
ных процессов, а также биогенной и гидрогенной аккумуляцией веществ.
Преобладают средне- и тяжелосуглинистые. Мощность гор. А+В до
70 см; характеризуется комковатой или комковато-глыбистой струк¬
турой.
Лугово-каштановые почвы формируются на микро-, мезоповышениях,
где нарушается связь верхних горизонтов почвенного профиля с капил¬
лярной каймой грунтовых вод, которые залегают глубже 2,5 м. По ме¬
ханическому составу разнообразны. С глубиной отмечается постепенное
увеличение фракции физического песка и заметно уменьшается илистая
фракция. Карбонаты подтянуты к поверхности. Мощность гор. А+В до
35—40 см. Содержание гумуса колеблется от 3 до 4% и сравнительно
резко уменьшается с глубиной.
Обладая благоприятными агрохимическими свойствами, эти почвы
наиболее плодородны.
Луговые и лугово-каштановые почвы насыщены кальцием и магнием,
имеют щелочную реакцию, содержат 4—6 мг/100 г почвы гидролизуемо¬
го азота в верхних горизонтах и характеризуются низкой обеспечен¬
ностью подвижным фосфором.
Валовое содержание фосфора в луговых почвах довольно высокое по
сравнению с лугово-каштановыми почвами, что обусловливается боль¬
шим количеством гумуса. С глубиной по профилю количество валового
фосфора резко не изменяется, даже в некоторых разрезах увеличивает¬
ся (табл. 3).
Органического фосфора в лугово-каштановых почвах намного боль¬
ше, чем в вышеописанных типах почв. Так, в луговых почвах в слое
0—10 см найдено от 57,4—72,8 мг органического фосфора, а в кашта¬
новой почве в том же слое — 31,9—45,0 мг/100 г почвы. Эти данные
говорят о более высоком содержании гумуса в луговых почвах и об их
формировании во влажных пониженных местах, часто под богатой луго¬
вой растительностью. С глубиной содержание органического фосфора
снижается (разр. 201, 49).
При рассмотрении данных по содержанию отдельных фракций мине¬
ральных фосфатов в луговых и лугово-каштановых почвах можно отме¬
тить преобладание фракций Са—Рш и Са—Рп над другими формами.
Максимальное их количество сосредоточено в карбонатных горизонтах
и в почвообразующей породе (табл. 3).
В луговых разностях почв наблюдается повышенное содержание
алюмо- и железофосфатов в сравнении с каштановыми почвами.
Если в темно-каштановых и каштановых почвах содержание их низ¬
кое (5,4—6,6 и 3,9—5,8 мг) в верхнем горизонте, то в луговых почвах
содержание А1Р04 и ЁеР04 увеличивается (10,8—16,3 и 12,5—26,8 мг).
Как указано выше, луговые аллювиальные почвы формируются в пони¬
женных местах с избытком влаги, где преобладают глиноземы, способ¬
ствующие образованию алюминия и преобладанию закисных форм же¬
леза.
5 Почвоведение, № 7
65
Таблица 3
Содержание фосфора и распределение форм минеральных фосфатов
по профилю почв (мг Р20Б на 100 г почвы)
са
« ,
Минеральные
ф о с ф а
т ы
Органиче¬
ские фос¬
фаты
Подвиж¬
ный фос¬
фор по
Мэчигину
X
и б
«в
ас!
аса
Гумус,
%
о Й*
§|
34^
Са—Р!
Са—Рц
А1-Р
Ие—Р
Са-Р ш
всего
% от
вало¬
вого
Луговая почва, разр. 201
0-
-10
8,6 1
5,85
222
4,3
42,5
16,3
12,5
90,0
165,6
75
57,4
10-
-20
8,7
6,11
215
3,8
42,5
21,3
11,5
90,4
169,5
79
45,5
40-
-50
8,7
2,26
187
5,7
41,5
16,6
10,0
91,0
164,9
88
22,1
50-
-60
8,5
1,41
180
4,1
29,6
5,13
9,5
75,0
123,3
69
56,7
80-
-90
8,5
0,52
171
4,2
24,3
3,25
8,5
79,2
120,0
70
51,0
60-
-170
8,6
0,68
151
5,7
20,0
2,88
7,75
82,4
118,8
79
32,2
Лугово-каштановая почва, разр. 49
0-
-10
7,8
3,8
172
6,5
42,5
9,0
22,5
26,5
107,0
62
65,0
15-
-25
7,7
2,7
186
5,0
43,0
8,7
24,5
40,0
121,3
65
64,7
45-
-55
7,8
1,8
154
3,2
47,0
10,8
19,5
23,4
104,0
68
50,0
80-
-90
7,7
1,2
126
2,5
40,0
9,0
21,5
22,5
95,5
76
30,5
130-
-140
7,7
0,9
129
2,2
37,5
6,6
23,0
37,5
106,8
83
22,2
160-
-170
7,7
0,6
138
2,7
36,0
13,0
27,0
52,0
130,8
95
7,2
190-
-200
7,6
0,5
132
2,2
35,0
12,0
23,0
60,0
132,3
100
Лугово-каштановая почва, разр. 246
0-
-10
8,6
5,0
260
5,0
47,0
10,8
26,8
97,5
187,2
72
72,8
10-
-20
8,5
4,5
212
3,6
41,0
16,0
28,8
85,3
174,8
82
27,2
33-
-43
8,5
1,7
190
1,2
21,6
12,3
26,3
98,0
159,4
84
30,4
50-
-60
8,7
1,5
170
1,6
33,0
10,3
25,8
89,5
160,2
94
9,8
60-
-70
8,5
1,0
130
3,6
18,0
3,7
15,8
76,0
117,2
90
12,8
105-
-115
8,4
0,8
160
3,6
32,0
3,3
19,8
85,0
143,8
90
16,2
120-
-130
8,4
0,6
170
4,3
1
23,0
1
4,3
20,3
1
80,2
1
132,1
78
32,9
3,5
Ч
2,1
0,7
0,5
0,7
Ч
2.3
1.3
0,9
0,8-
0,7
0,7-
5.0
2,8-
1.0
М
0,5
0,6
0,9'
В луговых почвах содержание алюмофосфатов и железофосфатов:
уменьшается по почвенному профилю от 16,3 мг до 2,8 мг/100 г почвы
(разр. 201).
Высокоосновные фосфаты кальция (типа апатита), полученные в
вытяжке 0,5 п Н2804, преобладают больше в луговых почвах, чем в
каштановых.
Солончаки. Солончаки занимают огромную территорию к северу
от р. Терека, тянутся широкой полосой в Приморской низменности и
окаймляют озера.
Характер и степень засоления солончаков изменяются в зависимости
от подстилающих пород: солончаки на аллювиальных отложениях име¬
ют вторичное засоление, на аллювиально-морских каспийских наносах
и на третичных породах, обусловленные засоленностью пород.
Материнские породы представлены преимущественно карбонатными
глинами и суглинками. '
По механическому составу солончаки относятся к глинистым и тя¬
желосуглинистым разновидностям почв. Характеризуемые солончаки со¬
держат гумуса в верхних горизонтах от 1,1 до 7,8%; pH 8,5. Значитель¬
ное содержание гумуса можно объяснить луговым характером проис¬
хождения солончаков.
Валовое содержание фосфора в корково-такырном солончаке с глу¬
биной постепенно уменьшается, что связано с меньшим воздействием в
процессе почвообразования биологических факторов (растений, микро¬
организмов и т. д.) на нижние горизонты почвы.
Для солончака лугового характерно увеличение валового содержа¬
ния фосфора с глубиной, связанное с наличием иллювиального горизон-
66
Таблица 4
Содержание валового фосфора и распределение форм минеральных фосфатов
по профилю солончаков (мг Р206 на 100 г почвы)
Минеральные фосфаты
Са—Р!
Са-Рц
А1—Р
Ре—Р
Са-Рщ
всего
% от
вало*
вого
|
О
«а
и о
1*
а§
11
•з*
г* а
5*2
О и *9*
Разрез 858
0-
-8
8,4
1,1
115
2,5
7,2
4,1
7,8
27,4
49,0
43
66,0
8-
-15
8,3
0,6
91
6,0
18,2
4,8
6,5
22,4
57,9
64
33,1
15-
-22
9,3
0,5
77
2,5
34,0
5,8
8,5
20,0
70,9
92
56,1
35-
-45
8,3
0,4
70
Сл.
31,6
6,6
7,8
19,0
65,0
93
4,9
66-
-70
8,4
Не о
пред«
клялись
Разрез 3
0-
-5
8,5
7,8
320
6,3
44,2
9,8
35,2
109,3
204,8
64
115,1
5-
-10
8,4
3,1
260
4,9
34,0
7,5
27,1
84,1
157,6
61
102,3
15-
-25
8,4
1,3
175
Сл.
36,4
6,5
4,3
99,0
116,2
67
58,8
35-
-45
8,4
0,5
112
»
23,6
7,8
2,9
65,0
92,2
82
19,7
50-
-60
8,3
2,5
240
»
30,4
7,5
7,5
92,0
130,7
54
109,3
00-
-110
8,3
0,3
100
»
36,8
7,2
5,0
31,0
80,0
80
20,6
та (разр. 3). Среди форм минеральных фосфатов преобладают фосфаты
кальция, содержание которых с глубиной в разр. 858 уменьшается, а в
разр. 3 варьирует по глубине (табл. 4).
Содержание фосфатов алюминия по профилю в солончаке корково¬
такырном довольно постоянно, а в солончаке луговом уменьшается по
горизонтам до «следов»; фосфаты Са—Рш намного преобладают в луго¬
вом солончаке (табл. 4). Если в рассмотренных выше почвах наблюда¬
лось увеличение фосфатов кальция с глубиной в связи с влиянием кар¬
бонатной почвообразующей породы, то в солончаках этого нет.
Выводы
1. Распределение форм природных фосфорных соединений по профи¬
лю различных почв определяется прежде всего их генетическими осо¬
бенностями.
2. Преимущественно основное количество минерального фосфора,
определенное по методу Гинзбург — Лебедевой, сосредотачивается в па¬
хотном слое почвы. Однако апатитовая фракция фосфора (фракция
Са—Рп и Са—Рш) увеличивается в более глубоких слоях профиля, что
связано с механическим составом почвы, содержанием гумуса, реакцией
почвенного раствора и другими особенностями.
3. Превалирующее содержание Са—Рп и Са—Рш в разных типах
почв равнинной зоны Дагестана объясняется высокой долей кальция и
магния в сумме поглощенных оснований, а также, по-видимому, обуслов¬
лено происхождением материнской породы — делювий меловых отложе¬
ний, главным образом, из продуктов выветривания известняков.
4. Обнаруженное большое количество фосфатов кальция фракции
Са—Рп и Са—Рш, растворимых в 0,5 п Н2$04 и в СНаСООЫН-|-
+ СНзСООН + (НН4)2Мо04 вытяжках, дает основание считать, что эта
фракция имеет существенное значение в системе почва — раствор.
5. По степени уменьшения минеральных запасов фосфора почвы рав¬
нинной зоны республики можно расположить в следующем порядке:
луговые, темно-каштановые, каштановые и лугово-каштановые, светло-
каштановые, солончаки.
5*
67
Литература
1. Аскинази Д. Л., Гинзбург К. Е:, Лебедева Л. С. Минеральные формы фосфора в
почве и методы их определения. Почвоведение, 1963, К« 5.
2..Бабарина Э. А, Влияние систематического применения навоза и минеральных удоб¬
рений на распределение форм фосфорных соединению по профилю различных почв.
Агрохимия, 1971, № 6.
3. Гинзбург К. Е. Определение содержания минеральных и органических форм фос¬
фатов почвы. Агрохимия, 1969, № 5.
4. Гинзбург К. Е., Лебедева Л. С. Методика определения минеральных форм фосфа¬
тов почвы. Агрохимия, 1971, № 1.
5. Егоров М. А. К выяснению причин, обусловливающих неравномерность распреде¬
ления фосфора по почвенному профилю.
6. Загородный Г. Я. Изменение природных и агрохимических свойств лугово-кашта¬
новой почвы при освоении системы удобрений. Тр. Дагестанок. СХИ, т. 11, Махач¬
кала, 1959.
7. Зонн С. В. Почвы Дагестана. Сельское хозяйство горного Дагестана. Махачкала,
1940.
8. Керимханов С. У. Характеристика природных и экономических условий ДАССР.
В кн.: Система ведения сельского хозяйства в Дагестане. Махачкала, 1967.
9. Ковда А. В. Почвы Прикаспийской низменности. М;—Л., Изд-во АН СССР, 1950.
10. Колянда Я. /С. Формирование фосфатного фонда почв при систематическом при¬
менении удобрений в севообороте и на бессменных посевах. Агрохимия, 1971, № 6.
11. Салманов А. Б. Агрохимическая характеристика почв Дагестанской АССР. В кн.:
Агрохимическая характеристика почв СССР. Район Северного Кавказа. М., «Наука»,
1964.
12. Салманов А. Б. Краткая агрохимическая характеристика лугово-степной почвы
междуречья Акташ — Сулак. Тр. отд. почвоведения Дагестанского фил. АН СССР,
т. 3. Махачкала, 1956.
13. Соколов А. В. Агрохимия фосфора. М., 1950.
14. Солдатов А. С. Характеристика почв Терско-Сулакокой низменности в связи с их
районированием. Тр. отд. почвоведения Дагестанского фил. АН СССР. Махачкала,
1956.
15. Хейфец Д. М. Методика определения и содержание минеральных и органических
соединений фосфора и некоторых почвах Советского Союза. Почвоведение, 1948,
№ 2.
Лаборатория агрохимии Дата поступления
Дагестанского НИИСХ 16.У111.1974 г.
A. B. SALMANOV, L. A. ZELENTZOVA
CONTENT OF PHOSPHORUS MINERAL FORMS IN THE MAIN SOIL TYPES
UNDER IRRIGATION FARMING IN DAGESTAN
By the method of Ginsburg-Lebedeva and content of phosphorus mineral forms in
main soil profiles of the plain zone in Dagestan has been studied.
The predominance of inaccessible to plants fractions with calcium phosphate of dif¬
ferent basicity in the profiles of the soils studied indicates the necessity of application
phosphorus fertilizers to the latter.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
197в
№ 7
УДК 631.416.2
Р. И. ШЛЕИНИС, Л. В. СЛАВЕНЕНЕ
ВЛИЯНИЕ ФОСФОРНЫХ УДОБРЕНИИ НА ПРЕВРАЩЕНИЕ
ФОСФАТОВ В ПЕСЧАНЫХ ПОЧВАХ СОСНОВЫХ БОРОВ
литовской ССР
В работе рассматриваются результаты изучения трехлетней динамики
подвижных фосфатов (по Эгнеру — Риму) и фракционного состава мине¬
ральных фосфатов (по Гинзбург и Лебедевой) в связи с внесением супер¬
фосфата по фону азотно-фосфатных удобрений и извести в двух песчаных
дерново-подзолистых почвах сосновых жердняков лимногляциальной рав¬
нины.
Фракционный состав и превращения фосфора в различных пахотных
почвах уже достаточно полно отражены в литературе. В значительно
меньшей степени изучены особенности фосфатного режима лесных почв,
что представляет значительный интерес в связи с применением мине¬
ральных удобрений в лесном хозяйстве.
Главная лесообразующая порода, ради которой собственно и при¬
меняют удобрения, обычно использует лишь небольшое количество вно¬
симых элементов питания [5]. Большая часть удобрений поглощается
микрофлорой и закрепляется почвой. Поэтому доступность для древес¬
ных растений фосфатов почвы и вносимых удобрений зависит от соот¬
ношения постоянно идущих процессов их мобилизации и иммобилизации,
растворения и осаждения, абсорбции и десорбции, минерализации и
биологического закрепления. Следовательно, для подбора наиболее эф¬
фективных форм и доз фосфорных удобрений необходимо знать те хи¬
мические и физико-химические превращения, которым они подвергаются
в данной почве.
В настоящем сообщении рассматриваются формы минеральных фос¬
фатов в песчаных почвах сосновых насаждений, а также их превращение
под влиянием вносимых минеральных удобрений.
Объектами исследований послужили отдельные варианты (контроль,
ЫРК, ЫРК Са) двух опытов с удобрениями, заложенных в сосновых
жердняках на дерново-подзолистых почвах древнеаллювиальной песча¬
ной равнины.
Первый объект находится в Дубравской ЛОС, где 27-летние сосно¬
вые культуры брусничного типа имели высоту 8,4 м и диаметр — 7,6 см.
Дозы минеральных удобрений составляли: N—160, Р205—180, КгО —
130 и СаСОз—1500 кг/га.
Второй объект расположен в Ионавском лесхозе в 23-летних сосно¬
вых культурах бруснично-черничного типа, средняя высота и диаметр
которых равны соответственно 9,7 и 7,6 см. Дозы удобрений здесь были
следующими: N—180, Р205 — 90 и К20—140 кг/га.
Азотные удобрения в форме аммиачной селитры внесены в мае
1968 г., калийные (40%-ная калийная соль) и фосфорные (простой су¬
перфосфат) удобрений — осенью 1967 г., а известь (известковая грязь) —
поздней осенью 1968 г. Удобрения внесены вручную, без заделки их в
почву.
Для изучения водно-физических и агрохимических свойств почв на
каждом объекте исследования были заложены по одному глубокому поч¬
венному разрезу. В течение вегетационных периодов 1968—1970 гг.
трижды на пяти вариантах опытов (первый объект — контроль, ЫРК и
ЫРКСа; второй объект — контроль, РК) брали образы почв для харак¬
теристики динамики растворимых в молочной кислоте (по Энгеру —
Риму) подвижных фосфорных соединений. Пробы почв отбирали послой¬
но через каждые 10 см в 5 точках с каждой делянки. Из проб готовили
смешанный образец, из которого после подготовки отбирали по две на¬
вески для анализов. С целью более детального изучения фосфорного
режима почв в летних образцах 1970 г. определяли содержание различ¬
ных форм фосфатов и валового фосфора по методу Чанга и Джексона
в модификации Гинзбург и Лебедевой [2]. Этот метод позволяет выде-
Механический состав почв
Т аблица 1
Потеря от
обработки
НС1, %
Содержание фракций в %; размер частиц, мм
Горизонт и глу¬
бина, см
1,0—0,25
0,25—0,05
0,05-0,01
0,01—0,005
о о
о®
о о
<0,001
<0,01
¿А
А2В!
В2
В2С1
С2
Сз
Дубравская ЛОС
2-
-И
0,72
35,23
62,16
1,36
0,68
0,51
0,06
11-
-20
0,50
36,39
60,48
1,67
0,70
0,31
0,45
40-
-50
0,56
31,57
67,72
0,93
0,10
0,13
0,55
70-
-80
0,15
54,52
45,02
0,06
0,18
0,19
0,03
110-
-120
0,11
6,59
88,68
3,68
0,53
0,27
0,25
180-
-190
0,13
31,25
67,06
0,65
0,22
0,48
0,34
Ионавский лесхоз
пах
2е
г*
ВА
2-
-12
1,03
65,50
31,83
1,39
0,38
0,49
0,41
20-
-30
0,97
62,07
35,45
1,39
0,31
0,30
0,46
40-
-50
0,55
65,30
33,11
0,72
0,14
0,46
0,27
80-
-90
6,61
74,95
24,44
0,05
0,15
. 0,05
0,36
лить из почвы разноосновные соединения фосфатов кальция, алюминия
и железа. Одно- и двухосновные фосфаты кальция, магния и железа
некоторые авторы считают легкорастворимыми, и что за их счет проис¬
ходит питание растений. Остальные три фракции (А1—Р, Ре—Р,
Са—Р ш) являются труднорастворимыми и служат резервом Р204.
По содержанию илистых частиц и частиц физической глины почвы
обоих объектов довольно близки между собой (табл. 1). Различаются
они лишь по процентному соотношению песчаных фракций. Так, если в
почве Дубравской ЛОС преобладающей является фракция мелкого
песка, то в почве из Ионавского лесхоза — крупнопесчаная фракция. Тем
не менее это не сказалось на сходстве почв по физико-химическим свой¬
ствам, поскольку в обоих случаях как по абсолютным величинам раз¬
личных форм кислотности, содержания гумуса, общего азота и обменных
оснований, так и по характеру распределения их по профилю оба разре¬
за идентичны (табл. 2).
Изменение содержания подвижных элементов питания в почве, в том
числе и подвижного фосфора, в большой степени зависит от метеороло¬
гических условий, прежде всего от температуры и количества осадков.
Средняя температура вегетационного периода (май — октябрь) во все
три года наблюдений была одинаковой 13,3—13,4°, практически не от¬
личалась от средней многолетней температуры (13,6°). По количеству
осадков 1968 и 1970 гг. были влажными (соответственно 467 и 460 мм.
осадков в течение вегетационного периода, а в 1969 г.— сухим (280 мм).
70
Средняя многолетняя норма осадков за вегетационный период состав¬
ляет 382 мм.
Говоря вообще о динамике подвижных фосфорных соединений, сле¬
дует подчеркнуть, что их содержание динамично на всю исследованную
глубину, т. е. до 50 см, хотя наиболее резкие колебания подвижного
Р205 наблюдаются в подстилке и верхнем минеральном горизонте (А^)
почв (табл. 3). В минеральных горизонтах почв на всех делянках опытов
характер распределения подвижного фосфора одинаков: максимальное
содержание Р205 отмечается в гумусово-аккумулятивных горизонтах, с
Таблица 2
Физико-химические свойства почв
Горизонты и глу¬
бина, см
pH
Гидро¬
литиче¬
ская
кислот¬
ность
Обмен¬
ная
кислот¬
ность
Гумус
Азот
общий
С:Ы
Поглощенные осно¬
вания,
мг-экв/100 г
Под¬
вижное
ИеЛ
по
вод¬
ный
соле¬
вой
мг-экв/100 г
%
Са
сумма
Тамму,
мг/100 г
Дубравская ЛОС
А»
0-2
3,7
2,7
АА
2—11
4,4
3,5
аа
11—20
5,1
4,0
В*
40-50
5,3
4,3
В2С]
70—80
6,0
4,4
С*
110—120
5,9
4,3
А0
0-2
3,9
2,9
Адах
2—12
4,5
3,6
АА
20—30
4,7
4,0
В2
40-50
5,3
4,3
В2С1
80-90
5,7
4,4
с*
150-160
7,9
7,7
86,4
Не опр.
38,4*
1,04
38,0
15,0
10,4
25,4
6,2
1,01
1,08
0,11
9,8
1,5
1,6
3,1
2,9
0,26
0,39
0,04
9,7
0,6
0,6
1,2
1,4
0,07
0,07
0,01
7,0
0,6
0,4
1,0
0,8
0,03
Не опр.
0,8
0,6
1,4
0,7
0,05
0,5
0,8
1,3
Ионавский лесхоз
88,2
Не опр.
39,6*
1,06
40,0
13,8
9,4
23,2
5,9
0,70
1,36
0,09
15,1
1,6
1,3
2,9
3,1
0,29
0,48
0,04
12,0
0,7
0,6
1,3
0,8
0,06
0,06
0,01
6,0
0,7
0,3
1,0
0,7
0,03
Не опр.
0,8
0,7
1,5
Не определялись
Не опр.
179.5
179,0
107,8
151.5
• Потери при прокаливании.
Таблица 3
Динамика лактатнорастворимой Р205 (мг/100 г) в верхнем полуметровом слое почв
Вариант
опыта
Глу¬
бина,
Дубравская ЛОС
Ионавский лесхоз
1968 г.
1969 г.
1970 г.
1968 г.
1969 г.
1970 г.
см
V
VIII
X
V
VIII
X
V
VIII
X
V
VIII
X
V
VIII
X
V
VIII
X
НРК
0—2
13,7
12,0
4,1
10,3
5,4
12,4
4.4
14,5
16,9
11,2
14,5
8,4
8,9
6,4
5,9
5,0
4.4
9.7
2—10
17,1
11.2
26,6
11,5
12,1
10,5
9.4
9,6
13,2
5,8
11,0
7.1
9,7
7,6
8,1
7,8
5,9
7.0
10—20
4,5
3,0
6,1
5,5
2,9
4,9
1.6
6,2
4.0
2,0
5,7
2,4
5,1
2,6
6,6
3,4
2.5
3.4
20—30
3,1
2,8
3,5
1,7
2,1
2,3
1,3
3,0
3,9
1,2
2.2
2,8
4.0
1,6
2.4
2,6
1.5
3,5
40—50
2,5
2,2
4,0
2,1
1.5
1,2
0,6
1.7
2.5
2,2
3,9
2.5
1.3
1,9
1,0
1,7
1.0
2,0
Контроль
0-2
15,3
11.7
7,0
13,7
6,5
8,3
4,0
12,5
10,9
12,4
16.0
10,0
10,9
6,4
5,0
4,5
4.4
11,0
2—10
5,6
7,1
13,5
6,0
7,8
5,1
3,4
4,8
6,5
4.6
4,4
5,2
6,4
4,5
6,7
6,5
4.5
5,0
10—20
2,8
2,4
6.1
1.5
2,8
2,5
1.0
4,0
5.0
0,9
2.7
2,3
4.6
2,1
2,2
2,9
1,5
2,6
20—30
2,8
2,0
3,1
2,2
2,7
1.7
1.5
3,3
3.0
1,7
2.2
4,9
1.3
2.7
1.9
2,5
1.3
2,0
1
1 40—50
2,5
2,0
2.0
2,0
1.3
1.1
0,08
1,8
2.5
1.9
1.7
2.2
1.4
1,9
1.8
1,7
0.6
3,5
глубиной оно постепенно убывает. Этот максимум связан как с биохи¬
мической аккумуляцией в результате разложения подстилки и отмираю¬
щих корней, так и с накоплением фосфатов, связанных с подвижными
полуторными окислами в верхних горизонтах профилей почв. Во все
годы наблюдений, на всех исследованных глубинах, за исключением
горизонта лесной подстилки, наибольшее количество подвижного фосфо¬
ра наблюдалось в октябре, а наименьшее — в середине вегетационного
периода. Эти закономерности несколько нарушились в засушливом
И
Таблица 4
Влияние удобрений на распределение минеральных фосфатов в почвах
Глубина,
ли
Вариант опыта
лег/100 г
Р2Оь. % от валового
легкорастворимые
фосфаты
труднорастворимые фосфаты
сумма
минеральных
фосфатов
валовой
фосфор
легкораствори¬
мые фосфаты
Са (Р!+Рц)
трудно растворимые-фосфаты
Р1 Рц
А1—Р | Ре—Р Са—Рш сумма
А-Р Ре—Р Са-Р
Дубровская ЛОС
2-
-10
Контроль
7,5
11,5
24,0
6,0
2,3
32,3
51,3
116
16
21
5
ЫРК
16,0
13,0
17,7
13,0
2,3
33,0
62,0
127
23
14
10
ЫРКСа
7,5
16,0
23,7
13,2
2,4
39,3
62,8
125
19
19
И
10-
-20
Контроль
5,0
11,2
36,2
24,0
7,5
07,7
83,9
107
15
34
22
ЫРК
2,5
11,0
35,2
22,0
2,4
59,6
73,1
106
13
33
21
NPKCa
8,5
11,3
52,5
21,7
4,0
77,22
98,0
106
19
49
20
20-
-30
Контроль
5,0
13,2
31,7
13,8
4,0
49,5
67,7
' 107
17
30
13
ЫРК
1,0
11,7
36,2
13,7
3,2
53,1
65,8
106
12
34
13
ЫРКСа
5,0
11,3
32,5
16,2
3,4
52,1
68,4
108
15
30
15
40-
-50
Контроль
9,0
11,2
21,7
8,2
3,2
33,1
53,3
105
19
21
8
ЫРК
2,5
8,7
27,0
4,5
2,5
54,0
65,2
107
10
25
4
ЫРКСа
4,8
11,3
21,7
9,2
3,2
34,1
50,2
111
15
20
8
И
онавский лесх
о 3
2-
-10
Контроль
2,7
11,7
25,5
21,0
3,2
49,7
64,1
117
12
22
18
ЫРК
5,0
12,7
35,2
26,0
3,3
64,5
82,2
137
13
26
19
10-
-20
Контроль
1,4
15,0
33,7
23,0
4,2
60,9
77,3
106
15
32
22
ЫРК
2,2
11,5
29,0
18,2
3,2
50,4
64,1
117
12
25
16
2
2
2
7
2
4
4
3
3
3
2
3
3
2
4
3
1969 г., когда максимум подвижного фосфора был отмечен в начале
периода вегетации. Сходную закономерность динамики лактатнораство-
римых фосфатов в почвах сосновых насаждений наблюдали и другие
авторы [1], проводившие исследования в аналогичных условиях.
Суперфосфат способствовал повышению содержания подвижного
фосфора в верхнем минеральном горизонте почв уже в год внесения, так
как маломощная (1—2 см) лесная подстилка из полуразложившейся
хвои и веточек была не в состоянии перехватить на продолжительное
время внесения удобрения. На второй и третий год это увеличение на¬
блюдается уже в гор. А2В, (до глубины 20 см). При этом повышенное
содержание подвижного фосфора наиболее четко прослеживается там,
где были внесены большие дозы фосфорных удобрений (объект в Дуб-
равской ЛОС). Согласно нашим данным следует, что 90 кг/га Р205 в
форме суперфосфата повышает содержание подвижного фосфора в
верхнем минеральном горизонте на 1,5^—2,0 мг[ 100 г, а 180 кг!га фосфор¬
ных удобрений — на 4—5 жг/100 г почвы. Эти цифры близки данным
других авторов, исследовавших изменения фосфатного режима лесных
почв в результате внесения удобрений [3].
Исследования, проведенные в Эстонском институте земледелия и
мелиорации, показали, что лактатнорастворимый фосфор состоит в
основном из фосфатов А1 и малоосновных фосфатов Са [6]. В целом
вышеизложенные данные, касающиеся изменений в динамике подвиж¬
ных фосфорных соединений в почвах сосновых жердняков после внесе¬
ния суперфосфата, не противоречат результатам определения группово¬
го состава фосфатов (табл. 4).
При характеристике состава минеральных фосфатов в исследован¬
ных почвах следует подчеркнуть, во-первых, что на их долю приходится
41—92% от валового содержания фосфора, причем максимальное их
количество приурочено к средней части профиля. Во-вторых, доля рых¬
лосвязанных или «активных» разноосновных фосфатов кальция, магния
и закисных форм железа (Р1 и Рп) составляет 10—23%, а труднораство¬
римые фосфаты алюминия, окисного железа и высокоосновные фосфаты
кальция (Рш)—26—73% от валового содержания фосфора. В-третьих,,
среди труднорастворимых фосфатов резко преобладают фосфаты А1
(14—49%) и Ре (4—22%), что обычно характерно для кислых поч&
[4, 7]. После внесения минеральных удобрений в групповом составе
минеральных фосфатов почв произошли ощутимые изменения, причем
более четко это заметно лишь в верхнем гумусово-аккумулятивном гори¬
зонте почв. Лишь большее дозы суперфосфата (180 /сг/га Р205) на тре¬
тий год после внесения в какой-то степени повлияли на состав мине¬
ральных фосфатов переходного горизонта (А.^) почвы в Дубравской
ЛОС. Полученные данные (табл. 4) показывают, что внесенный в почву
фосфор распределяется по всем фракциям минеральных фосфатов, за
исключением фракции фосфатов кальция типа фосфорита и апатита
(Рш). Наибольшее количество фосфатов удобрений перешло в форму
А1-фосфатов, несколько меньше в форму Ре-фосфатов и еще меньше в
форму рыхлосвязанных фосфатов (Р1 и Рп). Чем выше доза суперфос¬
фата, тем больше фосфора остается в легкорастворимой форме.
Углекислая известь, внесенная в сравнительно небольшой дозе
(1500 кг/га СаС02), не оказала заметного влияния на состав минераль¬
ных фосфатов. Таким образом, приведенные экспериментальные данные
показывают, что внесение фосфорных удобрений способствует улучше¬
нию группового состава фосфатов легких дерново-подзолистых почв
сосновых насаждений в результате увеличения содержания рыхлосвя¬
занных фосфатов и фосфатов железа. В связи с этим улучшается фос¬
форное питание сосновых насаждений в средних условиях произраста¬
ния и во многих случаях прирост от азотно-фосфорных удобрений быва¬
ет большим, чем только от одних азотных.
7&
Выводы
1. Наибольшее содержание подвижных фосфатов (по Эгнеру —
Риму) в почвах сосновых боров на лимногляциальной равнине наблю¬
дается в октябре, а наименьшее — в середине вегетационного периода.
2. Однократная подкормка сосновых насаждений суперфосфатом спо¬
собствует отчетливому увеличению содержания как лактатнораствори-
мых (по Эгнеру — Риму), так и «активных» разноосновных фосфатов
кальция, магния и закисных форм железа (по методу Гинзбурга и Ле¬
бедевой) в верхних минеральных горизонтах почв (до глубины 20 см),
что улучшает фосфорное питание сосны при совместном внесении боль¬
ших доз высокоэффективных азотных удобрений. Поэтому прирост сос¬
новых насаждений во многих случаях от азотнофосфорных удобрений
бывает большим, чем только от одних азотных.
Литература
1. Багинскас Б., Данилявичюс. Изучение динамики подвижного азота, калия и фос¬
фора на дерново-глеезатых почвах Литовской ССР.— В сб.: Матер, конф. по вопро¬
сам почвовед, и агрохим. Каунас, 1973.
2. Гинзбург К. Е., Лебедева Л. С. Методика определения минеральных форм фосфа¬
тов почвы. Агрохимия, 1971, № 1.
3. Мангалис И. К. Опыт применения агрохимических картограмм в базисных лесных
питомниках Латвийской ССР. В сб.: Повышение продуктивн. лесов методами лес¬
ных культур и основы организ. хоз. в лесах искусств, происхожд. Минск, 1973.
4. У Мью Тхант. Формы фосфатов и их распределение по профилю в рисовых почвах
Бирмы. Почвоведение, 1968, № 10.
5. Шумаков В, С., Федорова Е. Л. Применение минеральных удобрений в лесу. «Лес¬
ная промышленность», 1970.
6. Karblane H. Laktaatlahustuva fosfori hecmilisest iseloomust. Tp. ЭстНИИ землед. и
мелиор., т. 25, 1972.
7. Patrick W. H., De Laune R. D.t Antie D. A. Transformation ol odded phosphate in
flooded soil. Tp. X Междунар. конгр. почвов. «Наука», 1974.
Литовокий научно-исследовательский Дата поступления
институт лесного хозяйства 17.XI.1975 г.
R. I. SHLEINIS, L. V. SLAVENENE
EFFECT OF PHOSPHORUS FERTILIZERS ON PHOSPHATE CONVERSION
IN SANDY SOILS OF PINE FORESTS IN LITHUANIAN SSR
The paper deals with the results of studying three-year dynamics of mobile phospates
(according to Egner-Rim) and the group composition of mineral Phosphates (according
to Ginsburg and Lebedeva) with the application of superphosphate on the background
of nitrogen-phosphorus fertilizers and lime in two automorphic sandy soddy-podzolic soils
=of pine forests of a limno-glacial plain.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
¡1976
№ 7
МЕЛИОРАЦИЯ ПОЧВ
УДК 631.4:631.6
В. В. ЕГОРОВ, Н. Г. МИНАШИНА
ЗАСОЛЕНИЕ ПОЧВ В ДЕЛЬТЕ р. НИЛА
Рассмотрены причины слабого проявления процессов соленакопления
в почвах дельты р. Нила. Засоление почв приурочено в основном к пери¬
ферии дельты. Верхняя и средняя часть дельты полностью используется под
орошение и не имеют засоленных почв за небольшим исключением. В числе
причин названы особый характер генезиса дельты, заполнившей полупро-
точное озерное понижение, отгороженное барьером от влияния морских
вод, длительное господство бассейновой системы орошения и особые свойст¬
ва нильских отложений, отличающихся тонкодиоперсностью и агрегирован-
ностью.
Ирригация в долине и дельте р. Нила давно привлекает внимание
широкого круга специалистов. Наиболее примечательным в истории оро¬
шения Египта явилась высокая стабильность плодородия нильских почв.
Зто объяснялось обычно высоким плодородием нильских наносов, по¬
ступавших на поля, особенно при бассейновой системе орошения в прош¬
лом. Нильские наносы действительно обладают рядом благоприятных
качеств и содержат питательные элементы. Однако успех египетского
земледелия вряд ли правильно приписывать только этому обстоятельст¬
ву. Другие реки аридной зоны тоже несут большое количество взвесей,
которые остаются на орошаемых полях. Они часто тоже плодородны,
так как в значительной мере состоят из продуктов сноса эродируемых
почв с площадей водосборных бассейнов. Уровень плодородия орошае¬
мых почв зависит и от ряда других факторов. Среди них наиболее важ¬
ным для аридных земель, и часто лимитирующим фактором плодородия
почв в дельтах, является накопление легкорастворимых солей. Имеется
много примеров, когда из-за засоления обширные площади оказывались
непригодными для орошения. Особенно яркий пример тому можно видеть
в низовьях рек Тигра и Евфрата, где климатические условия и давность
орошения сопоставимы с условиями в бассейне Нила. Небольшой обзор
•сложившейся там обстановки в отношении засоления почв ярче оттенит
специфику тех же явлений в низовьях р. Нила.
В низовьях рек Тигра и Евфрата, как можно убедиться из зарубеж¬
ных публикаций [11, 13] и личных наблюдений, значительная часть
земель, возделываемых во времена Шумера, Вавилона, занята ныне
обширными площадями бесплодных пухлых и корковых солончаков. По
.данным археологов, в эпоху Вавилонской цивилизации эти земли обеспе¬
чивали продуктами питания в 5 раз большее население, чем в современ¬
ный период. В настоящее время народ Ирака, остро нуждаясь в увели¬
чении производства сельскохозяйственных продуктов, ведет трудоемкие
работы по освоению засоленных почв, когда-то ставших непригодными
для орошения. Это одна из главных задач мелиорации в Месопотамской
низменности, над которой работают не только иракские специалисты, но
;и ученые разных стран.
Большие площади засоленных земель имеются также почти во всех
дельтах аридной зоны. В СССР проявление сильного засоления известно
в дельтах Средней Азии, полупустынного юго-востока Европейской части
75
страны,— в их числе дельты рек Амударьи, Сырдарьи, Урала, Волгиг
Терека и др. [1, 3, 4, 5].
В качестве основного источника засоления приморских дельт рас¬
сматриваются соли речной воды, расходуемой, главным образом через-
почвенные и грунтовые воды, на испарение. Орошение вносит много спе¬
цифичного в процессы перераспределения солей. В одном 1месте оно уси¬
ливает, в другом замедляет темпы соленакопления. Но в целом интен¬
сифицирует этот процесс, рассредоточивая большие объемы воды на
орошаемой площади. Вторым источником солей в дельтах служат мор¬
ские растворы, часть которых внедряется в осадки или захватывается
отложениями авандельт в процессе выдвижения в водоем. Позднее, при
уплотнении осадков, морские растворы перемещаются в верхние слои
и участвуют затем в горизонтальных перемещениях. В засолении при¬
морских почв имеют значение и приливы морских вод [3, 5].
Не меньшее засоление свойственно и так называемым субаэральным
(сухим) дельтам, где накопление солей практически возможно только
за счет первого источника — речной воды. При этом засоление тем зна¬
чительнее, чем древнее дельта и длительнее на ее территории существует
орошение [8].
Неслучайно во всех дельтах аридной зоны, где требуется орошение,
приходится вести борьбу с засолением почв. Рассматривая с этих пози¬
ций дельту р. Нила, казалось по аналогии с другими дельтами, здесь
имелись основания ожидать значительные проявления засоления почв.
Однако почвы дельты Нила засолены в значительно меньшей степени,
чем это свойственно другим дельтам той же зоны.
В целом в дельте р. Нила на поверхностях, превышающих отметку
6 м над уровнем моря, как правило, очаги засоления не обнаружива¬
ются.
При полевых наблюдениях нельзя было не заметить ослабленное™
солевых процессов. Практически все земли в верхней и средней частях
дельты орошаются, ставших непригодными для орошения переложных
или бросовых земель нет совсем. Коэффициент земельного использова¬
ния близок к единице. С одной и той же площади собирают в год па
два-три урожая сельскохозяйственных культур. Обращает внимание
очень высокий уровень культуры земледелия, применение большого ко¬
личества землистых и органических удобрений, полная утилизация илов,
собираемых при чистке ирригационной и дренажно-сбросной сети. Илы
при этом пропускаются через компостирование с добавлением органиче¬
ских удобрений, помета голубей и различных бытовых отходов.
Только в нижней части дельты появляются признаки засоления, вна¬
чале через пятнистость посевов на пашнях, а затем ниже — по перифе¬
рии дельты появляются переложные засоленные или совсем неосвоенные
земли с выцветами солей и солончаковой растительностью. Такую карти¬
ну можно наблюдать в межрусловых, межканальных и приозерных или
лагунных понижениях. В то же время вдоль главных русел р. Нила посе¬
вы, сады, виноградники очень близко подходят к морскому побережью
без признаков засоления почв.
В табл. 1 приведены данные анализа водной вытяжки (в соотноше¬
нии вода: почва — 5:1) из образцов почв из разных частей дельты в
разной мере используемых под орошение и неиспользуемых (выполнены
в Почвенном институте им. В. В. Докучаева в Москве).
Сопоставление данных анализа воды из Нила и водных вытяжек
показывает, что характер химического состава солей однотипен. Ниль¬
ские воды характеризуются сульфатно-хлоридно-бикарбонатно-натрие-
вым составом. 3.асоление при наиболее сильном его количественном
проявлении в периферийной части — сульфатно-хлоридное и реже хло-
ридно-сульфатное. Отмечается заметное возрастание доли магниевыг
солей на наиболее низких землях. Накопление натрия идет более илиг
76
Состав водных вытяжек из образцов почв дельты р. Нила
мг>экв/ЮО г сухой почвы
Таблица 1
Номер разреза. Местоположение. Почва
Глубина, см
плотный
остаток, %
щелочность
С1
бо4
Са
м^
Ыа
К
СО,
общая в НС04
Е—8. Верхняя часть дельты. Оазисная
1—15
0,24
Нет
0,76
1,64
1,21
0,81
0,40
2,09
0,18
древнеорошаемая
30-40
0,28
0,76 „
1,60
1,98
0,68
0,31
3,40
0,03
50—60
0,44
»
0,68
2,02
3,89
0,99
0,77
4,57
0,05
104—111
0,17
»
0,88
0,84
0,67
0,18
0,18
1,96
0,03
Е—1. Средняя часть дельты. Лугово-
0-16
0,09
»
0,84
0,19
0,15
0,20
0,10
1,33
0,05
оазисная древнеорошаемая солончако-
25-35
0,19
»
0,96
1,18
0,60
0,15
0,05
2,61
0,05
ватая
40—50
0,34
»
0,92
2,69
1,50
0,29
0,10
4,35
0,08
70—80
0,62
»
0,60
4,70
4,31
0,64
0,54
7,40
0,10
106—117
1,39
»
0,32
4,79
16,10
6,90
3,70
8,70
0,23
Е—3. Нижняя г часть дельты. Лугово¬
0—15
0,39
»
0,80
3,74
1,12
0,68
0,59
4,00
0,08
оазисная орошаемая солончаковатая
21—31
0,51
0,65
4,60
2,42
0,99
0,91
5,87
0,10
66—76
1,04
»
0,30
7,48
8,75
4,32
3,20
8,35
0,20
150—160
0,55
»
0,72
5,55
2,66
1,44
1,26
5,87
0,20
Е—2. Нижняя часть дельты. Переувлаж¬
0-1
2,71
»
0,24
37,21
9,23
12,16
9,68
23,36
0,51
ненная оазисная солончаковая
1—15
1,29
»
0,32
11,93
8,69
5,02
3,55
10,44
0,41
20—30
0,63
0,52
7,27
2,37
0,98
0,79
7,39
0,13
40-50
0,48
»
0,48
6,09
1,31
0,89
0,64
6,96
0,08
70-80
0,41
»
0,56
4,16
1,77
0,59
0,05
5,09
0,05
105—115
0,35
»
0,44
3,15
1,91
0,39
0,20
4,35
0,03
Е—6. Периферийная приморская часть.
0-28
3,33
»
0,42
23,80
27,56
11,58
5,06
33,17
0,87
Лугово-болотная солончаковая, выпавшая
28—45
3,55
»
0,42
28,70
27,06
10,68
5,23
36,42
0,92
из орошения
45—72
3,34
»
0,44
25,00
27,06
9,65
4,51
36,42
0,92
72—85
3,12
0,36
20,20
28,02
13,60
3,88
31,00
0,84
85-05
3,26
0,36
40,00
13,08
2,12
3,11
47,84
0,78
Вода р. Нила
0,19
2,56
0,48
0,24
1,24
0,75
1,28
0,14
менее пропорционально увеличению суммы солей. При слабом засоленик
в верхней части профиля почв обнаружено появление бикарбоната нат¬
рия (табл. 1, разрез Е—1).
Из литературы [12, 14] известно, что в прошлом при бассейновой,
системе орошения, которая господствовала до середины прошлого сто¬
летия, проблемы вторичного засоления на орошаемых землях не было.
Хотя из отдельных источников [14] известна вспышка вторичного засо¬
ления в VI—VII вв. в низовьях дельты, что приводило к выходу земель»,
из сельскохозяйственного производства. Но причины этих явлений
остались неизвестными. Не исключено, что это было связано с проры¬
вами приморских валов и вторжением морских вод на часть дельты.
Проблема засоления в дельте приобрела актуальность в связи с пере¬
ходом на так называемое правильное — круглогодичное орошение. Через-
некоторое время после этого в средней и особенно в нижней части дель¬
ты стали появляться небольшие очаги вторичного содового засоления.
При бассейновой системе орошения вся поверхность возделываемой
части дельты была разделена дамбами на участки площадью от 200 до
10000 га. Во время паводка в августе-сентябре бассейны заливались
водой слоем от 1 до 1,5 Ж! в зависимости от водности года. Вода впиты¬
валась и профильтровывалась через почвы, вынося накопившиеся за
предыдущий сезон соли. В местах, где вода не успевала полностью впи¬
таться, ее сбрасывали через 40—60 дней стояния. Затем производили
посев. После сбора урожая поля оставляли под пар. Пахотный слой в
период парования подвергался термической природной обработке и силь¬
ному иссушению.
Почва обезвоживалась, растрескивалась, крошилась. Уровень грун¬
товых вод в межполивной период опускался до глубины 3—5 м. Чтобы за
короткое время успевало профильтровываться такое большое количест¬
во воды и произошло значительное опускание уровня грунтовых вод,,
необходимо наличие хороших условий оттока, что несвойственно для
типично устроенных приморских дельт. Поэтому указанное явление нуж¬
далось в особом объяснении, что и сделано ниже.
С переходом на круглогодичное орошение уровень грунтовых вод
был поднят до 1—2 Му так как ирригационная сеть, устроенная в зем¬
ляных руслах, будучи приподнятой над поверхностью, теряла много
воды на фильтрацию. К тому же почвы стали орошаться непрерывно на
протяжении всего года. Для подпора речных вод, чтобы обеспечить круг¬
логодичный водозабор, была построена система барражей. Питание*
грунтовых вод усилилось. Естественный отток, признаки существования
которого явно обнаруживались в прошлом, оказался недостаточным,
пришлось сооружать специальную дренажно-сбросную сеть и коллекто¬
ры для отвода грунтовых вод. Но так как уровни поверхности в нижней:
части дельты низкие, иногда ниже поверхности (моря, потребовалась
сеть насосных станций для перекачки дренажных вод в море. Ныне дей¬
ствуют сотни перекачечных станций, оборудованных мощными насосами.
Дренажная сеть в дельте Нила, как правило, неглубокая—1,5—
2 му но она обеспечивает в целом удовлетворительный солевой режим
почвенных растворов и грунтовых вод на орошаемых землях.
Причин, обеспечивающих при таких условиях дренажа удовлетвори¬
тельный солевой режим, несколько. Среди них решающее значение, как
это выявилось в процессе изучения, имеют следующие обстоятельства:
1) особое устройство дельты р. Нил, 2) длительно (тысячелетиями) гос¬
подствовавшая система бассейнового орошения, 3) особый состав и
свойства нильских аллювиальных и агроирригационных отложений, об¬
ладающих низкой капиллярной проводимостью. х
Относительно особого устройства дельты Нила можно заметить, что
она, как вырисовывается на основе новых наблюдений, не является при¬
морской в полном смысле слова.
78
Если подходить с позиций формального картографического рисунка,
дельты р. Нила, ее можно было принять за дельту погружения [2] с
обычными для таких образований признаками: фиксированным примор¬
ским краем и образованием придельтовых озер-лагун с морской водой —
в стороне от устьевых участков. В этом отношении дельта р. Нила отли¬
чается как количеством, так и размерами озерных включений вблизи
морского края. Знакомство в натуре с одним из придельтовых озер лево-
бережной дельты — оз. Мариут и межрусловыми понижениями внутри
дельты — привело к иным выводам, чем это представлялось ранее. Мор¬
ской край дельты, как оказалось, на ряде участков (по крайней мере в
ее западной части) отделен от моря приподнятым барьером из плотных
пород. В отдельных случаях их принимали за окаменевшие «консолиди¬
рованные» дюны. Но это иное образование. На направлениях стока
названный барьер лишь прорван современными и древними руслами
р. Нила. Этот же барьер отделяет оз. Мариут от моря. Никакой связи
между морем и поверхностью оз. Мариут не имеется. Озеро Мариут и
другие внутридельтовые понижения имеют отметки ниже уровня (моря
и питаются ныне сбросными водами.
Самое интересное в этом следующее: озеро и сухое продолжение его
ванны к западу между барьером со стороны моря и сушей с юга на про¬
тяжении многих километров имеют отметки на 8—10 м ниже уровня
Средиземного моря, и остаются теперь вне влияния морских вод. Запад¬
ная часть этой депрессии отделена от озера дамбой и занята шоровым
солончаком. Депрессия явно служит испарителем грунтовых вод со сто¬
роны соседних приподнятых площадей, в том числе и со стороны дельты.
Склоны к депрессии несколько западнее дельты р. Нила сложены с
юга коренными породами, поверхность которых вначале совпадает с
отметками западной пустыни, а затем резко снижаясь, приобретает бо¬
лее низкие значения, чем поверхности дельты и моря. Противоположный
северный борт депрессии со стороны приморской части выглядит ана¬
логично, но он более короткий, с большими уклонами. Все это указывает
на самостоятельность данного геокомплекса, в пределы которого с вос¬
тока ныне вторгаются дельтовые отложения, постепенно выклиниваясь.
Край дельты, примыкающий к названной депрессии, отделенный от
моря барьером плотных пород, в отличие от наблюдаемого в других
дельтах, выделяется отсутствием сколько-нибудь заметных признаков
засоления почв. Земли здесь заняты пашнями, садами, древесными на¬
саждениями. Только между рукавами р. Нила к востоку имеются сухие
или заполненные сбросными водами понижения. В этих понижениях
сформированы солончаковые и гипсоносные почвы. Последнее обстоя¬
тельство— накопление сульфатом, свидетельствует о континентальном
полупроточном типе соленакопления. А наличие дневных поверхностей
ниже уровня морских вод — весьма ослабленной связи морских и дель¬
товых вод — о наличии барьеров между дельтой и морем.
Следующее, на что пришлось обратить внимание, был характер кар¬
ты залегания подошвы аллювиальных отложений в дельте. Карта состав¬
лена Почвенным институтом АРЕ. Судя по карте, мощность аллювия
является наименьшей у морского края дельты и равна 2—4 м> т. е. она
минимальная там, где должна была бы быть для приморской дельты и
особенно дельты погружения наиболее значительной. Лишь в местах
вероятных пропилов потоками р. Нила упомянутого барьера из плотных
пород мощность аллювия несколько увеличивается.
К центру дельты мощность аллювиальных отложений нарастает до
нескольких десятков метров, затем к югу — к вершине дельты у г. Каи¬
ра— вновь сокращается. Подстилается аллювий древнеконтиненталь¬
ными песками. Все сказанное согласуется с предположением, что дельта
р. Нила была сформирована первоначально не как приморская, а как
озерная в пределах континентальной впадины, располагающейся близко
79>
от береговой линии моря. Из литературных источников [10, 14] известно,
что во времена Древнего царства, когда орошаемое земледелие было
сосредоточено в долине р. Нила, в дельте изобиловали пресные озера
и болота, в которых в изобилии водились водоплавающие птицы. В тот
период, по-видимому, шло еще заполнение депрессии на месте современ¬
ной дельты.
Существование впадины не следует считать чем-то необычным для
данного региона. Серия подобных депрессий и сейчас сопровождает
нильскую долину с запада на некотором расстоянии от нее, в одной из
них, в частности, расположен Фаюмский оазис, орошаемый одним из
протоков р. Нила, где образовалось известное с библейских времен озеро
Карун. К числу таких впадин относится и ныне не обводненная огромная
впадина Каттара. Почти все оазисы в Ливийской пустыне, орошаемые
водами артезианских колодцев, располагаются в тектонических пони¬
жениях, усиленных ветровой деструкцией. Подобная впадина была за¬
полнена при сооружении Суэцкого канала морской водой, в результате
чего образовалось соленое озеро примерно в середине этого водного
тракта. Таким образом, появление подобных впадин — нередкий эле¬
мент на пустынных плато, сложенных древнеосадочными породами.
Встречаются они и в СССР, например, на Устьюрте (Барса-Кельмес,
Карашор, Ассаке-Даудан и др.). Возникают континентальные впадины
этого типа разными путями, часто в результате длительной ветровой де¬
струкции выдувания в местах тектонических нарушений кровли пород,
иногда с выходом по системе трещин глубинных рассолов. Если, после
сказанного, рассматривать дельту р. Нила как пресноводно-озерную,
впоследствии причлененную к морскому побережью, то необходимо в
ином свете рассматривать ее гидрогеологическую и геохимическую исто¬
рию, а вслед за этим и процессы соленакопления на протяжении доста¬
точно долгого времени. В числе других следствий этой концепции долж¬
но быть ослабление влияния морских растворов на дельтовые почвы
из-за ограждения приморским барьером.
Резерв исходно пресных вод в аллювии имел большое значение.
К тому же при бассейновой системе орошения он постоянно пополнялся,
оказывая свое влияние на почвообразовательные и гидрологические про¬
цессы. В частности, он играл и еще продолжает играть роль резервуара,
в котором разбавляются концентрируемые у поверхности растворы.
Следует учесть и другие особенности. Образование дельты произошло
позже образования долины р. Нила. Геологи считают, что это произо¬
шло примерно 10 тыс. лет назад. Образованию дельты предшествовало
создание проточного озера. Процессы соленакопления могли проявиться
здесь лишь после его заполнения осадками. Это тоже должно сказаться
на сроках, когда началось соленакопление и на объеме скопившихся на
месте будущей дельты солей.
Наряду с этим имело значение и наличие хорошего оттока грунтовых
вод, происхождение которого можно объяснить движением в сторону
прилегающих в нижней части дельты понижений с отметками ниже уров¬
ня моря. Они служили приемником грунтовых вод и солей, поступавших
с нильскими водами. Перепад отметок между упомянутой шоровой по¬
верхностью во впадине Мариут и уровнем грунтовых вод в средней части
дельтовых отложений доходит до 20 м.
Еще одно очень важное условие, определившее опреснение почв и
грунтовых вод дельты р. Нила на фоне оттока грунтовых вод, который
скорее всего осуществляется через подстилающие аллювий пески,— это
длительное существование бассейновой системы орошения. Значение ее
нельзя недооценивать. Вся поверхность дельты, начиная от вершины,
полностью заполнялась паводковыми водами, которые промывали поч-
вогрунты и оттесняли растворы грунтовых вод на периферию в сторону
понижений, а возможно и в сторону окружающей пустыни. Поверхность
80
дельты р. Нила очень ровная, внутри дельты не было значительных меж¬
русловых депрессий (это также ее особенность) и не было пустующих
земель, которые могли бы накапливать и задерживать соли. Тысячеле¬
тия интенсивно промывного режима обеспечили не только опреснение
почв, но и пополнение, как сказано, мощного резервуара пресных грун¬
товых вод, отгороженных от влияния моря, а также накопление мощно¬
го слоя агроирригационных отложений (до 9 м).
Третье условие слабого проявления засоления почв — особые свой¬
ства нильских аллювиальных и агроирригационных отложений. В отли¬
чие от наносов многих рек аридной зоны нильские отложения, транспор¬
тируясь из тропической влажной зоны, имеют более тяжелый механиче¬
ский состав. Под влиянием высоких температур и благоприятных усло¬
вий для выветривания первичных минералов количество ила в процессе
почвообразования еще более увеличивается. Содержание ила в почвах
достигает 40—60% от общей их массы. В табл. 2 приведены данные
анализа механического состава почвы без разрушения карбонатов с ис¬
пользованием в качестве пептизатора гексаметафосфата натрия. При
этом методе частицы <0,001 мм пептизируются не полностью, часть их
попадает во фракцию <0,005 мм. Но и при этом данные анализа харак¬
теризуют нильскую почву как очень тонкодисперсную, глинистую и тя¬
желосуглинистую.
Основным компонентом ила является монтмориллонит с примесью
каолинита и гидрослюд [7, 17] и их смешаннослойные варианты. При
благоприятных условиях почвообразования (оптимальном режиме влаж¬
ности для структурообразования, наличии органического вещества, ин¬
тенсивной биологической переработке почвенной фауной) этот материал
приобретает водопрочную структуру. Почвы дельты р. Нила очень хоро¬
шо отструктурены и, несмотря на тяжелый механический состав, обла¬
дают хорошими агрономическими и фильтрационными свойствами, легко
пропускают токи гравитационных вод. Без наличия таких свойств при¬
менение бассейновой системы орошения было бы затруднено. То обстоя¬
тельство, что тяжелые нильские отложения с глубины около 10—20 м
подстилаются легко проницаемыми гравелисто-песчаными континенталь¬
ными отложениями, по которым воды оттекают в горизонтальном на¬
правлении за пределы дельты, еще более улучшало условия водообмена.
При удовлетворительных скоростях токов гравитационных вод нильские
отложения имеют замедленную скорость токов восходящих капиллярных
растворов.
Даже при близком залегании уровня грунтовых вод капиллярные
токи не достигают поверхности почвы и не выносят соли. Поверхностный
слой почвы, иссушаясь, образует из крошки рыхлый мульчирующий слой,
ослабляющий расход воды на испарение. Наличие мульчирующего слоя
мощностью в 1—5 см рассматривается как признак зонального почво¬
образования в условиях сухого южносубтропического почвообразования
[8]. При наличии солей на .глубине 1—1,5 м и слабоминерализованных
грунтовых вод в таких условиях корнеобитаемый слой остается прак¬
тически незасоленным. В связи с особыми свойствами почвогрунтов ве¬
личина критической глубины залегания грунтовых вод очень неболь¬
шая, при минерализации около 5—10 г/л она равна 1—1,2 м от дневной
поверхности. Поэтому в дельте оказывается эффективным и мелкий
дренаж. В этом отношении почвенные условия наших среднеазиатских
дельт и равнин совершенно не сравнимы. В среднеазиатских почво-
грунтах обилие пылеватых частиц и высокая микроагрегированность
предопределяют высокую водопроводимость по капиллярам и слабую
гравитационную подвижность воды, т. е. плохие дренажные свойства
и оплываемость. В итоге критическая глубина грунтовых вод в Сред¬
ней Азии более значительна — 2,5—3 м.
Возвращаясь к главному вопросу данной статьи,— причинам ослаб¬
ленного проявления соленакопления в почвах дельты Нила, следует
6 Почвоведение, № 7
81
Таблица 2
Гумус, С02 карбонатов и механический состав почв дельты р. Нила в процентах на сухую почву
Номер, разреза. Местоположе¬
ние. Почва
Глубина,
см
Гумус,
%
со2, %
Содержание фракций, %; размер частиц,
, мм
1—0,25
0,25—0,1
0,1—0,05
0,05-0,01
0,01—0,005
0,005—0,001
<0,001
>0,1
<0,01
Е—8. Верхняя часть дельты.
0-
-15
2,3
2,0
5,5
5,4
14,3
28,1
10,1
14,9
22,7
9,9
47,7
Оазисная древнеорошаемая
30-
-40
1,3
0,9
1,8
2,8
6,7
30,7
10,5
17,6
28,9
4,6
57,9
50-
-60
1,1
0,8
2,0
1,4
6,9
28,4
12,4
18,6
30,3
3,4
61,3
72-
-82
0,9
0,8
3,5
3.4
13,5
28,3
9,6
14,3
27,5
6,9
51,3
104-
-111
Не опр.
1,6
13,7
23,9
29,6
5,3
7,2
18,7
15,3
41,3
£—1. Средняя часть дельты.
0-
-16
1,9
1,9
7,2
1,8
3,9
21,6
8,0
20,1
37,4
9.0
65,5
Луговот оазисная древне-
23-
-35
.1,0
1,9
1,3
0,8
6,0
23,3
8,1
18,7
41,8
2,1
68,6
орошаемар солончаковатая
40-
-50
0,9
1,6
1,4
0,5
7,4
22,9
9,5
16,2
42,1
1,9
67,8
70-
-80
0,9
1,4
1,2
0,7
8,5
25,0
10,2
18,0
36,4
1,9
64,6
106-
-112
0,8
1,1
1,1
0,4
9,6
33,8
12,7
21,6
20,8
1,5
55,1
Е—3. Нижняя часть дельты.
0-
-15
1,4
1,3
3,8
3,7
6,5
18,7
8,6
24,6
34,1
7,5
63,7
Лугово-оазисная орошаемая
21-
-31
1,3
1,0
1,6
3,2
9,8
19,4
8,2
25,2
32,6
4,8
66,0
солончаковатая
66-
-76
1,1
1,2
0,9
2.1
12,1
19,1
6,4
26,7
32.7
3,0
65,8
150-
-160
0,9
1,1
1,5
2,5
7,4
11,2
6,3
20,7
50,7
4,0
77,4
66,8
Е—2. Нижняя часть дельты.
1-
-15
2,5
1,3
2,2
1,5
9,1
20,4
10,2
30,9
25,7
3,7
69,0
Переувлажненная солонча¬
20-
-30
1,0
1,5
1,3
1,2
9,2
19,3
8,4
23,5
37,1
2,5
коватая
40-
-50
0,9
1,0
1,2
1,1
6,8
19,5
7,6
24,4
39,4
. 2,3
71,8
70-
-80
0.8
0,5
1,1
0,8
7,0
19,6
8,9
41,4
21,2
1,9
71,5
105-
-115
1,0
0,4
1,8
0,9
6,7
22,4
9,2
20,3
38,7
2,7
68,2
особо подчеркнуть и роль водно-физических свойств нильских почвогрун-
тов. Однородный покров тяжелосуглинистых и глинистых оструктурен-
ных почвогрунтов с плохой капиллярной водопроводимостью способство¬
вал легкому опреснению и пополнению грунтовых вод пресными водами
и очень экономному их расходу, почти исключающему потери на испа¬
рение, и в то же время воды легко доступны для питания растения и
транспирации. В наших условиях даже при высокой агротехнике хлоп¬
чатника половина поданной воды расходуется на испарение.
Советским специалистам приходится использовать свой и зарубеж¬
ный опыт в различных планах, участвовать в международных форумах
по борьбе с засолением почв, принимать участие в изысканиях на терри¬
тории дружественных стран, в проектировании орошения и мелиораций.
Рассмотренные материалы могут служить убедительным аргументом
о несостоятельности формальных оценок мелиоративной природы земель
различных территорий, об опасности мелиоративных аналогий без все¬
стороннего изучения новых массивов, научного предвидения будущей
обстановки, последующего их критического рассмотрения.
Литература
1. Егоров В. В. Почвообразование и условия проведения оросительных мелиораций в
дельтах Арало-Каспийской низменности. М., Изд-во АН СССР, 1959.
2. Егоров В. В. Мелиоративная природа дельт погружения. Почвоведение, 1970, № 12.
3. Ковда В. А. Происхождение и режим засоленных почв, т. 1, М., Изд-во АН СССР,
1946.
4. Ковда В, А. Почвы дельты Волги и их место в почвообразовании. Тр. Гос. океано¬
граф. ин-та, вып. 18(30). Л., Гидрометеоиздат, 1951.
5. Ковда В. А., Егоров В. В. Некоторые закономерности почвообразования в при¬
морских дельтах. Почвоведение, 1953, № 9.
6. Ковда В. А. В пустынных оазисах Египта. Вести. АН СССР, 1958, № 9.
7. Минашина И. Г., Градусов Б. П. Минералогический состав ила некоторых пустын¬
ных почв. Почвоведение, 1973, (№ 7.
8. Минашина Н. Г. Орошаемые почвы пустыни и их мелиорация. М., «Колос», 1974.
9. Розанов А. Н., Якубов Т. Ф., Минашина Н. Г. О поездке в Египет. Почвоведение,
1961, №8.
10. Савельева Т. Н. Аграрный строй Египта в период Древнего царства. М., Изд-во
восточ. лит., 1962.
И. Aart R. Van. Drainage and Land Reclamation in the Mesopotamian Plain Nature
and Resources. UNESCO, v. 10, N 2; 1974.
12. Abedine A. Z., Fathi A., Hafez. Seasonal variation of solid matter in irrigation and
drainage water (with some aspects of their condition after the high dain). J. Soil
Sci. UAR 1964, V—IV, N 2.
13. Buringh P. Soils and soil condition in Irag Baghdad, 1960.
14. Hamdan G. Evolution of irrigation agriculture in Egypt. A History of laud use in
aries regions. Paris UNESCO, 1960.
15. Kovda V. A. Report Submitted National Research Centre of Egypt. Salinity Problems
of Irrigation Soils in Egypt. Cairo, 1958. '
16. Whyte R. O. Evolution of land use in South-Western Asia. A History of land use
in arid regions. Paris, UNESCO, 1960.
17. Basta E. Z., Philip G., Khalil J. В. Clay mineralogy of some soil sediments from
Faiyme area and Nile valley. Egyptian J. Soil Sci., II974, v. 14, N 1.
Почвенный институт Дата поступления
им. В. В. Докучаева 15.VII.1975 г.
V. V. EGOROV, N. G. MINASHIHA
SOIL SALINIZATION IN THE DELTA OF THE RIVER NILE
Reasons for a weak accumulation of salts in soils of the Nile delta are considered.
Soil salinization is mainly found on the periphery of the delta. The upper and middle
portions of the delta are completely used under irrigation and have almost no salt affec¬
ted soils. Among the reasons of the weak salt accumulation are named: the specific
genesis of the delta, which occupies a lacustrine depression partly fed by runnig water
and partitioned by a barrier from the influence of sea waters, the existence of a long
lasting basin irrigation system, and the specific properties of Nile deposits which are fine
and aggregated.
6*
83
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.6:626.87
Р. И. ПАПИСОВ
ЭФФЕКТИВНОСТЬ АГРОМЕЛИОРАТИВНЫХ МЕРОПРИЯТИИ
ПРИ ВОЗДЕЛЫВАНИИ ЧАЯ В КОЛХИДСКОЙ НИЗМЕННОСТИ
Тяжелый гидрологический режим почв Колхидской низменности делает
необходимым применение агромелиоративных приемов на фоне гидротехни¬
ческих осушительных мероприятий. К ним относятся профилированные
гряды (ивали), закрытый дренаж и их сочетание. Эффективность этих прие¬
мов под культурой чая определялась комплексным изучением изменений
свойств почв и протекающих в них процессов в связи с улучшением гидро¬
логического режима (поверхностный и дренажный сброс избытка влаги).
Многолетние наблюдения позволили с достаточной достоверностью устано¬
вить целесообразность сочетания квали с закрытым дренажем при междрен-
ном расстоянии 10 м.
Многолетние исследования Колхидской опытно-мелиоративной стан¬
ции позволили установить, что интенсивное осушение заболоченных
почв Колхидской низменности и их успешное освоение, особенно под
многолетние насаждения, может быть достигнуто лишь с помощью агро¬
мелиоративных приемов на фоне гидротехнических сооружений (сеть
осушительных каналов).
Испытание таких приемов, как планировка поверхности с уклоном к
каналу-водоприемнику, бороздование спланированной поверхности,
устройство профилированных полос разной ширины позволило рекомен¬
довать производству в качестве наиболее эффективного приема соору¬
жение приподнято-выпуклых гряд (квали) шириной 5—10 м. Такие гря¬
ды значительно усиливают и ускоряют отвод воды с поверхности при
выпадении атмосферных осадков, вследствие чего улучшается водно-воз¬
душный режим почвы [4, 6, 8].
Однако многолетний опыт эксплуатации показал [6], что на тяжелых
глинистых и сильнозаболоченных почвах квали улучшает физические
свойства только верхнего, 30—40-сантиметрового слоя почвы и не влияет
на более глубокие, оглеенные слои, что препятствует созданию доста¬
точно мощного культурного слоя, необходимого для нормального раз¬
вития многолетних сельскохозяйственных растений.
Другим приемом интенсивного осушения заболоченных почв, извест¬
ным в мелиоративной практике и широко применяемым в зонах избы¬
точного увлажнения в нашей стране и за рубежом, является закрытый
дренаж.
Закрытый дренаж в условиях Колхидской низменности работает с
достаточной нагрузкой даже на тяжелых почвах, но из-за обилия атмос¬
ферных осадков и отсутствия поверхностного стока вода из почвы уда¬
ляется медленно и в количестве недостаточном для действенного улуч¬
шения их гидрологического режима. Поэтому закрытый дренаж как
Самостоятельное мероприятие не дает положительного эффекта при воз¬
делывании многолетних культур [4, 6].
Поиск достаточно эффективного агромелиоративного приема для
улучшения тяжелых заболоченных почв привел к мысли совместить
квали, обеспечивающие поверхностный сток, с закрытым, дренажем, ко¬
торый дополнительно отводит из почвы определенное количество воды
и, что существенно важно, создает условия для аэрации корнеобитаемо¬
го слоя почвы снизу.
84
Рекогносцировочный опыт [7] показал, что при таком сочетания
больше снижается уровень почвенной воды, уменьшается влажность поч¬
вы и создаются достаточно благоприятные условия для нормального
развития даже тунгового дерева, резко реагирующего на избыток за¬
стойной влаги в почве. Эти результаты послужили предпосылкой для
закладки в 1957 г. капитального опыта на Хоргинской эксперименталь¬
ной базе Колхидской комплексной сельскохозяйственной опытной стан¬
ции, исследования на которой ведутся совместно с Грузинским НИИ
почвоведения, агрохимии и мелиорации [10].
Залегающие на опытном участке подзолисто-желтоземно-глеевые
(старое — подзолисто-глеевые) почвы характеризуются тяжелым грану¬
лометрическим составом (содержание частиц <0,0Гл<л< — от60до 81%),
слабой структурностью гумусового и бесструктурностью нижних гори¬
зонтов, высокой набухаемостью, что при обилии атмосферных осадков
предопределяет тяжелые гидрологические условия. Следует отметить,
что подобные условия типичны для значительной территории низмен¬
ности (более 80 тыс. га), занятой такими и близкими к ним почвами [3].
Опыт проводили по следующей схеме:
1. Закрытый гончарный дренаж с междреньями 5 м и ровной по¬
верхностью (контроль).
2. Профилированная поверхность — квали шириной 5 м без дренажа
(второй контроль).
3—6. Сочетание квали шириной 5 м с закрытым (гончарным) дре¬
нажем с междренным расстоянием 2,5, 5, 10 и 15 м.
Все дренажные линии, каждая длиной 100 м, со средней глубиной
заложения 0,8 м, уклоном 0,2% и диаметром труб 6,5 см, уложены в
1957 г., квали устроены в 1960 г., чайный куст высажен в 1961 г.
В опыте комплексно изучали свойства и состав почв, изменения, про¬
исходящие в них под воздействием агромелиоративных приемов; наблю¬
дали за ростом и развитием чайных кустов, учитывали их урожайность.
Значительное внимание было уделено учету атмосферных осадков,
которые более 30 лет служат основным источником поступления воды в
низменность (после постройки нагорных каналов и оградительных валов
вдоль рек, устранивших сток с предгорий и разливы паводковых вод).
Для более полного и глубокого изучения формирования поверхностного
и внутрипочвенного стоков, зависящих от атмосферных осадков, учиты¬
вали с помощью плювиографа их количество и распределение во вре¬
мени.
Наблюдения на протяжении 17 лет показали, что средняя годовая
сумма осадков на опытном участке составляет 1609 мм. В году разли¬
чаются периоды — сухой, ливневой и затяжных осадков, причем эти
периоды закономерно, независимо от годовой суммы осадков, отмечают¬
ся ежегодно (табл. 1). В среднем на ливневой период приходится 49,4%
годовых осадков, на период затяжных дождей — 42,3% и на су¬
хой—8,3%.
В полной корреляции с выпадающими атмосферными осадками на¬
ходится характер колебаний уровней почвенных вод. Независимо от
интенсивности агромелиоративных приемов уровень воды после выпаде¬
ния осадков резко поднимается. Однако их влияние в той или иной сте¬
пени сказывается на общем понижении уровня грунтовых вод, более
быстром спаде и уменьшении продолжительности стояния воды в корне¬
обитаемом слое. Явление хорошо иллюстрируется графиками (рисунок),
представляющими фрагменты кривых колебания уровней почвенных вод
на разных агромелиоративных фонах во влажный и сухой периоды года.
На рисунке, а приведены кривые колебаний уровня почвенных вод
в засушливый период 1971 г., погда после продолжительных зимних
осадков их количество и частота выпадения резко уменьшились, посте¬
пенно повышалась среднесуточная температура воздуха и, следователь-
85
Атмосферные осадки
Таблица 1
Год
Сумма
осадков,
мм
Сухой период
Ливневый период
Период затяжных осад¬
ков
IV—V
% осадков
от годовой
суммы
У1-Х
% осадков
от годовой
суммы
Х1-И1
% осадков
от годовой
суммы
1957
1171,8
43,7
3,7
643,9
54,9
484,2
41,4
1958
2048,9
117,7
5,5
1197,5
55,7
834,2
38,8
1959
2045,5
139,2
6,8
1106,8
54,1
799,5
39,1
1960
1992,5
181,6
9,2
1035,3
51,9
774,6
38,9
1961
1501,1
161,3
10,7
699,7
46,6
640,8
42,7
1962
1489,3
132,0
8,8
686,1
46,1
671,2
45,1
1963
1850,1
166,7
9,0
799,8
43,6
877,6
47,4
1964
1306,2
171,3
13,1
610,9
46,8
524,0
41,1
1965
1304,0
137,0
10,5
541,1
41,5
625,9
48,0
1966
1397,1
167,5
11,9
804,2
57,6
425,4
30,5
1967
2087,7
187,6
9,0
1069,0
51,2
831,1
39,8
1968
1447,7
100,8
6,9
747,1
51,6
599,8
41,5
1969
1442,0
154,4
10,7
756,1
52,4
531,5
36,9
1970
1609,0
112,0
7,0
759,9
47,2
737,1
45,8
1971
1723,6
89,7
5,2
697,4 ‘
40,5
936,5
54,3
1972
1556,0
110,4
7,1
872,6
56,1
573,0
36,8
1973
1379,8
106,0
7,7
528,2
38,3
745,6
54,0
Среднее
1609,0
134,8
8,4
797,4
49,4
683,0
42,3
но, увеличивалось испарение. В результате, к 10 апреля уровень грун¬
товых вод везде значительно понизился, и это снижение, 'прерываемое
кратковременными подъемами, связанными с выпадением небольшого
количества осадков, продолжалось до начала июня. На участке без агро¬
мелиоративных приемов, где верхний слой почвы не обрабатывали, уро¬
вень воды, 15 марта почти достигавший поверхности, снизился значи¬
тельно резче и опустился глубоко, что вызвало пересыхание почвы, ко¬
торая дала довольно глубокие трещины.
На рисунке, б показан характерный случай, имевший место в сен¬
тябре 1972 г., когда после засушливого августа (88 мм — осадков при
норме 177 мм) только в первую декаду сентября выпало 246 мм осад¬
ков. Это вызвало резкий подъем уровня почвенно-грунтовой воды: на
участке без агромелиоративных мероприятий — до поверхности; на фоне
закрытого дренажа — до 10 см от поверхности; на фоне квали без дре¬
нажа— до 18 сж и на фоне сочетания квали с дренажем —до 30 см.
На первом участке такая обстановка сохранялась до конца месяца
(слой 0—40 см), на втором и третьем — 14—15 дней, на четвертом —
около 3 дней.
Агромелиоративные мероприятия устранили это явление, так как
уровень почвенных вод снижался менее резко, а испарение было затруд¬
нено обработкой поверхности почвы. При этом глубина снижения уровня
зависит от эффективности мероприятия.
Это наблюдение подтверждается также расчетом среднего уровня
стояния почвенных вод по периодам и за год (табл. 2). Из табл. 2 вид¬
но, что по сравнению с исходной почвой наименьшее и примерно оди¬
наковое (6—7 см) снижение среднегодового уровня почвенно-грунтовых
вод отмечено на участках с дренажем без кзали и с квали без дренажа
(контроль).
В варианте квали — дренаж он снижался резче и тем больше, чем
уже междренное расстояние. В период затяжных осадков уровни воды
во всех вариантах были на 30—40 ом выше, чем в ливневой и тем бо¬
лее в сухой периоды.
86
Осадки, мм Глубина, СМ
■о
Колебание уровня грунтовых вод в 1971 г. (а) и в 1972 г. (б)
I контроль, 2 — квали+дренаж через 5 М; з — квали без дренажа: 4— дренаж без квали
Наиболее благоприятные для развития многолетних сельскохозяй¬
ственных культур средние уровни стояния почвенных вод формируются
при сочетании квали с дренажем во всех вариантах, кроме 15-метрового
междренья.
Под влиянием агромелиоративных мероприятий снижается и влаж¬
ность почвы, что объясняется отводом определенного количества воды
путем поверхностного и внутрипочвенного стоков. Для общей характе¬
ристики влияния отдельных приемов на состояние влажности почвы в
табл. 3 приведены усредненные показатели, рассчитанные для слоя
почвы 0—40 см.
Расчеты выявили естественный режим влажности почвы на исходном
участке и различную степень его урегулированности в вариантах опыта.
Наиболее урегулированный режим влажности отмечался в варианте
квали+дренаж с междреньем 5 и 10 м.
Немаловажным, но косвенным, показателем гидрологического ре¬
жима почвы являются сток из дрен (внутрипочвенный) и сток из борозд
квали (поверхностный). Учет этих видов стока проводили самопишу¬
щими приборами, что позволило установить определенные закономер¬
ности образования стоков, их зависимость от поступающих атмосферных
осадков и влажности почвы в момент их выпадения [9].
Все многообразие определяющих сток факторов можно распреде¬
лить на 6 групп (табл. 4). В таблице приведены максимальные значе¬
ния стоков, полученные в опыте.
В отдельных вариантах установлены следующие среднегодовые ко¬
эффициенты стоков (% от суммы выпавших осадков):
87
Внутрипочвенный (дренажный) сток
дренаж через 5 ж без квали 0,20
квали+дренаж через 2,5 ж 0,30
то же через 5 ж 0,30
» » 10 ж 0,25
» » 15 ж 0,09
Поверхностный (из борозд квали) сток
квали без дренажа 0,37
квали + дренаж через 5 ж 0,23
то же через 10 ж 0,22
Многолетние наблюдения показали, что модули поверхностного сто¬
ка всегда больше модулей внутрипочвенного, независимо от коэффици¬
ентов стока. Максимальные их значения — 6,4 и 2,1 л/сек!га соответ¬
ственно.
Исследование физических свойств почв опытного участка [1] позво¬
лили оценить те изменения в показателях водно-воздушного режим а,
Таблиц а][2
Средние уровни стояния почвенных вод за 4 года
Средний уровень воды по периодам, см
Агромелиоративный фон
годовой
затяжных
осадков
сухой
ливневый
Исходная почва
59
21
118
68
Закрытый дренаж через 5 ж без
48
квали (контроль)
65
78
80
Квали без дренажа (контроль)
66
40
80
83
Сочетание квали с закрытым дрена¬
жем через 15 ж
69
52
82
86
То же, через 10 ж
78
63
91
89
» 5 ж
87
70
101
100
» 2,5 ж
99
81
118
115
Таблица 3
Влажность почвы, % ППВ, в слое почвы мсщностью 40 см
Период
Вариант
засушливый
теплый с ливне¬
выми осадками
холодный с
затяжными
осадками
Исходная почва
15 (проникает глубже 50 см)
15-100
91—100
Закрытый дренаж через 5 ж
без квали (контроль)
31—45 (часто в слое 0—
10 см—30)
46-90
61-90
Квали без дренажа
16—45 (проникает глубже.
Часто в слое 0—10 см—
15)
31—60 (часто в слое 0—
31-100
76-100
Сочетание квали с закрытым
46—90, иногда
76—90
дренажем через 2,5 ж
10 см—30)
76—100
То же, через 5 ж
46—75 (иногда в слое 0—
10 см—31—45)
76—90, иногда
91—100
76-90
» 10 ж
46—75 (иногда в слое 0—
10 см—31—45)
75—90, иногда
91—100
76-100
» 15 ж
31—75 (иногда в слое 0—
10 см—30)
61—90, часто
91—100
76-100
которые произошли в результате длительного воздействия на них агро¬
мелиоративных приемов, снизивших их влажность путем отвода значи¬
тельного количества воды.
Анализ показал, что при близких значениях удельного веса почв во
всех вариантах (УВ от 2,52 до 2,63) величины МГ, ММВ и НВ в вари-
88
антах квали+дренаж были ниже, чем в контрольных (дренаж без квали
и квали без дренажа). Это, очевидно, объясняется несколько повышен¬
ной дисперностью почвы последних. Так, максимальная гигроскопич¬
ность (МГ) в слое почвы 0—50 см в контрольных вариантах равна 10,7,
а в вариантах квали+дренаж— 8,4; максимальная молекулярная вла-
гоемкость (ММВ)—21,9 и 19,2 и наименьшая влагоемкость (НВ) —
51,6 и 43,1 соответственно.
Небольшой удельный вес почвы объясняется высоким содержанием
глинистых минералов монтмориллонитового типа [12, 13]. Именно гра¬
нулометрическим и минералогическим составом обусловлено наиболее
важное свойство изученной почвы — ее способность к набуханию, т. е.
к увеличению в объеме в результате смачивания водой. В связи с этим
специфическим свойством ее объемный вес непостоянен и изменяется в
зависимости от влажности. В такой же зависимости находится и пороз-
ность почвы.
Таблица 4
Сочетание факторов, определяющих закономерности образовния стока
Группа
Фактор стока
Образование стока, % от
выпавших осадков
продолжительность
выпадения осадков
характер вы¬
падения осад¬
ков
влажность почвы
в слое 0—40 см до .
выпадения осадков
поверхностный
внутрипочвен-
ный
I
Краткое (до суток)
Обильные
Сухая
28
Не обр.
Средние
(<180 мм)
7
Небольшие
Не обр.
»
II
Продолжительное
Обильные
Сухая
29
23
(более суток)
Средние
«180 мм)
И
8
Небольшие
Не обр.
Не обр.
III
Краткое
Обильные
Сырая
20
20
Средние
(181—220 мм)
17
12
Небольшие
Не обр.
1—40
IV
Продолжительное
Обильные
Сырая
28
29
Средние
(181—220 мм)
18
12
Небольшие
14
1—25
V
Краткое
Обильные
Влажная
37
35
Средние
(>220 мм)
20
20
Небольшие
6
15
VI
Продолжительное
Обильные
Влажная
40
25
Средние
(>220 мм)
25
24
Небольшие
4-31
2—25
Учитывая, что объемный вес и порозность являются исходными по¬
казателями для расчетов водно-воздушного режима, мы провели спе¬
циальные исследования [1], позволившие установить следующие зако¬
номерности. С увеличением влажности величины объемного веса и по-
розности уменьшаются, их экстремальные значения составляют 1,02 и
1,42 г/см3; 60,5 и 45,0% соответственно; величина набухания почвы в
различных вариантах имеет примерно один порядок и лишь в варианте
квали+дренаж через 5 м она несколько ниже.
На основании данных, полученных в этих исследованиях и результа¬
тов наблюдений за режимом влажности, сделана оценка воздухоемкости
почв по основным вариантам опыта за период сбора чайного листа
(апрель — сентябрь, табл. 5).
В варианте дренаж через 5 м без квали при среднем содержании вла¬
ги в слое почвы 0—70 см 45,4% воздухосодержание составляло 9,8% от
объема. Только в верхнем слое, влажность которого равна 32,1%, воз¬
духа содержалось 21,9%. По профилю почвы содержание влаги увели-
89'
Таблица 5
Влажность и воздухоемкость почвы по основным вариантам опыта, объемн. %
(Данные А. Р. Дарджиманова)
Глубина, см
Влажность
Воздухоем¬
кость
Глубина, см
Влажность
Воздухоемкость
Дренаж через 5 м без
квали
Сочетание квали с дренажем через 5 м
0-
-10
32,1
21,9
0—10
29,1
26,9
10-
-20
38,9
16,1
10-20
31,8
24,6
20-
-30
44,6
11,0
20-30
35,3
20,1
30-
-40
49.6
6,8
30—40
38,9
17,1
40-
-50
50,6
5,3
40-50
39,4
17,1
50-
-60
50,5
5,1
50—60
39.4
17,1
60-
-70
50,2
5,6
60—70
39,3
17,2
0-
-70
45,4
9,8
0—70
36,1
20,0
Квали без дренажа
Сочетание квали с дренажем через 10 м
0-
-10
29,0
26,0
0—10
22,9
28,6
10-
-20
34,0
21,9
10—20
26,1
25,5
20-
-30
39,7
17,3
20-30
30,1
20,1
30-
-40
46,1
11,2
30-40
34,1
16,9
40-
-50
45,9
11,6
40—50
34,0
14,0
50-
-60
45,4'
12,0
50—60
33,9
14,1
60-
-70
45,1
12,3
60—70
33,8
14,1
0-
-70
40,8
15,8
0-70
30,8
18,8
чивалось достаточно резко и соответственно уменьшался объем пор,
занятых воздухом, создавая неблагоприятный водно-воздушный режим.
Поверхностный сброс уменьшал поступление воды в почву в варианте
квали без дренажа, в связи с чем среднее содержание влаги в слое 0—
70 см несколько уменьшилось (до 40,8%). Соответственно возрастала
воздухоемкость — до 15,9% от объема. В двух верхних слоях воздухоем¬
кость превышала 20%. Таким образом, подтверждается предположение
о том, что квали способствует улучшению водно-воздушного режима
лишь в верхних слоях почвы.
При совмещении квали с дренажем количество отводимой из почвы
воды еще более увеличивается. В результате средние показатели возду-
хоемкости в слое 0—70 см возрастают до 20%, влажность по профилю
увеличивается менее резко и корнеобитаемый слой получает достаточное
количество воздуха.
Все показатели получены в результате математической обработки
экспериментальных данных.
Значительный интерес представляют изменения химического состава
почв, происшедшие за 17 лет после закладки опыта под влиянием как
изменившегося гидрологического режима, так и в результате культур-
технических и агротехнических мероприятий.
Массовые определения гумуса через четыре года после посадки чай¬
ных кустов показали резкое снижение его содержания в верхнем 20-сан-
тиметровом слое на 2,5% и небольшое увеличение (до 0,9%) в слое 30—
40 см. Очевидно, такое снижение следует объяснить резко возросшей
аэрацией верхних слоев в результате глубокой первичной обработки поч¬
вы (30—35 см), ее рыхления и перемешивания при устройстве квали.
Усиленная аэрация в гумидных условиях способствовала бурному раз¬
витию минерализации органического вещества. Продукты его распада
благодаря закрытому дренажу перемещались вниз по профилю и выно¬
сились дренажными водами. Это подтверждается определениями рас¬
творимых форм гумуса в дренажных водах, количество которого дости¬
гало 0,7 т/га в год. Со временем отмечалось дальнейшее небольшое
90
уменьшение содержания гумуса, однако за последние 3—4 года обна¬
ружилась тенденция к некоторому накоплению гумуса в верхнем слое
(0,2—0,3%)* Это следует объяснить накоплением органического веще¬
ства в почвах полновозрастных чайных плантаций за счет естественного
опада листьев и подрезочного материала, образующегося при ежегодной
формовке кустов.
Массовые определения актуальной реакции почвы, находившейся в
исходном состоянии на пределе, допустимом для чайного растения
(pH 5,9—6,2 в верхних слоях и 6,8—6,9 в нижних), показали ее значи¬
тельные сдвиги в сторону подкисления, составившие за 13 лет культи¬
вирования чая для верхних слоев 0,7—0,8 pH, а для слоя 30—50 см —
0,3—0,4 pH. Такие сдвиги, несомненно, вызваны систематическим внесе¬
нием физиологически кислых минеральных удобрений (суперфосфат и
сульфат аммония).
Под влиянием агромелиоративных приемов, особенно в вариантах
сочетания квали и дренажа, по данным Дараселия и других [2, 10], от¬
мечаются изменения в составе микрофлоры, значительная активизация
микробиологических процессов, выраженная такими показателями, как
«дыхание» почвы, скорость разложения клетчатки и активность почвен¬
ных ферментоб, указывающих на направленность биохимических про¬
цессов в почве. Интересно отметить, что количество нитрифицирующих
бактерий в варианте квали+дренаж возрастает в 10—15 раз, а актив¬
ность ферментов инвертазы и денитрогеназы, наиболее отзывчивых на
незначительные изменения плодородия почвы, на 64% по сравнению с
исходной, на 35% по сравнению с вариантом дренаж без квали и на 52%
по сравнению с вариантом квали без дренажа. Все эти данные хорошо
увязываются с гидрологическим режимом почв и количеством осадков.
В полном соответствии с изменениями состава микрофлоры, проис¬
ходящими в почве микробиологическими процессами и гидрологическим
режимом почвы находятся состав почвенного воздуха и газообмен меж¬
ду воздухом и воздухом атмосферы. Многолетние исследования Овча-
ренко и Куппа [5] показали, что состав почвенного воздуха и газообмен
зависят от влажности и температуры почвы. При 'повышении влажности
содержание углекислого газа увеличивается в результате ухудшения
условий газообмена. Может оно увеличиваться и при оптимальной влаж¬
ности и высокой температуре, при которых создаются благоприятные
условия для жизнедеятельности микроорганизмов и, следовательно, уси¬
ливается поглощение кислорода и выделение углекислого газа.
По средним показателям наиболее благоприятный состав почвенного
воздуха достигается в варианте квали+дренаж (табл. 6).
Таким образом, при сочетании двух агромелиоративных приемов —
квали и закрытого дренажа — значительно улучшается гидрологический
режим почвы, ее физические свойства, изменяется направленность мик¬
робиологических процессов. В результате создаются, если не оптималь¬
ные, то во всяком случае достаточно благоприятные для произрастания
культурных многолетних растений условия почвенной среды. Это нахо¬
дит свое отражение в развитии чайного куста и его урожайности.
Корневая система чайного куста (вертикальная и горизонтальная)
на фоне закрытого дренажа без квали развивалась очень слабо, прони¬
кая соответственно на глубину 20 и 50 см [11]. Отдельные корни встре¬
чались на глубине 40 см, но окончания их отгнивали. Всасывающих ко¬
решков мало. Вся корневая система, как правило, явно тяготела к бли¬
жайшей дрене. Слабо развивалась и надземная часть растения. Следует
отметить, что подавляющее большинство чайных кустов (более 80%)
погибло от избытка влаги и от ее продолжительного застоя.
На квали без дренажа чайные кусты развиты лучше, но несколько
угнетены, что выражается в относительно слабом развитии как надзем¬
ной, так и подземной частей растений. Однако изреженность плантации
91
небольшая и не превышает зафиксированную в других, в том числе, луч¬
ших вариантах.
Основная масса корней чайного куста расположена в слое до 30 см
при общей глубине проникновения до 50—60 см, что примерно совпадает
со среднегодовым уровнем стояния почвенных вод (66 см) и границей
глеевого горизонта. В горизонтальном направлении корни распростра¬
няются на 75 см в направлении к междурядью.
Таблица 6
Состав почвенного воздуха (среднее за 4 года)
Содержание, %
Агломелиоративный фон
углекислый газ
кислород
среднее
максималь¬
ное
минималь¬
ное
Закрытый дренаж
1,17
4,1
9,5
Квали
0,72
2,9
15,6
Сочетание квали с дренажем че¬
рез 5 м
0,70
2,5
16,2
То же, через 10 м
0,66
1,8
17,0
В вариантах сочетания квали с закрытым дренажем сами кусты и
их корневая система развиты достаточно хорошо. Последняя значи¬
тельно мощнее, но основная масса корней и здесь располагается в слое
почвы мощностью 30—35 см, а отдельные корни проникают вглубь до
80—95 см, что соответствует среднегодовому уровню стояния почвенных
вод (80—90 см).
В горизонтальном направлении корни распространяются в основном
до середины междурядья (75 см), но часть проникает и в ареал распро¬
странения корневой системы соседнего ряда.
Во всех вариантах в верхнем 10-сантиметровом обрабатываемом слое
почвы корни встречаются только в приствольной части шпалеры, в меж-
дурядьи их нет. Все глубоко проникнувшие корни имеют отгнившие
окончания.
Средние данные по урожайности за последние три года — после
вступления кустов в полносборный возраст — показали следующее.
На контрольном варианте (закрытый дренаж без квали) учет урожая
не проводили из-за сильной изреженности посадок.
Наиболее высокий урожай, превышающий средний показатель но
республике (4,2 т/га), получен в вариантах сочетания квали с закрытым
дренажем через 5 и 10 м (4,9 и 4,8 т/га соответственно). Следует отме¬
тить, что урожай был получен при внесении средних норм минеральных
удобрений. Если повысить дозы азотных и фосфорных удобрений, уро¬
жайность, несомненно, увеличится.
При сочетании квали с дренажем через 15 м урожай чайного листа
всего на 0,2 т/га (3,6 т/га) превысил урожай в варианте квали без дре¬
нажа (3,4 т/га), что вполне соответствует гидрологическому режиму,
сложившемуся в почве этого варианта. К применению не рекомендуется.
Более низкий урожай, полученный в варианте сочетания квали с
дренажем через 2,5 м, следует объяснить значительным снижением за¬
пасов продуктивной влаги в периоды так называемых засух. Устройство
его не рекомендуется. 1
Учет интенсивности прироста урожайности по годам позволил уста¬
новить, что в тяжелых гидрологических условиях Колхидской низмен¬
ности чайные кусты вступают в полносборный возраст не на 8-м году
жизни, как это происходит в благоприятной среде, а на 10—11-м году.
Технико-экономические расчеты показали, что на фоне сочетания
квали с закрытым дренажем средства, затраченные на закладку и уход
92
за чайной плантацией, включая затраты на устройство квали и закры¬
того дренажа, окупаются через 1—2 года после достижения средней рас¬
четной величины урожайности, составляющей 3,0 т/га, т. е. на 12—
13 год после посадки чайных кустов. Ввиду того, что урожайность в ва¬
риантах сочетания квали с дренажем через 5 и 10 м примерно одинакова,
предпочтение следует отдать 10-метровому междренью, требующему
меньше затрат на устройство закрытого дренажа.
Литература
1. Дарджиманов А. Р. и Паписов И. Р. Влияние агромелиоративных приемов на
улучшение физических свойств подзолисто-глеевых почв Колхидской низменности.
Почвоведение, 1973, № 4.
2. Дараселия Н. А., Калатозова Г. Б. Об активности фермента инвертазы в подзо¬
листо-глеевых почвах Колхидской низменности. Сообщения АН ГрузССР, 1971,
т. 63, № 1.
3. Моцерелия А. В. Почвы осушаемой части Колхидской низменности. Бюл.
ВНИИЧиСК, 1952, № 3.
4. Моцерелия А. В. Некоторые вопросы мелиорации и освоения Колхидской низмен¬
ности. Бюл. ВНИИЧиСК, 1955, № 4.
5. Овчаренко А. Д., Куппа Д. /С. Изучение газового обмена в подзолисто-глеевой почве
Колхидской низменности в связи с агромелиоративными мероприятиями. Субтроп,
культуры, 1970, № 4.
■6. Паписов Р. Я. Вопросы агромелиорации почв Колхидской низменности. Бюл.
ВНИИЧиСК, 1951, № 3.
7. Паписов Р. Я. О сочетании закрытого дренажа с приподнято-выпуклыми грядами
на тяжелых почвах Колхидской низменности. Субтроп, культуры, 1962, № 4.
8. Паписов Р. И., Вадачкория Я. Г. О применении в Колхиде приподнято-выпуклых
гряд. Бюл. ВНИИЧиСК, 1949, № 2.
9. Паписов Р. Я. Закономерности образования внутреннего и поверхностного стоков
при применении разных агромелиоративных приемов на тяжелых почвах Колхид¬
ской -низменности. Тр. ЗакНИГМИ, вып. 49(55). Л., Агрометеорология, 1973.
10. Паписов Р. И., Георгадзе С. Я., Кошелава Р. Ф. Эффективность сочетания припод¬
нято-выпуклых гряд (квали) и закрытого дренажа на тяжелых заболоченных поч¬
вах Колхидской низменности. Субтроп, культуры, 1969, № 6.
11. Паписов Р. Я., Самаргулиани Г. Э. Развитие корневой системы чая под влиянием
квали и закрытого дренажа -на подзолисто-глеевых почвах Колхиды. Субтроп,
культуры, 1973, № 2.
12. Чхиквишвили Р. А. К вопросу определения аэрации в набухающих почвогрунтах.
Тр. ГрузНИИГиМ, № 14, вып. 24. Тбилиси, 1966.
13. Чвиквишвили В. Я., Чхиквишвили Р. А. К агрофизической характеристике осушаемых
почв Колхидской низменности. Тр. ГрузНИИ почвов., агрохим. и мелиор., т. XII,
1966.
Научно-исследовательский Дата поступления
институт почвоведения, З.У1.1975 г.
агрохимии и мелиорации
МСХ Грузинской ССР
R. I. PAPISOV
EFFICIENCY OF AGRICULTURAL AMELIORATION FOR THE CULTIVATION
OF TEA SHRUBS IN KOLKHIDA LOWLAND
The efficiency of agricultural amelioration for the tea culture has been determined
by studying the changes in soil properties and the processes occuring in soils due to
improvements of hydrological regime (surface and drainage discharge of surplus moi¬
sture) .
Many year observations on the soil moisture regime and the fluctuations of the soil-
ground water table, the estimation of inner and surface runoff, the determination of some
physical, chemical and biological soil properties, as well as the observation on tea shrub
development and yields, allowed to draw a conclusion about the necessity of applying
profiling ridges («kvali») in combination with subsurface drainage, placed at intervals
of 10 meters, on soils of Kolkhida lowland.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.48*
С. Т. ВОЗНЮК, В. А. ОЛИНЕВИЧ, А. А. ГАЛКИНА
ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И АГРОМЕЛИОРАТИВНАЯ
ХАРАКТЕРИСТИКА ВЫРАБОТАННЫХ ТОРФЯНИКОВ
ЗАПАДНЫХ РАЙОНОВ УССР
Проведено исследование строения профилей, химического состава, физи¬
ческих и водно-физических свойств выработанных торфяников западных об¬
ластей УССР с целью их сельскохозяйственного освоения и использования.
Установлен резкий перепад всех водно-физических свойств при переходе от
торфа к минеральной породе, что является причиной разрыва капиллярной
связи между ними.
Повышение урожайности возделываемых культур и расширение по¬
севных площадей — два пути увеличения валовых сборов растениевод¬
ческой продукции. Улучшение эффективного плодородия и освоение под
сельскохозяйственное использование «бросовых» земель, их рекультива¬
ция— важный резерв расширения и интенсификации земледелия. К бро¬
совым землям, требующим восстановления их плодородия, относятся
выработанные торфяники, площади которых увеличиваются с каждым
годом.
Разработка мероприятий по рекультивации и сельскохозяйственному
освоению выработанных торфяников в каждом конкретном случае дол¬
жна осуществляться на основе изучения свойств будущих почв. Для всех
выработанных торфяников характерно одно наиболее общее свойство:
они представляют собой не верхний торфогенный [11] слой залежи или
торфяную почву, а являются торфорганогенными породами [8], оказав¬
шимися на поверхности после снятия верхних частей залежи.
С точки зрения химизма торфообразования, торфорганогенная по¬
рода отличается от торфа верхнего торфогенного слоя в целом большей
«конденсированностью» углерода органического вещества, большей де-
гидратированностью, т. е. меньшим содержанием в органическом веще¬
стве торфа элементов водорода и кислорода. Так, по данным Коссовича
(цит, по Соколовскому [9]), элементарный состав торфа из различных
глубин залежи был таким:
С
н
О
N
торф бурый с поверхности
57,8
5,4
36,0
0,8
торф с глубины 2,1 м
62,0
5,2
30,7
2,1
торф с глубины 4,2 м
64,1
5,0
26,8
4,1
С точки зрения использования придонных слоев торфяной залежи,,
в качестве почвы следует иметь в виду также, что в процессе карбони¬
зации, «обугливания» торфа в анаэробных условиях залежи, происходит
относительное накопление азота в органическом веществе торфа-породы
(в расчете на органическое вещество). Сущность этого процесса до на¬
стоящего времени не получила однозначного объяснения.
Наконец, торф-порода является сильно выраженным акцептором
кислорода и с точки зрения физико-химических процессов — крайне вос¬
становленной в анаэробных условиях системой [2]. Даже визуально на
94
пришедшем в соприкосновение с воздухом вынутом из залежи образце*
торфа заметны фотохимические изменения, выражающиеся в потемне¬
нии поверхности образца. Очевидно, «перехват» кислорода поверхност¬
ным слоем торфа происходит постоянно и повышенный анаэробиозис
торфяной почвы является не только следствием специфических взаимо¬
отношений в ней твердой, жидкой и газообразной фаз.
Что касается микробиологической населенности, то по отношению к
микроорганизмам, участвующим в превращении азота, глубокие слои
залежи являются практически «пустыми». И с этой точки зрения зна¬
чительный интерес представляет то, в какой степени со временем торф-
органогенная порода может стать субстратом для поселения и жизне¬
деятельности в нем полезных для формирования плодородия почвы
микроорганизмов.
Таблица 1
Природно-исторические районы Украины, заболоченность и эаторфованность
их территории [4]
Район
Площадь
района,
тыс. км2
Площадь болот
в границах
залежи, га
Заболочен¬
ность, %
Заторфо-
ванность,
%
Количество
болот
Средняя мощ¬
ность торфа м
Полесье
94,3
529 427
8,0
5,6
1820
1,63
Малое Полесье.
13,2
31 408
3,4
2,3
91
2,52
Лесостепь
195,4
223 773
1,6
1,15
857
2,1
Степь
Предкарпатье, Кар¬
234,0
5 303
0,03
0,02
95
0,98
паты
44,3
12 523
0,04
0,3
36
1,25
Учитывая эти особенности химического состава и физико-химических:
свойств выработанных торфяников как вскрытых, выведенных на по¬
верхность со дна залежи органогенных торфообразований, следует счи¬
тать вполне обоснованным, необходимым и обязательным условием все
мероприятия, способствующие аэрации, прогреванию и обогащению вы¬
работанных торфяников доступными для растений элементами питания.
Однако кроме этих общий свойств, связанных с особенностями хими¬
ческого состава, не меньшее значение для быстрейшего восстановления
плодородия выработанных торфяников имеет улучшение и других
свойств, в частности водно-физических.
На территории УССР выделены пять региональных торфяных облас¬
тей [12]. В основу их выделения положены такие особенности, как сте¬
пень заболоченности, заторфованности территории, условия залегания,
по рельефу, химизм и тип месторождения (табл. 1).
Самая высокая заболоченность (8,0—1,6%) и эаторфованность (5,6—
1,15%) отмечены в Полесье, Малом Полесье и Предкарпатье.
К 1974 г. на территории Европейской части СССР площадь вырабо¬
танных торфяников достигла 500 тыс. га, в том числе около 60 тыс. га в
пределах Украинской ССР.
Рекультивация и сельскохозяйственное освоение выработанных тор¬
фяников в районах их наибольшего распространения в Украинской рес¬
публике (Полесье, Малое Полесье, Лесостепь и Предкарпатье) резко
отстают от роста выработанных площадей, что видно из данных, при¬
веденных в табл. 2.
К 1985 г. площади, вышедшие из торфодобычи на территории Евро¬
пейской части Союза, достигнут 1,5 млн. га [7]. В Украинской ССР пло¬
щади выработанных торфяников к 1990 г. достигнут 169,1 тыс. га, что*
составит 17% торфофонда республики.
Если площади этих выработок рекультивировать, воссоздать плодо¬
родие в оказавшихся на поверхности придонных слоях торфа, страна по-
95*
лучит дополнительно миллионы тонн растениеводческой и животновод¬
ческой продукции.
В настоящее время организация работ по рекультивации промыш¬
ленных выработок и вовлечение их в сельскохозяйственное производ¬
ство становятся исключительно актуальными.
К сожалению, до сих пор эти работы велись без достаточного науч¬
ного обоснования. Лишь в Ленинградской обл., кафедрой почвоведения
ЛГУ (А. Г. Трутнев, И. В. Гордин, Л. М. Кузнецова и др.) и СевНИИГи-
Мом были проведены значительные лабораторные и полевые исследо¬
вания выработанных торфяников Северо-Запада, которые доведены до
практических рекомендаций [6, 1].
Таблица 2
Площади выработанных торфяников по административным
областям Полесской, Лесостепной и Предкарпатской зон
УССР [5]
Область
Площади вырабо¬
ток, га
Рекультивировано
и передано
землепользовате¬
лям, га
Рекультивирован¬
ные земли, % от
общей площади
выработок
Черниговская
9314
2185
23,4
Житомирская
6303
709
11,1 '
Хмельницкая
4680
657
14,0
Волынская
4190
696
16,6
Киевская
4045
1595
39,4
Ровенская
4053
692 -
17,7
Львовская
3611
470
13,0
В Полесье, Малом Полесье и Предкарпатье нами выбраны наиболее
типичные объекты для исследования свойств выработанных торфяных
почв. Причем выбор их произведен так, чтобы во всех пунктах исследо¬
ваний можно было провести сравнение свойств выработанных торфя¬
ников с невыработанными.
Кроме химического состава изучали также физические и водно-фи¬
зические свойства, так как по предварительным наблюдениям состоя¬
ния и условий развития растений на выработанных и невыработанных
торфяных почвах было установлено, что причиной многих неудач вы¬
ращивания культурных растений на выработанных торфяниках несом¬
ненно является несоответствие водного режима требованиям возделы¬
ваемых культур.
Всего полевыми маршрутными обследованиями за период с 1971 по
1974 г. были охвачены выработанные почвы 23 торфяных выработок.
Наиболее типичными для них были: в Полесье почвы торфяной выра¬
ботки «Чемерное» Сарненского р-на Ровенской обл.; в Малом Полесье —
почвы торфяной выработки «Лопатинское» Радеховского р-на Львов¬
ской обл.; в Лесостепи — «Мирогоша» Дубновского р-на Ровенской обл.
и «Любень Великий» Городокского р-на Львовской обл. и в Предкар¬
патье — «Воля Баранецкая», Самборского р-на Львовской обл.
Открытая мелиоративная сеть, оставшаяся частично после выработ¬
ки торфа почти на всех массивах, не обеспечивает достаточного дрениро¬
вания и выработанные торфяники, как правило, находятся в состоянии
постоянного переувлажнения. В ряде мест началось вторичное забола¬
чивание.
По морфологическим признакам и по мощности обследованные вы¬
работанные торфяники очень разнообразны. Однако в качестве общего
признака их следует отметить, что профиль выработанного торфяника
всегда состоит из верхнего торфяного слоя, переходного к минеральной
подстилающей породе, уплотненного (так называемого контактного) го-
Таблица 3
Строение профилей невыработанных и выработанных торфяников
Невыработанная торфяная почва
Глубина,
см
Выработанный торфяник
Глубина,
см
Торф темно-коричневый, в верх¬
ней части обильно пронизан кор¬
нями растений, хорошо разло¬
женный, рыхлый, влажный, трост¬
никово-осоковый, переход хорошо
заметный
Торф светло-коричневый, сла-
боразложенный, с большим коли¬
чеством неразложившихся остат¬
ков осок и тростника, влажный,
осоково-тростниковый
Уровень грунтовых вод на глу¬
бине 110 см
Полесье)
Торф коричневый, среднеразло-
женный, влажный, плотный. Переход
хорошо заметней
Торф светло-бурый, очень слабо-
разложенный, с большим количест¬
вом неразложившихся остатков осок
и тростника, влажный, рыхлый, осо-
ково-тростниковый. Переход четкий
Торф темно-бурый, очень переув¬
лажненный, среднеразложенный, хо¬
рошо заметны остатки неразложив-
шегося тростника, в верхней части
заметны включения вивианита, книзу
увеличивающиеся примеси песка.
Переход к контактному горизонту
постепенный
Супесчаный контактный горизонт,
темно-коричневый, сильно гумусиро¬
ванный, с яснозаметными остатками
неразложившихся растений, очень
влажный, плотный, вязкий. Переход
постепенный
Песок мелкозернистый, сизовато¬
серый, очень плотный, переувлаж¬
ненный. Уровень грунтовых вод на
глубине 55 см
«Ч е м е р н о е» (Волынекое
0-30
30-110
«М и р о г о щ а» (Лесостепь)
Торф коричневый, очень влаж- 0—40
ный, среднеразложенный, прони¬
зан корнями растений, заилен¬
ный, сильно вскипает, осоковый.
Переход постепенный
Торф темно-серый, почти чер- 40—60
ный, хорошо разложенный, трост¬
никово-осоковый, сильно вскипа¬
ет. Дальше такой же. Уровень
грунтовых вод на глубине 55 см
Торф темно-серый, среднеразло¬
женный, тростниковый, переувлаж¬
ненный, плотный, сильно вскипает.
Переход условный, в основном по
степени разложения
Торф плотный, очень влажный,
с большим количеством неразложив¬
шихся остатков тростника, осоково¬
тростниковый. Включения—панцыри
ракушек
Суглинок очень плотный, с голу¬
боватым оттенком, с желтоватыми
разводами, редкими неразложивши-
мися остатками тростника, с глуби¬
ной светлеет. Разрез быстро запол¬
няется водой
«Воля Баранецкая» (Предкарпатье)
Торф темно-коричневый, почти
черный, хорошо разложенный,
влажный, плотный, осоково-трост¬
никовый. Переход хорошо замет¬
ный
Торф светло-коричневый, слабо-
разложенный, осоково-тростнико-
во-гипновый, однородный по все¬
му профилю. Уровень грунтовых
вод на глубине 75 см
0-41
Торф коричневый, хорошо разло¬
женный, с остатками торфокрошки,
очень влажный. Переход хорошо
заметный
Торф аналогичен предыдущему,
но менее разложенный и гумифици¬
рованный. Переход к контактному
горизонту хорошо заметный
Сильногумифицированный, серый
с сизоватым оттенком, вязкий, плот¬
ный суглинок. Переход к минераль¬
ной подстилающей породе постепен¬
ный
Суглинок светло-голубой, вязкий,
плотный, очень переувлажненный.
Уровень грунтовых вод на глубине
65 см
0-14
14-27
27-45
45-52
Глубже
52
0-30
30-45
Глубже
45
0-20
20-68
68-72
Глубже
72
7 Почвоведение, № 7
97
ризонта, обогащенного перегнойными органическими веществами, и ми¬
неральной подстилающей породы. Происхождение контактного гори¬
зонта, по-видимому, не связано с почвообразованием. Он может быть,
различной мощности (от 5 до 35 см) и различного механического соста¬
ва, что зависит от характера подстилающей породы. Иногда контактный
горизонт может быть выражен очень слабо.
В пределах Лесостепи (выработки «Верба», «Мирогоща», «Ступно»-
Дубновского р-на Ровненской обл., «Лопатинский» Львовской обл.)
оставшийся после выработки торф является высокозольным, карбонат¬
ным, с включениями известковых ракушек. В Полесье выработка «Че-
мерное» Сарненского р-на Ровенской обл. характеризуется наличием ви¬
вианитового торфа, включения вивианита прослеживаются здесь ви¬
зуально. В выработанных торфяниках Предкарпатья иногда встречаются,
включения пирита (РеЭг).
Таблица 4
Некоторые показатели для исследованных торфяников в слое 0—25 см
(аналитик А. А. Галкина)
Торфяной массив
Степень
разложения, %
Минеральный
остаток, %
pH
солевой!
Валовое содержание, % на абсолютно»
сухую навеску
N
Р ГК
«Чемерное»
«Лопатинский»
«Мирогоща»
«Любень Великий»
«Воля Баранецкая»
29,1—39,1
9,5-27,7
4,8-5,2
2,5—3,7
1,1-3,4
0,03-0,04
23.0- 37,0
32.1— 39,9
8.9— 24,4
6.9— 10,2
4,9-5,0
5,8-5,9
2,7-3,1
2,6—2,8
1,9-8,9
571-0,2’
0,02—0,06
0,02-0,3
19,2—25,1
30,4-42,5
8,9-17,9
44,3-58,7
5.5— 5,9
6.5— 7,2
2,8-3,1
0,7—0,9
0,1-0,2
0,09-0,03
0,01-0,03
0,04—0,09
28,9-49,1
30,4-48,5
28,8—46,6
12,5—21,9
6,9—7,4
3,8-4,9
1,5—2,6
2,2—2,6
0,02—0,2
0,05—0,2
0,02—0,05
0,02—1,1
30,6-46,2
18,9—25,4
16.8- 19,4
13.8— 29,6
3,8-3,9
3,1-3,7
2.7— 2,8
1.8- 2,0
0,04-0,1
0,05—0,09
0,01-0,05
0,05—0,09
26,6—29,8
21,3-22,8
3,8-4,0
2,0-2,1
0,1-0,2
0,09—0,1
Примечание. В числителе — крайние значения всех определений выработанного торфяника,.
/ знаменателе — невыработанного.
По ботаническому составу во всех обследованных выработанных тор¬
фяниках преобладает тростниковый и осоково-тростниковый торф.
В качестве иллюстрации морфологических признаков строения про¬
филей невыработанных и выработанных торфяников можно привести
описание разрезов, заложенных в Полесской, Лесостепной и Предкар-
патской торфяных региональных областях (табл. 3).
При сопоставлении трех профилей выработанных и невыработанных
торфяников хорошо видны различия в их строении. В невыработанных
торфяниках, как правило, под задернованным, более разложившимся
корнеобитаемым горизонтом залегает довольно мощный (до 50 см и бо¬
лее) слой менее разложенного и гумифицированного торфа, который
нередко с глубиной опять переходит в более темный, сильнее разложен¬
ный и гумифицированный торф. Именно такие торфа искусственно вы¬
ведены на дневную поверхность, вскрыты выработкой. Они подстилают¬
ся контактными горизонтами, постепенно (или даже резко) переходя¬
щими в минеральный грунт.
Рельеф минерального грунта неровный, и он в значительной мере
определяет мощность выработанных торфяников. В результате этого
при одинаковой глубине выработок мощность оставляемого на дне за¬
лежи торфа колеблется от 20—25 до 60—70 см.
В целом на основании полученных данных (табл. 4) можно считать,,
что по реакции среды обследованные выработанные торфяники отра¬
98
жают свойства почв зоны, в которой они формируются как интразональ-
ные образования. Выработанные торфяники Полесья характеризуются
нейтральной или слабокислой реакцией, Лесостепи — нейтральной или
слабощелочной, Предкарпатья — очень кислой (pH до 3,5).
Высокая актуальная кислотность торфяников Предкарпатья обус¬
ловливается в ряде случаев наличием в них пирита (РеБг), который при
взаимодействии с кислородом воздуха после выхода торфа-породы на
поверхность образует серную кислоту по известному уравнению:
Рева + Н20 + 70=РеБ0« + Нг80«.
В заиленных торфяниках Предкарпатья часто наблюдается повы¬
шенное содержание подвижного алюминия (до 10 и более мг на 100 г
сухой почвы).
Таблица 5
Физические свойства выработанных торфяников
Торфяной массив, регион
Слой, см
Объемный вес,
г/см*
Удельный вес,
г/см*
Степень разложе¬
ния растительных
остатков, %
«Чемерное» (Полесье)
0-14
0,26
1,70
36,5
14—27
0,18
1,59
29,1
27—47
0,26
1,89
39,1
47-52
0,96
2,22
Не опр.
52—60
1,68
2,58
»
«Лопатинский» (Малое По¬
0-20
0,13
1,57
39,9
лесье)
20-35
0,13
1,46
32,1
35-48
0,67
2,62
Не опр.
48-60
1,69
2,68
»
«Любень Великий» (Лесо¬
0-10
0,11
1,59
28,6
степь)
10-40
0,63
2,22
35,8
40—55
1,61
2,62
Не опр.
55-80
1,69
2,60
»
«Воля Баранецкая» (Предкар-
0-10
0,11
1,77
36,3
патье)
10-20
0,10
1,56
25,4
20—68
0,11
1,80
18,9
68-72
0,91
2,57
Не опр.
72-85
1,37
2,65
»
Содержание валового азота в расчете на навеску почвы всегда выше
в невыработанных торфяниках, так как удельный вес минеральной части
в твердой фазе выработанных торфяников с глубиной возрастает, а
удельное содержание в ней органического вещества уменьшается.
Выше уже отмечалось, что одной из причин неудач, которые все еще
наблюдаются при рекультивации и сельскохозяйственном освоении вы¬
работанных торфяников, является слабое знание и недоучет их физи¬
ческих и водно-физических свойств.
Как показали результаты наших исследований, в соответствии с
особенностями строения профилей выработанных торфяников физиче¬
ские свойства их также резко изменяются с глубиной, что видно издан¬
ных, приведенных в табл. 5.
Из табл. 5 видно, что уже в контактных горизонтах показатели объ¬
емного и удельного весов резко увеличиваются. В подстилающих торф
породах всех обследованных массивов объемный вес достигает 1,37—
1,69 г!см3, в то время как объемный вес торфа в невыработанных и вы¬
работанных торфяниках находится в пределах от 0,09 до 0,18 г/см*.
Удельный вес выработанных торфяников в торфяных горизонтах равен
1,46—2,22 г!см3, в контактных — 2,22—2,62 г/см3 и в подстилающих по¬
родах — 2,58—2,78 г/см3.
Водно-физические свой¬
ства выработанных (а) и
невыработанных (б) тор¬
фяников.
I — «Чемерное», II — «Лопа-
тинский», III —«Любень Ве¬
ликий», IV — «Воля Бара-
нецкая». 1 — максимальная
гигроскопичность, 2 — мерт¬
вый запас влаги, 3 — наи¬
меньшая влагоемкость, 4 —
объем пор, занятых свобод¬
ной слабосвязанной и свя¬
занной влагой, 5 — общая
порозность, 6 — органическая
часть, 7 — минеральная часть
Водно-физические свойства выработанных и невыработанных торфя¬
ников также весьма различны (рисунок).
Общая порозность выработанных торфяников резко уменьшается с
глубиной, однако в верхнем торфяном горизонте она достаточно высокая
(81,8—94,0%) и близка к порозности невыработанных торфяников.
Максимальная гигроскопичность в выработанных торфяниках также
уменьшается с глубиной на всех обследованных торфяных массивах.
В торфяных горизонтах она находится в интервале 18—47% на абсо¬
лютно сухую навеску, в контактных — в пределах 5,9—7,9%, а в мине¬
ральных подстилающих 'породах — 0,7—1,9%. В невыработанных тор¬
фяных почвах по всему их профилю максимальная гигроскопичность не
бывает ниже 26—40%. В соответствии с рекомендациями Трутнева [10]
мертвый запас влаги мы рассчитывали умножением величины макси¬
мальной гигроскопичности на 3 в торфе и на 2 в минеральной породе.
Полученные результаты свидетельствуют о том, что мертвый запас вла¬
ги в невыработанных и в остаточных слоях выработанных торфяников
достигает 80—90% на абсолютно сухую почву, а в контактных горизон¬
тах и минеральной подстилающей породе — не более 4—5%.
Полная влагоемкость исследованных выработанных почв резко умень¬
шается с глубиной при переходе от торфяных горизонтов к минераль¬
ным. Наивысшими ее показатели были в выработанных торфяниках мас¬
сивов «Воля Баранецкая» (Предкарпатье) —443—819% на абсолютно
сухую навеску и «Лопатинский» (Малое Полесье) —662—689%. Полная
влагоемкость контактных горизонтов зависит от наличия в их составе
органического вещества и находится в пределах от 22 до 96%. Полная
влагоемкость обследованных невыработанных торфяников равна 300—
1008%. Особенно она высока в торфяниках «Лопатинский» (651—
1008%) и «Любень Великий» (671—788% на абсолютно сухую навеску
торфа).
Наименьшая влагоемкость выработанных торфяников меняется с
глубиной в той же последовательности, как и полная. В выработанных
торфяниках она составляет 177—341% в торфяных горизонтах и 21—
43% в контактных и минеральных.
В целом из рисунка видно, что наиболее благоприятными физиче¬
скими и водно-физическими свойствами, близкими к свойствам невыра¬
ботанных торфяников, обладают остаточные почвы мощностью более
50 см.
С целью изучения условий увлажнения верхних горизонтов торфа за
счет капиллярного поднятия грунтовых вод мы определяли высоту
капиллярного поднятия выработанных и невыработанных торфяников
месторождения «Чемерное» по методу Астапова, Долгова [3].
При уровне грунтовых вод 110—126 см от поверхности в невырабо-
танном торфянике высота капиллярного поднятия в весенне-летний пе¬
риод достигала 55—70 см. В выработанном торфянике при уровне грун¬
товых вод 90—110 см грунтовая вода поднималась также на 60—70 см.
Однако за весь период наблюдений верхняя граница капиллярной кай¬
мы не опускалась ниже контактного горизонта и в то же время не до¬
стигала поверхности почвы. В летний период, когда вода интенсивно
испарялась из верхнего слоя торфа, из нижележащих слоев она не по¬
ступала в количестве, компенсирующем испарение поверхностного слоя.
Верхний слой торфа пересыхает и на выработанном торфянике насту¬
пает своеобразная почвенная засуха. Причиной этой засухи является
разрыв капиллярных связей между оставшимся после выработки при¬
донным слоем торфа и подстилающей его минеральной породой. Особен¬
но интенсивно пересыхают верхние торфяные горизонты выработанных
торфяников с мощностью остаточного торфа менее 50 см, в которых
очень низки запасы продуктивной влаги.
101
В обследованных районах выработанные торфяники осваиваются
преимущественно для создания на них культурных сенокосов и пастбищ.
Перед сельскохозяйственным освоением на них производится углубление
существующей или же строительство новой осушительной сети. Чаще
всего в последнее время сооружаются мелиоративные системы двойного
регулирования влажности почвы.
Поскольку наличие оглеенного контактного горизонта в профиле вы¬
работанных торфяников является серьезным препятствием для дополни¬
тельного увлажнения верхнего корнеобитаемого горизонта путем под¬
земного шлюзования, в практике при освоении маломощных торфяников
целесообразно прибегать к его разрушению путем глубокого перепахи¬
вания (плантажа) или же путем вспашки с почвоуглубителем, в про¬
цессе которых перемешивается верхний торфяной горизонт маломощных
торфяников с контактным горизонтом или даже с минеральной подсти¬
лающей породой. При этом создаются условия выравнивания капилляр¬
ных свойств по всему профилю. Во всех случаях хорошие результаты
дает также дополнительное увлажнение выработанных торфяников пу¬
тем искусственного их дождевания.
Выводы
1. Характерной особенностью всех обследованных выработанных
Торфяников является трехчленное строение их профиля. Он состоит из
поверхностного торфяного горизонта, контактного (переходного) и под¬
стилающей минеральной породы.
2. Мощность остаточного торфа зависит от способа и интенсивности
выработки залежи и от рельефа «дна» — подстилающей торф минераль¬
ной породы. Оставление слоя торфа мощностью не менее 50 см после
выработки торфа является обязательным условием формирования бла¬
гоприятного водно-воздушного режима в выработанных торфяных поч¬
вах. Оно может быть достигнуто лишь при условии предварительного
крупномасштабного зондирования залежи.
3. В сравнении с невыработанными полнопрофильными торфяными
почвами исследованные выработанные торфяники содержат меньшие
валовые запасы азота и фосфора, но лучше обеспечены калием. Физико¬
химические их свойства, реакция среды сходны с этими показателями
для почв зоны, в которой они расположены.
4. В профиле выработанных торфяников установлено существенное
различие водно-физических свойств торфа и подстилающей его мине¬
ральной породы. Последнее является причиной разрыва капиллярной
связи и резкого ухудшения условий увлажнения верхнего торфяного го¬
ризонта за счет капиллярного поднятия грунтовых вод.
Указанные особенности выработанных торфяников необходимо учи¬
тывать при проектировании мелиоративных и агротехнических приемов
по восстановлению их плодородия. .
Литература
1. Алексеева Ю. С., Снигирева А. В. Использование выработанных торфяных место¬
рождений в северо-западной зоне РСФСР. Л., 1974.
2. Апушкин К. К. Окислительно-восстановительные процессы в торфе. Торфяная про¬
мышленность, 1946, № 2.
3. Астапов С. В., Долгов С. И. Методы изучения водно-физических свойств почв и
грунтов. В кн.: Почвенная съемка. Изд-во АН СССР, 1959.
-4. Ьрадк Е. М., Бачурша Г. Ф. Болота УРСР. «Наукова думка», Киев, 1969.
•5. Грабовская И. А. и др. Отчет Киевской геологической экспедиции по теме «Выра¬
ботанные торфяные месторождения УССР на 1.1.1971 г.», Киев, 1972.
С. Емельянова И. М. Рекомендация по освоению и сельскохозяйственному использо¬
ванию выработанных торфяников в северо-западной зоне РСФСР. Л., 1974.
7. Оленин А. С. На заседании Совета по торфу. Гидротехника и мелиорация, 1973,
№ 9.
(02
3. Скрынникова Я. Я. Влияние регулирования водного режима окультуренных тор¬
фяно-болотных почв на направление почвенных процессов в них. Почвоведение,
1959, № 1.
9. Соколовский А. Я. Сельскохозяйственное почвоведение. Сельхозгиз, М., 1956.
10. Трутнев А. Г. Возделывание сельскохозяйственных растений на выработанных тор¬
фяниках М.— Л., 1963.
11. Тюремное С. Я. Почвенно-биологическая характеристика выработанных торфяных
месторождений. В сб.: Использование выработанных торфяных месторождений для
нужд народного хозяйства. М., 1965.
12. Торфяный фонд УССР. М., 1969.
Украинский институт Дата поступления
инженеров водного 6.У1.1975 г.
хозяйства
S. T. VOZNYUK, V. A. OLINEVICH, A. A. GALKINA
GENETIK AND AGROMELIORATIVE CHARACTERISTICS OF CUTOVER
PEATLANDS IN WESTERN REGIONS OF THE UKRAINE
A study has been carried out of profile forms, chemical composition, physical and
water properties of cutover peatlands in western regions of the Ukraine for the purpose
of their agricultural use. A sharp difference in all water and physical properties has
been found when passing from peat to mineral rock, this beeing the reason of the capil¬
lary bonding rupture between them.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.412
Н. Т. КУЗНЕЦОВ
КАРБОНАТ КАЛЬЦИЯ ВО ВЗВЕШЕННЫХ НАНОСАХ РЕК
И ОРОСИТЕЛЬНЫХ СИСТЕМ СРЕДНЕЙ АЗИИ
Закономерности миграции СаС03 во взвешенных наносах рек в горной
части речных бассейнов Средней Азии в значительной степени определяют¬
ся геологическими условиями. Ниже по течению рек особенности распреде¬
ления карбонатов кальция во взвешенных наносах в первую очередь опре¬
деляются корами выветривания. Коры, как известно, в одной биоклимати-
ческой области различаются между собой меньше, чем исходные горные
породы. Поэтому вниз по течению содержание СаС03 во взвешенных нано¬
сах отдельных рек и оросительных систем нивелируется.
Активная миграция карбонатов в водах и в наносах рек — одна из
специфических черт аридной зоны, поскольку воды этих рек настолько
насыщены и перенасыщены СаСО,, что последний перемещается не толь¬
ко в растворенном, но и во взвешенном состоянии [16]. Однако вопросу
о карбонатности взвешенных наносов рек Средней Азии, кроме работ
Страхова, уделено весьма незначительное внимание [5, 7, 11]. Наиболее
детально поведение карбонатов кальция и магния рассмотрено в работе
[11], посвященной изучению взвешенных наносов рек Зерафшан и
Мургаб.
Между тем строительство гидротехнических сооружений на реках
Средней Азии уже нарушило естественное развитие аллювиального ли¬
тогенеза, а в ближайшее время антропогенное воздействие на твердый
сток рек в связи с созданием крупных водохранилищ и межбассейновой
переброской стока среднеазиатских рек приобретает еще больший раз¬
мах. Поэтому возникла необходимость зафиксировать тот вещественный
состав взвешенных наносов, который имел место до начала интенсив¬
ного освоения рек Средней Азии. Данное сообщение, посвященное кар¬
бонатам кальция, и отражает естественные, ненарушенные или почти
ненарушенные хозяйственной деятельностью закономерности их распре¬
деления по территории и по долинам рек. Отметим, что гидрохимический
режим карбонатов является одним из важнейших индикаторов, которые
позволяют оценивать степень воздействия человека на окружающую
среду.
В основу статьи положены данные о карбонатности проб взвешен¬
ных наносов, отобранных в теплый период в 1963—1972 гг. Было про¬
анализировано 236 образцов, из которых около 90 характеризовали кар-
бонатность взвешенных наносов крупных оросительных систем Средней
Азии.
Содержание карбонатов (С02) во взвешенных наносах рек Средней
Азии изменяется преимущественно в пределах 5—20%, тогда как их
содержание в лёссах составляет 15—25% [8], т. е. взвешенные наносы
большинства рек отличаются несколько пониженным по сравнению с
лёсса'ми содержанием С02. И только во взвешенных наносах среднего
и нижнего течения Амударьи количество С02, равное 20—25%, соответ¬
ствует верхнему пределу карбонатности лёссов.
104
Как и следовало ожидать, закономерности изменения содержания во
взвесях С02 по территории тесно связаны с характером размываемых
реками горных пород и развивающихся на них почв. В частности, из
табл. 1 следует, что карбонатность взвешенных наносов заметно увели¬
чивается, если слагающие бассейны рек горные породы представлены
известняками, мрамором, доломитами и мергелями. Обычно их наличие
на водосборах рек приводит к тому, что содержание С02 превышает
10%. Показательны в этом отношении взвеси рек Ванч и Кызылсу. При
примерно равном содержании суммы частиц <0,01 мм, взвешенные на¬
носы последней реки, в бассейне которой встречаются известняки, доло¬
миты и мергели, содержат и больше карбонатов. Их отсутствие, естест¬
венно, приводит к пониженной карбонатности (менее 10% С02), харак¬
терной для верхнего течения рек Варзоба, Сумбара, Матча, Туполанга,
Таблица 1
Горные породы и карбонатность взвешенных наносов в верховьях Пянджа
' Река
Горная порода
со,
Сумма частиц
<0,01 мм
%
Пяндж (до устья
р. Гунт)
Гунт
Гнейсы, мрамор
6,6
36,4
Гнейсы, мрамор, гранит, кварциты, сильно
метаморфизованные песчаники
1,3
17,1
Бартанг
Кварциты, сильно метаморфизованные песча¬
ники, филлиты, филлитовые и серицитовые
сланцы, пески, глинистые сланцы
9,6
30,0
Язгулем
Известняки, доломиты, песчаники, глинистые
сланцы, конгломераты, филлиты, мрамор,
кварциты, метаморфизованные песчаники
17,6
44,9
Ванч
Филлиты, песчаники, галечники, глинистые
сланцы, амфиболиты, амфиболитовые сланцы
Известняки, доломиты, песчаники, глины, ар-
гилиты, децитовые порфиры, конгломераты,
песчано-глинистые породы, зеленые сланцы,
филлиты
6,9
20,5
Обихингоу
11,2
28,0
Сурхандарья
Граниты, филлиты, филлитовые и серицитовые
сланцы, кристаллические сланцы, гнейсы,
карбонатные породы
8,7
15,0
Кызылсу
Филлитовые и серицитовые сланцы, песчани¬
ки, конгломераты, известняки, доломиты,
мергели
10,2
20,8
Нарына, Чу, Сарыджаза и некоторых др. Здесь уместно заметить, что
различия в карбонатности взвешенных наносов хорошо согласуются и
с особенностями минералогического состава взвешенных наносов, кото¬
рый для горной части 'бассейна Амударьи в общих чертах рассмотрен
Клюкановой (61.
Ориентировочные данные о содержании карбонатов во взвешенных
наносах и средних расходах карбонатов приведены в табл. 2. Данные
о мутности и расходах наносов взяты из работ [3, 4, 13, 14].
Содержание С02 обычно получали как среднее арифметическое из
2—4 проб, в дельте Амударьи — из 9 проб. Пересчет С02 выполнен
только на СаС03. Представление о возможном содержании во взвешен¬
ных наносах карбоната магния дают проработки Молодцова [10]. Ока¬
залось, что сумма карбонатов кальция и магния во взвешенных наносах
рек Мургаб и Кушка соответственно составляли 25,10 и 19,5% (на
абсолютно сухое вещество), в которых карбоната магния было лишь
2,58 и 1,85%, т. е. его долевое участие не превышало 10%. Заметно
большее долевое участие карбонатов магния (16—17%) от суммы кар-
105-
Донатов оказалось во взвешенных наносах Зерафшана, карбонатность
которых у Самаркандского оазиса составила 18,15%, а у Бухарского —
15,20%. Добавим к этому, что содержание карбонатов магния во взве¬
шенных наносах Мургаба примерно равнялось их содержанию в лёссе,
тогда как взвешенные наносы Зерафшана несли примерно в 2 раза
больше карбонатов магния, чем его имелось в почвообразующей породе
(лёссе). Последнее соотношение указывает на то, что основное обогаще¬
ние взвешенных наносов Зерафшана карбонатами магния происходит
в горной части бассейна, где, по-видимому, получили развитие доломиты,
и другие содержащие повышенное количество магния, породы. Это дает
■основание полагать, что соотносительное содержание карбонатов магния
и кальция во взвесях реки Зерафшан близко к предельно возможному.
Таблица 2
Карбонатность взвешенных наносов основных рек Средней Азии
Река, место отбора проб
Карбонатность,
%
Среднее содержа¬
ние, г/л*
Средние расходы,
кг/сек
Сумма
частиц
СО,
СаС03
наносов
СаСО,
взвешенные
наносы
СаС03
<0,01 мм,
%
Атрек, Кызыл-Атрек
21,82
Реки Т
49,62
уркмении
(25 000)
(7700)
(160)
(79,5)
78,1
Тед жен, Ата
19,36
44,02
15 000
2910
410
180
43,2
Мургаб, Тахтабазар
14,96
34,02
4 440
666
180
61
62
Гунт, г. Хорог
1,32
Бассейн
3,00
[ Амудары
160
г
2,1
17
0,5
17,1
Бартанг, устье
9,60
20,61
1010
97,0
130
26,8
50,0
Язгулем, п. Мотравн
17,16
39,02
890
153,0
28
10,9
44,9
Ванч, п. Ванч
6,95
11,58
1590
111,0
70
8,1
20,3
.Кызылсу, п. Саманчи
10,21
27,50
6 300
643,0
470
129
20,7
Вахш, п. Таткаул
10,12
23,01
4 500
455,0
2780
647
24,5
Варзоб, п. Даганы
4,13
9,4
1760
17,0
34
2,3
17,9
Туполанг, п. Зарчоб
6,86
15,60
310
21,4
24
2,6
10,4
Зерафшан, п. Дупули
15,3
34,7
840
126
17
47,6
52,9
.Амударья, г. Керки
18,6
42,4
3 800
760
7200
3220
58,5
Амударья, дельта
8,23
18,5
3 027
560
3560
3560
—
Б/ Нарын
16,01
Бассет
20,69
I Сырдары
340
I
21,1
16
1,3
32,3
М. Нарын
6,16
7,96
390
62,4
16
з,з
15,6
Нарын, г. Нарын
14,61
27,72
150
73,0
44
12,22
38,8
Нарын, г, Токтогул
11,35
25,81
1600
182,0
760
196
55,7
Атбаши
11,61
26,41
72
8,4
1,2
0,3
35,4
Кёкёмерен
1,3
3,0
68
0,9
3,9
0,1
6,5
-Акбура
8,97
20,41
320
29,0
6,3
1,3
12,6
Кугарт
5,72
13,00
1400
80,0
26
3,4
11,0
Исфара
9,33
21,22
800
74,4
12
2,6
57,0
Возвращаясь к закономерности распределения карбонатов во взве¬
шенных наносах по территории, подчеркнем, что она не очень строгая,
хотя и намечается тенденция к повышенному содержанию карбонатов
в бассейнах рек, воды которых отличаются повышенной мутностью [17].
Особенно четко эта тенденция проявляется в бассейнах Вахша, Кызыл-
су, Нарына.
В противоположность лёссам, в которых Оловянишников [12] не улав¬
ливает связи между механическим составом и содержанием карбонатов,
во взвешенных наносах намечаются достаточно четкие связи между С02
л суммой частиц <0,01 мм. Получено несколько таких локальных зави¬
симостей.
<106
Первая из них относится к взвешенным наносам рек горной части
^бассейнов Амударьи, Чу, Сарыджаза и оз. Иссык-Куль, в которых со¬
держание С02 не превышает 10—12%, и при увеличении суммы частиц
-<0,01 мм сопровождается относительно медленным увеличением содер¬
жания карбонатов. Повышение карбонатности взвешенных наносов по
мере их утяжеления свойственно и наносам рек бассейна Сырдарьи,
Зерафшана и Амударьи (на участке от Керков до Чарджоу), но во взве¬
шенных наносах этих рек при одинаковой крупности С02 содержится
в 1,5—2,5 раза больше, чем во взвешенных наносах рек первой группы.
Иная закономерность наблюдается в дельте Амударьи, куда посту¬
пают утяжеленные взвеси (сумма частиц размером <0,01 мм достигает
-60—90%), для которых характерна обратная связь — уменьшение со¬
держания С02 по мере увеличения во взвешенных наносах суммы частиц
размером <0,01 мм. Таким образом, по мере утяжеления взвешенных
наносов количество С02 в них вначале возрастает, а затем, когда сумма
частиц размерам <0,01 мм достигает величины порядка 50—60%, даль¬
нейшее утяжеление сопровождается уже уменьшением содержания С02.
Такая закономерность находит свое объяснение в распределении карбо¬
натов по фракциям наносов. Оказалось, что меньше всего карбонатов
содержится в илистой фракции, больше всего — в мелкопылеватой фрак¬
ции [11].
Эти особенности распределения карбонатов по фракциям взвешенных
наносов Объясняют, почему :при дифференциации механического состава
.взвешенных наносов вниз по течению, общие закономерности которой
рассмотрены Кузнецовым (9], содержание карбонатов вначале увеличи¬
вается, а затем уменьшается. Кроме того, дифференциация взвешенных
наносов по механическому составу вниз по течению основных рек Сред¬
ней Азии приводит к тому, что карбонатность их взвесей становится бо¬
лее однообразной, изменяясь преимущественно в пределах 14—20% С02
и достигая в среднем течении Амударьи и Сырдарьи соответственно 27
.и 23%, в низовьях Атрека — 22%. При этом определенное значение
имеет и общий геохимический фон низкогорий и равнин Средней Азии,
.которые являются областью развития насыщенной основаниями остаточ¬
но-карбонатной сиалитной коры выветривания [15].
Лёсс, остаточно-карбонатная сиалитная кора выветривания и диффе¬
ренциация взвешенных наносов — наиболее видимые и сравнительно
легко учитываемые факторы повышенной карбонатности взвешенных
наносов рек Средней Азии. Однако нет сомнения в том, что для более
детального и глубокого понимания механизма карбонатности взвешен¬
ных наносов следует рассматривать и такие его детали, как содержание
СаС03 в растворенном виде в речных водах (включая возможность его
.выпадения в остаток), формы нахождения СаС02 в смываемых водами
почвенных частичках, поведение углекислого кальция в связи с жизне¬
деятельностью организмов. Последнему обстоятельству большое значе¬
ние придавал Вернадский [1], рассматривая его как один из ведущих
процессов в общем круговороте кальция и его карбонатов.
Резюмируя вышеизложенное, подчеркнем, что в высокогорной зоне
Средней Азии карбонатность взвешенных наносов в целом определяется
карбонатностью горных пород. Однако уже в среднегорьях, а тем более
в низкогорьях и равнинах, содержание карбонатов во взвесях нивелиру¬
ется и оно не всегда однозначно связано с составом и свойствами поч-
.вообразующих пород. Различия эти в известной мере объясняются осо¬
бенностями коры выветривания, которые, по мнению Гинзбурга [2], в
-одной биоклиматической области различаются между собой меньше, чем
исходные горные породы.
Высокая карбонатность взвешенных наносов рек естественно обус¬
ловливает и высокое содержание СаС03 в ирригационных взвесях
.(табл. 3).
107
В распределителях и арыках оросительных систем Туркмении со¬
держание карбонатов кальция (СаС03) в ирригационных взвесях изме¬
няется от 32,0 до 45,5% и примерно в пределах 20—35% на остальных
оросительных системах Средней Азии. При этом кар'бонатность взвесей
ирригационных систем определенным образом связана с особенностями
гидротехнических сооружений на реках. В случае, если на реке отсут¬
ствуют водохранилища, то в основных звеньях оросительных систем
содержание карбонатов кальция во взвесях обычно несколько выше или:
мало, чем отличается от карбонатности взвешенных наносов рек. При
этом тенденция к увеличению карбонатности ирригационных взвесей по
мере разветвления оросительной системы связана с дифференциацией
Таблица 3
Карбонатность ирригационных взвесей в крупных оросительных системах Средней Азии
Ирригационная система
Сумма частиц
<0,01 мм
со,
СаСО,
Мутность,
кг/м9
Возможное
поступление
СаСО» на поля,
кг/м9 (ороси¬
тельная норма
10 тыс. м9/гау
Каракумский канал (до Чис-
кака)
53,8
16,79
38,02
4,0
15,21
Каракумский канал (у Нички)
6,2
14,08
32,02
0,2
0,64
Аму-Бухарский канал
72,8
18,1
41,23
2,0
8,25
Аму-Каракульский канал
66,6
18,48
42,02
2,0
8,40
Канал им. С. М. Кирова
14,3
10,2
23,01
0,1
0,23
взвешенных наносов. В том случае, если оросительная система начина¬
ется из водохранилища, то вследствие осаждения в нем взвешенных на¬
носов, как правило, наблюдается уменьшение количества карбонатов
кальция в ирригационных взвесях по сравнению с речными. Особенность
эта связана с тем, что из водохранилищ в оросительные системы посту¬
пают очень тонкие взвеси, карбонатность которых, как отмечалось выше,
невелика. Высокая карбонатность ирригационных взвесей отмечается
только в том случае, если оросительные системы проложены в отложе¬
ниях с высокой степенью карбонатности.
При этом нельзя забывать и о мутности, которая изменяется в весь¬
ма значительных пределах: от 100—300 до 2000—4000 г/м3. Первая ве¬
личина характерна для оросительных вод, поступающих из водохрани¬
лищ, вторая — для воды, идущей прямо из рек на орошаемые поля.
В этом отношении показательны данные по Каракумскому каналу до
и после Келифских озер. В озерах отлагаются почти все поступающие
в канал и формирующиеся до Келифских озер взвешенные наносы. По¬
этому ниже Келифских озер на орошаемые поля вместе с оросительными
водами СаС03 будет поступать в 20 с лишним раз меньше, чем на поля»
орошаемые амударьинскими водами. Аналогичная картина наблюдается
и на полях, орошаемых водами из канала им. С. М. Кирова, питаемого
из водохранилища, где оседают взвешенные наносы Сырдарьи, или на
Б. Чуйском канале, воды которого не только несут мало взвешенных
наносов, но отличаются и пониженным содержанием СаСОа— около 9%»
тогда как их содержание во взвешенных наносах самой реки оценивает¬
ся в 12—15%.
Каким образом столь резкое уменьшение поступления СаС03 (и дру¬
гих элементов вещественного состава взвешенных наносов) на орошае¬
мые поля окажется на орошаемых почвах? Ответ на этот вопрос пока
намечается лишь в самом общем виде. Так, большое значение СаСО*
ирригационных взвесей для почвообразования отмечал Молодцов [11].
Рабочее [13] подчеркивал, что высокое еодержание карбоната кальция
108
благоприятно сказывается на химизме почв, орошаемых минерализо¬
ванными водами. Этих сведений явно недостаточно, особенно ощутимо
это будет тогда, когда регулирование стока и его меж'бассейно'вые пере¬
броски приведут к резким изменениям вещественного состава взвешен¬
ных наносов рек [10]. Поэтому прикладные (мелиоративные) аспекты
геохимического изучения миграции карбоната кальция во взвешенных
наносах приобретают как никогда большое значение. Есть все основания
полагать, что результаты таких работ найдут применение при разработ¬
ке комплекса мелиораций, обеспечивающих благоприятные водно-физи¬
ческие свойства, а следовательно, и плодородие орошаемых почв.
Литература
1. Вернадский В. Я. Очерк геохимии. М., ОНТИ, 1934.
2. Гинзбург Я. Я. Типы древних кор выветривания, формы их проявления и класси¬
фикация. В сб.: Кора выветривания, вып. 6. Изд. АН СССР, 1963.
3. Иванов Ю. Н. Сток взвешенных наносов рек бассейна Сырдарьи. Тр. САНИГМИ,
вып. 36(51). Л., Гидрометеоиздат, 1967.
4. Кирста Б. Г. Сток взвешенных наносов рек Туркмении. Ашхабад, «Ылым», 1970.
5. Клюканова Я. А. Взвешенные наносы Амударьи и их ирригационное значение.
«Наука», 1971.
6. Клюканова И. А. Основные особенности вещественного состава новейшего аллю¬
вия рек горной части бассейна Амударьи. Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1973, № 2.
7. Ковда В. А., Зхарьина Г. ВШелякина О. А. Значение ирригационных наносов
Амударьи в плодородии орошаемых почв. Почвоведение, 1959, № 4.
8. Кригер Н. Я. Лёсс, его свойства и связь с географической средой. «Наука», 1965.
9. Кузнецов В. А. Геохимия аллювиального литогенеза. Минск, «Наука и техника»,
1973.
10. Кузнецов Н. Т., Клюканова Я. А. Современное состояние изученности веществен¬
ного состава взвешенных наносов и задачи дальнейших исследований. Изв. АН
СССР. Сер. геогр., 1971, № 6.
11. Молодцов В. А. Ирригационные наносы оазисов реки Зерафшан и дельты р. Мур-
габ. В сб.: Влияние орошения на почвы оазисов Средней Азии. Изд-во АН СССР,
1963.
12. Оловянишников Г. Я. Распределение СаСОз и МдСОз кремнекислот и полуторных
окислов в механических фракциях сероземов Средней Азии и некоторые особенно¬
сти почвенных карбонатов. Почвоведение, 1937, № 7.
13. Рабочее Я. С. Влияние минерализованных вод на солевой режим почв и урожай
сельскохозяйственных культур. Ашхабад, «Ылым», 1973.
14. Ресурсы поверхностных вод СССР, т. 14. Средняя Азия. Вып. 3. Бассейн р. Аму¬
дарьи. Л., Гидрометеоиздат, 1971.
15. Розанов А. Н. Сероземы Средней Азии. М., Изд-во АН СССР, 1951.
16. Страхов Я. М. Основы теории литогенеза, т. III. Закономерности состава и раз¬
мещения аридных отложений. Изд-во АН СССР, 1962.
17. Шульц В. А. Реки Средней Азии, ч. 1. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
Институт географии АН СССР Дата поступления
8.1.1976 г.
N. T. KUZNETZOV
CALCIUM CARBONATES IN SUSPENDED DEPOSITS OF RIVERS
AND IRRIGATION SYSTEMS IN MIDDLE ASIA
The migration of CaC03 in suspended deposits of rivers in the mountainous part of
river basins in Middle Asia is mostly due to geological conditions. Down stream the
distribution of calcium carbonates in suspended deposits is, first of all, determined by
weathering crusts. As is generally known, the crusts of the same bioclimatic zone differ
less from one another than the original rocks. That is why, the content of CaC03 in
suspended deposits of individual rivers and irrigation systems is levelled down stream.
109
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
Лк Т
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ И МЕТОДИЧЕСКИЕ РАБОТЫ
УДК 631.4
Н. И. ГУДЖАБИДЗЕ, И. А. МОЦЕРЕЛИЯ
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА И РЕЖИМ ВЛАЖНОСТИ
ГЛИНИСТЫХ ГЛЕЕВЫХ ПОЧВ КОЛХИДСКОЙ НИЗМЕННОСТИ-
В статье рассматривается вопрос аэрации сильно набухающих почв
Колхиды.
Почвы в Колхидской низменности осушаются с помощью трехступен¬
чатой системы каналов (магистральный канал, собиратели второго по¬
рядка, собиратели третьего порядка). Каналы, расположенные на рас¬
стоянии последнего звена, 200 м друг от друга, отводят 60% и более вы¬
падающих осадков в зависимости от характера их выпадения 1г
состояния почвы.
Чтобы ускорить поверхностный сток, применяют в качестве внутри-
картовых агромелиоративных мероприятий профилированные полосы
(«квали»), планировку поверхности по естественному уклону и учащен¬
ное бороздование.
Опыт по выяснению влияния этих мероприятий на режим влажности
и физические свойства почвы был заложен на подзолисто-глеевых гли¬
нистых почвах. Ежегодно на опытном участке выращивали кукурузу.
Природные и климатические условия описаны ранее Моцерелия [2].
Исследования проводили на Хоргинской опытно-экспериментальной
базе Колхидского филиала Всесоюзного НИИчая и субтропических
культур (ВНИИЧиСК), расположенной в 25 км от г. Поти.
Осушенные минеральные почвы, расположенные в центральной части
Колхидской низменности (система магистр, канала М.), по механиче¬
скому составу тяжелые глинистые. Их особенность — глеевый горизонт
на глубине 40—50 см и маломощный корнеобитаемый слой не более
20—25 см. Основные физические свойства этих почв приведены в табл. 1.
Почвы отличаются бесструктурностью и повышенной набухаемостью.
Известно, что при увлажнении и обезвоживании набухающих почв объ¬
емный вес их изменяется [4]. Динамичность объемного веса существенно
влияет на водно-физические свойства .почв, создает дополнительные
трудности при изучении их водного и воздушного режимов.
Поскольку объем почв, как и всякого пористого тела, слагается из
объемов пор и твердой фазы, в сумме составляющих единицу, то изме¬
нения его при высыхании или увлажнении почвы могут происходить
только за счет объема пор, так как объем твердой массы почвы при этом
не меняется [3]. С учетом этого для выяснения изменений основных фи¬
зических свойств почвы при обезвоживании мы отбирали образцы с не¬
нарушенным сложением из каждого 10-сантиметрового слоя при влаж¬
ности, близкой к полной влагоемкости. Образцы высушивали в лабора-
110
Таблица 1
Некоторые водно-физические свойства подзолисто-глеевых почв
Номер разреза.
Слой
Содержание фракции, %;
размер частиц, мм
Объем¬
ный
вас,
г!смг
Полная
влагоем-
кость
Наимень¬
шая влаго-
емкость
Макси¬
мальная
гигроско¬
пичность
Влажность
эавяДаният
0,05—
0,01
0,01—0,001
<0,001
% от объема
1. Пахотный
7,90
33,56
53,43
0,96
63,8
41,60
17,87
26,80
Подпахотный
8,30
28,10
61,05
1,12
57,40
53,20
22,84
34,22
2. Пахотный
9,66
35,25
55,50
0,98
61,96
41,50
15,30
24,83
Подпахотный
8,44
25,27
63,92
1,10
59,8
51,60
21,20
31,86
3. Пахотный
7,48
43,13
45,98
0,97
66,6
43,50 .
16,47
24,70
Подпахотный
6,59
28,75
47,55
/
1,21
59,86
48,02
15,46
23,30
Таблица 2
, Изменение объема пор и твердой фазы при изменении объемного веса почвы
Показатель, объемн.%
Объемный вес, г/см*
1,56
1,50
1,40
1,30
1,28
1,20
1,10
1,00
Порозность |
Объем твердой фазы|
39,1 |
60,9 |
Удельной вес, 2,56
41,4 1 45,0 1 49,2 1 50,0 1
55,6 | 55,0 | 50,8 | 50,0 |
53,1 1
46,9 |
57.0
43.0
1 60,9
1 39,1
1 1,65 |
1,60 1
1,50 | 1,40 |
1,32 |
1,30 1
1,20
1 1,10
1,0
Порозность 1
Объем твердой фазы|
37,8 1
69,2 I
Удельный вес, 2,65
39,6 1 43,3 1 47,2 | 50,0 I
60,4 | 56,7 | 52,8 | 50,05 |
50.0 1
49.1 |
54,7
45,3
1 58,4
1 41,6
62,2
37,8
1
1,70 I
1,60 |
1,50 |
1,40 1
1,37 |
1,30 |
1,20
1 1,10
1,0
Удельный вес, 2,75
Порозность I 37,0 I 41,8 I 45,4 I 49,1 I 50,0 I 52,7 I 56,3 160,0 63,0-
Объем твердойфазы| 63,0 | 58,2 | 54,6 | 50,9 | 50,0 | 47,3 | 43,7 | 40,0 37,0
торных условиях до воздушно-сухого состояния. Одновременно
определяли: объемный вес, механический состав, удельный вес и мак¬
симальную гигроскопичность. Попутно измеряли размеры образцов.
Проведенные исследования позволили установить зависимость линейной
усадки и объемного веса от влажности.
Изменение общей порозности при обезвоживании равно произведе¬
нию Ро-У, где Р9 — порозность влагонасыщенной почвы, У — линейная
усадка (в долях единицы).
Порозность при той или иной влажности (В), равная Ри определяли
по формуле Р{ = Р0—Р„ • У.
Порозность усыхающей части Рчс находили по основной формуле
вес усыхающей части почвы,
Порозность усыхающей части Уус н
Рус — • 100, где ОВ — объемный
измеренный при влажности В, а УВ — удельный вес почвы (постоянная
величина).
Порозность трещин определится как разность Р1 — Рус=РТ, воздухо-
содержание почвы — Р1 = Рус — В • ОВ.
Выразив набухание и усадку через объемные веса, можно получить
величину набухания и усадки почвогрунта в природных условиях.
Изменение объема пор и твердой фазы в зависимости от изменения
объемного веса в интервале от полного насыщения до воздушно-сухого-
состояния, при наиболее часто встречающихся удельных весах, показано
в табл. 2. В тяжелых набухающих почвах при увлажнении от воздушно-
сухого состояния до полного насыщения происходит упаковка частиц в
сторону увеличения объема твердой фазы, а при высыхании происходит
обратное явление — уменьшается объем твердой фазы за счет увеличе¬
ния порозности. Эта закономерность, наблюдаемая во всех горизонтах,
видимо, и препятствует стабилизации условий структурообразования.
Изменение влагоемкости при обезвоживании показано на 'рисунке.
Как видно, обработка способствует уменьшению объемного веса и улуч¬
шению аэрации почвы, но через год показатели этих свойств приближа¬
ются к своим исходным значениям.
Воздушный режим почвы существенно изменяется с глубиной. Отно¬
сительно повышенная аэрация наблюдается в пахотном слое, где возду-
хосодержание колеблется в пределах 7—16 объемн.% (табл. 3), относи¬
тельно наименьшим воздухосодержанием отличается подпахотный слой
20—40 см (1—3 объемн. %).
Динамика влажности находится в корреляционной зависимости от
количества выпадающих осадков. Влагонасыщенность в пахотном слое
меняется в довольно широких пределах, подпахотный слой находится в
предельно насыщенном, а следовательно, и в наиболее компактном со¬
стоянии. Степень насыщения его влагой во времени почти не меняется
и достигает в среднем 90—93%, только в пахотном слое в бездождные
периоды степень насыщения иногда снижается до 75%.
Отметим, что в Колхиде влажность почвы никогда не достигает воз¬
душно-сухого состояния. В подпахотном слое 30—50 см влажность всег¬
да выше величины ММВ. Глубже
50 см пластичность всегда меньше еди¬
ницы и больше нуля, т. е. почвенная
масса находится в состоянии пластич¬
ной консистенции.
Колебание уровня почвенных вод
также зависит от атмосферного гид¬
ротермического режима. Так, в наибо¬
лее холодное время года — с декабря
по февраль — при частом выпадении
осадков небольшой интенсивности уро¬
вень почвенных вод приурочен к пер¬
вому полуметру от поверхности
(XI 1.1965—11.1966, 1966—1967 гг.).
В сухое время года глубина уров¬
ня почвенных вод быстро понижается и
часто исчезает из метровой толщи. Та¬
ким образам, обводнение почвенной
толщи происходит за счет часто выпа¬
дающих осадков малой интенсивности,
обезвоживание — за счет суммарного
испарения.
Следует отметить, что уменьшение
объема почвы при обезвоживании (за
счет сокращения объема пор) не влия¬
ет на соотношение содержания воды и
воздуха.
Максимальные общие запасы влаги
приурочены к дождливым, а минималь¬
ные— к бездождным периодам. Не¬
смотря на стабильную водонасыщен-
ность почв, запасы влаги в них весьма
незначительны.
В периоды полного насыщения
Изменение влагоемкости при обезво¬
живании почвы от полного насыщения
до воздушно-сухого состояния по сло¬
ям 0—20 см, (УВ=2,58; а), 30—70см
(УВ=2,65; б) и 70—100 см (УВ =
=2,75 см\ в).
1 — полная влагоемкость; 2 — естественная
влагоемкость через месяц после обработки;
3 — то же, через год
112
Таблица 3
Динамика водно-физических свойств почв Колхидской низменности
Показатель, объемы.%
Объемный вес, г/сж*
1,3
1,2
1,1
1,0
0,9
0,8
0—20 см, уд. вес. 2,56
Порозность общая
48
52
57
61
64
Влажность естественная
34
36
44
48
53
Максимальная гигроскопичность
Максимальная молекулярная влагоем-
23
22
20
18
16
кость
39
36
33
30
27
Воздухосодержание
14
16
13
13
И
20—40 см, уд. вес 2,65
Порозность общая
Влажность естественная
Максимальная гигроскопичность
Максимальная молекулярная влагоем-
кость
Воздухосодержание
—
53
57
61
—
—
50
54
60
—
_
36
33
30
—
3
ГЗ
1
—
40—100 см, уд. вес 2,75
Порозность общая
52
56
60
63
—
Влажность естественная
Максимальная к молекулярная влагоем-
47
52
57
62
—
кость
39
36
33
30
—
Воздухосодержание
5
4
3
1
—
68
61
14
24
7
Таблица 4
Запас влаги в почве во влажные сухие периоды, мм
Слой, см
При максимальных*значеннях влажности
При минимальных значениях влажности
ОЗВ
ММВ
ЗВ
ОЗВ
ММВ
ЭВ
0-20
122
48
74
Г68
78
10
20—40
120
60
60
106
72
34
40—60
124
60
64
104
72
32
60—100
124
60
?64
104
72
32
0—60
366
168
198
272
222
66
0—100
490
228
262
•
382
294
98
Примечание. ОЗВС— общий запас влаги; ММВ — максимальная молекулярная влагоемкость,
ЗВ — запас влаги сверх ММВ.
60-сантиметровый слой почвы содержит до 366 мм воды (табл. 4), в том
числе продуктивной влаги 198 и непродуктивной 168 мм. В бездождный
период запасы продуктивной влаги в том же слое уменьшаются до
66 мм, мертвый запас увеличивается до 222 мм, т. е. при обезвоживании
часть легкоподвижной влаги переходит, вероятно, в практически непод¬
вижную, а при обводнении, наоборот, часть неподвижной влаги превра¬
щается в легкоподвижную [1].
Так как исследуемая почва в естественных условиях залегания глуб¬
же 30—40 см находится в состоянии пластической консистенции, то лю¬
бая нагрузка на ее поверхность в виде поступления осадков или умень¬
шения влаги в пахотном слое в результате суммарного испарения вы¬
зывает пластическую деформацию (сжатие или набухание) — компрес¬
сию или декомпрессию соответственно. При компрессии объем пор
уменьшается за счет отжатия равного количества воды из пор, т. е.
происходит консолидация почвы (уменьшение влажности почвы при ее
постоянном напряженном состоянии).
8 Почвоведение, № 7
из
Выводы
1. Осушительная сеть в условиях набухающих почв глинистого меха¬
нического состава Колхиды работает при практической водонепроницае¬
мости подпахотных слоев, залегающих на глубине не более 30—40 см от
поверхности.
2. На осушенных площадях относительно повышенное содержание
воздуха отмечается только в пахотном слое почв (13—15 объемн.%).
3. Механическое рыхление почв не способствует увеличению воздухо-
содержания, так как почвенные частицы после увлажнения стремятся
к максимально плотной упаковке.
4. Чтобы достигнуть значительного снижения влажности и создать
оптимальный водно-воздушный режим почвы, необходимо удалять и
связанную влагу, что невозможно. Поэтому повышение эффективности
осушения тяжелых по механическому составу почв Колхиды возможно
при одновременном существенном улучшении их физических свойств,
направленном на повышение аэрации почвенной толщи.
Литература
1. Долгов С. И. Исследование подвижности почвенной влаги и ее доступности для
растений. М., Изд-во АН СССР, 1948.
2. Моцерелия А. В. Мелиорация и сельскохозяйственное освоение Колхидской низмен¬
ности. «Колос», 1974.
3. Приклонский В. 4. Грунтоведение. Сельхозгиз, 1949.
4. Роде А. А. Методы изучения водного режима почв. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Колхидская комплексная Дата поступления
сельскохозяйственная 14.Х.1975
опытная станция
ВНИИЧиСК
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.84(470.62)
Р. Ф. БУНЯКИНА
ФРАКЦИОННЫЙ СОСТАВ АЗОТА
И ПРЕВРАЩЕНИЕ АЗОТНЫХ УДОБРЕНИЙ
В ВЫЩЕЛОЧЕННОМ ЧЕРНОЗЕМЕ КУБАНИ
(ПО ДАННЫМ ВЕГЕТАЦИОННОГО ОПЫТА С15!Ч)*
Разновидности выщелоченного чернозема Кубани характеризуются низ¬
кой подвижностью почвенного азота. Фракция негидролизуемого азота со¬
ставляет 75—79% от общего. Значительная часть внесенных азотных
удобрений (до 32%) закрепляется в почве, прячем основная часть иммо¬
билизованного азота (до 83%) представлена негидролизуемой фракцией.
Количество и характер закрепления азота различны в зависимости от
формы внесенных удобрений.
Исследования фракций органического азота черноземных почв пре¬
имущественно были связаны с изучением природы почвенного органиче¬
ского вещества в целом [7, 15). Большое практическое значение имеют
исследования способности почвы обеспечивать растения почвенным азо¬
том. Для этой цели удобна, по нашему мнению, методика двухступен¬
чатого кислотного гидролиза почвы 0,5 и 5,0 п Н2$04, предложенная
Шконде [16]. С применением этой методики почвенный азот делят на че¬
тыре группы (минеральный, легкогидролизуемый, трудногидролизуемый
и негидролизуемый). От состава и соотношения этих групп зависит под¬
вижность почвенного азота.
Известно, что значительная часть внесенных азотных удобрений за¬
крепляется в почве [6, 9, 10, 12]. Причем в черноземных почвах иммоби¬
лизация азота выражена сильнее, чем в дерново-подзолистых [6, 12].
Данных же, показывающих, в каких фракциях закрепляется иммобили¬
зованный азот удобрений, еще мало [1, 11].
В настоящем сообщении излагаются материалы по изучению фрак¬
ционного состава азота и превращению азотных удобрений в выщело¬
ченном сверхмощном черноземе. Работа выполнялась на кафедре агро¬
химии Кубанского.СХИ. Почвенные разрезы были сделаны на ела'богу-
мусном и среднегумусном черноземах (опытное поле Кубанского СХИ
и ст. Удобная Отрадненского р-на). Превращения азота удобрений
изучали в вегетационном опыте с использованием стабильного изотопа
азота 15Ы. Вместимость сосуда составляла 4 кг сухой почвы. Повтор¬
ность опыта 3-кратная. Доза удобрений на 1 кг сухой почвы составила:
Р205 — 54 мг, К20 — 36 мг, N — 72 мг.
Азотные удобрения, меченные *5Ы, вносились в форме (ЫН4)2504,
Са(Ы03)2, СО(Г4Н2)2. Обогащение 15Й азотных удобрений составляло'
45 ат.%.
Вносили удобрения осенью, перед посевом озимой пшеницы сорта
«Кавказ». В каждом сосуде выращивали по 15 растений. В части сосу¬
дов почву оставляли под паром. Влажность в течение вегетации под¬
держивали на уровне 60% от полной влагоемкости почвы.
* Работа выполнена под руководством В. Т. Куркаева.
8*
115
Урожай учитывали в период полной спелости. Подготовку образцов
почвы и растений к изотопному анализу проводили по методике, опи¬
санной Варюшкиной (4]. Изотопный анализ почвы и растений выполнен
в ВИУА на масс-спектрометре МИ-1305.
Исследование фракционного состава азота выщелоченных чернозе¬
мов показало, что содержание углерода и азота в почве взаимосвязано
(табл. 1). Коэффициент корреляции между ними составляет 0,95±0,06.
Достаточно широкое отношение углерода к азоту (10,4—11,6) в вы¬
щелоченном черноземе свидетельствует об обедненности гумуса азотом.
С глубиной отношение С к N становится уже, что, по-видимому, связано
с условиями почвообразования, когда более мобильные, обогащенные
азотом, гумусовые вещества перемещались под воздействием осадков из
верхних в нижние горизонты почвы.
Таблица 1
Фракционный состав азота , в выщелоченном сверх мощном черноземе
Фракции органического азота
Гори¬
зонт
Глубина,
см
гу-
Т
Общий
азот,
С:И
Минераль¬
ный азот
легкогидроли¬
зуемый
трудногидро¬
лизуемый
негидролизуе¬
мый
мг/кг
мг/кг
% от
обще¬
го
мг/кг
% от
общего
мг/кг
% от
общего
мг/кг
% от
общего
Чернозем слабогумусный (опытное поле КСХИ)
А па;
A,
B, '
ВС
с
Ах
Вх
в®
ВС
С
0-
-25
3,45
1940
10,4
7,2
0,4
160,8
8,3
319,2
16,4
1452,8
74,9
24,7
35-
-45
3,41
1710
11,6
8,4
0,5
137,2
8,0
305,2
17,8
1249,2
73,7
25,8
75-
-85
2,38
1430
9,8
10,2
0,7
79,4
5,6
266,0
18,6
1074,7
75,1
24,2
115-
-125
1,79
1220
8,6
4,6
0,4
59,8
4,9
218,4
17,9
937,2
76,8
22,8
140-
-150
1,53
960
9,3
3,5
0,4
55,3
5,7
179,2
18,7
722,0
75,2
24,4
170-
-180
1,14
760
8,8
3,1
0,4
47,3
6,2
123,2
16,2
586,4
77,2
22,4
210-
-220
0,72
620
6,8
2,9
0,5
27,9
4,5
106,4
17,1
482,8
77,9
21,6
Чернозем "среднегумусный (ст. Удобная, Отрадненский р
>-н)
0-
-10
7,15
3590
11,6
9,21
1 0,3
276,4
7,7
459,2
12,8
2845,2
79,2
20,5
30-
-40
5,10
2860
10,4
Не
опр.
199,2
7,0
450,8
15,8
2129,2
74,4
22,8
70-
-80
2,69
1680
9,3
7>
107,7
6,4
268,8
16,0
1229,2
73,2
22,4
100-
-НО
2,48
1570
9,2
»
93,8
6,0
277,2
17,7
1175,2
74,8
23,7
140-
-150
1,69
1180
8,3
5,5
0,5
123,3
10,5
162,4
13,8
888,8
75,2
24,3
190-
-200
1,31
980
7,8
3,9
0,4
82,9
8,5
159,6
16,3
733,6
74,8
24,8
240-
-250
1,07
760
8,2
2,5
0,3
61,9
8,2
117,6
15,4
578,0
76,1
23,6
Содержание легкогидролизуемого и трудногидролизуемого азота в
почве увеличивается от слабогумусного к среднегумусному чернозему.
С глубиной, с уменьшением общего азота и гумуса, содержание гидро¬
лизуемых фракций уменьшается. Между количеством гидролизуемого и
величиной общего азота отмечается тесная зависимость. Коэффициенты
корреляции равны: для легкогидролизуемого азота 0,90±0,09, для труд-
. ногидролизуемого — 0,98 ± 0,04.
В среднем по почвенному профилю относительное содержание легко¬
гидролизуемого азота составляет 7% от общего, а трудногидролизуемо¬
го—17%.
Общее количество 'гидролизуемого азота в верхнем слое почвы со¬
ставляет 21—25% от общего количества азота. Следовательно, 75—79%
азота выщелоченного чернозема представлено весьма стойкими форма¬
ми. Данные по содержанию гидролизуемых форм азота в почве близки
к данным для слабовыщелоченных черноземов лесостепи Украины и
выщелоченных черноземов ЦЧО [13, 14].
При внесении азотных удобрений в выщелоченный чернозем отмеча¬
ется значительное закрепление азота удобрений, которое составляет
20—32% под озимой пшеницей и 8—25% в парующей почве от внесен¬
ного количества (табл. 2). Исследования показали, что количество им¬
мобилизованного азота зависит от внесенной формы удобрения.
Аммонийная и амидная формы в большей степени закрепляются в
почве и меньше теряются, чем нитратная. Такая закономерность на¬
блюдается как под посевом озимой пшеницы, так и в парующей почве
(табл. 2).
Различия величин иммобилизации и газообразных потерь азота
изучаемых форм удобрений вызваны, возможно, тем, что они поглоща¬
ются различными группами микроорганизмов. Из литературы известно,
Таблица 2
Превращение различных форм азотных удобрений под озимой пшеницей и в парующей
почве (по данным вегетационного опыта с 1БЫ, 1972 г.)
Варианты
Урожай
зерна и
соломы,
г/сосуд
Вынос азо-
та зерном
и соломой,
мг/сосуд
Баланс азота удобрений,
% от внесенного
Осталось (%) в почве азота удобре¬
ний в форме
использо-
вано
пшеницей
потери
оста¬
лось в
почве
мине¬
ральной
легко-
гидро-
лизуе-
мой
трудно-
гидро-
лизуе-
мой
негид¬
роли¬
зуемой
всего
Озимая
пшеница
рк+еадн*)^
20,8
213,8
33,1
36,3
30,6
М
14,8
12,6
67,8
100
РК+Са(18ЫОй)г
19,4
226,0
35,2
44,6
20,2
3,5
5,7
7,8
83,0
100
РК+СО(»ЫН2)2
21,3
220,9
30,8
36,8
32,4
4,2
11,4
13,1
71,3
100
Парующая почва
РК+^Н^БО«
Не опр.
74,6
25,4
9,4
18,9
18,3
53,4
100
РК+Са(1бМОя)2
92,1
7,9
29,2
5,4
0,0
65,4
100
РК+(16Ш2)2
»
82,6
17,4
11,8
24,4
17,3
46,5
100
НСР06
1,6
| 23,6
1
что аммонийный азот является лучшим
источником азотного
питания
для гетеротрофных целлюлозоразрушающих бактерий, чем нитратный
[8, 5]. .Это обстоятельство, по-видимому, является одной из причин боль¬
шей иммобилизации азота аммонийной и амидной форм, чем нитратной.
Потери азота в газообразных формах происходят в основном в ре¬
зультате процессов биологической денитрификации [151, причем азотные
удобрения, внесенные в почву в форме нитратов раньше, чем в других
формах, подвержены воздействию денитрификаторов. Азот из аммоний¬
ной и амидной форм также теряется из почвы как в результате самого
процесса нитрификации [12], так и в результате последующей денитри¬
фикации. Однако эти процессы происходят значительно позже.
Обращают внимание очень большие потери азота из парующей поч¬
вы в сравнении с почвой, засеянной озимой пшеницей. Значительно
большие потери азота из парующей почвы в сравнении с занятой расте¬
ниями отмечали многие исследователи [3, 6, 9], причем величина этих
потерь для вегетационных опытов достигала 60%. Объяснить подобное
явление можно уплотнением выщелоченных черноземов Кубани.
Деление почвенного азота на четыре фракции по методике Шконде
и учет в каждой фракции азота удобрений показало, что основная его
часть (68—83% под озимой пшеницей и 47—65% в парующей почве)
закрепляется в негидролизуемой фракции. Эти данные согласуются с
результатами, полученными Смирновым [11] на дерново-подзолистых
почвах. Следовательно, внесение азотных удобрений увеличивает азот¬
ный фонд почвы, причем закрепление азота удобрений в стойких фор¬
мах объясняет, отчасти, слабое последействие их.
В парующей почве, азот удобрений закрепляется в 'более подвижных
фракциях, чем под растениями. Отмечается при паровании повышенное
117
включение азота селитры в минеральную фракцию, а азота мочевины
в легкогидролизуемую.
Сравнивая относительные величины распределения азота из различ¬
ных форм удобрений, в разных фракциях, можно отметить, что как под
озимой пшеницей, так и в парующей почве азот из нитратной формы
больше поступает в негидролизуемую фракцию (65—83%), чем азот,
внесенный в аммонийной (53—68%) и амидной формах (46—71%). От¬
носительное же количество закрепленного азота в гидролизуемой фрак¬
ции (легко- и трудногидролизуемый азот) из нитратной формы в 2 раза
меньше под озимой пшеницей и в 7—8 раз меньше в парующей почве,
чем азота, внесенного в других формах. Относительно большую величи¬
ну закрепления в негидролизуемой фракции азота из нитратной формы
удобрения можно объяснить неодинаковой способностью микроорганиз¬
мов использовать формы азота при образовании гумусовых веществ и,
следовательно, различной направленностью процессов 'гумификации.
Так, в работе Вуйцик-Войтковяк, Смирнова [15] отмечается, что при
компостировании соломы с аммиачным азотом вновь синтезированные
гуминовые (вещества имели отношение С:Ы, равное 9—И, а с нитрат¬
ным азотом отношение С:Ы более широкое—18—22. Фракция негид¬
ролизуемого азота, по данным Андреевой и Щегловой (1], как раз и
имеет отношение С : ^ равное 17—21, в отличие от гидролизуемых фрак¬
ций, в которых отношение С : N равно 5.
Выводы
1. Почвенный азот выщелоченного чернозема Кубани характеризует¬
ся слабой подвижностью. Фракция гидролизуемого азота составляет
21—25%, в том числе легкогидролизуемого — 6—8% от общего. С уве¬
личением общего азота в почве возрастает содержание легкоподвижных
соединений.
2. Значительная часть внесенных азотных удобрений (до 32%) за¬
крепляется в почве. Закрепление в почве сильнее выражено при внесе¬
нии аммонийной и амидной форм удобрений, чем нитратной.
3. Основная часть иммобилизованного азота (до 83%) представлена
негидролизуемой фракцией. Причем относительное количество иммоби¬
лизованного в негидролизуемой фракции азота из нитратной формы удо¬
брения выше, чем из аммонийной и амидной.
Литература
1. Андреева Е. А., Щеглова Г. М., Куренева Л. Я. Распределение азота удобрений
по фракциям азога почвы В сб.: «Применение стабильного азота 15Н в исследова¬
ниях по земледелию». М., «Колос», 1973.
2. Базилевич С. Д. Процессы денитрификации в почве. В сб.: «Микробиология на
службе сельского хозяйства». М., 1970.
3. Бобрицкая М. А., Москаленко Я. Я. Изучение степени использования азотных удоб¬
рений в полевых условиях с помощью стабильного изотопа 15Ы. Агрохимия,
1969, № 12.
4. Варюшкина Н. М. К методике проведения агрохимических анализов в исследова¬
ниях с 15Ы. Бюл. ВИУА, 1969, № 6.
5. Вуйцик-Войтковяк ДСмирнов П. М. Влияние азотных удобрений на разложение
соломы. Докл. ТСХА, вып. 115, 1965.
6. Замятина В. Б., Кореньков Д. А., Варюшкина Я. М., Романюк Л. Я., Зерца-
лов В. В. Применение 15Ы при изучении превращения азотных удобрений в почве и
использования азота растениями. Докл. ВАСХНИЛ, вып. 2, 1963.
7. Кононова М. М. Органическое вещество почвы. М., Изд-во АН СССР, 1963.
8. Сирота Л. Б. Факторы, определяющие поступление почвенного азота в растения
при внесении азотных удобрений. В сб.: «Применение стабильного изотопа 15Ы в
исследованиях по земледелию». М., «Колос», 1973.
9. Смирнов П. М., Лаврова И. А. Особенности превращения разных форм азотных
удобрений в почве и их использования растениями. Докл. ТСХА, вып. 133, 1968.
10. Смирнов Я. МСуков А. А. Доступность растениям и превращение в почве иммо¬
билизованного азота удобрений в последействии. Агрохимия, 1970, № 12.
118
11. Смирнов П. М., Шилова Е. И. Иммобилизация азота в почве при внесении мечен¬
ных 15Ы удобрений и растительных остатков. Изв. ТСХА, вып. 6, 1970.
12. Тащева Р. М. Превращение соединений азота в почве и роль органического веще¬
ства в этом процессе. Бюл. ВИУА, № 6, 1969.
13. Хилько Л. Ф. Запасы и формы соединений азота в слабовыщелоченном черноземе
при длительном внесении удобрений. Агрохимия, 1969, № 12.
14. Щербаков А. Я. Формы азота и их изменения при сельскохозяйственном исполь¬
зовании в почвах ЦЧО. Автореф. дис. Воронеж, 1968.
15. Шмук А. 4. Несколько данных по вопросу о формах азота в почвах. В кн.: «Ис¬
следования по биологической и агрономической химии». М., Пищепромищат, 1951.
16. Шконде Э. И. Формы азота в почве и методы их определения. В сб. «Удобрение и
урожай на Полесье». Киев, «Урожай», 1965.
Краснодарский НИИ Дата поступления
сельского хозяйства I 10.VI.1974 г.
R. F. BUNYAKINA
FRACTIONAL COMPOSITION OF NITROGEN AND CONVERTIONS
OF NITROGEN FERTILIZERS IN LEACHED KUBAN CHERNOZEMS
(ACCORDING TO POT EXPERIMENTS WITH N*).
The varieties of leached Kuban chernozem are characterized by a low mobility of
soil nitrogen. The fraction of nonhydrolyzable nitrogen, determined by Shkonde method
is 75—79 per cent of the total N. The content of mobile compounds increases with the
increase of total nitrogen in the soil.
A considerable portion of applied nitrogen fertilizers (up to 32%) is fixed in soil,
the main portion of immobilized nitrogen (up to 83%) is represented by the nonhydroly¬
zable fraction. The quantity and the character of nitrogen fixation are different depending
on the form of applied fertilizers.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.437.
А. Ф. ВАДЮНИНА, Ю. А. СМИРНОВ
ЕСТЕСТВЕННАЯ ОСТАТОЧНАЯ НАМАГНИЧЕННОСТЬ
НЕКОТОРЫХ ПОЧВ
Впервые измерена естественная остаточная намагниченность1 (1п) не¬
которых типов почв. Установлено, что /п изменяется по типам почв и их
горизонтам. Величина /п обусловлена ферромагнетиками, образовавшими¬
ся в ходе почвообразовательного процесса.
В процессе почвообразования многие почвы проходили гидроморф-
ную стадию развития [8]. Железо при этом находилось в ионных или
аморфных формах. По мере опускания базиса эрозии и уровня грун¬
товых вод гидроморфная стадия сменялась автоморфной. Соединения
железа окислялись, окристаллизовывались, закреплялись на поверхно¬
сти частиц почв в форме сплошных или прерывистых пленок. Прочность
связи железистых пленок с подложкой (поверхностью частиц) опреде¬
ляется минералогическим составом последних [11]. Келлерман и Цюру¬
па [И] показали, что после обработки минералов 5%-ным раствором
РеС1а с последующей термической дегидратацией на поверхности као¬
лина и мусковита образуются стабильные пленки железа. Слабостабиль¬
ные пленки формировались на бентоните, толщина их на кварце дости¬
гала 0,05—0,5 мкМ в зависимости от шероховатости поверхности. По
мнению ряда исследователей [2, 3, 9, 10], на автоморфной стадии в поч¬
вах образуются ферромагнитные минералы типа магнетита. Магнитные
характеристики и электросопротивление ферромагнитных пленок отли¬
чаются от этих свойств того же массивного материала вследствие того,
что кристаллы в пленках могут иметь дефекты, иную кристаллическую
структуру [13]. Ферромагнитные железистые пленки обладают емкой
магнитной памятью. В ¡перспективе изучение ферромагнетиков, по-види¬
мому, даст новую информацию о генезисе почв и пород.
Из магнитных характеристик остаточная намагниченность /г опреде¬
ляется содержанием ферромагнетиков в отличие от магнитной воспри¬
имчивости, которая зависит от содержания в почве-породе парамагнети¬
ков, диамагнетиков и ферромагнетиков. В ферромагнетиках магнитные
моменты располагаются параллельно друг другу, обусловливая высо¬
кие значения х и /г даже при малом их содержании в породе [2, 4, 7].
Суммарный магнитный момент единицы объема или веса вещества
называют его намагниченностью /. Все вещества намагничивают¬
ся в магнитном поле Земли напряженностью 0,5 э, почвы и породы при¬
обретают индуктивную намагниченность /,:/<=#*, где Я — магнит¬
ное поле Земли, х — магнитная восприимчивость. Намагниченность, ко¬
торой обладают ферромагнетики в отсутствие магнитного поля, назы¬
вается остаточной намагниченностью /г. Однако измеренная
естественная намагниченность пород /я, как правило, значи¬
тельно выше индуктивной /{ [14]. Оказалось, что породы хранят «па¬
мять» о магнитном поле Земли в период их образования. В изверженных
кристаллических породах величины /п связаны с процессом ориентации
120
ферромагнитных »включений по направлению существовавшего тогда
магнитного поля, который происходил при охлаждении пород, нагретых
выше точки Кюри ферромагнитных составляющих. При этом доменная
структура ферромагнетиков закреплялась и сохраняла намагниченность
длительное время (до сотен тысяч лет). В осадочных породах происхо¬
дил аналогичный процесс. Но в этих породах /п значительно меньше,
чем в изверженных, что объясняется меньшим содержанием в них фер¬
ромагнетиков. По данным Дортмана и др. [4], наиболее вероятное зна¬
чение /п в осадочных породах 15 - 16~в СвБМ, в карбонатных— (1—6) •
•10”6 ед., в суглинистых и песчаных—(10—15) ПО-6 ед. Кроме содер¬
жания ферромагнетиков и приложенного магнитного поля на величину
/п большое влияние оказывают температура, механические напряжения,
химическая трансформация веществ в ходе .почвообразования.
Выделяют следующие виды /п [12]:
1) изотермическая остаточная намагниченность /г, сформированная
под действием постоянного магнитного поля; 2) вязкая остаточная на¬
магниченность /г„, возникшая после длительной выдержки в магнитном
поле и превосходящая по величине обычную изотермическую при суще¬
ствующем магнитном поле; 3) термоостаточная намагниченность /*, воз¬
никшая при охлаждении пород, нагретых выше точки Кюри в магнит¬
ном поле. Она характерна восновном для изверженных и метаморфиче¬
ских пород; 4) осадочная остаточная намагниченность, сформированная
при осаждении пород в магнитном поле с ориентацией частиц по направ¬
лению магнитного поля; 5) химическая остаточная намагниченность /с,
возникшая при химическом преобразовании веществ в магнитном поле.
Так, при серпентизации оливина и амфибилизации пироксенов выделяет¬
ся магнетит (ферромагнетик). Гематит, образованный из гидроокислов
железа при осаждении их из водной среды, покрывает тонкой пленкой
частицы почв и пород, придавая им магнитный момент; 6) идеальная
остаточная намагниченность — намагничивание при одновременном воз¬
действии постоянного и переменного магнитных полей.
Естественной остаточной намагниченности посвящен ряд работ [4, 7,
12, 14], выполненных, однако, на породах и чистых минералах. Мы
изучали естественную остаточную намагниченность различных почв и их
генетических- горизонтов. Подобных работ нам не известно. Задача на¬
ших исследований — изучить и выяснить природу естественной остаточ¬
ной намагниченности в почвах.
Объектами исследования послужили образцы почв: среднедерново¬
подзолистой (Московская обл., Чашниково), серой лесной (Тульские
Засеки), чернозема обыкновенного (Каменная степь), темно-каштано¬
вой (Ростовская обл.).
Образцы почв отбирали по горизонтам в виде почвенных кубиков-
монолитов с ребра 24 мм. Образцы вырезали почвенным ножом или
специальным приспособлением таким oбpaзoмi чтобы одна из граней
кубика была ориентирована вдоль магнитного меридиана. Затем образ¬
цы пропитывали силикатным клеем и маркировали.
Естественную остаточную намагниченность измеряли на рок-генера¬
торе ИОН-1 (изготовитель завод «Геологоразведка»), позволяющим
измерять от 5 • 10~8 до 2 -10~4 ед. Размагничивание переменным магнит¬
ным полем проводили на установке лаборатории палеомагнитных иссле¬
дований Геологического института АН СССР.
В связи с тем, что величина /л обусловлена содержанием в почве
ферромагнетиков, а магнитная восприимчивость х— ферромагнетиков,
парамагнетиков, диамагнетиков, важно было оценить, ® каком отноше¬
нии находятся /п и /* (Л— индуктивная намагниченность, созданная со¬
временным магнитным полем #=0,5 а), 1{=хН. В магнетизме горных
пород связь этих величин реализуется через параметр <2= —= —-г.
121
Таблица 1
Естественная остаточная намагниченность 1п-10~6 СйЯМ, дисперсия для 1п—а2 • 10-6,
вязкая остаточная намагниченность !г0, магнитная восприимчивость и, параметр Q
Горизонт, мощность,
см
Глуби¬
на, см
ч
ч
JfV
>п
о2
X
Q
Среднедерновая подзолистая
А, 0—15
5
4,2
3,8
0,2
4,0
0,1
4
2,0
10
4,3
3,9
0,2
4,1
0,1
4
2,1
А215-35
20
17,7
15,7
1,0
16,7
0,3
5
6,7
30
51,0
49,0
1,0
50,0
0,3
7
14,3
В! 35-70
50
31,0
29,0
1,0
30,0
0,2
8
7,5
В2 70 и глубже
75
25,0
23,0
1,0
24,0
0,2
8
6,0
90
16,0
15,0
0,5
15,65
0,2
8
3,9
Серая лесная
А! 0-10
5
24,1
22,1
1,0
23,0
0,2
28
1,6
А210-20
10
53,9
51,5
1,2
52,7
0,3
20
5,3
15
55,2
52,8
1,2.
54,0
0,4
20
5'4
В! 20—40
30
20,1
18,1
1,0
19,1
0,3
13
3,0
В2 40-80
50
14,7
13,7
0,5
14,2
0,2
12
2,4
В3 110 и глубже
125
7,5
7,1
0,2
7,2
0,1
10
1,5
Черно
►зем обыкновенный
А 0—40
5
25,4
23,1
1,1
24,3
0,2
48
1,0
10
32,7
30,5
1,1
31,6
0,3
40
1,6
30
29,0
26,8
1,1
27,9
0,3
40
1,4
В 40-70
50
24,2
22,2
1,0
23,2
0,3
30
1,5
ВС 70-80
80
21,0
20,0
0,5
20,5
0,2
28
1,5
С 110 и глубже
120
15,4
14,6
0,4
15,0
0,2
22
1,4
Темно-каштановая
А 0-20
10
50,7
48,7
1,0
49,7
0,3
28
3,6
В 20—40
25
48,8
46,8
1,0
47,8
0,3
32
3,0
35
43,8
42,0
0,9
42,9
0,3
30
2,9
ВС 40-70
40
34,2
32,6
0,8
33,4
0,2
28
2,4
50
26,6
25,8
0,4
26,2
0,2
26
2,0
С_70 и глубже
100
8,2
7,8
0,2
8,0
ОД
18
0,9
В табл. 1 приведены результаты измерений естественной остаточной
намагниченности /„, средний квадрат отклонения (дисперсию) а2 вели¬
чины /„, магнитной восприимчивости к, параметра (2 для всех исследо¬
ваний почв. Данные представляют собой средние арифметические зна¬
чения, полученные по 10 образцам для каждой глубины [5} отбора
образцов.
Когда образец помещали в магнитное поле небольшой напряженно¬
сти (0,5—10 э) на некоторый период времени /, /„ увеличивалась на
величину 1п—вязкой остаточной намагниченности, направленной вдоль
магнитного поля и пропорциональной ^ /. После 2—4-недельной выдерж¬
ки /..„ практически не изменялась [14}. Если образец поместить в положе¬
ние, отличающееся от первоначального на 180°, то величина /„ умень¬
шится на величину /г„.
Чтобы установить возможность образования в исследованных почвах
вязкой остаточной намагниченности /„>, образцы после транспортировки
располагали вдоль магнитного меридиана (как в естественных условиях)
и выдерживали в этом положении 4 недели, а затем измеряли сумму
122
К=1п+1™- После этого образцы устанавливали в тот же период вре¬
мени в положение, отличающееся от первоначального, на 180°, и измеря¬
ли /„,=/„— /гв. Векторное вычисление полусуммы и полуразности /„, и
дает соответственно величины и направления /„ и 1п. Как видно из
табл. 1, вязкая остаточная намагниченность изменяется в пределах
0,2—1,1-10—6 ед. и не превышает 5% величины от /„ во всех исследован¬
ных почвах.
Оценка величины <3 может дать предварительные сведения о физи¬
ческой природе намагниченности в почвах. В случае изотермической на¬
магниченности 0 не превышает 0,01, для вязкой намагниченности его
значение может достигнуть 0,6, термостатичной — нескольких десятков
и даже 100. Для химической намагниченности имеет промежуточное
значение между термостатичной и другими ее видами. Величина ф для
всех исследованных почв колеблется от 0,9 до 14,3, на основании чего
можно высказать предположение о химической природе намагниченно¬
сти в почвах в отличие от материнских пород.
В среднедерново-подзолистой почве естественная остаточная намаг¬
ниченность, измеренная по профилю почвы, изменяется в широких пре¬
делах: от 4-10—в в тор. А4 до максимального значения, равного
50-10_6 ед. в подзолистом горизонте (А2), затем постепенно уменьша¬
ется до 15,5- 10_® ед. в гор. В2 (та'бл. 1). Изменение /„ то горизонтам
дерново-подзолистой почвы выражено более резко по сравнению с изме¬
нением магнитной восприимчивости. Величина х небольшая и изменяет¬
ся от 4 в гор. А, до 8 -10—0 ед. в гор. В2. Экстремальное значение пара¬
метра ф имеется в гор. А2 на глубине 30 см—14,3. /„ серой лесной
почвы (табл. 1) изменяется от 23-К)-® в гор. А, до 54-10-® ед. в гор. А2,
резко уменьшаясь в гор. В4, В2 и В2С до 7,2 -10—6 ед. Как и в дерно¬
во-подзолистой почве, /„ более дифференцирована по профилю, чем маг¬
нитная восприимчивость, которая изменяется в серой лесной почве от
28* 10-* в гор. А4, 20- 10-в в гор. А2 до 10-10—® ед. в гор. В/2. Максимум
(} в подзолистом горизонте (А2) серой лесной почвы составляет 5,4, что
ниже, чем в дерново-подзолистой почве; величины /„ в гор. А2 серой
лесной и среднедерново-подзолистой почв близкие—примерно (54—50) •
• 10-® ед.
Естественная остаточная намагниченность в верхнем гумусовом го¬
ризонте чернозема обыкновенного (25—32-10-®) меньше, чем в гор. А2
рассмотренных выше почв. С глубиной она уменьшается и в гор. С равна
15* 10_*. Магнитная восприимчивость в гор. А имеет наибольшее значе¬
ние (48-Ю-*), что хорошо согласуется с литературными данными [2].
Величина (} почти не меняется по профилю почвы (1,4—1,6) и только
на глубине 5 см равна 1,0 (табл. 1).
В темно-каштановой почве /„ имеет большие значения в верхнем гу¬
мусово-аккумулятивном горизонте Айв верхней половине гор. В —
(49,7—43-10-®), затем резко уменьшается до 8• 10—® ед. в гор. С. Макси¬
мальное значение параметра (2 отмечается в гор. А — 3,6; с глубиной
оно уменьшается до 0,9 (гор. С, табл. 1).
Размагничивание /„ переменным магнитным полем является количе¬
ственным методом определения стабильности остаточной намагниченно¬
сти и удаления ее мягкой компоненты. Размагничивание /„ проводили
следующим образом. Определяли величину /„ и ее направление по от¬
ношению к трем осям х, у, г образца-кубика. Образец помещали в спе¬
циальный держатель, позволяющий установить /„ точно вдоль оси раз¬
магничивающей катушки. Затем образец в держателе помещали в ка¬
тушку, включали переменное магнитное иоле заданной величины, а
затем амплитуду й уменьшали до нуля с помощью реостата.
В нашем эксперименте размагничивающая катушка была помещена
в кольца Гельмгольца для компенсации лабораторного постоянного
магнитного поля, так как под воздействием переменного и постоянного
123
магнитных полей может возникнуть идеальная остаточная намагничен¬
ность.
Результаты размагничивания переменным магнитным поле /п различ¬
ных почв представлены на рис. 1. Степень размагничивания определяли
отношением 1п(й) к /Л(0), где /п — остаточная намагниченность после
воздействия переменного магнитного поля Я, /п(0) —исходное значение
1п до размагничивания.
Наибольшая стабильность /я отмечена в среднедерново-подзолистой
почве, где размагничивание произошло только наполовину после воздей¬
ствия полем напряженностью более 600 э. Стабильность /п в серой лес-
Рис. 1. Размагничивание естественной остаточ¬
ной намагниченности /п переменным магнит¬
ным полем Н
а — среднедерново-подзолистая почва: /— гор. А|;
2 — гор. В2; б —серая лесная почва: / — гор. Д*
2— гор. В3С; в — чернозем обыкновенный: /— гор А
2 —гор. С; г — темно-каштановая почва: / — гор. А
2 — гор. С; 3 — гор. В
ной почве изменялась по профилю, в подзолистом гор. А2 она менее ста¬
бильна, чем в гор. В3С (рис. 1, б). Размагничивание /я обыкновенного
чернозема полем с напряженностью в 100 э привело к снижению /п на
"8(1% в горГА и 70% в гор. С (рис. 1, в); Кривые размагничивания /л в
гор. А, В темно-каштановой почвы почти совпадают и показывают, что
/п в верхних горизонтах более стабильна, чем в гор. С.
Чтобы выяснить ферромагнитный состав почв после их полного раз¬
магничивания переменным магнитным полем Я, образцы намагничива¬
лись в постоянном магнитном поле Я и измеряли остаточную намагни¬
ченность /г. Напряженность поля Я последовательно увеличивали' от
100 до 5000 э.
После намагничивания образцов до насыщения остаточную намагни¬
ченность насыщения 1Г9 разрушали противоположно направленным по¬
стоянным магнитным полем и вычисляли коэрцитивную силу — Яс (ве¬
личину напряженности соответствующего магнитного поля, сводящего к
нулю /гв). Результаты измерений ¡приведены в табл. 2.
По кривым намагничивания в гор. А! и В2 среднедерново-подзоли¬
стой почвы (рис. 2, а) можно судить о том, что ферромагнитный ком¬
понент принадлежит к магнитожестким ферромагнетикам, так как маг¬
нитное насыщение достигается в полях, напряженностью больше 4000 э,
и коэрцитивная сила равна 400 э в гор. А2 и В2 (табл. 2).
Кривые намагничивания образцов из гор. А2 и В3С серой лесной
почвы аналогичны кривым намагничивания рассмотренной выше почвы.
Яс в гор. А! равна 420 з, в гор. В3С — 500 э. Коэрцитивная сила явля¬
ется структурно-чувствительной характеристикой, зависящей от состава
и размера зерен ферромагнетика. Для серой лесной почвы при больших
124
значениях напряженности поля, в котором достигалось магнитное насы¬
щение Н, (больше 4500 э, рис. 2, б), различие Нс по почвенным гори¬
зонтам может быть связано с размером зерен ферромагнетика (табл. 2).
Резко различаются кривые намагничивания в гумусовом гор. А и
гор. С чернозема обыкновенного. В гор. А магнитное насыщение до¬
стигается в полях напряженностью больше 1000—1500 э (рис. 2, в), а
Нс равна 200 э. В гор. С магнитное насыщение соответствует полям
напряженностью больше 5000 э, и #„ равна 320 э.
Таблица 2
Коэрцитивные спектры почв
Почва
Горизонт
Коэрцитивная
сила, 9
Почва
Горизонт
Коэрцитивная
сила, 9
Среднедерново-подзо-
А*
400
Чернозем обыкно¬
А
200
листая
Серая лесная
5;
400
420
венный
Т eмнo-кaштaнoвaяj
С
А
320
200
в#с
500
С
320
В темно-каштановой почве наблюдается аналогичная картина: из
рис. 2, г видно, что кривая намагничивания в гор. А резко идет вверх
при увеличении напряженности поля до 1000 э и остается параллельной
оси абсцисс после того, как величина напряженности достигает 1500 э;
Нс равна 200 э. В гор. С магнитное насыщение наступает в результате
1Г ’ИГ^СвЗМ
О 1000 3000 Нуэ
Рис. 2. Зависимость остаточной намагниченности Л- от на¬
пряженности магнитного поля Н. Условные обозначения те
же, что и на рис. 1
намагничивания в поле напряженностью больше 5000 э; Яс равна 320 э.
Таким образом, в дерново-подзолистой (гор. А, и В2), серой лесной
(гор. А2 и В2С), черноземе обыкновенном и темно-каштановой почвах
(гор. С) содержится магнитожесткий ферромагнетик, а в гор. А черно¬
зема обыкновенного и темно-каштановой почвы — магнитомягкий фер¬
ромагнетик.
125
Для более строгой идентификации ферромагнитных минералов об¬
разцы намагничивались в постоянном магнитном поле Н до насыщения,
а затем терморазмагничивались при последовательной (выдержке в те¬
чение 1 часа в скомпенсированном лабораторном поле при температурах
100, 200, 300, 400, 500, 600, 700° С. Почвы и почвенные горизонты, в ко¬
торых содержится магнитомягкий ферромагнетик, полностью размагни¬
тились после выдержки при температуре 600° С; образцы, содержащие
магнитожесткий ферромагнетик, размагнитились после выдержки при
температуре 700°С. Известно [12), что точка Кюри (температура, при
которой ферромагнетик переходит из ферромагнитного состояния в па¬
рамагнитное) магнетита (магнитомягкий ферромагнетик) равна 578° С,
гематита (магнитожесткий антиферромагнетик) — 675° С. Сопоставление
результатов терморазмагничивания с кривыми намагничивания в посто¬
янном магнитном поле позволяет судить о ферромагнитном составе почв*
о «носителях» намагниченности в почвах, распределении ферромагнети¬
ков по профилю почвы. Для дерново-подзолистой, серой лесной почвы
гор. С чернозема обыкновенного и темно-каштановой почвы ферромагне¬
тиком является гематит, для гор. А чернозема обыкновенного и темно¬
каштановой почвы— магнетит.
По данным Вадюниной и Бабанина [2], в почвах автоморфного ряда
в результате окислительно-восстановительных процессов образуются вы¬
сокодисперсные сильномагнитные соединения типа магнетита. Нами на
основании магнитных измерений #с, точек Кюри, /г показано, что в дер¬
ново-подзолистой и серой лесной почвах образуется вьгсокодисперсный
гематит.
При любых изменениях вещества, которые происходят в магнитном
поле и сопровождаются образованием нового ферромагнетика, перехо¬
дом вещества из парамагнитного состояния в ферромагнитное, измене¬
нием кристаллической структуры ферромагнетика, помимо изотермиче¬
ской остаточной намагниченности возникает остаточная намагничен¬
ность химического происхождения, которая в основном определяет есте¬
ственную намагниченность почв.
Химическая остаточная намагниченность /гс в настоящее время
изучена слабо по сравнению с /* и Irv. Лабораторные исследования /гс,
возникающей в результате химического превращения aFe20s-^-Fes04r
были проделаны Г. Хейгам, К. Кобаяши (цитируется по Нагата [12]).
Химическая остаточная намагниченность при температурных превраще¬
ниях лепидокрокита и гидрогетита изучалась Багиным [1].
Теоретическое объяснение /гс было предложено Кобаяши, который
рассматривал химическую реакцию как процесс образования ферромаг¬
нитных зерен. Ферромагнитные частицы по размеру разделяются на три
вида: суперпарамагнитные частицы объемом V<VC, магнитостабильные
однодоменные частицы с VJ>V>Ve и многодоменные частицы Vc и V D
обозначают соответственно критический объем для супермагнитной ча¬
стицы и для образования доменной границы. Суперпарамагнитные ча¬
стицы ведут себя в магнитном поле в соответствии с теорией парамагне¬
тизма Ланжевена, согласно которой частицы данного размера не могут
обладать /г, как любой парамагнетик и диамагнетик. Кобаяши считает,
что химическая остаточная намагниченность изменяется при развитии
доменной структуры. Максимальная по величине и стабильности хими¬
ческая остаточная намагниченность соответствует однодоменному со¬
стоянию, минимальная — мультидоменному в случае беспрепятственного
развития доменной структуры. Таким образом, максимумы 1п по профи¬
лю почв (среднедерново-подзолистая и серая лесная) можно объяснить
однодоменным состоянием ферромагнитных частиц гематита, которое,
очевидно, в результате физико-химических процессов закрепляется в
железистых пленках на почвенных частицах подзолистого горизонта.
126
Выводы
1. Остаточная намагниченность в исследованных почвах возникает в
основном в результате химического образования ферромагнетиков в
ходе почвообразования.
2. /п резко изменяется по профилю почв и по генетическим горизон¬
там дерново-подзолистой, серой лесной, темно-каштановой почв и менее
резко — чернозема обыкновенного.
3. Изучена стабильность 1п к воздействию переменного магнитного
поля; наибольшая стабильность /« отмечена в дерново-подзолистой
почве.
4. В ходе почвообразования в среднедерново-подзолистых серых лес¬
ных почвах образуется высокодисперсный гематит, в черноземе обыкно¬
венном и темно-каштановой почве — магнетит (в гумусовом горизонте).
5. Изучение магнитных свойств почв дает ценную информацию о фер¬
ромагнитном составе почв, размере зерен образующихся магнитных со¬
единений, распределении ферромагнетика с различным размером зерен
по профилю почвы.
Литература
1. Багин В. И. Химическая остаточная намагниченность при температурных превра¬
щениях лепидокрокита и гидрогетита. Из®. АН СССР, Физика Земли, 1967, № 2.
2. Вадюнина А. Ф., Бабанин В. Ф. Магнитная восприимчивость некоторых типов почв
СССР. Почвоведение, 1972, № 10.
3. Вадюнина А. Ф., Бабанин В. Ф. Магнитная восприимчивость почв. Тр. X Между-
нар. конг. почв., т. 1. «Наука», 1974.
4. Дортман И. Б., Васильева В. И., Дубинчик Э. Я. и др. Физические свойства гор¬
ных пород и полезных ископаемых СССР. «Недра», 1964.
5. Дмитриев Е. А. Математическая статистика в почвоведении. Изд. МГУ, 1972.
6. Зонн С. В., Маунг-Вин-Хтин. О формах железа, методах их определения и зна¬
чении для диагностики тропических почв. Почвоведение, 1971, № 5.
7. Калашников А. Г. Магнитные свойства осадочных пород (Окско-Цнинский вал).
Изв. АН СССР. Сер. географ, и геофиз. 1941, № 3.
8. Ковда В. А. Основы учения о почвах, кн. I, II, «Наука», 1973.
9. Карпачевский Л. О., Бабанин В. Ф. и др. Диагностика железистых минералов почв
при помощи мессбауэровской спектроскопии. Почвоведение, 1972, № 10.
10. Карпачевский Л. О., Бабанин В. Ф. О формах Ре-соединений в почвах. Тр. X Меж-
дунар. конгр. почвов. т. 7. «Наука», 1974.
11. Келлерман В. В., Цюрупа И. Г. К вопросу о прочности связей железистых пленок
с минералами, встречающимися в почве. Почвоведение, 1962, № 1.
12. Нагата Т. Магнетизм горных пород. «Мир», 1965.
13. Тонкие ферромагнитные пленки. «Мир», 1964.
14. Храмов А. п., Шолпо Л. Е. Палеомагнетизм. «Недра», 1967.
Факультет почвоведения Дата поступления
МГУ 23.Х.1975 г.
A. F. VADYUNINA, YU. A. SMIRNOV
THE NATURAL RESIDUAL MAGNETIZATION OF SOME SOILS
The natural rest magnetization (In) is chemical by nature and is connected with
the formation of ferromagnetics during the process of soil formation. In reflects some
genetic features of soils.
It has been found that fine-grained hematite with various grain sizes are formed
in dern-podzolic and grey forest soils. In the podzolic horizons (A2) of dern-podzolic
and grey forest soils the maximum value of In is related to the one-domain state of he¬
matite.
The maximum stability to the action of variable magnetic field belongs to the In
of dern-podzolic soils, the minimum one, to the A and C horizons of ordinary chernozems.
127
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ 7
УДК 631.42
В. Ф. БАБАНИН, А. Д. ВОРОНИН, Г. М. ЗЕНОВА, Л. О. КАРПАЧЕВСКИИ,
А. С. МАНУЧАРОВ, А. А. О ПАЛЕН КО, Т. Н. ПОЧАТКОВА
ИССЛЕДОВАНИЕ Fe-ОРГАНИЧЕСКИХ СОЕДИНЕНИИ ПОЧВ
МЕТОДОМ ЯГР
Исследования с помощью мессбауэровской спектроскопии показали,
что в гор. Ао дерново-подзолистых почв железо находится в нескольких не¬
эквивалентных положениях: Моделирование адсорбции Fe разными орга¬
ническими веществами (меланин, гуминовая и фульвокислоты, ионообмен¬
ные смолы) показали, что в этих веществах Fe занимает два неэквивалент¬
ных положения, одно из которых соответствует положению Fe в гетите.
Ранее [6] было показано, что в ряде почв Европейской части СССР
(дерново-подзолистые, серые лесные, черноземы, каштановые, красно¬
земы) 90% железа представлено тонкодисперсным соединением (наибо¬
лее вероятно — гетитом, термодинамически устойчивым в этих условиях
минералом). Он может возникнуть как в результате мобилизации ато¬
мов железа, входящих в кристаллическую решетку различных минера¬
лов (при их разрушении и трансформации) с последующей кристалли¬
зацией в гетит, так и в. результате сорбции железа из растворов на
поверхности почвенных частиц. Анализ растворимости соединений желе¬
за показал, что почти все природные соединения железа в воде нерас¬
творимы [4]. Например, при комнатной температуре и нормальном дав¬
лении FeO, Fe304 — магнетит, Fe203-H20, FeO(OH) — гетит, Fe3(P04)2-
•8Н20 — вивианит, Fe4(P20,)3-9H20 нерастворимы; растворимость дру¬
гих соединений очень мала: FeS2 — 0,0005 г/100 мл; Fe(OH)2—0,0007 г
на 100 мл. В кислой среде растворимость повышается, но при pH, свой¬
ственных нормальным почвам, она недостаточна для того, чтобы в поч¬
венном растворе концентрация железа заметно возросла. Однако в поч¬
венном растворе дерново-подзолистых почв содержится значительное
количество соединений железа. Работы Кауричева и Ноздруновой [7]
показали, что в дерново-подзолистых почвах в лизиметры железо по¬
ступает лишь в форме органических соединений, в которых оно входит
в анионную и катионную фракции. Исследования с помощью инфра¬
красной спектроскопии (ИКС) позволили выяснить, что в основном это
соединения ароматической природы [5]. Таким образом, можно наметить
следующие пути превращения железа в почвах: 1) окисление и гидрата¬
ция первичных железистых минералов (магнетит и др.) in situ — конеч¬
ный продукт гетит; 2 — образование гетита за счет атомов железа (изо¬
морфная примесь) разрушающихся алюмосиликатов; 3 — образование
железоорганических комплексов, сорбирующихся на почвенных частицах
с последующим их окислением до гетита; 4 — образование гидроокисей
в результате деятельности микроорганизмов и последующая их кристал¬
лизация в гетит.
Большая часть железа почв представлена гетитом, поэтому на
остальные формы железосодержащих соединений (в том числе и пер¬
вичные минералы) приходится йе более 10%. Определение их приняты¬
ми методами (минералогический анализ, рентгеновский и др.) практи-
128
чески невозможно. Теоретически идентификацию некоторых соединений
можно осуществить с помощью мессбауэровской ядерной гамма-резо¬
нансной спектроскопии (ЯГР).
Поэтому цель данной работы заключалась в том, чтобы изучить воз¬
можности применения ядерной гамма-резонансной спектроскопии для
диагностики соединений железа, содержащихся ib почвах в малых коли¬
чествах, в частности Fe-органических соединений.
В почвах находится большое количество «неспецифических» органи¬
ческих веществ (негумусовой природы) [12], часть которых может обра¬
зовывать комплексные соединения с железом. В частности, в почвах
обнаружены алюмокислоты, углеводы, щавелевая, фумаровая, лимонная
кислоты и даже органические соединения, в том числе различные комп-
лексообразователи, производные дубильных веществ. Мессбауэровские
спектры многих из этих соединений уже получены, что в принципе по¬
зволяет на основании имеющихся данных осуществить их идентифи¬
кацию.
Метод ЯГР может быть использован для изучения микробиологиче¬
ской деятельности. В работе Мошковского и др. [15] с 'помощью ЯГР
показано, что в процессе биологической фиксации азота в бактериях
Azotobacter непосредственное участие принимает железо, которое вос¬
станавливает азот. Поскольку железо является составной частью фер¬
ментов и участвует в окислительно-восстановительных процессах, метод
ЯГР на 57Fe может быть использован при исследовании их активности
и ферментативной роли железа. Так, изучение методом ЯГР ферредо-
ксина (важнейшего металлопротеина), принимающего участие в жизнен¬
ных функциях микроорганизмов и растений, в частности Clostridium
Pasterianum, позволило установить, что в процессе восстановления это¬
го фермента образуются свободные радикалы, при этом только полови¬
на наличного железа активна.
Важнейшей особенностью метода ЯГР является отсутствие необходи¬
мости специального химического или физического воздействия на почву;
образцы в естественном состоянии можно снять на спектрометре ЯГР и
по имеющимся спектрам индивидуальных -соединений в некоторых слу¬
чаях можно идентифицировать составляющие, определить характер свя¬
зи железа с лигандами и его координацию.
Настоящая работа служит продолжением исследований по адсорб¬
ции атомов Fe на различных адсорбентах и в первую очередь на гуми-
новых кислотах и некоторых модельных веществах..
Для изучения -были выбраны препараты гуминовой и фульвокислот,
выделенные по принятой методике [13] с последующей очисткой диали¬
зом. Препарат гуминовой кислоты повышенной зольности (до 30%) по¬
лучен при отстаивании щелочного раствора гуминовой кислоты в тече¬
ние нескольких суток. Осадок отмывали от щелочи и высушивали. Мо¬
дельными веществами служили катионит КУ-23 и меланин, выделенный
из актиномицета Actinomyces brunncorectus по следующей методике:
мицелий актиномицета, промытый дистиллированной водой, многократ¬
но обрабатывали 0,5 п раствором NaOH при комнатной температуре.
Щелочной экстракт пигмента осаждали концентрированной НС1. Оса¬
док промывали последовательно троекратно водой, ацетоном, этанолом.
Осадок, остающийся после промывания, идентифицирован как меланин.
Препараты гуминовых ки-слот, КУ-23, меланин насыщали Fe ’ из
1,0 п водного раствора FeCls-6H20. После насыщения образцы отмы¬
вали от избытка раствора по реакции на С1 и высушивали на воздухе.
При изучении адсорбции на гумусовых кислотах, меланине, катиони¬
те и минералах мы исходили из того положения, что эти вещества по
отношению к ионам в растворах представляют собой катионообменные
адсорбенты [10] полимерной структуры с различной 'степенью организа¬
ции (сшивка, конденсация и др.).
6 Почвоведение, № 7
129
Изучение искусственных высокомолекулярных ионообменников мето¬
дом ЯГР [14] показало, что ион Бе , введенный в смолу из кислого вод¬
ного раствора РеС13, компенсирует отрицательный заряд функциональ¬
ной группы. Прочность связи катион — полимер у разных катионитов
различна. Набухание некоторых смол приводит к отдиссациации катио¬
нов и образованию диффузного слоя, в других смолах катионы остаются
на обменных центрах. Гидратация смол приводит к уширению спект¬
ральных линий ЯГР-спектров за счет диффузии катионов.
Рис. 1. Мессбауэровские спектры
1, 2 — сульфокатионит при температуре 300 и 77° К соответственно;
3 — меланин, 300° К; 4> 5 — гуминовая кислота и высокозольный препа¬
рат; 6 — фульвокислота высокой очистки
Результаты наших исследований насыщенного сульфокатионита
КУ-23 показали, что спектр ЯГР воздушно-сухого образца, снятого при
комнатной температуре, 'представляет собой широкую линию треуголь¬
ной формы: ширина 1,76 мм/с и изомерный сдвиг — 0,67 мм/с (рис. 1,/).
Большая ширина и синглетный характер спектра свидетельствуют либо
о наличии нескольких близких неэквивалентных положений резонансно¬
го атома, либо о неразрешенной сверхтонкой структуре, обусловленной
магнитным взаимодействием. Существенный вклад в ширину линий мо¬
жет дать диффузионное движение атомов железа, которое возникает
при гидратации смолы в результате отдиссопиации катионов с обмен¬
ных центров, и образование диффузного слоя [14], так как смола даже в
воздушно-сухом состоянии содержит до 25% воды. Для определения
действующего механизма уширения была проведена съемка образца при
температуре 77° К. Спектр ЯГР при низкой температуре (рис. 1, 2) имеет
130
четыре хорошо разрешенные компоненты, которые могут быть отнесены
к двум дублетам с параметрами: ИС = 0,52 мм/с и КР = 0,59 мм/с для
одного, ИС = 0,68 мм/с и КР = 1,71 мм/с — для другого. Отсюда следует,
что адсорбированное железо занимает в воздушно-сухом катионите два
неэквивалентных положения с октаэдрической координацией. Во втором
положении октаэдр сильно искажен, о чем свидетельствует большое зна¬
чение КР (1,71 мм/с). Амплитуда колебаний таких атомов сильно зави¬
сит от температуры, что приводит к уменьшению величины эффекта при
комнатной температуре и уширению спектра. Наличие двух неэквива¬
лентных положений с различной симметрией окружения резонансного
атома подтверждают спектры ЭПР (электронный парамагнитный резо¬
нанс), которые представляют со¬
бой линию с двумя полосами по¬
глощения с ¿-фактором *, равным
2,1 и 4,3 (рис. 2, 1).
Большее значение ¿“-фактора
соответствует сильно искажен¬
ным окружениям, их интенсив¬
ность более чем в 2 раза ниже ин¬
тенсивности полосы с ¿=2,1.
Как показывают данные ЯГР
[1], поглощенное железо в воздуш¬
но-сухих монтмориллоните и као¬
лините находится в виде аквоио-
нов в шестерной координации,
спектры этих минералов совер¬
шенно идентичны. Сходство спек¬
тров указывает на слабое влия¬
ние различий в типе атома, нахо¬
дящегося во второй координаци¬
онной сфере. Действительно, если
бы оно было существенным, то
следовало бы ожидать различий
в КР, так как у каолинита по¬
верхности, ограничивающие алю¬
мосиликатный слой, разные, у
монтмориллонита — одинаковые.
Поэтому в случае чувствительно¬
сти спектров к окружению катиона во второй координационной сфере
мы должны у каолинита, наблюдать два сорта окружения, у монтморил¬
лонита— один. В пределах ошибки опыта (±0,4 мм/с) этих различий
мы не обнаруживаем (таблица).
Более сложным /по отношению к смолам и слоистым силикатным по¬
лимерам является меланин, обладающий свойствами, которые делают
его похожим на ионообменные смолы, с одной стороны [10], на щелоч¬
ные растворы гуминовой кислоты — с другой [11]. Из литературных дан¬
ных по ЭПР-спектроскопии следует [10], что спектр меланина обычно
представляет собой асимметричный синглет с ¿=2 и Д#=4ч-10 Гс,
характерный для свободного электрона. Малая ширина и параметры
* ^-фактор или фактор спектроскопического расщепления — параметр спектра ЭПР,
определяется расчетным путем. Для свободного неспаренного электрона (свободного
радикала) его величина равна 2,0023. При наличии неспаренного электрона в молекуле
или атоме величина g зависит от строения молекулы, координации атома и типа ли¬
гандов. Так, для Бе* в высокосимметричном актаэдрическом поле ^-фактор имеет
значение, близкое к 2. В полях низкой симметрии (тригональное, тетрагональное
и т. д.) он достигает величины от единицы и менее до 5—6 и более. Если в образце
присутствуют атомы с различным типом окружения, то спектры будут иметь несколько
полос поглощения. На величину £ влияют и другие факторы: орбитальное движение
неспаренного электрона, различие в координационном числе и др.
Рис. 2. Спектры ЭПР
1 — катионит КУ-23; 2 — меланин; 3 — гуминовая
кислота, ненасыщенная Ре. Цифры на кривых —
#-фактор
9*
131
спектров позволяют отнести меланин к ароматическим соединениям.
Отсутствие СТС объясняется 'положением в полимере линий СТС от
каждого индивидуального мономера.
Мессбауэровский спектр меланина, насыщенного железом, представ¬
ляет собой хорошо разрешенный асимметричный дублет с ИС=0,63 и
КР = 0,67 мм/с; отношение интенсивности левого пика к интенсивности
правого равно 1,3 (рис. 1, 3). Эти данные позволяют прийти к выводу,
уто железо в образце находится в трехвалентном высокоспиновом со¬
стоянии в октаэдрическом округлении. Амплитуда тепловых колебаний
комплексов, содержащих железо, сильно различается в разных направ¬
ления^, что следует из асимметрии спектра резонансного поглощения.
Параметры мессбауэровских спектров исследованных образцов
(источник Со57 в Р<1, сдвиг относительно натрия, ошибка ±0,04 мм/с)
Образец
Температу¬
ра съемки,
°К
ис
КР
Ширина
Величина
эффекта, %
мм/с
Катионит
300
0,67
1,76
0,7
КУ-23;
80
0,52
0,68*
0,59
1,71
2,18
3,8
Меланин
80
0,63
0,67
1,34
0,5
Гуминовая кислота
300
0,64
0,47
1,02
5,2
Гуминовая кислота высоковольная
300
0,64
0,50
1,04
7,0
80
0,68
0,56
1,15
9,2
Фульвокислота высокоочищенная
300
0,62
0,54
1,09
0,3
Каолинит
300
0,64
0,60
1,18
1,0
Монтмориллонит
300
0,64
0,60
1,24
3,4
Органические остатки
80
0,7
0,95
0,8
ЭПР-спектр этого образца (рис. 2, 2) содержит два сигнала с £=2,08,
Д#=175 Гс и £=1,98, ДЯ=10 Гс. Сигнал, принадлежащий свободным
радикалам, отсутствует. Известно [8], что при введении некоторых об¬
менных катионов в вещества, содержащие свободные радикалы, гумино-
вую и фульвокислоты, сигнал, обусловленный свободными радикалами,
гасится. Наличие в спектрах ЭПР двух полос поглощения с различной
величиной £-фйктора свидетельствует о наличии двух неэквивалентных
(но близких по окружению) положений. В положении с £=2,08 число
атомов много меньше числа атомов в положении с £=1,98, поэтому
присутствие их не обнаруживается по спектру ЯГР. В этом спектре мы
наблюдаем дублет с широким основанием. По-видимому, в ширину дуб¬
лета делает вклад более широкий дублет малой интенсивности, за по¬
явление которого ответственны атомы в положении с £=2,08.
В литературе имеются сведения но ЯГР-исследованию [3] насыщен¬
ного железом меланина, который может быть источником гуминовой
кислоты [9] и содержит различные функциональные группы: карбоксиль¬
ные, фенольные, спиртовые и др. Из ИКС авторы определили, что желе¬
зо участвует в процессах окисления и конденсации, воздействуя на такие
функциональные группы, как СО и ОН. Препараты лигнина выделяли
из щелоков сульфатной варки. К сожалению, авторы не приводят мето¬
дики насыщения катионом, поэтому трудно оценить достоверность ин¬
терпретации результатов. Спектры ЯГР этих образцов содержали 6 и
более компонент. Однако известно (15], что подобные спектры характер¬
ны для крупнодисперсных частиц магнитно-упорядоченных железистых
минералов (гетит, гематит и др.). В частности, гетит 'можно получить,
приливая раствор хлорного железа в раствор щелочи (или наоборот).
Поэтому можно предположить, что указанные авторы получили не же¬
лезо, адсорбированное на обменных центрах, а кристаллы антиферро-
магнитного минерала с размером частиц ^100 А.
132
Мессбауэровские спектры насыщенных железом гумусовых кислот и
высокозольной гуминовой кислоты характеризуются параметрами с
близкими значениями (рис. 1, таблица). При этом величины ИС и КР
близки соответствующим параметрам каолинита и 'монтмориллонита в
Ре-форме. Все спектры (рис. 1, 4—6) очень широкие, что свидетель¬
ствует о присутствии в веществе атомов железа в нескольких близких
неэквивалентных положениях. Для сравнения были сняты спектры ЯГР
высокоочищенной фульвокислоты (зольность 0,15%, рис. 1, 7). Спектр
этого препарата оказался идентичным всем спектрам гумусовых кислот
как в исходном, так и в насыщенном железом состояниях. Очевидно
продукты взаимодействия гумусовых веществ с катионами Ре близки
но характеру связи Ре независимо от способа введения: после выделения
препаратов или адсорбции в процессе почвообразования. Железо коор¬
динировано шестью лигандами, катион Ре находится в высокоспиновом
состоянии.
Спектры ЭПР гумусовых веществ как в исходном, так и насыщенном
железом состояниях имеют несколько полос поглощения. В исходном
состоянии (рис. 2, 3) наблюдается три компоненты: первая с £=2,0,
ДЯ<10 Гс, вторая — £=2,1, ДЯ=550—1300 Гсу третья — £ = 4,3 и
ДЯ=120—240 Гс [2]. Эти линии свидетельствуют о наличии свободно¬
радикального источника и железа, находящегося в адсорбированном
состоянии на минеральных и органических компонентах препаратов, а
также входящего как изоморфная примесь в мелкодисперсные мине¬
ральные коллоиды. Кроме того, может быть железо, входящее в состав
органических комплексов [2]. Таким образом, в составе гумусовых ве¬
ществ железо находится по крайней мере в двух неэквивалентных со¬
стояниях. В состоянии с £ = 4,3 количество железа значительно меньше,
чем в состоянии с £ = 2,1, поэтому в спектрах ЯГР мы наблюдаем хоро¬
шо разрешенный, широкий у основания, дублет. Вклад в ширину дают
атомы железа в состоянии с £ = 4,3. При очистке кислот интенсивность
полос уменьшается, характер изменения зависит от способа очистки.
Поэтому для сравнения экспериментальных результатов необходимо
ввести обязательный перечень данных по приготовлению образцов, без
чего интерпретация результатов невозможна. Так, -например, есть све¬
дения [2], что интенсивность разных спектральных линий ЭПР в зави¬
симости от способа очистки может уменьшаться в 2—8 раз и более.
Мессбауэровский спектр сильно разложившихся растительных остат¬
ков из слоя Н(А0) среднеподзолистой почвы липо-ельника мшистого
Московской обл. (биогеоценологическая станция «Малинки») представ¬
ляет собой широкую линию сложной формы. Он, по-видимому, является
суперпозицией спектров неизвестных соединений. Для идентификации
составляющих необходимо провести съемку с разверткой при малых
значениях амплитуды. Характерной особенностью этого образца и пре¬
паратов гуминовой кислоты являются относительно высокие значения
магнитной восприимчивости, обусловленной минимальным содержанием
ферромагнетиков. Эта примесь столь мала, что на спектрах ЯГР мы ее
присутствия не обнаруживаем. Однако ее вполне достаточно, чтобы
восприимчивость перечисленных образцов (25-=—50-=-72 -10”в) превысила
восприимчивость почвы, из которой они выделены, в 2—5 раз.
Ферромагнетизм примесных железистых минералов указывает на то,
что их размер больше 100 А. Ниже этого размера частицы ферромаг¬
нетиков 'при комнатной температуре ведут себя как парамагнитные, и
восприимчивость должна быть значительно меньше зарегистрированной
в исследованных образцах.
В заключение отметим, что параметры спектров ЯГР веществ,
изученных нами, близки параметрам высокодисперсного гетита, что по¬
зволяет отнести этот тип железа к высокодисперсным гидроокислам.
Координационный полиэдр поверхностных атомов таких соединений
133
сильно искажен, так как распределение резонансных атомов в этом слу¬
чае менее симметрично, чем внутренних. А в высокодисперсном состоя¬
нии большая часть атомов находится на ¡поверхности. О высокой дис¬
персности этих соединений или разобщенности отдельных атомов гово¬
рит тот факт, что спектр образцов сохраняет дублетный характер даже
при охлаждении образцов до температуры 77° К. Гетит при размере ча¬
стиц более 70 А при низких температурах дает многокомпонентный
спектр [6]. Отсутствие в спектрах ЯГР линий, принадлежащих двухва¬
лентному железу, свидетельствует об отсутствии восстанавливающих
центров, существование которых отмечают в некоторых искусственных
полимерах [14].
Применение ЯГР- и ЭПР-спектроскопии позволяет получить сведения
об адсорбционных свойствах »гумусовых веществ. Дополнительное ис¬
пользование магнитных измерений и ИК-спектроскопии позволяет полу¬
чить более полную информацию о наличии и типах функциональных
групп, спиновом состоянии адсорбированных атомов и характере кри¬
сталлического поля в местоположении адсорбированных атомов.
Литература
1. Бабанин В. Ф„ Воронин А. Д., Карпачевский Л. О., Манучаров А. С., Опаленко А. А.,
Початкова Т. А. О некоторых путях превращения соединений Ре в почвах. Почво¬
ведение, 1975, № 2.
2. Бабанин В. Ф., Ильин Н. А., Орлов Д. С., Федотова Т. ВЯблонский О. Я. Природа
линий в спектрах ЭПР гумусовых кислот. Научи, докл. высшей школы (в печати).
3. Гайворонская Н. В., Калямин А. В., Васильева Т. М., Григорьев Г. Я. Сравнение ин¬
фракрасных и мессбауэровских спектров препаратов сульфатного лигнина, содер¬
жащих ионы железа. Ж. прикл. химии, 1974, т. 47, № 3.
4. Гаррелс Р. М., Крайст Ч. Л. Минералы, растворы, равновесия. «Мир», 1968.
5. Дьяконова К В. О методах выделения и исследования гумусовых веществ поч¬
венных растворов и лизиметрических вод. Почвоведение, 1972, № 9.
6. Карпачевский Л. О., Бабанин В. Ф., Гендлер Т. С., Опаленко А. А., Кузьмин Р. Я.
Диагностика железистых минералов почв с помощью мессбауэровской спектроско¬
пии. Почвоведение, 1972, № 10.
7. Кауричев И. С., Ноздрунова Е. М. Условия образования и масштабы миграции
органо-минеральных соединений. Изв. ТСХА, 1968, вып. 3.
8. Клейст X. Физические исследования гуминовых кислот и их соединений с метал¬
лами. Научн. докл. высшей школы. Биол. науки, 1969, № 5.
9. Кононова М. М. Органическое вещество почвы, его природа, свойства и методы
изучения. Изд-во АН СССР, 1963.
10. Лях С. Я., Рубан Е. Л. Микробные меланины. «Наука», 1972.
11. Новогрудский Д. М. Почвенный гумус и микробные факторы его образования.
Изд-во АН СССР, 1959.
12. Орлов Д. С. Гумусовые кислоты почв. Изд-во МГУ, 1974.
13. Орлов Д. С., Гришина Л. А., Ерошичева Н. Л. Практикум по биохимии гумуса.
Изд-во МГУ, 1969.
14. Суздалев И. Я. Динамические эффекты в гаадма-резонансной спектроскопии твер¬
дых тел. Автореф. дне., М., 1974.
15. Химические применения мессбауэровской спектроскопии. «Мир», 1970.
Почвенный факультет Дата поступления
МГУ 21.Х.1975 г.
V. F. BABANIN, A. D. VORONIN, G. M. ZENOVA, L. O. KARPACHEVSKY,
A. S. MANUCHAROV, A. A. OPALENKO, T. N. POCHATKOV*
STUDYING Fe-ORGANIC COMPOUNDS OF SOILS
BY THE METHOD OF NUCLEAR GAMMA-RESONANCE SPECTROGRAPHY
The study of Fe-organic compounds by the method of nuclear Gamma-Resonance spec-
trography showed that in the Ao horizon of soddy-podzolic soils Fe occurs in several,
not equivalent, positions. The modelling of Fe adsorption by different organic substances
(melanin, humic and fulvic acids, ion-exchangeable resins) showed that Fe occupies in
these substances two not equivalent positions, one of which corresponds to the position
of Fe in goethites.
134
1976
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
№ 7
УДК 631.445
Е. В. ЛОБОВА, Н. Г. МИНАШИНА
ВОПРОСЫ ГЕНЕЗИСА И ИСПОЛЬЗОВАНИЯ АРИДНЫХ ПОЧВ
<ПО МАТЕРИАЛАМ ДИСКУССИИ НА ЭКСКУРСИИ ТАШКЕНТ —
БУХАРА — САМАРКАНД X МЕЖДУНАРОДНОГО КОНГРЕССА
ПОЧВОВЕДОВ)
С 21 по 30 сентября 1974 г. состоялась экскурсия участников X Меж¬
дународного конгресса почвоведов в туре № 7. Экскурсия по Ташкент¬
скому, Бухарскому и Самаркандскому оазисам и по Зеравшанской до¬
лине была организована МСХ Узбекской ССР при участии Института
агрохимии и почвоведения АН СССР. В экскурсии приняли участие 95
иностранных ученых из 18 стран, в их числе группы из Австралии, Бол¬
гарии, Венгрии, Канады, Италии, Нидерландов, Новой Зеландии, США,
•Франции, ФРГ, Японии.
Экскурсию сопровождали-20 советских почвоведов.
Целью экскурсии было ознакомление зарубежных почвоведов с ге¬
незисом и свойствами главнейших почв Средней Азии, их использовани¬
ем под орошаемое земледелие и пастбища. Кроме того, участники эк¬
скурсии посетили научно-исследовательские институты Узбекской ССР,
где ведутся работы по изучению почвенных ресурсов, их ирригационно¬
го и пастбищного освоения. В Ташкенте экскурсанты знакомились с ра¬
ботами Института почвоведения и агрохимии МСХ УзССР, где заслуша¬
ли сообщение директора института М. У. Умарова и доклад Н. В. Ким-
берга о почвах Узбекистана, затем А. 3. Генусов познакомил зарубежных
ученых с экспонатами вновь созданного почвенного музея. В этот же
день состоялось посещение Института экспериментальной биологии АН
УзССР, где были показаны три популярных фильма по хлопководству,
борьбе с вилтом и о выведении вилтоустойчивых сортов хлопчатника.
Интересным было посещение Института каракулеводства в Самар¬
канде, где была подготовлена специальная выставка почвенных образ¬
цов, среди которых наибольшее внимание привлекли разнообразные фор¬
мы гипсов, пустынные корки и пески Средней Азии. Был показан герба¬
рий главнейших растений как диких, так и сеянных, которые служат
основным кормом для каракульских овец на пастбищах; была показана
коллекция каракульских шкурок, красота, разнообразие цвета, завитка
и высокое качество выделки которых славятся на весь мир. Выставки
сопровождались развернутыми выступлениями сотрудников института:
заместителя директора И. Н. Дьячкова, Л. С. Гаевской, Л. И. Сафоновой,
о специфике среднеазиатского каракулеводства, об использовании гип¬
соносных и шебнистых пустынных почв под посевы пустынных кустар¬
ников и трав, об опытах по повышению продуктивности пастбищ с помо¬
щью посева диких трав и учета накопления влаги в щебнистых (за счет
конденсации) почвах. Содержательные доклады и оригинальные реше¬
ния проблем пастбищного каракулеводства вызвали много вопросов.
Кроме того, в Самарканде состоялось посещение Института садоводства
и виноградарства (Филиал института им. Р. Шредера), где экскурсан¬
там рассказали о перспективах по развитию садоводства и виноградар¬
ства в республике и работе по селекции культур.
135
Главным в экскурсии был осмотр почв, образцы которых заранее
всесторонне анализировались, результаты анализов и описания почв
вошли в специально изданные к конгрессу путеводители на английском
и русском языках. Почвенные разрезы демонстрировались в свежих про¬
сторных траншеях, так что все участники экскурсии могли одновремен¬
но изучать почвенный профиль, видеть его строение в микровариациях.
На разрезе № 1 (сообщение Н. И. Твердоступа) было показано лёс¬
совое обнажение (Ташкентский цикл <32—(Зз). Выяснилось, что упот¬
ребляемые нами термины делювий, пролювий не были вполне ясны при¬
сутствующим и пришлось давать определения. Трактовка происхожде¬
ния лёсса в представленном разрезе, как породы, возникшей под воз¬
действием комплексных процессов: эоловой аккумуляции и переотложе-
ния делювия, пролювия и эолового материала, не вызвала возражений.
Французская группа подчеркнула, что гумус ископаемых почв в этих
условиях не сохраняется, что отличает лёссы Средней Азии от европей¬
ских.
Пояснения о почвах на лёссах давали Б. В. Горбунов и К. Хасанов.
Типичный серозем на лёссах ташкентского цикла привлек внимание
почвоведов очень высокой биологической переработкой минеральной
массы, что выражается в обилии следов деятельности почвенной фауны,
в том числе и дождевых червей. Немецкие почвоведы не могли устано¬
вить наличия гор. В, считали, что в этом профиле есть гор. ВС. Фран¬
цузские почвоведы считали, что гор. В есть, но без иллювиирования
глинистых частиц и видимого уплотнения (т. е. В-структурный). Совет¬
ские почвоведы подчеркнули, что процессы миграции в сероземах затра¬
гивают в основном карбонаты кальция и более растворимые соли, по¬
следствия этого прослеживаются во всех профилях сероземов очень
ярко, за исключением, может быть, светлых сероземов, где миграция
солей ослаблена из-за большей сухости. Д-р Бьюринг придает большое
значение в процессе выщелачивания карбонатов кальция из верхних
горизонтов зимне-весенним осадкам, повышенно насыщенных углекис¬
лым газом благодаря низкой температуре воздуха. Эта точка зрения
развивалась в работах Е. В. Лобовой (1960). Накопление карбонатов в
нижней части профиля полугидроморфных и гидроморфных почв Голод¬
ной степи Н. Г. Минашина связывала с процессами отложения их из
грунтовых вод и отмечала, что в этих почвах кроме карбонатов накап¬
ливаются гипс и легкорастворимые соли. Все почвоведы были едино¬
душны в оценке типичного серозема как ценной в сельскохозяйственном
отношении почвы, очень продуктивной в условиях орошения. В северных
сухих субтропиках это одна из самых плодородных почв.
Наблюдая посевы хлопчатника, люцерны, насаждения садовых куль¬
тур на орошаемых почвах Ташкентского оазиса зарубежные специалисты
отмечали высокую интенсивность их использования, но обратили вни¬
мание на широкое распространение хлороза плодовых деревьев и необ¬
ходимость обработки их растворами цинковых и железистых солей.
Следующий разрез в Ташкентском оазисе был показан Т. П. Попо¬
вой; он был заложен на орошаемой луговой почве в долине р. Чирчик, в
недавнем прошлом заболоченной и использовавшейся под рис, а к на¬
стоящему времени осушенной и используемой под хлопково-люцерновые
и кунжутные плантации. Привлекли внимание повышенное содержание
гумуса в верхнем горизонте почвы, повышенная уплотненность подпа¬
хотного слоя и наличие темного оглеенного горизонта в четвертом по¬
луметре от поверхности почвы. Весь профиль почвы сохранил следы
прошлого влияния восстановительных процессов (сизые, оглеенные пят¬
на) и имеет отчетливые признаки окислительных процессов (ржавые к
охристые пятна в подпахотном и более глубоких слоях), видны послед¬
ствия рисосеяния в виде уплотнения и слитности в верхней части про¬
филя.
136
Зарубежные специалисты интересовались условиями естественного и-
искусственного дренажа грунтовых вод, ирригационно-хозяйственным:
использованием земель, нормами осушения, орошения, применением
удобрений, продуктивностью земель и т. д. Пояснения по этим вопросам
давал председатель колхоза «Правда» и агроном Ким.
По некоторым свойствам этой почвы возникли разногласия; так, про¬
исхождение темно-серо-сизого горизонта в нижней части почвенного про¬
филя по Н. В. Кимбергу рассматривался как оглеенный горизонт в зоне
периодического увлажнения грунтовыми водами. Большинство зарубеж¬
ных почвоведов склонны были рассматривать этот горизонт как гумусо¬
вый погребенный метаморфизованный под влиянием оглеения. Интен¬
сивная оглеенность в этом случае может рассматриваться как результат
обогащенности в прошлом органическим веществом, которое служило
энергетическим материалом для восстановительных процессов.
Посещение южной части Голодной степи произвело на иностранных
ученых большое впечатление размахом освоительных ирригационно-ме¬
лиоративных работ. Всюду были видны следы мелиоративно-ирригаци¬
онных работ: строящиеся коллекторы, дренажная и оросительная сеть,
планировки поверхности. Здесь осваиваются почвы разного мелиоратив¬
ного качества: как более плодородные светлые сероземы, так и трудно-
осваиваемые гипсоносные сероземно-луговые, луговые почвы и солонча¬
ки, все они находятся в стадии освоения или уже орошаются и дают уро¬
жай хлопчатника. На пути к разрезу, который был заложен на светлых
сероземах в совхозе им. Титова (№ 6), пересекли большие освоенные и
неосвоенные участки. Почвоведы обратили внимание на вторичные со¬
лончаки, образовавшиеся за счет перераспределения солей фильтраци¬
онными водами вдоль Южно-Голодностепского канала, проложенного в
земляном русле.
Среди зарубежных ученых были крупные специалисты, которые за¬
интересовались вопросами картирования и освоения почв под орошение,
методами проектных изысканий, решениями мелиоративных задач, кон¬
струкциями дренажа, нормами промывок, качеством оросительных вод,
режимами полива и т. д. Краткость экскурсии не позволила полностью
удовлетворить любознательность всех интересующихся, для этого потре¬
бовалось бы не часы, а недели.
Из Ташкента почвоведы самолетом прибыли в Бухару. Бухарский
оазис, расположенный в нижней части Зеравшанской долины, знаменит
древней историей орошаемого земледелия, а в настоящее время больши¬
ми успехами в преодолении отрицательных последствий бездренажного
орошения в прошлом, успешной борьбой с вторичным засолением и за¬
болачиванием древнеорошаемых земель, значительным повышением
продуктивности орошаемого земледелия. Производство хлопка к настоя¬
щему времени увеличилось в 10 раз по сравнению с дореволюционным
периодом. Современный период для истории орошаемого земледелия в
оазисе еще примечателен и тем, что построен Аму-Бухарский канал и
орошение с вод Зеравшана переключается на воды Амударьи. Экскур¬
санты, пересекая оазис, могли видеть в каналах воды из двух разных
источников: зеленовато-сероватые мутные воды Зеравшана и воды с бу¬
ровато-коричневатой взвесью из Амударьи. Переключение на новый
источник воды безусловно будет иметь свои мелиоративные последствия,
характер которых предстоит выявить. В Бухаре экскурсанты имели воз¬
можность познакомиться с замечательными памятниками средневеко¬
вой архитектуры, а в оазисе с огромным влиянием на природу аллюви¬
альной равнины древнего орошения. Почвенный разрез глубиной более
2 ж, заложенный на древнеоазисный луговой орошаемой почве, не вы¬
шел за пределы толщи искусственных агроирригационных отложений,
накопленных за период трехтысячелетнего орошения. С этими почвами»
участников конгресса знакомил X. А. Абдуллаев. Он показал последствия
13Т
большого влияния орошения не только на почвенный покров, но и на
все элементы ландшафта, включая рельеф, распределение зеравшанских
наносов и т. д. Поражает большая однородность ирригационных наносов
в профиле почвы. Как известно, история Бухарского оазиса изобиловала
войнами и различными социальными потрясениями, которые несомненно
влияли на характер орошаемого земледелия, кроме того, техника ороше¬
ния за всю историю тоже не оставалась постоянной, изменялся состав
культур и интенсивность земледелия. Несмотря на это, характер отло¬
жений оставался почти одинаковым для данной почвы на протяжении
всего времени ее использования. Н. Г. Минашина объясняет это так:
Зеравшан — река ледникового питания, наибольший сток вод и твердых
частиц совпадает с периодом интенсивного таяния и временем наиболь¬
шей потребности в оросительных водах для сельскохозяйственных куль¬
тур. Поэтому орошение не зависело от условий искусственного регули¬
рования стока реки, не было потребности в сооружении плотин и водо¬
хранилищ. Характер накопления ирригационных наносов на полях во
все времена определялся режимом естественного стока вод и взвешен¬
ных частиц и поэтому был в общем однотипным. Однако таким путем
орошалась все же небольшая часть земель оазиса, которая не требовала
искусственного регулирования водно-солевого режима, где благоприят¬
ные процессы обеспечивались естественным путем. Большая часть зе¬
мель пустовала, была занята болотами.
Сооружение Катта-Курганского водохранилища в 30—40-е годы на¬
шего столетия, а затем сооружение коллекторно-дренажных систем в по¬
слевоенные годы позволили осушить болота, промыть солончаки и оро¬
сить дополнительные площади. Почвенный покров и характер иррига¬
ционных отложений на этих, ранее не орошавшихся землях, более раз¬
нородный, в профиле можно видеть и глинистые и песчаные прослойки,
не переработанные культурой.
В Бухарской области были показаны целинные почвы — такыры и
серо-бурые, ознакомление с которыми представляло не только научный
интерес как с наиболее характерными образованиями пустынь Средней
Азии, но и как с почвами предстоящего освоения на базе строящихся
новых ирригационных систем и водохранилищ. В связи с быстрым раз¬
витием орошения разрез для демонстрации серо-бурых почв пришлось
значительно сместить от места взятия образцов, анализы которых по¬
мещены в путеводителе. Как отметил Н. В. Кимберг, который представ¬
лял серо-бурые почвы участникам экскурсии, этот разрез характеризует
более гипсоносные почвы, чем это следует из опубликованного анализа.
Кроме того, разрез расположен за пределами собственно пустынной
зоны, а именно: в нижней части подгорной равнины, где распространены
главным образом светлые сероземы. Поэтому в самой верхней части поч¬
венного профиля нет свойственного для серо-бурых почв ноздревато-по¬
ристого коркового горизонта. Верхний горизонт густо переплетен кор¬
нями растений и отличается комковато-порошистой структурой — слое-
ватым сложением и глубже выделяется уплотненный коричневато-крас¬
новатый оглиненный горизонт глыбисто-комковатый с крупной яркой
белоглазкой карбонатов. Верхняя граница этого В-горизонта проходит
на разной глубине — от 5 до 30 см и сменяется горизонтом сильно загип¬
сованного хрящевато-суглинистого древнего пролювия, который подсти¬
лается неогеновыми породами. Таким образом, профиль этой почвы ха¬
рактеризуется чертами, свойственными серо-бурому типу почвообразо¬
вания. Однако верхние горизонты, по-видимому, были эродированы и
отличаются поэтому разной мощностью. На тех участках, где имеется
аккумуляция рыхлого материала, формируется горизонт по типу серо¬
земного профиля. Это можно связать с расположением разреза в пере¬
ходном к сероземам поясе подгорной равнины. Большое практическое
значение имеет вопрос об освоении серо-бурых почв под орошаемое зем-
138
-леделие. Эти почвы местами освоены, но имеется ряд исследований, ука<
завших на значительно более низкий уровень их плодородия и повышен¬
ные трудности освоения по сравнению с другими почвами аллювиальных
и подгорных равнин.
По мнению д-ра Бьюринга, в Бухарском оазисе имеются большие ре¬
зервы для повышения продуктивности почв за счет улучшения дренажа
и мелиорации засоленных почв, улучшения применения удобрений и об¬
щего использования орошаемых земель, что экономически эффективнее,
чем большие затраты на освоение серо-бурых почв с их плохими водно-
•физическими свойствами и низкой продуктивностью.
Разрез на такыре был заложен на периферии сухой Кашкадарьин-
ской дельты. А. 3. Генусов представил данную почву как такыр, под¬
стилаемый аллювиальными отложениями, верхняя часть профиля кото¬
рого обогащена делювиальными тонкими частицами. Острая дискуссия
возникла о происхождении такыра и глинистых прослоек в подстилаю¬
щих его отложениях, а также о причинах высокой пептизированности
глинистых частиц в такыре при высоком его засолении. Д-р Бьюринг об¬
ратил внимание на отсутствие седиментационной слоистости в глинистом
горизонте подстилающих слоев, на его агрегированность, что не свой¬
ственно просто аллювиальным отложениям. Он считает этот горизонт
погребенной ископаемой почвой, с чем А. 3. Генусов не соглашался.
Н. Г. Минашина в своем дополнении подчеркнула особенность формиро¬
вания почв на субаэральных отложениях сухих дельт, где накопление
материнского материала и развитие почв идет одновременно. Именно по
этой причине в каждом из подстилающих слоев, а не только в глинистом,
можно видеть черты почвообразования в разной степени выраженности,
что зависит от соотношения скоростей поступления частиц и длительно¬
сти их переработки почвообразовательным процессом. Высокую пепти-
низированность тонких частиц в присутствии высоких концентраций со¬
лей можно связать со стабилизирующим влиянием палыгорскита.
Из Бухарского оазиса экскурсанты поднялись в среднюю часть Зе-
равшанской долины, где в межгорном понижении расположен Самар¬
кандский оазис. На третьей лёссовой террасе П. У. Узаковым была пока¬
зана оазисная почва с мощным агроирригационным горизонтом (№ 5).
По мнению д-ра Бьюринга, это лучшая почва из тех, которые приходи¬
лось видеть в аридных районах. В долине Тигра снимают четыре урожая,
♦однако сходные почвы менее плодородны. Здесь снимается один урожай,
а почва очень плодородна — биологически активна. Биологическую ак¬
тивность рассматриваемой почвы можно объяснить тем, что почва пере¬
живает зимой период покоя, после которого происходит резкая вспышка
биологической деятельности. Кроме того, было обращено внимание на
то, что почва вся переработана, антропогенна и на глубине 2 м находятся
черепки глиняной посуды. Н. Г. Минашина обращает внимание на на¬
личие в профиле двух типов ирригационных отложений, свидетельствую¬
щих о разных условиях орошения: в начале освоения — орошение про¬
изводилось водами другого источника или из того же, но более светлы¬
ми водами (бассейн был больше облесен), а на последних стадиях, ко¬
торым соответствуют наносы сверху мощностью несколько более метра,
почва орошалась мутными зеравшанскими водами. В заключение было
отмечено, что правильно рассматривать эту почву как особый тип ант¬
ропогенной почвы и название «оазисная почва» более удачно, чем «оро¬
шаемый типичный серозем», как названа она в путеводителе.
В разрезе № 6 демонстрировалась почва под названием коричневая.
Эта территория 90 лет тому назад была покрыта арчей, которую выру¬
бали на топливо и технические нужды. Вырубка наряду с усиленным
выпасом скота привела к сильной эрозии. Ввиду этого были произведе¬
ны посадки леса на террассированных участках. Верхние горизонты (до
25—30 см) в почве антропогенны, отличаются по виду и механическому
составу.
139
В отличие от классических коричневых почв, описанных И. П. Гера¬
симовым для средиземноморского пояса, здесь наблюдался слабее вы¬
раженный уплотненный оглиненный горизонт и небольшая структурность
верхнего горизонта. Отмечается также сильная карбонатность нижней
части почвенного профиля. Последнее связано не только с тем, что поч-
за формируется на элювиально-делювиальных продуктах выветривания
известняков, но и с боковым подтоком почвенных растворов. Таким об¬
разом, карбонаты в почве являются как остаточными, так и вновь при¬
несенными.
По заключению проф. Ф. де Конинга в почве ясно определяются сме-
шанослойные глинистые минералы: хлорит, иллит, который начал вы¬
ветриваться. По анализам видно, что почва содержит много магния и
железа. Нам представляется, что по комплексу свойств рассмотренная
почва может быть отнесена к антропогенно измененной горной коричне¬
вой почве.
По просьбе большой группы участников экскурсии обсуждение гене¬
зиса и классификации почв Средней Азии было произведено три раза
вечером. На первом заседании Е. В. Лобова сделала перевод легенды
к Почвенной карте Азии в м-бе 1 : 2,5 млн. и дала пояснения по легенде.
На втором заседании она сделала развернутое сообщение по почвам;
пустынной зоны. На третьем заседании обсуждались доложенные мате¬
риалы и материалы по экскурсии.
Почвоведы из Франции и Бельгии сообщили, что в настоящее время
пески Сахары рассматриваются как имеющие аллювиальный генезис, а
орошение в оазисах производится артезианскими водами (из слоев альб-
ского возраста). По сообщению проф. Гоше, к северу от Сахары на степ¬
ных плато с растительностью Artemisia herba alba, Stipa tenassisima
формируются почвы, несколько сходные с сероземами, но с очень карбо¬
натным горизонтом с глубины около 80 см. Проф. Маниль подчеркнул^
что серо-бурые почвы в СССР довольно биологически активны и содер¬
жат корешки современной растительности в гор. В, что говорит о совре¬
менном почвообразовании.
В заключение приведем сопоставление принятой нами системы клас¬
сификации с системой ФАО, что было весьма любезно сделано участни¬
ком экскурсии доктором Ю. Рикье и опубликовано в бюллетене Между¬
народного общества почвоведов № 46, 1974 г.
1. Геологический разрез лёсса послужил основанием для оживленной
дискуссии по проблеме происхождения лёсса вообще и в данном случае.
2. * Типичный серозем на лёссе — ксеросоль карбонатный (calcic Хе-
rosol).
3. Орошаемая луговая почва — гумусовый глейсоль (humic Gleysol).
4. Светлый серозем — хаплик ксеросоль (haplic Serosol).
Эта почва хотя и содержит карбонаты и гипс, но не имеет морфоло¬
гически выраженного карбонатного и гипсового горизонтов. Эта послед¬
няя причина и заставляет Ю. Рикье определять почву по системе ФАО„
как «хаплик», что означает «почва нормальная» (хаплик — ортик-про-
стая), а в нашем понимании — типичная.
5. Серо-бурая типичная пустынная — иермосоль гипсик (gypsic Yer-
mosol).
6. Луговая орошаемая почва на аллювиальных отложениях — глей-
соль кальцик. или флювисоль кальцик (calcic Gleysol, calcic Fruvisol).
7. Оазисная почва с мощным агроирригационным горизонтом — хап¬
лик ксеросоль (haplic Xerosol). Выщелоченность от солей этой почвы
служит основанием по системе ФАО относить почву к группе «хаплик».
По классификации в СССР выщелоченность от солей почв аридной зоны
не является характерным и этот признак для таких почв не служит цент¬
* Нумерация дана Ю. Рикье.
140
ральным (типичным). В данном случае выщелоченность связана с антро-
погенностью профиля. Однако этот существенный признак не нашел от¬
ражения в номенклатуре ФАО. При обсуждении разреза зарубежные
участники экскурсии согласились с тем, что почва антропогенна и назва¬
ние «оазисная» отражает ее специфику.
8. Коричневая почва — эутрик камбисоль (eutric Cambisol). По систе¬
ме ФАО камбисоли — это почвы, «в которых изменения в цвете, струк¬
туре, консистенции имеет место в результате выветривания in situ»
(Р. Дюдаль, 1968).
К камбисолям относят бурые типичные, бурые эутрофные тропиче¬
ские. С нашей точки зрения, понятие «камбик» генетически недостаточно
расшифровано. Необходима большая детализация с учетом генетической
специфики выветривания на месте.
Как видно из приведенных определений, понятие типичности — хап-
лик, ортик не вполне совпадает в классификациях ФАО и наших. Проис¬
ходит это, как нам кажется, потому, что мы в основу классификации
стремимся положить генезис почв и отражение генетических особенно¬
стей в свойствах почв. По системе ФАО учитываются свойства без рас¬
смотрения их взаимосвязей и происхождения.
Обмен мнениями и живой интерес участников экскурсии при знаком¬
стве с почвами и ландшафтами Средней Азии в Узбекистане показали,
что экскурсия прошла успешно как с научной, так и с организационной
стороны. Советским почвоведам было интересно узнать мнение зарубеж¬
ных коллег по научным и производственным вопросам при использова¬
нии земельных ресурсов аридных регионов, посмотреть на почвы Сред¬
ней Азии с учетом опыта, накопленного в других странах.
Почвенный институт . Дата поступления
им. В. В. Докучаева 5.VIlf.1975 г.
Институт агрохимии
м почвоведения АН СССР
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1976
№ Т
БИБЛИОГРАФИЯ*
ФАКТОРЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ, ГЕНЕЗИС, ГЕОГРАФИЯ,
КАРТОГРАФИЯ ПОЧВ
Волобуев В. Р. Введение в энергетику почвообразования. М., «Наука», 1974 (с)
128 с с черт. (Науч. совет по проблемам почвоведения и мелиорации почв АК
СССР. Ин-т почвоведения и агрохимии АН АзССР). Список лит.: с. 121—127.
3 о н н С. В. Проявление псевдооподзоливания и подзолообразования в западной и се¬
веро-западной части европейской территории СССР. Изв. АН СССР. Серия геогр.
1974 № 2 (с) с. 74—82. Список лит.: 10 названий.
Кипнис В. М. О возможности применения метода естественного электрического поля
при изучении пестроты почвенного покрова.— Науч. докл. высш. школы. Биол-
науки, 1974, № 3, (с) с. 119—125.
Ливеровский Ю. А. Почвы СССР. Геогр. характеристика. М., «Мысль», 1974 (с)
462 с. Список лит.: 455—458.
Спожников А. П. К характеристике почвы Барсуковской сосновой рощи. Труды
Биол. почв, ин-та Дальневост. научн. центра АН СССР, 1973, т. 16, с. 144—150-
Рез. на англ. яз.
Тарасов С. П. К характеристике почвенного покрова заповедника «Кедровая падь».
Труды Биол.-почв. ин-та Дальневост. науч. центра АН СССР. 1973, т. 16, с. 122—
128. Список лит.: 8 назв. Рез. на англ. яз.
МИНЕРАЛОГИЯ ПОЧВ
Горбунов Н. И. Минералогия и коллоидная химия почв. М., «Наука», 1974 (с) 314с-
с ил. (АН СССР, Научный совет по проблемам почвоведения и мелиорации почв)-
Список лит.: с. 293—312.
Градусов Б. П. Размещение типов изменений смешаннослойных образований в поч¬
вообразующих породах и почвах СССР.— Литология и полезные ископаемые, 197Ф
№ 2 (с) с. 78—86. Список лит.: 18 назв.
Искендеров И. Ш. Энергия кристаллической решетки и стандартные изобарные по¬
тенциалы образования из элементов минералов почв. Докл. АН АзССР, 1973, т. 29^
№ 11—12 (с) с. 75—78. Список лит.: 6 назв. Рез. на азерб. и англ. яз.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ, МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Влияние плотности почвы на ее водопроницаемость. Вести, с.-х. науки (Баку) 1974,.
№ 1. (с) с. 32—35. Список лит.: 6 назв. Рез. на азерб. яз. Авт.: М. К. Бабаев.
Вопросы водного хозяйства (Сборник статей). Фрунзе, «Кыргызстан». 1974. (с)
ВНИИКА мелиорации. (М-во мелиорации и водного хоз-ва СССР. Всесоюзн.
науч. исслед. ин-т комплексной автоматизации мелиор. систем 25 см. Вып. 29 Ме¬
лиорация (отв. ред. М. И. Каплинский 196 с. с черт. Список лит. в конце'
статей.
Карманов И. И. Спектральная отражающая способность и цвет почв, как показатели
их свойств. М. «Колос», 1974 (с) 351 с. и с черт. (Всесоюзная акад. с.-х. наук им.
В. И. Ленина. Почв, ин-т им. В. В. Докучаева. Список лит.: с. 329—348.
Масалов В. Ф. Приемы регулирования водного режима выщелоченными черноземами
и серыми лесными почвами на юге Иркутской области. Изв. ИСХИ (Иркут, с.-х.
ин-т), 1972, вып. 30, т. 1, ч. 1, с. 11—15.
Чугай Н. С. Тепловой режим почв в лесах степной зоны юго-востока Украины. Изв.
Днепропетров. отд. Геогр. о-ва Украины. 1972, вып. 2, с. 22—26. Список лит.:
5 назв.
Шевцов Н. М. Определение структурного и агрегатного состояния почвы и ее плот¬
ности при дождевании. Сборник науч. трудов Всесоюзн. науч. исслед. ин-та меха¬
низации и техники полива. 1973, т. 4, с. 90—95.
* Составитель библиографии Н. А. Эчкалова.
142
ХИМИЯ ПОЧВ, МЕТОДЫ АНАЛИЗА
Блинцов И. К., Ипатьев В. А. Подвижные формы азота в лесных осушенных
торфяных почвах. Изв. вузов. Лесной журнал, 1974, № 1 (с) с. 16—19. Список лит.:
6 назв.
Бутов А. К. Модификация методики определения общего количества восстановленных
продуктов в почве. Бюл. науч. техн. информации Всесоюз. науч-исслед. ин-та риса,.
1973, вып. 11, с. 71—73.
Дараселия М. К. Динамика почвенных растворов красноземных почв Грузии.
(Итоги многолетних лизиметр, исследований). Тбилиси, «Мецынероба» 1974 (с) М-во-
сельск. хоз-ва СССР. 221 с. с ил.; 2 л. табл. (М-во сельск. хоз. СССР. Всесоюз.
научно-исслед. ин-т чая и суб. троп, культур). Список лит.: с. 215—220. Рез. на
англ. яз.
Долидзе Ц. В. Групповой состав минеральных фосфатов в серо-коричневой и черно¬
земовидной почвах Грузии. Сообщ. АН ГССР, 1974, т. 73, № 3, с. 657—659. Рез.
на груз, и англ. яз.
Герасимова Л. И., Пономарева В. А. Атомно-абсорбционное определение на-
нограммовых концентраций ртути в почвах. Заводская лаб., 1974, т. 40, № 4, (с)
с. 360—362.
Кольненков В. П., Солдатов В. С., Сударикова Н. Н. Расчет содержания
Са2+ №%2+, К+ в ионитных почвах по данным бинарных равновесий. Изв. АН
БССР. Серия хим. наук, 1974, № 2 (с) с. 59—62. Список лит.: 8 назв.
Лыков А. М., Четверня А. М. Динамика органического вещества дерново-подзо¬
листой почвы при комплексном и единичном воздействии агротехнических факто¬
ров. Докл. ТСХА (Моек. с.-х. акад.), 1972, вып. 180, ч. 2, с. 77—81.
Международный конгресс почвоведов. 10-ый. Москва, М., 1974. Часть текста и рез.
докл. на англ., нем. и франц. яз.: Описано по обл. На тит. л. только заглавие тома.
21 см (Азот в почвообразовании и земледелии. Комис. 2, комис. 3 и комис. 4).
210 с. с ил. Список лйт. в конце докл.
Микроэлементы в почве (Сборник статей. Ред. коллегия: И. А. Подвалкова (отв. ред.)
и др.). Ленинград — Пушкин, 1974. 30 с. (М-во сельского хоз-ва СССР. Записки
Ленинград, с.-х. ин-та Т. 227). Списки лит. в конце статей.
Павлоцкая Ф. И. Миграция радиоактивных продуктов глобальных выпадений в.
почвах. М., Атомиздат, 1974 (с) 215 с. с черт. Списки лит. в конце глав.
Пивоварова И. А. О поглощении гумусовых кислот почвы монтмориллонитовымн
глинами. Науч. докл. высш. школы. Биол. науки, 1974, № 3 (с) с. ПО—115.
БИОЛОГИЯ, МИКРОБИОЛОГИЯ ПОЧВ
Алиев С. А., Акрамов Ю. Биоэнергетические показатели гуминовых кислот почв.—
Докл. АН Тадж. ССР, 1974, т. 17, № 1 (с) с. 59—61. Список лит.: 5 назв. Рез.
на тадж. яз.
Ахмедов А. М., Агабабаева Э. К., Рзаева Ф. С. Влияние ультрафиолетового
облучения на азотофиксирующую способность азотобактера. Вестник с.-х. наук»
(Баку), 1974, № 1 (с) с. 3—5. Рез. на азерб. яз.
Биогеоценотические основы освоения полупустыни Северного Прикаспия (отв. ред.
А. А. Роде). М., «Наука», 1974 (с) 360 с. с ил. и карт.; 3 л. схем (АН СССР'
лаб. лесоведения). Список лит.: с. 357—359. В огл. авт.: А. Ф. Большаков,.
С. Д. Э о п е р т, Г. С. Б а з ы к и н а и др.
Боржковская Г. Д. Взаимосвязь численности микроорганизмов и каталазной ак¬
тивности почвы с динамикой исчезновения пропанида. Бюл. науч. техн. информа¬
ции Всесоюз. науч. исслед. ин-та риса, 1973, вып. 11, с. 22—25.
Волобуев В. Р. Некоторые энергетические критерии в экологии гумусообразования.
Журн. общей биологии, 1974, т. 35, № 2 (с) с. 167—173. Список лит.: 5 назв.
Рез. на англ. яз.
Наплекова Н. Н. Аэробное разложение целлюлозы микроорганизмами в почвах
Западной Сибири. Отв. ред. Т. В. Аристовская. Новосибирск, «Наука» Сиб.
отд-ние, 1974 (с) 250 с. с ил.; 1 л. табл. (АН СССР. Сиб. от-ние Ин-та почвове¬
дения и агрохимии). Список лит.: с. 228—248.
Попов В. И., Сидорова С. Ф. Влияние минеральных соединений на фунгистазис
почвы и прорастание микросклероциев. Бюл. Всесоюз. науч.-исслед. ин-та защиты
растений, 1974, 28, с. 19—22. Список лит.: 6 назв. Рез. на англ. яз.
Сабельникова В. И. Клубеньковые бактерии в почвах Молдавии. Кишинев, «Шти-
инца» 1974 (с) 187 с. 5 л. ил. (АН МССР отд. микробиологии). Список лит.:
с. 162—185.
Шакури Б. К., Тюрина-Зайналашвили Р. Н. Биологическая продуктивность,
горно-лесных коричневых почв северо-восточного склона Малого Кавказа (на при¬
мере Хайларского р-на). Вести, с.-х. науки (Баку), 1974., № 2 (с) с. 3—8. Список
лит.: 5 назв. Рез. на азерб. яз.
143:
Цена I р. 50 к.
Индекс 70701
Редколлегия: Я В. Пейве (главный редактор),
И. П. Герасимов, Н. И. Горбунов, К. П Горшенин, В. В. Егоров,
С В Зонн (зам. главного редактора), Н П Карпинский,
И. С. Кауричев, В. А. Ковда, М. М. Кононова,
П. А. Летунов, Ю А. Ливеровский, А В. Соколов, В. П. Сотников,
И. Н. Скрынникова (ответственный секретарь)
Адрес редакции* Москва, Пыжевский пер., 7
Почвенный институт им. В. В. Докучаева
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
Технический редактор Е. А Проценко
Сдано в набор 6/У-1976 г. Т-06094 Подписано к печати 17/У1-1976 г. Тираж 4720 экз.
Зак. 4149. Формат бумаги 70Х108‘Ав. Уел. печ. л. 12,6 Бум. л. 47а Уч.-изд. листов 14,4
2-я типография издательства «Наука», Москва, Шубинский пер., 10