/
Автор: Пейве Я.В.
Теги: почвоведение почвенные исследования агрономия агрохимия журнал почвоведение
Год: 1970
Текст
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
5
1970
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НАУКА»
МОСКВА
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
ЖУРНАЛ ОСНОВАН В 1899 г. ВЫХОДИТ 12 РАЗ В ГОД
№ 5, май МОСКВА, 1970 г.
СОД ЕРЖАН И Е
Генезис и география почв
Г. И. Григорьев. Неоднородность почвенного покрова и ее виды в подзоли¬
стой зоне 31
Б. А Зимовец О происхождении, накоплении и перераспределении солей в
комплексных почвах Прикаспийской низменности 12
B. И. Ч а л ы ш е в. Сероцветные почвы гумидного климата Уфимского века перм¬
ского периода 26
C. П. Л о м о в. Характеристика почв департамента Саида в Алжире (на примере
опытной станции Айн-эль-Хаджар) 39
Химия почв
В. И. К а н и в е ц. Взаимодействие водорода, метана и сероводорода с минераль¬
ной частью почвы 52
Ф. И. Павлоцкая, Л. Н. Зацепина. Относительная подвижность и распре¬
деление Sr-90 и Са в дерново-подзолистой почве 60
Агрохимия и биохимия почв
А. В. Е пан чин ов Влияние минеральных удобрений на накопление витаминов
группы «В» в почве прикорневой зоны кукурузы 68
С. П. Кошельков. О возможности оценки снабжения древостоев сосны азо¬
том по содержанию и запасам его в почве ... 75 '
X. С и н г х, Р. К. П а р у т и, К Кант Сокращение потерь азота в щелочных поч¬
вах с помощью лигнита и некоторых фосфатов 84
Физика почв
П. М. Б у ш и н. Зависимость между почвенной влагой, осадками и урожайностью
чайного куста ..... ... 90
И. В. Чур а ев, М И. Святцев. Зависимость потенциала влаги торфов от
влагосодержания и степени уплотнения 103
П. Г. К у л е б а к и н, Ю. А Т а г и и. Исследование физико-механических свойств
солонцов Барабы 111
Краткие сообщения и методические работы
A. П. Ш т а р е в а. Проверка метода Неговелова по определению продуктивной
влаги в почве на станциях Северо-Кавказского управления Гидрометеослужбы 117
B. Н. Ефимов, М. Г. Василькова. К методике выделения гумусовых ве¬
ществ из торфяных почв 121
Р. Г. Горбунова. Электрометрический метод анализа водных вытяжек и грун¬
товых вод 132
Б. Н. М а к а р о в. К методике определения интенсивности _ выделения СО* из
почвы * 139
Хроника
Совещание по проблемам «Растительность, промышленные загрязнения и рекуль¬
тивация земель, нарушенных промышленностью». Л. В. Моторина, Я. И. Гор-
бунов . . . . 144
[Иван Павлович Гречин) 146
[Василий Федорович Шубин| 146
Библиография 156
CONTENTS
Genesis and Geography of Soils
G. I. G г i g о г i e v. Soil Cover Heterogeneity and Its Types in Podzolic Zone . . 3
B. A. Zimovetz. Genesis, Accumulation and Redistribution of Salts in the Com¬
plex Soils of Caspian Lowland 12
V. I. Chalyshev. Grey-Coloured Soils of Perm Period Ufa Time Humic Climate 26
S. P. Lomov. Characteristics of Soils in Saida Department in Algiers . 36
Soil Chemistry
V. I. Kanivetz. Interaction of Hydrogen, Methane and Hydrogen Sulphide with
the Mineral Part of the Soil 52
F I Pavlotskay a, L. N. Zatsepina. Relative Mobility and Distribution of
Sr90 in Soddy-Podzolic Soils 60
Agrochemistry and Soil Biochemistry
A. V. Epan chino v. Effect of Mineral Fertilizers on Some Group «В» Vitamin
Accumulation in the Soil of the Maize Root Zone 66
S. P. Koshelkov. On the Possibility to Evaluate the Supply of Pine Stands bv
Nitrogen from the Content and Reserves of the Latter in the Soil ... 75
H. Singh, R. К. P a г u t i, K. Kant. Decreasing Nitrogen Losses by means of
Lignite and some Posphate Application 64
Soil Physics
P. M Bushin. Relationship between Soil Moisture, Precipitation and Tea Shrub
Yields 96
N. V. Churaev, M I. Svyatzev Dependence of Peat Moisture Potentials on the
Degree of Compaction 103
P. G. Kulebakin, Yu A Tagin Physico-Mechanical Properties of Baraba So-
lonetzes Ill
Short Communications and Methods
A. P Shtareva Control of the Negovelov’s Method for the Determination of
Physiologically Available Moisture in Soils of the North-Caucasian Hydrome¬
teorological Experomental Stations 117
V. N Efimov, M. G. Vasilkova Methods for Humus Substance Extraction
from Peat Soils ... 121
R. G. Gorbunova An Electrometrical Method of Water and Ground Water Ana¬
lysis ... .... .... . . 132
В N. Makarov Contribution to Methods for the Determination of C02 Outgo
Intensity from Soil . . ... 139
Chronicle
Conference on the Problems «Vegetation, Industrial Contaminations and Recultiva¬
tion of Lands Deteriorated by the Industry» L. V Motorina, N. /. Gorbunov . 144
Ivan Pavlovich Grechin (Obituary) . . 146
Vasily Fedorovich Shubin (Obituary) .... 148
Bibliography
156
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1070
№ 5
ГЕНЕЗИС И ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
УДК 631.481
Г. И. ГРИГОРЬЕВ
НЕОДНОРОДНОСТЬ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА И ЕЕ ВИДЫ
В ПОДЗОЛИСТОЙ ЗОНЕ
Предлагается выделить два класса почвенной неоднородности- 1) свя¬
занную с мелкими количественными изменениями (вариабельность) и 2)
связанную с качественными изменениями (пятнистость, комплексность).
Предложены принципы типизации пятнистостей (комплексов) почв.
Под неоднородностью почвенного покрова понимают большее или
меньшее изменение свойств почв на коротких расстояниях (от несколь¬
ких сантиметров до нескольких метров).
Неоднородность почвенного покрова была отмечена Сибирцевым уже
на первых стадиях становления научного почвоведения. Несмотря на
это, изучению неоднородности почвенного покрова, до настоящего вре¬
мени не уделялось должного внимания. Незаслуженное пренебрежение
к изучению неоднородности связано со сравнительно медленным раз¬
витием крупномасштабной, и в особенности детальной, картографии
почв. Между тем изучение почвенной неоднородности имеет большое и
теоретическое и практическое значение. Оно способствует решению та¬
ких важных для крупномасштабной и детальной почвенной картографии
вопросов, как: 1) обоснование выделения почвенных-единиц самого низ¬
кого таксономического ранга (установление рациональных пределов ко¬
лебаний морфологических и внутренних свойств этих единиц); 2) харак¬
теристика свойства «однородных» почвенных контуров (элементарных
ареалов); 3) установление связи между различными видами неодно¬
родности почвенного покрова и свойствами одноименных почв, состав¬
ляющих эти виды неоднородностей. Изучение неоднородности позволит
также решить и такие вопросы, как вопрос о количестве разрезов, оп¬
ределяющих достоверность почвенных контуров; количестве разрезов,
идущих в анализ, обеспечивающих достаточную точность характеристи¬
ки внутренних свойств почв, и методике отбора почвенных образцов.
При постановке опытного дела (особенно при нарезке мелких деля¬
нок) изучение и выявление неоднородности почвенного покрова может
внести весьма существенные коррективы в оценку результатов опытов.
Видимо, и при изучении так называемой динамики отдельных свойств
почв необходимо предварительно установить неоднородность, чтобы не
принять естественные изменения свойств почв в пространстве за изме¬
нения этих свойств во времени.
Перед дальнейшим рассмотрением предмета нашего сообщения не¬
обходимо предварительно дать определение нескольким понятиям, ко¬
торые будут встречаться в нашем изложении. Прежде всего определим
3
понятие о почвенной единице самого низкого таксономического ранга.
На необходимость выделения таких единиц указывал Полынов [9], ко¬
торому принадлежит и первое четкое определение низшей таксономичо
ской единицы, представляющей почвенный покров «элементарного ланд¬
шафта».
Фридланд [10] предложил называть почвенную единицу самого низ
кого ранга элементарным почвенным ареалом. Этим термином (после
следующих ниже пояснений) мы и будем пользоваться в дальнейшем.
Элементарный почвенный ареал (синоним — почвенный по¬
кров «элементарного ландшафта» Полынова) представляет такое поч¬
венное образование (тело), в пределах которого изменение морфологии
и внутренних свойств имеет лишь количественный характер, не позволя¬
ющий говорить о каких-либо качественных изменениях почвы. Практи¬
чески можно считать, что элементарный почвенный ареал включает в
свои границы только один вид почвы одного и того же механического
состава.
Теперь дадим определение других понятий. Мы предлагаем разли¬
чать два класса неоднородности.
Первый класс п о ч вен н о й н е од н о р од но с т и проявляет¬
ся в незначительном количественном изменении свойств почв «внутри»
элементарного почвенного ареала. Этот класс неоднородность,может
быть назван «микронеоднородностью» или вариабельность^.
МнкронеоднорбдностьхГоЖ'е'Г проявляться* вн'бзначительном изменении
морфологических признаков (мощности горизонтов, глубины линии
вскипания, глубины залегания подстилающих пород и т. п.) и в незна¬
чительном количественном варьировании внутренних свойств почвы.
Второй класс почвенной неоднородности проявляется
в качественных изменениях почвенного покрова при чередовании элемен¬
тарных почвенных ареалов, занимающих микроразмерные1 площади
или элементы микрорельефа. Второй класс почвенной неоднородности
фиксируется как комплексность и пятнистость и мог бы быть назван
«качественной неоднородностью». Однако значительно удобнее пользо¬
ваться терминами комплексность и пятнистость как более краткими,
достаточно определенными и уже утвердившимися в литературе.
Неоднородность почвенного покрова более высокого порядка, свя¬
занную с мезо- и макроразмерами (по площади и по глубине), мы не вы¬
деляем в особый класс, ибо в этом случае имеем дело или с «генерали¬
зацией» неоднородностей указанных выше двух классов или с одним из
этих классов. Такие «неоднородности» правильнее, вероятно, называть
«структурой» почвенного покрова, как это делает Фридланд.
Первый класс почвенной неоднородности почв подзолистой зоны
практически почти не исследован.
Второй класс неоднородности почвенного покрова давно привлекал
внимание почвоведов, но и в этом случае для подзолистой зоны прове¬
дено сравнительно небольшое количество исследований, из которых не¬
обходимо отметить работы Захарова [3], Карпинского [5], Касаткина
[6], Григорьева и Шершуковой [1], Долговой [2], Фридланда [10],
Ярцевой и Морозовой [11], Корниенко [7], Карпачевского, Киселевой
и Поповой [4]. •
В настоящей статье изложены некоторые общие вопросы, относящие¬
ся к почвенной неоднородности 2-го класса — .пятнистости1 2. В подзоли¬
1 Микроразмерные площади — это площади, не превышающие «горизонтальных»
размеров микрорельефа, т. е. 250—300 м2 Обычные же размеры элементарных почвен¬
ных ареалов, представленных в почвенной неоднородности 2-го класса, колеблются в
пределах нескольких квадратных метров (до нескольких десятков квадратных* метров).
2 Под пятнистостью понимается такая неоднородность почвенного покрова, в кото¬
рой на расстоянии нескольких метров или десятков метров чередуются различные поч¬
вы (близкого таксономического уровня), относящиеся к одному подтипу. Границы
между компонентами пятнистости обычно не резки.
4
стой зоне очень широко (почти повсеместно) развита- пятнистость
почвенного покрова. Комплексность встречается здесь сравнительно
редко.
Пятнистость почвенного покрова может быть обусловлена разными
причинами. Наиболее распространенной является пятнистость, связан¬
ная с микрорельефом. «Микрорельефная» пятнистость имеет породные
варианты, о которых будет сказано ниже. Менее распространенной яв¬
ляется пятнистость, не связанная с микрорельефом (в данном случае
установить влияние микрорельефа на размещение почв не удается).
Пятнистость, не связанная с микрорельефом, бывает иногда обусловле¬
на сильным колебанием на коротких расстояниях «линии вскипания».
К пятнистости без выраженного микорельефа приводит также измене¬
ние мощности почвообразующей породы (двучленное™ наносов). Опи¬
саны случаи и «реликтовой» пятнистости, не связанной с современным
микрорельефом [2]. Вероятно, возможны и другие причины формиро¬
вания почвенной пятнистости, не связанной с микрорельефом.
Наиболее важным вопросом при изучении неоднородности почвен¬
ного покрова является вопрос о разделении пятнистостей на таксономи¬
ческие единицы (группы) или вопрос о типизации пятнистостей. Не за¬
трагивая вопроса о разделении пятнистости на крупные таксономические
единицы, что достаточно подробно сделано в работе Фридланда [10],
который выделяет тундровые, подзолистые, болотные и др. «типы», мы
рассмотрим вопрос о принципах разделения пятнистости внутри лишь
одного типа подзолистых почв. Однако принципы эти будут действовать
при разделении пятнистости (и комплексности) других типов.
Попытки разделения пятнистости (и комплексности) на группы
(виды?) делались неоднократно. Правда, это чаще всего делалось для
комплексности. Наиболее обстоятельной работой по этому вопросу яв¬
ляется работа Маландина [8]. Однако Маландин при разделении пят¬
нистости (вернее комплексности) и использовал главным образом
процентный состав компонентов комплексов, обосновывая это раз¬
деление утилитарной значимостью каждой группы пятнистости (комп¬
лексности).
Схема Маландина позднее была использована Фридландом с очень
небольшим (не принципиальным) изменением. Дополнения, сделанные
Фридландом [10] в отношении характеристики компонентов пятнистости
(комплексности) по их размерам, конфигурации и резкости границ,
хотя и имеют некоторое значение, но не являются решающими для раз¬
деления пятнистости на «таксономические» единицы.
Основываясь на результатах экспериментальных данных, мы счи¬
таем, что при ^разделении пятнистости на группы (виды?) необходимо
и обязательно учитывать: 1) количество компонентов, 2) их качествен¬
ный состав и 3) процентный состав компонентов. При учете этих трех
обязательных характеристик можно выделять такие группы (виды)
пятнистости: а) двух-, трех-, четырех- и более компонентные, б) каче¬
ственно различные по составу компонентов (представленные например
слабо-, средне- и сильноподзолистыми или средне-, силыгоподзолисты-
ми и сильноподзолистыми поверхностно-слабо-глееватыми почвами и
т. д.) и в) отличающиеся по изменению процентного состава компонен¬
тов пятнистости.
Наиболее простым приемом разделения пятнистости на таксономи¬
ческие группы могла бы явиться точная фиксация всех компонентов
пятнистости с дальнейшим установлением различий по трем указанным
выше характеристикам, что позволило бы отделять один вид пятнисто¬
сти От другого. Однако такой принцип разделения приведет к появле¬
нию бесчисленного количества видов пятнистости, что чрезвычайно ос¬
ложнит отображение их на карте и приведет ко многим затруднениям
при оформлении карт и практическом их использовании. Это заставляет
5
- Горизонтальный 1-500
масштаб- л _ .
Вертикальный г-5О
Виды пятнистостей и размещение почв по микрорельефу в дерново-подзолистой под¬
зоне
А — двухкомпонентная пятнистость почв «а покровных бескарбонатных суглинках; Б — трехномпо-
нентная пятнистость на покровных бескарбоиатных суглинках; В — двухкомпонентна я пятнистость
на остаточно-карбонатных суглинках; / — дериово-слаботюдзолисггые; 2 — дерново-среднеподзолисгые;
3 — дерново-сильноподзолистые; 4 — дерново-слабоподзолистые остаточно-карбонатные; 5 — дерново*
среднеподзолистые остаточно-карбонатиые
подойти к вопросу типизации пятнистости с иных позиций. Вряд ли мо¬
жет вызвать у кого-либо сомнение, что виды пятнистости должны раз¬
личаться по количеству компонентов и по качественному составу их: по*
явление дополнительного или «нового» компонента явно должно указы¬
вать на изменение качества пятнистости.
Гораздо сложнее обстоит дело при разделении пятнистостей на груп¬
пы по процентному составу входящих в .них компонентов. Что должно
быть положено в основу разделения пятнистостей на виды, связанные с
изменением процентного состава входящих в них компнонентов? Наи¬
более желательным подходом при выделении видов пятнистостей по
процентному составу компонентов было бы установление зависимости
между процентным содержанием компонентов и изменением их свойств.
Естественно ожидать, что компонент, занимающий 90%, имеет значи¬
тельно большее различие в свойствах по сравнению со свойствами одно¬
именного компонента, но занимающего лишь 10% площади пятнистости.
К сожалению, экспериментальных данных, устанавливающих зависи¬
мость между процентным содержанием компонента и изменением его
свойств, нет. В настоящее время можно высказать лишь самые общие
соображения о принципах разделения пятнистостей по процентному со¬
ставу компонентов. Прежде всего нужно принять в расчет, что точность
определения площади, занятой тем или другим компонентом, не превы¬
шает (при существующих методах исследований) 5% (даже при резкой
выраженности границ в натуре). Поэтому виды пятнистостей (по про¬
центному содержанию компонентов) не должны различаться между со¬
бою меньше чем на 10%. По этим же соображениям можно не учитывать
6
и не фиксировать компо-
ненты пятнистости, зани- ^
мающие менее 5% пло- и
щади. (В комплексных ■
или 'смешанных пятнисто- ю
комплексных массивах, £
когда различия в свойст¬
вах отдельных компонен¬
тов очень велики, должны
фиксироваться и те ком¬
поненты, которые занима¬
ют менее 5% площади).
Таким образом, можно
указать два крайних чле¬
на градаций пятнистостей
по процентному составу
компонентов : 5(10) и
95(90)%. Внутри этих
крайних членов градации
не должны различаться
менее чем на 10%.
Вероятно, в данный
момент нет смысла вво¬
дить какие-либо обяза¬
тельные градации, подоб¬
ные ныне существующим
(в общесоюзной Инструк¬
ции комплексные терри¬
тории делятся по процент¬
ному содержанию компо¬
нентов на группы: 5—10,
10—25, 25—50 и более
50%). Очень возможно,
что подходы к разделе¬
нию на группы по про¬
центному содержанию
компонентов должны
быть разными для двух-,
грех-, четырех- и т. д. ком¬
понентных пятнистостей.
Виды пятнистости до¬
вольно легко устанавли¬
ваются на распаханных
территориях, особенно
при наличии для этих тер¬
риторий материалов аэро¬
фотосъемки. Без исполь¬
зования материалов аэро¬
фотосъемки определение
вида пятнистости, учет
площадей, занятых от¬
дельными компонентами
ее, и картографирование
пятнистостей (и комплек¬
сов) малоперспективны.
Картографирование «пят¬
нистых» территорий без
использования материа-
7
00
Таблица 2
Данные химического и механического анализов дерново-подзолистых освоенных легкосуглинистых почв
Номер разреза, пункт* почва
Горизонт, глубина.
см
солей
Гумус.
%
Легкораст¬
воримый
р*о5
Обменный
к,о
Гидролити¬
ческая кис¬
лотность
Степень
насыщен¬
ности осно¬
ваниями. %
Обменные катионы мг-эев
Обменный
Н от сум¬
мы катио¬
нов, %
Фрак¬
ция
<0,001
мм, %
лг/100 г почвы мг-экв
Са~
Mg-
н*
4, дер. Кузьмино, дерново-слабоподзо-
А„ах 0-10
4,1
1,7
5,0
14,4
5,25
54
4,8
1.4
1,0
14
16,0
листая
А„.у 15-20
4,4
1,6
8,0
13,2
4,81
54
4,0
1,3
0,68
12
17,8
Вх
30—35
3,7
0,4
5,7
13,2
6,30
55
5,7
2,2
1,56
16
26,0
Bi
55—60
3,7
5,25
57
5,3
1,7
- 1,24
14
22,5
в2
88-93
3,9
■
3,76
58
6,2
2,2
0,8
9
22,6
-
ВС
115—120
4,1
,
3,00
63
6,2
2,2
0,4
5
22,5
с
150—160
4,4
—
—
2,30
77
6,2
2,2
0,28
4
20,8
6, дер. Кузьмино, дерново-среднепод¬
^па*
< 0-10
4,1
1,6
2,4
6,4
6,4
35
2,6
0,9
1 08
23
13,2
Л А О
золистая
AXA
217-22
4,05
0,8
1 8
3,0
4,5
36
1.8
0,8
0,68
20
14 у ш
а!
24-29
4,3
0,4
1 ,о
5,3
3,0
2,7
38
1.3
0,4
0,36
19
10,2
.
А»В
35-40
4,3
0,5
9,6
5,8
57
3,5
1,7
1,36
22
22,2
Вх
60-65
3,4
7,9
31
4,0
1,7
2,84
33
26,0
В2
93-98
3,4
6,6
50
4,4
2,2
2,12
24
18,9
ВС
120-125
3,7
__
5,5
58
5,7
2,2
1,62
16
23,9
с
150-160
3,6
—
—
6,0
59
6,2
2,6
1,6
15
23,2
3, дер. Кузьмино, дерново-сильнопод¬
А„ах 0-10
4,0
2,7
3,9
14,4
9,1
' 27
2,6
0,9
2,12
38
17,0
л о А
золистая глееватая
а2
24-29
4,1
1,0
3,0
5,6
18
0,9
0,4
1,32
50
12,0
А1
36-41
4,0
0,4
О, ,э
QQ <
2,8
4,1
9
0,3
0,1
1,24
75
8,9
Bi
52-57
3,7
0,3
мУ ,0
11,1
6,2
57
6,6
1,8
1,84
17
26,8
в2
72—г 77
3,8
о ,о
4,7
62
5,7
2,2
1,08
18
24,6
ВС
110-120
4,1
2,9
69
4,8
1,8
0,72
10
17 5
с
150-160
4,1
—
—
—
2,7
74
6,2
1,7
0,56
7
19,5
Данные химического анализа дерново-подзолистых остаточно-карбонатных почв
(Ярославская обл., Большесельский район)
Таблица 3
Почва, номер разреза
Горизонт
Глубина,
см
pH (со¬
левой)
Гу¬
мус
Азот
общий
Гидролити¬
ческая кис¬
лотность
Сумма об¬
менных
оснований
(Ca+Mg)
Степень на¬
сыщенности
основания-
ми, %
Обменные катионы,
мг-жв
Н, % от
суммы об¬
менных ка¬
тионов
Фракции, %
Подвижные.
жг/100 г
%
мг
же
Са~
Mg“
н*
<0,001 мм
<0,01 мм
Р.О,
| к,О
[ерново-слабоподзо¬
Апах
0-
•1Э
4,8
1,4
0,13
3,6
4,3
54
3,1
1,2
0,8
16
_
14 *3
11,8
листая остаточно¬
Апах (А)
17-
■22
5,0
1,2
0,11
2,9
4,3
60
3,2
1,1
1,1
20
13,6
10,2
карбонатная легко-
суглинистая освоен¬
В(А2)
24-
-29
5,1
1,4
—
3,1
4,1
57
2,9
1,2
0,7
15
—
—
15,4
12,0
ная, 26. Микропони¬
Вх
45—50
5,3
—
—
2,4
13,4
85
9,4
4,0
0,2
1
—
—
9,2
10,0
жение «бурее» пятно
В2
63-
•68
5,9
—
—
0,6
14,7
95
10,2
4,5
0,2
1
—
—
—
—
Ск
78-
-83
6,5
—
—
—
—
—
—
—
Нет
—
—
—
—
—
С*
125—
-130
7,3
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
[ерново-среднеподзо¬
Апах
0-
10
4,4
1,6
0,10
4,6
3,1
40
2,0
1,1
1,8
37
7,9
20,7
2,8
10, ъ
листая остаточно-
Ах
23-
-28
4,6
1,8
0,10
4,9
3,0
38
1,9
1,1
1,5
33
7,0
22,8
3,0
13,2
карбонатная освоен¬
ная легкосуглинис¬
АгВ
30-
-35
4,4
0,5
—
2,7
2,9
52
1,9
1,0
1,1
27
6,1
19,4
5,7
5,4
тая, 27. Микроповы¬
Вх
53—
-58
4,0
—
—
4,1
13,2
76
9,5
3,7
1,4
10
22,8
34,5
11,8
9,0
шение «белое» пятно
В*
75—80
5,3
—
—
1,5
15,3
91
10,2
5,1
0,4
2
29,5
34,3
—
—
Ск
юг-
■107
6,3
—
—
—
—
—
—
Нет
—
19,4
31,4
—
—
Ск
135-
■140
6,8
—
—
—
—
—
—
—
—
—
18,4
30,2
—
—
to
лов аэрофотосъемки является работой чрезвычайной трудоемкой и поч¬
ти всегда недостаточно точной. Размеры элементарных почвенных ареа¬
лов обычно очень малы и редко выделяются в самостоятельные («чи¬
стые») контуры даже в м-бе 1:1000.
На рисунке показаны 3 вида пятнистости дерново-подзолистых почв,
изучавшихся на территории Смоленской (Л и Б) и Ярославской (В)
обл. Почвенные планы (м-б 1:1000) составлены с использованием аэро¬
фотоснимков. Схематические профили, помещенные рядом с каждым
почвенным планом, дают представление о расположении почв по микро¬
рельефу. Рассмотрим экспериментальные данные, характеризующие
внутренние свойства почв, составляющих разные виды пятнистостей,
изображенных на рисунке.
В табл. 1 приведены данные, характеризующие свойства почв двух¬
компонентной пятнистости, представленной дерново-слабо- и дерново¬
среднеподзолистыми почвами. Преобладают дерново-слабоподзолистые
почвы (60% площади). Различия в свойствах компонентов хотя и на¬
блюдаются, но они очень невелики: для среднеподзолистых почв на
12—14% (пахотный горизонт) ниже степень насыщенности основания¬
ми, несколько выше относительное содержание обменного водорода и
несколько ниже сумма обменных оснований. В табл. 2 дана характери¬
стика свойств почв трехкомпонентной пятнистости. Преобладают дерно¬
во-среднеподзолистые почвы (50%). Дерново-слабоподзолистые зани¬
мают 30—40% и дернбво-сильцоподзолистые поверхностно-слабоглеева-
тые почвы занимают 10—20% площади. В этом виде пятнистости
различия в свойствах отдельных компонентов уже более значительны: сте¬
пень насыщенности основаниями в верхнем слое (0—30 см) колеблется
в пределах 16—20%, значительны колебания в содержании гумуса и
абсолютной величины суммы обменных оснований. Все это указывает,
что характеристику почв данного массива, основываясь на результатах
анализов только одного из компонентов, дать нельзя, ибо это приведет
к сильному искажению реально существующих свойств почв данной пят¬
нистой территории.
Данные табл. 3 очень ярко иллюстрируют необходимость учета пят¬
нистости. Двухкомпонентная пятнистость представлена здесь дерново¬
слабо- и дерново-ореднеподзолистыми освоенными остаточно-карбонат¬
ными почвами. Пятнистость связана здесь, как и в двух предыдущих
случаях, с микрорельефом. Однако здесь мы наблюдаем другой поря¬
док размещения почв по микрорельефу: микропонижения заняты дерно¬
во-слабоподзолистыми, а микроповышения — дерново-среднеподзолисты¬
ми почвами. В двух предыдущих видах пятнистости почвы размещались
«нормально» по микрорельефу, т. е. микроповышения занимали дерно¬
во-слабоподзолистые, плоские или слабопониженные участки — средне¬
подзолистые и самые глубокие микропонижения — дерново-сильнопод¬
золистые почвы (рисунок). Данные, приведенные в табл. 3, свидетель¬
ствуют о значительных различиях в свойствах почв, таксономически
очень близких.
Значительные различия наблюдаются и в величине pH, и в степени
насыщенности основаниями, и в относительном содержании обменного
водорода, и в содержании подвижного фосфора (табл. 3).
Без учета пятнистости характеристика свойств почв этого массива
была бы сильно искажена.
Выводы
1. Неоднородность почвенного покрова имеет широкое (можно ска¬
зать повсеместное) развитие в зоне подзолистых почв.
2. При крупномасштабных, особенно детальных почвенных исследо¬
ваниях очень большое значение приобретает установление пятнистости
10
и комплексности. Без учета пятнистости и раскрытия внутренних свойств
каждого компонента ее результаты исследования будут страдать неточ¬
ностью и искажать характеристику реально существующих свойств пят¬
нистого почвенного покрова. /
3. Установление рациональных «таксономических» единиц для видов
пятнистости (и комплексности) является одной из первоочередных за¬
дач, стоящих перед крупномасштабной картографией почв.
4. Исследованиям неоднородности почвенного покрова должно уде¬
ляться значительно большее внимание, чем это имело место до настоя¬
щего времени. Установление почвенных таксономических единиц само¬
го низкого ранга (вернее диагностики этих единиц) без учета пятни¬
стости будет весьма затруднено. Различия в свойствах одноименных
почв, входящих компонентами в разные виды пятнистости, указывают,
что диагностические показатели будут неполными и часто неверными,
если не учитывать значительные колебания их в зависимости от вида
пятнистости.
5. Проведенные в последние годы исследования почвенной неоднород¬
ности приводят к неизбежному выводу, что количество почвенных раз¬
резов, подвергающихся анализам, должно быть значительно увеличено
по сравнению с ныне существующими «нормами». Необходимо учиты¬
вать, что одноименные почвы, входящие в разные типы пятнистости,
должны быть охарактеризованы химическими, физико-химическими и
другими анализами, иначе объективная оценка свойств почвенного по¬
крова будет неполной или даже искаженной.
Литература
1. Григорьев Г. И., Шершукова Г. А. Опыт составления картограмм агро¬
химических показателей в подзоне дерново-подзолистых почв. Агрохимия,
1965, № 5.
2. Долгова Л. С. О необходимости учета комплексности почвенного покрова в
подзолистой зоне при составлении крупномасштабных почвенных карт. В ки.:
Почвенно-географические и ландшафтно-геохимические исследования. Изд.
МГУ, 1964.
3 Захарове. А. К вопросу о значении микро- и макрорельефа в подзолистой зоне.
Почвоведение, 1910, № 4.
4. Карпачевский Л. О., Киселева Н. К, Попова С. П. Пестрота почвен¬
ного покрова под широколиственно-еловым лесом. Почвоведение, 1968, № 1.
5. Карпинский Н. П. Характеристика почв и почвенное районирование дерново-
подзолистой зоны в связи с химизацией. Вести, с.-х. науки. Агротехника, выл. 5,
1940.
6. Касаткин В. М. Комплексность почвенного и растительного покрова песчано-бо¬
лотных районов Минского полесья. Зап. Белорусского гос. ин-та сельск. и лесн.
хоз-ва. Минск, 1925.
7. Корниенко В. М. Микрорельеф и плодородие почв подзолистой зоны. Почво¬
ведение, 1950, № 2.
8. М а л а н д и н Г. А. Почвенные комплексы и их сельскохозяйственное значение.
Пермь, 1934.
9. Полынов Б. Б. Учение о ландшафтах. Вопросы географии. Физическая геогра¬
фия, сб. 33, 1953.
10. Фридлянд В. М. О структуре (строении) почвенного покрова. Почвоведение,
1965, № 4.
11. Ярцева А. К, Морозова А. В. Пестрота почвенного покрова в дерново-подзо¬
листой зоне, на примере опытного участка «Снигири» Истринского р-на Московской
обл. Почвоведение, 1963, №11.
Почвенный институт Дата поступления
им. В. В. Докучаева 29.IV. 1969 г.
11
С. 1. GRIGORIEV
SOIL COVER HETEROGENEITY AND ITS TYPES
IN PODZOLIC ZONE
The author distinguishes two classes of soil heterogeneity: 1) one related to small
qnantitafive changes (variability), and 2) the other related to qualitative changes (spot-
tiness, complexity).
Principles of soil spottiness (complexity) typization are suggested.
УДК ,631.48 «631.413.3
Б. А. ЗИМОВЕЦ
О ПРОИСХОЖДЕНИИ, НАКОПЛЕНИИ И ПЕРЕРАСПРЕДЕЛЕНИИ
СОЛЕИ В КОМПЛЕКСНЫХ ПОЧВАХ ПРИКАСПИЙСКОЙ
НИЗМЕННОСТИ
Большие запасы солей в солонцах Прикаспийской низменности обу¬
словлены тремя процессами: солеиакоплением в условиях прошлого мор¬
ского и лугово-солончакового режима засоления; современного глубинного
засоления от грунтовых вод; современого горизонтально-бокового перерас¬
пределения солей между почвами микрокомплекса.
Выделено три стадии развития процесса перераспределения солей меж¬
ду почвами микрокомплекса: сплошного контура засоления; волнистого кон¬
тура засоления; пятнистого контура засоления.
Почвенно-растительный покров и грунтовые воды полупустынной
зоны Прикаопийской низменности характеризуются резко выраженной
пространственной мелкопятнистой неоднородностью (комплексностью).
Различные компоненты этого комплекса обычно приурочены к опреде¬
ленным элементам микрорельефа. Повышенные участки заняты черно¬
полынными ассоциациями на солонцах; по микропонижениям распро¬
странена ковыльно-разнотравная растительность, под покровом которой
формируются лугово-степные почвы; склоны понижений заняты полын-
но-ромашниковыми группировками на светло-каштановых или бурых
почвах.
Различные почвы микрокомплекса имеют разную степень засоления.
Наибольшее количество солей содержится в солонцах, которые очень
сильно засолены (>2,0%) с 0,3—0,5 м от поверхности.
В каштановых почвах соли находятся несколько глубже (1,0—1,5 л),
и количество их редко превышает 1,5—1,8%. Почвы микропонижений
часто лишены солей, иногда до уровня грунтовых вод. Минерализация
грунтовых вод под различными почвами микрокомплекса также различ¬
ная. Под солонцами воды обычно более соленые (до 3—5, иногда 8—
10 г/л), чем под каштановыми (1—3 г/л) и лугово-каштановыми почва¬
ми (0,5—1,0 г/л).
Считается, что формирование таких микрокомпонентов связано с ме¬
стным поверхностным перераспределением атмосферной влаги в зави¬
симости от микрорельефа. Различного рода понижения дополнительно
увлажняются за счет стока талых (снеговых) вод, инфильтрация кото¬
рых через почвенно-грунтовую толщу ведет к их опреснению. На повы¬
шенных участках и на склонах почвы остаются засоленными в той или
иной степени.
12
Вертикальные пути миграции растворов и связанные с ними процессы
рассоления одних почв при сохранении (а возможно, и увеличении) со¬
лей в других почвах в свою очередь определяют дальнейшее развитие
микрорельефа вследствие просадок опресненных участков [5] и «вспу¬
чивания» засоленных пятен солонцов [27].
Однако формирование полупустынного микрокомплекса почв и свя¬
занного с ним пространственно неоднородного засоления почв и грун¬
товых вод нельзя связывать только с вертикальными миграциями раст¬
воров (инфильтрация воды — удаление солей, подъем воды и ее испа¬
рение— накопление солей). При таком понимании процессов засоления
и рассоления комплексных почв трудно объяснить многие особенности
их солевого профиля.
Существует мнение, что основные запасы солей в почвах Прикаспий¬
ской низменности связаны с морскими аккумуляциями [5, 7, 29, 31
и др.]. При этом исходный морской хлоридно-натриевый состав солей
в наземных условиях метаморфизовался в сульфатно-натриевый.
Другие исследователи [1, 14, 15, 17, 19, 21, 25—28 и др.] считают,
что накопление солей в почвах связано с современными процессами
испарения пленочно-капиллярных растворов, мигрирующих от грунто¬
вых вод. При этом Антипов-Каратаев [1] допускает возможность подъ¬
ема солевых растворов от грунтовых вод с глубины 8—9 м от поверх¬
ности. Роде [25, 26—28] высказал предположение, что накопление солей
в солонцах от грунтовых вод, залегающих на глубине 5—7 м от поверх¬
ности, происходит в результате их расхода корневыми системами расте¬
ний (солянки). Однако дальнейшего развития эта гипотеза пока не по¬
лучила и причины, обусловливающие движение и испарение капилляр¬
ных растворов от грунтовых вод, остаются окончательно невыясненны¬
ми. Кроме того, неясно, почему в почвах накапливаются преимуществен¬
но сульфаты натрия и кальция, когда грунтовые воды большей частью
имеют хлоридно-сульфатный или содово-сульфатный состав, т. е. пред¬
ставляют одну из начальных стадий формирования растворов.
Накопление сульфатов натрия непосредственно из растворов от грун¬
товых вод трудно объяснить с позиции теории их упаривания (как
функцию минерализации), так как в данных условиях по профилю поч¬
вы (снизу вверх) обычно отсутствует соответствующая последователь¬
ность скопления солей в зависимости от концентрации растворов.
Вообще в степных и полупустынных условиях исходные запасы со¬
лей в почвах часто непосредственно не зависят от современной глубины
и минерализации грунтовых вод. Например, в Южном Заволжье одина¬
ковые большие запасы легкорастворимых солей в почве (1000—1200 т/га)
могут быть как при близких грунтовых водах (3—4 м от поверхности),
так и при более глубоких (6—7 м от поверхности). При этом грунтовые
воды могут быть пресные (1—3 г/л), слабоооленые (3—5 г/л), сильно¬
соленые (10—12 г/л) и почти рассолы (около 40 г/л) [6, 12, 14—16],
что указывает скорее на остаточные, нежели на современные формы
соленакопления в почвах и вторичное формирование грунтовых вод,
состав и минерализация которых непосредственно не связаны с соста¬
вом солей в почве.
Кроме того, в полупустынных заволжских засоленных почвах высо¬
коминерализованные почвенные растворы (до 100—420 г/л), преимуще¬
ственно сульфатно-натриевого состава, формируются над пресными (до
3—5 г/л) щелочно-сульфатными грунтовыми водами [9, 10, 12, 13, 32].
Такого резкого повышения концентрации солей в почвенных растворах
по сравнению с исходной концентрацией грунтовых вод (в 30—50 раз)
не наблюдается даже в более аридных условиях Средней Азии, где крат¬
ность упаривания грунтовых вод выражается 10-кратной величиной [18].
Все это свидетельствует о большой сложности и многообразии про¬
цессов соленакопления в полупустынных почвах, запасы солей в кото-
13
рых часто не уступают по размерам запасам солей в почвах Средней
Азии и Закавказья.
Например, содержание солей в каштановой почве равно содержанию
солей в сероземе, а в солонце часто превышает запасы солей в солон¬
чаке. Вместе с тем в отличие от среднеазиатских засоленных почв основ¬
ные запасы солей в прикаспийских почвах каштановой зоны приуроче¬
ны большей частью к средней части профиля почв, с глубины 0,3—0,5
до 3.5—4,5 м, реже до 5,5—6,5 м.
Самые верхние горизонты, как и более глубокие (>5—6 м) практи¬
чески лишены легкорастворимых солей. В них содержатся в основном
углекислый кальций и гипс.
Рис. 1. Схема накопления солей в солонцах Южного За¬
волжья
А — солевой «профиль солонца; Б — солевой профиль каштановой
почвы; В — солевой профиль темноцветной почвы; / — соле накоп¬
ление в условиях морского и л у гово-солонч а коеского режима за¬
соления; II — боковое перераспределение солей между почвами
комплекса; /// — воленакопление от грунтовых вод
, Наиболее засоленными почвами в каштановой зоне являются солон¬
цы, в зоне аэрации которых сосредоточено до 1,5 тыс. т сульфатов нат¬
рия, до 4,0—4,5 тыс. т гипса и до 10—12 тыс. г углекислого кальция на
гектар [14, 15, 25, 26]. При этом почвенно-грунтовые воды под солон¬
цами, как и под соседними, более опресненными каштановыми почвами,
часто сохранаяются пресными, что свидетельствует об их вторичном об¬
разовании на данных участках.
Профиль засоления солонцов довольно сложный. Многие исследова¬
тели выделяют несколько различных горизонтов или зон скопления со¬
лей. Но всегда этот профиль считали генетически однородным, связан¬
ным с грунтовыми водами. Например, Ковда [19] выделил три зоны
миграции солей от грунтовых вод (транзита, накопления и рассоления).
Роде [25] в солевом профиле солонцов, также в зависимости от грунто¬
вых вод, т. е. снизу вверх, выделил четыре горизонта с различным со¬
держанием солей: 1) «ничтожное» содержание солей, 2) среднее, 3) мак¬
симальное и 4) слой без солей.
Новые исследования показывают, что устойчивое сохранение боль¬
ших запасов солей, преимущественно в средней части зоны аэрации
солонцов, среди опресненных соседних почв и при относительно прес¬
ных грунтовых водах, является результатом не одного, а по крайней
мере трех процессов [8, 12]: 1) соленакопления в условиях морского и
лугово-солончакового режима засоления; 2) горизонтально-бокового
перераспределения солей между почвами комплекса; 3) засоления от
грунтовых вод.
Схема этих процессов иллюстрирована на рис. 1, где показаны зоны
преимущественного влияния этих процессов на формирование солевого
профиля почвы. В природной обстановке в связи с общим развитием
И
14
ландшафта и изменением уровня грунтовых вод эти зоны смещаются
по вертикальному профилю почвы и накладываются одна на другую.
О возможностях современного глубинного внутрипочвенного накоп¬
ления солей в результате испарения капиллярных растворов от грунто¬
вых вод свидетельствуют данные по изучению состава почвенных раст¬
воров. Они показывают, что в профиле солонцов ясно выделяются две
зоны соленакопления (рис. 2). В нижней зоне, связанной с грунтовой
Рис. 2 Состав почвенных растворов по профилю лугово-степного солон¬
ца в Южном Заволжье, мг.зкв/л
/ — Na; 2 — Me 3 — Qa: 4— НСОэ; 5 —Cl: «-SО,
водой, четко прослеживается постепенное нарастание концентрации рас¬
творов снизу вверх от 2,5—3,8 до 34,3 г/л. На рис. 2 эта зона заканчи¬
вается на глубине 3,0 м. Верхняя зона непосредственно не связана с
современными грунтовыми водами. Здесь высокая минерализация поч¬
венных растворов (91—116 г/л) остается постоянной, а режим влажно¬
сти свидетельствует об отсутствии проникновения сюда капиллярных
растворов от грунтовых вод. В результате общие запасы солей в этой
зоне остаются стабильными в годовом и многолетнем цикле.
Существование указанных процессов подтверждается специфическим
распределением запасов солей в профиле солонцов в зависимости от
глубины грунтовых вод (рис. 3).
При всех вариантах глубины грунтовых вод (5,0; 6,0; 7,0 м) в верх¬
них слоях солонцов (до 2,0 м) запасы солей (так же, как и концентра¬
ция почвенных растворов) остаются без изменения (510—572 т/га).
В то же время значительная часть солей накапливается в горизон¬
тах глубже 2,0 м, имеющих непосредственную связь с капиллярной кай¬
мой грунтовых вод. На этой глубине запас солей возрастает до
1158 т/га, из которых половина (621 т) содержится на глубине 2—4 м
от поверхности.
В целом увеличение запасов солей в солонцах происходит в основ¬
ном по мере увеличения зоны аэрации почв. При углублении уровня
грунтовых вод в лугово-степных солонцах от 5,0 до 7,5 м запасы солей
увеличиваются от 840—900 до 1400—1700 т/га.
Такой профиль распределения запасов солей в солонцах свидетель¬
ствует, что подсолонцовое засоление непосредственно не связано с со¬
временным уровнем грунтовой воды.
15
Рис 3. Изменение запасов солей в лугово-степных со¬
лонцах Южного Заволжья в зависимости от глубины
грунтовых вод
/ — запас солей в зоне аэрации; 2 — то же, в слое глубже
2 м, 3 —то же, до 2 м\ 4 — минерализация грунтовых вод
Следовательно, соли, накопившиеся в пределах верхней 2—3-метро¬
вой толщи, имеют скорее остаточный,’ чем современный характер.
При этом своеобразная «консервация» солей в подсолонцовых гори¬
зонтах обусловлена не только слабым промачиванием солонцов атмо¬
сферными осадками, как это считалось раньше, но и процессами гори¬
зонтально-боковой миграции растворов, направленных со стороны каш¬
тановых и темноцветных почв микрозападин, как это было отмечено
В. А. Ковдой в 1951 г. Мысль о перераспределении солей между почва¬
ми в зависимости от микрорельефа впервые высказал Богдан [2]. Позд¬
нее об этом писали Летунов и Долгов [22], Ковда и Большаков [21],
Ковда [19]. В частности,
Ковда писал, что вследст¬
вие рассоления депрессий
происходит засоление
микроповышений. Недав¬
но Егоров [8] отметил, что
различные * солевые ано¬
малии в профиле степных
солонцов могут быть свя¬
заны с процессами гори¬
зонтального перераспре¬
деления солей между со¬
седними почвами. По су¬
ществу этот процесс до
настоящего времени оста¬
ется не изученным в коли¬
чественном отношении.
Отсутствуют данные по
сезонно-годовому и многолетнему режиму солей, нет данных по скорости
и критическому расстоянию горизонтальных циклов движения растворов.
Неясны сами пути движения солей от западин к солонцам. Обычно пред¬
полагают, что миграция растворов может осуществляться в основном че¬
рез зону насыщения почв, т. е. непосредственно через грунтовые воды.
Вместе с тем Ковда [19] считает, что одновременно возможно передви¬
жение растворов и непосредственно в зоне аэрации.
Совершенно не выясненным остается влияние горизонтальных цик¬
лов миргации солей на историю формирования почвенного покрова, в
том числе почвенных комплексов, и на динамику процесса солонцеобра-
зования.
В исследованиях, проводимых в Южном Заволжье, на землях Кис¬
ловской оросительной системы под руководством Егорова [3, 4, 9, 10,
12, 13, 31] была сделана попытка оценить процессы соленакопления в
почвах как в зависимости от уровня грунтовых вод, так и от условий
микрорельефа. С этой целью проведен ряд наблюдений за состоянием
солей в почвах в различных микрогеоморфологических и гидрогеологи¬
ческих условиях. Заложены опыты по выявлению активности внутрипоч-
венной горизонтальной миграции растворов в зависимости от микро¬
рельефа и т. д.
Исследования проводятся на территории, сложенной тяжелыми суг¬
линками и глинами (Хвалынская равнина в районе пос. Новый Быт и
лимана Неспи).
В настоящее время получены первые результаты исследований. Они
показывают, что горизонтально-боковая миграция солей в сезонно-го¬
довой и многолетней динамике действительно имеет место. Она происхо¬
дит при движении подвешенных (или подпертых) пленочно-капиллярных
растворов, мигрирующих в зону аэрации солонцов со стороны соседних
более увлажненных каштановых и темноцветных почв. Как известно,
подпертая и подвешенная влага обладает способностью растекаться во
16
всех направлениях, в том числе и в горизонтальном [24, 30]. Повышен¬
ное увлажнение западинных почв в естественных условиях овязано в ос¬
новном с поверхностным перераспределением и накоплением влаги в
зависимости от микрорельефа. Этому способствуют и более благоприят¬
ные физико-химические свойства верхних горизонтов этих почв по срав¬
нению с солонцовыми горизонтами. Например, верхние горизонты тем¬
ноцветных и каштановых почв (до глубины 35 см) обладают высокой
порозностью (55—60%), небольшим объемным весом (1,1—1,3), ско¬
ростью фильтрации до 1,5—2,2 м/сут [3, 4, 23, 25, 26]. Верхняя же
часть профиля солонцов, как правило, очень плотная и слабоводопро¬
ницаемая. С глубиной водно-физические свойства комплексных почв из¬
меняются. В солонцах на глубине с 30 до 70 (100) см залегает очень
рыхлый (объемный вес 1,1), хорошо водопроницаемый солевой гори¬
зонт, тогда как темноцветные и каштановые почвы на этой же глубине
имеют очень плотный (объемный вес до 1,6—1,7) и слабоводопроницае¬
мый (Кф — 0,03—0,04 м/сут) карбонатный горизонт.
Такой характер изменений водно-физических свойств близко распо¬
ложенных друг к другу в комплексе почв создает значительную (10—
15-кратную) разность вертикального гидродинамического напора с по¬
верхности, что и способствует горизонтально боковому растеканию вла¬
ги от темноцветных и каштановых почв в сторону солонцов, определяя
процесс перераспределения солей между почвами микрокомплекса. По¬
этому содержание солей в солонцах в сезонно-годовом и многолетнем
режиме не столько изменяется за счет интенсивности испарения грун¬
товых вод и глубины их залегания, сколько зависит от глубины рядом
расположенных понижений (западин), степени их поверхностного увлаж¬
нения и соответственного опреснения, общей мощности зоны аэрации
почв.
Предварительно выделяется несколько стадий развития процесса
перераспределения солей между почвами микрокомплекса. В первом
приближении можно выделить три стадии этого процесса: 1) со сплош¬
ным (или слабоволнистым) контуром засоления, 2) с волнистым конту¬
ром засоления и 3) с пятнистым контуром засоления (рис. 4).
В различных биюклиматических и гидрогеологических условиях, ко¬
торые определяют интенсивность поверхностного увлажнения почв, про¬
странственное местоположение этих стадий будет различное. Так, в ус¬
ловиях Волгоградского Заволжья наиболее ранние стадии процесса
внутрипочвенного перераспределения солей прослеживаются на прили-
манных участках с близкими грунтовыми водами. Эти участки занима¬
ют периферийные (бортовые) части лиманов и характеризуются резко
выраженным мелкопятнистым микрорельефом. Амплитуда высот между
соседними понижениями и повышениями колеблется от 1—3 до 15—
18 см и увеличивается в направлении от лимана. В этом же направле¬
нии увеличивается глубина залегания грунтовых вод от 2,5 до 3,5—
4,0 м.
Стадия оплошного или слабоволнистого контура засоления наблю¬
дается в условиях, где амплитуда высот между микроповышениями и
понижениями составляет 5—10 см.
В этом случае зона аэрации почв и грунтов обоих участков характе¬
ризуется неравномерным содержанием солей как в верхних, так и в
нижних горизонтах. На фоне общего сравнительно небольшого засоле¬
ния (1,1—1,9%) зоны аэрации всего комплекса четко выделяются верх¬
ние (до 0,5—0,7 м) опресненные слои микропонижений (<0,3%) и свя¬
занные с ними контуры максимального засоления почв микроповышений
(2,0—2,9%). При этом засоленные горизонты характеризуются плотным
сложением.
Стадия волнистого контура развивается в условиях, когда глубина
микрозападин достигает 16—18 см и зона опреснения западинных почв
2 Почвоведение, № 5
t
17
CZ2 0,5-0,9 4ZZZ 1,0-1,9 GZ1 2,0-Z,9 W>J,0
OJ
0,5
ш.
Рис. 4. Стадии процесса перераспределения солей между почвами микрокомплекса.
/ — по данным автора; II — по данным Большакова [5], Роде [24]
А — сплошного или слабоволмистого контура засоления; Б — средневолнистого контура засоления;
В - пятнистого контура засоления. Цифры наверху рисунков — номера скважин
увеличивается до глубины 1,2—1,6 м. В связи с этим верхняя граница
засоления комплексных почв приобретает более неровную волнистую
линию. Содержание солей в западинных почвах сокращается до 0,5 —
1,0% (редко 1,2—1,5%), а в соседних почвах микроповышений увеличи¬
вается до 2,3—2,9%. В отдельных горизонтах содержание солей дости¬
гает 3,0—3,2% (таблица, разр. 47). Солевые горизонты по-прежнему
бесструктурны и имеют плотное сложение.
Пятнистая стадия развития процесса перераспределения солей меж¬
ду почвами комплекса прослеживается в автоморфных и полугидроморф-
ных условиях почвообразования, когда грунтовые воды находятся на
глубине 5—7 м и более, а глубина западин превышает 20—30 см. Это
типичные пустынно-степные (или полупустынные) участки с солонцо-
18
Содержание солей в различных почвах Юотого Заволжья в зависимости от микрорельефа
Кисловская оросительная система, ВЗО-З
В % на абсолютно сухую почву
Глубина, см j
плотный
щелочность
С1'
99
so
Са*
Mg"
Na‘
остаток
со,
общая
в НСО
Амплитуда колебания
высоты между микроповышением и микропонижением 7—10 см
Разр* 43, повышение
0—4
0,266
Нет
0,039
0,012
0,168
0,009
Сл.
4-10
0,486
»
0,022
0,019
0,211
0,006
0,002
ДО—20
1,458
»
0,032
0,029
0,989
0,037
0,024
30-40
2,792
»
0,027
0,033
1,505
0,103
0,056
50—60
2,140
0,002
0,027
0,026
1,370
0,083
0,029
70-80
2,332
0,006
0,029
0,042
1,471
0,022
0,030
100—110
2,570
0,001
0,019
0,039
1,652
0,058
0,034
120—130
2,464
0,002
0,021
0,038
1,535
0,080
0,034
140—150
2,344
0,002
0,024
0,038
1,482
0/68
0,026
200-210
2.274
Нет
0,017
0,048
1,450
0,127
0,030
220- 230
2,292
»
0,024
0,035
1,480
0,099
0,023
260-270
2,584
»
0,023
0,037
1,489
0,160
0,030
280—290
2,726
»
0,021
0,034
1,756
0,199
0,037
300—310
1,860
0,002
0,038
0,038
1,145
0,041
0,014
320—330
1,792
0,006
0,032
0,037
1,138
0,058
0,014
340-350
1,613
0,004
0,033
0,030
1,009
0,039
0,023
360-370
1,403
0,002
0,033
0,023
0,847
0,055
0,011
380-390
1,461
Нет
0,028
0,018
0,906
0,116
0,005
400—410
1,369
Сл.
0,026
0,011
0,897
0,144
0,017
420—430
0,428
0,007
0,070
0,011
0,198
0,007
Нет
440—450
Грунтовая вода,
0,363
0,008
0,070
0,010
0,170
0,006
Нет
г/д, 374
9,724
Нет
0,568
0,318
5,905
0,307
0,132
0,047
0,147
0,410
0,625
0,500
0,625
0,700
0,625
0,575
0,448
U,400
0,354
0,349
0,515
0,489
0,412
0,330
0,314
0,224
0,125
0,122
2,500
Разр. 44, njo и и ж е н и е
0-10
0,024
Нет
0,010
0,001
0,012
0,003
0,001
\ 0,003
20-30
0,086
»
0,051
0,002
0,005
0,006
0,002
0,020
30-40
0,130
0,001
0,058
0,001
0,004
0,003
Сл.
0,032
50—60
0,322
0,004
0,073
0,014
0,125
0,006
0,003
0,087
70-80
1,438
0,001
0,027
0,027
0,906
0,051
0,029
0,340
90-100
1,760
0,002
0,024
0,032
1,150
0,067
0,036
0,411
110-120
2,622
0.001
0,017
0,029
1,879
0,175
0,053
0,500
130-140
2,654
0,001
0,022
0,026
. 1,836
0,169
0,028
0,500
150-160
1,884
0,004
0,029
0,026
1,089
0,069
0,027
0,450
170-180
1,390
0,006
0,030
0,025
0,870
0,041
0,008
0,374
190—200
1,468
0,004
0,027
0,026
1,028
0,051
0,019
0,400
210-220
2,204
Сл.
0,022
0,025
1,386
0,151
0,037
0,467
230-240
2,050
»
0,023
0,023
1,272
0,125
0,028
0,467
250—260
1,722
0,001
0,032
0,023
1,063
0,080
0,023
0,408
270—280
1,294
0,004
0,046
0,022
0,654
0,031
0,013
0,354
340-350
1,160
0,001
0,029
0,010
Нет
0,113
0,021
0,209
400-410
0,195
Сл.
0,060
0,005
0,121
0,007
Сл.
0,097
450-460
0,160
»
0,090
0,007
0,076
0,006
»
0,080
Грунтовая вода,
г/д, 360
3,918
Нет
0,559
0,105
2,415
0,096
0,035
1,250
Амплитуда колебания высоты между микроповышением и микропонижением 10—20 1лс
Разр. 47, повышение 190-
-4
0,126
[Нет
0,012
0,008
0,008
0,001
Нет
0,007
4-13
0,484
»
0,015
0,025
0,011
0,004
0,002
0,034
13-
-20
0,700
»
0,044
0,137
0,209
0,006
0,003 '
0,190
20-
-30
1,236
0,001
0,039
0,186
0,549
0,006
0,009
0,440
30—40
2,996
Нет
0,018
0,261
1,621
0,152
0,072
0,675
50-
-60
2,862
ь
0,015
0,189
1,651
0,182
0,070
0,575
2*
19
Продолжение таблицы
В % на абсолютно сухую почву
Глубина, см
плотный
щелочность
С1'
„
Са’
Mg'
Na‘
остаток
С03
общая в
HLO
so4
90-
-100
2,782
0,001
0,016
0,211
1,450
0,069
0,055
0,640
110-
-120
2,788
0,001
0,017
0,219
1,636
0,084
0,070
0,698
130-
-140
2,540
0,001
0,018
0,209
1,601
0,076
0,059
0,698
150-
-160
3,094
0,002
0,018
0,209
1,810
0,142
0,074
0,725
170-
-180
2,812
0,001
0,013
0,196
1,906
0,203
0,068
0,650
190-
-200
3,204
Нет
0,012
0,199
1,915
0,216
0,065
0,625
230-
-240
2,306
»
0,017
0,141
1,300
0,119
0 040
0,455
250-
-260
1,988
0,001
0,022
0,133
1,141
0,062
0^27
0,400
270-
-280
2,260
Нет
0,021
0,122
1,299
0,1П
0,033
0,425
290-
-300
2,100
»
0,018
0,100
1,239
0,154
0,032
0,390
310-
-320
1,204
0,001
0,034
0,096
0,662
0,026
0,011
0,330
350-
-360
0,950
0,001
0,033
0,064
0,535
0,030
0,008
0,235
370-
-380
0,498
0,005
0,062
0,056
0,235
0,005
0,007
0,173
390-
-400
0,392
0,008
0,074
0,045
0,157
0,008
0,001
0,133
410-
-420
0,398
0,007
0,080
0,038
0,149
0,005
0,001
0,133
470-
-480
0,304
0,006
0,067
0,022
0,113
0,006
0,002
0,100
Грунтовая вода,
г/Лу 416
9,708
Нет
0,398
1,066
5,195
0,287
0,211
2,400
Разр. 48, понижен
[ и е
0-
-10
0,100
Нет
0,010
0,003
0,016
0,004
0,003
0,002
10-
-20
0,102
0,007
0,002
0,015
0,004
0,002
0,002
30-
-40
0,092
0,034
0,003
0,006
0,010
0,002
0,003
50-
-60
0,088
»
0,039
0,003
0,007
0,009
0,002
0,007
70-
-80
0,122
»
0,044
0,003
0,014
0,009
0,001
0,015
90-
-100
0,152
0,001
0,057
0,005
0,021
0,003
0,003
0,030
110-
-120
0,214
0,001
0,051
0,014
0,096
0,007
0,002
0,043
130-
-140
0,768
0,001
0,031
0,022
0,395
0,064
0,023
0,112
160-
-170
0,674
Нет
0,024
0,005
0,395
0,111
0,021
0,028
180-
-190
0,858
»
0,022
0,005
0,579
0,190
0,018
0,012
200-
-210
0,846
»
0,019
0,003
0,526
0,195
0,016
0,006
220-
-230
0,232
»
0,038
0,005
0,117
0,046
0,009
0,004
240-
-250
0,730
ь
0,027
0,003
0,447
0.150
0,021
0,005
260-
-270
0,832
0,024
0,003
0,528
0,183
0,024
0,005
280-
-290
0,744
0,027
0,003
0,493
0,159
0,027
0,006
300-
-310
0,766
0,027
0,003
0,498
0,162
0,025
0,007
330-
-340
0,998
»
0,024
0,003
0,632
0,224
0,027
0,006
350-
-360
0,718
»
0,029
0,003
0,462
0,157
0,023
0,003
370-
-380
0,130
»
0,035
0,003
0,059
0,028
0,001
0,007
390-
-400
0,120
ь
0,040
0,003
0,079
0,027
0,001
0,008
410-
-420
0,118
ь
0,039
0,003
0,047
0,017
0,006
0,009
430-
-450
0,116
»
0,039
0,003
0,043
0,020
0,002
0,009
Грунтовая вода,
г!л у 396
1,608
»
0,189
0,007
0,975
0,196
0,060
0,160
Амплитуда колебания высоты между микроповышением и микропонижением 29—30 см
Разр. 4, повышение
1-
-7
0,113
Нет
0,022
0,004
0,011
0,007
0,001
7-
-17
0,314
0,013
Нет
0,004
0,011
0,007
0,001
17-
-27
0,786
0,086
0,060
0,028
0,357
0,008
0,004
27-
-37
2,370
0,001
0,026
0,081
1,539
0,162
0,096
37-
-45
2,970
Нет
0,019
0,162
1,790
0,159
0,069
53-
-62
3,260
0,001
0,013
0,139
1,794
0,149
0,086
'71-
-80
2,290
Нет
0,017
0,096
1,380
0,062
0,049
89-
-90
2,072
0,001
0,022
0,085
1,266
0,044
0,040
109-
-118
2,172
0,001
0,019
0,085
1,339
0,065
0,048
130-
-140
2,746 •
Нет
0,016
0,084
1,678
0,168
0,069
150-
-160
2,680
0,001
0,013
0,092
1,664
0,167
0,068
180-
-200
2,140
0,001
0,017
0,083
1,288
0,085
0,049
220—240
2,264
0,001
0,013
0,088
1,558
0,174
0,059
260-
-280
2,190
Нет
0,016
0,067
1,359
0,194
0,030
300-
-320
1,592
»
0,024
0,016
1,013
0,217
0,022
0,004
0,062
0,260
0,515
0,618
0,670
0,541
0,469
0,469
0,485
0,469
0,440
0,455
0,375
0,180
20
Продолжение таблицы
В % иа абсолютно сухую почву
Глубина, см
плотный
щелочность
С1'
SO*
Са*
Mg"
Na*
остаток
СО,
общая в
НСО
340-360
0,806
Нет
0,032
0,007
0,501
0,099
0,012
0,100
400-450
0,019
0,001
0,055
0,001
0,044
0,004
0,001
0,044
500—550
0,013
0,002
0,055
0,008
0,025
0,006
0,001
0,035
550-600
0,011
0,001
0,050
0,001
0,025
0,006
Нет
0,032
Грунтовая вода,
г/л 592
0,978
Нет
0,481
0,028
0,355
0,038
0,011
0,270
0-8
0,062
Разр. (
Нет
5, С К Л О 1
0,023
i пони
Нет
ж ей и я
0,006
0,009
0,001
Нет
20—30
0,052
»
0,012
»
0,006
0,006
Нет
»
41-54
0,103
»
0,049
»
0,006
0,009
»
0,020
62-69
0,173
»
0,063
0,016
0,030
0,007
—
0,041
80—90
0,453
»
0,040
0,070
0,185
0,012
0,007
0,112
101—110
0,551
»
0,038
0,040
0,294
0,010
0,009
0,143
118-130
0,938
»
0.027
0,034
0,572
0,034
0,028
0,194
140-150
0,775
»
0,034
0,034
0,464
0,016
0,016
0,224
160-170
1,477
»
0,028
0,033
0,943
0,121
0,052
0,257
180-190
1,823
»
0,025
0,027
1,189
0,231
0,056
0,218
200—220
1,724
»
0,025
0,021
1,103
0,211
0,053
0,206
240-260
1,153
»
0,024
0,016
0,719
0,116
0,054
0,156
300-320
1,374
»
0,025
0,006
0,893
0,224
0,047
0,093
Грунтовая вода,
г/л, 570
0,302
»
0,334
0,011
0,021
0,057
0,015
0,036
Амплитуда колебания высоты между микроповышением и микропонижением 30*
Разр. 1, повышение
0-5
0,056
Нет
0,040
0,002
0,016
0,009
0,002
5-11
0,095
»
0,050
0,002
0,014
0,004
0,002
11-21
0,191
0,007
0,073
0,002
0,021
0,004
0,001
21-32
0,334
0,025
0,082
' 0,007
0,070
0,006
0,003
42-50
2,838
Нет
0,029
0,088
1,825
0,160
0,055
58-67
3,001
»
0,022
0,120
1,893
0,112
0,074
67—76
2,915
0,001
0,019
0,099
1,798
0,088
0,062
106—116
3,013
0,002
0,017
0,075
1,973
0,078
0,047
126-132
3,321
0,002
0,013
0,067
2,166
0,202
0,058
140-150
3,926
0,004
0,020
0,065
2,543
0,157
0,051
160—170
2,729
0,002
0,015
0,068
1,727
0,136
0,052
180-190
2,622
0,002
0,019
0,074
1,660
0,116
0,051
200-210
2,126
0,004
0,019
0,073
1,778
0,063
0,036
220-230
2,040
0,001
0,019
0,063
1,320
0,090
0,034
240-250
1,850
Нет
0,024
0,076
1,214
0,088,
0,029
260-270
1,310
0,001
0,029
0,060
0,834
0,033
0,014
280-290
1,740
Нет
0,028
0,054
0,997
0,095
0,023
300-310
1,670
»
0,023
0,012
0,820
0,208
0,029
320-330
1,490
»
0,028
0,017
0,943
0,217
0,021
340-350
0,237
0,001
0,063
0,011
0,047
0,010
Нет
360-370
0,196
0,001
0,070
0,008
0,059
0,004
0,001
380-390
0,188
Нет
0,064
0,007
0,049
0,007
Нет
400-410
0,259
»
0,046
0,007
0,124
0,017
0,002
420-440
0,187
»
0,045
0,005
0,063
0,007
0,002
460-480
0,136
»
0,042
0,005
0,063
0,008
0,002
540-560
0,113
»
0,037
0,004
0,064
0,008
0,005
580-600
0,099
»
0,035
0,004
0,048
'0,009
0,003
Грунтовая вода,
г/л, 562
2,268
»
0,185
0,036
1,300
0,294
0,084
Разр. 3, склон понижения
0-
-4
0,098
Нет
0,027
0,001
0,011
0,007
0,002
4-
-14
0,109
»
0,027
0,001
0,010
0,010
0,002
23-
-32
0,114
»
0,057
0,001
0,008
0,008
0,002
43-
-53
0,129
0,005
0,077
0,002
0,005
0,002
0,001
-40 см
0,009
0,026
0,049
0,108
0,540
0,592
0,566
0,644
0,618
0,849
0,566
0,566
0,489
0,500
0,453
0,375
0,253
0,226
0,196
0,062
0,049
0,048
0,056
0,036
0,030
0,018
0,015
0,190
0,002
0,003
0,014
0,026
21
Окончание таблицы
Глубина» см
В % на абсолютно сухую почву
плотный
остаток
щелочность
С1'
so"
Са*
Mg*
Na*
СО,
общая
в HGO
63-73
0,369
0,004
0,065
0,035
0,151
0,004
0,006
0,094
84-95
0,981
Сл.
0,037
0,052
0,572
0,024
0,027
0,240
105-115
0,911
Нет
0,037
0,036
0,504
0,014
0,014
0,230
120—130
1,053
»
0,037
0,031
0,651
0,052
0,024
0,224
140-150
1,638
Сл.
0,035
0,045
1,034
0,121
0,045
0,296
160-170
1,610
Нет
0,030
0,037
1,049
0,159
0,044
0,250
180-190
1,293
»
0,035
0,037
0,814
0,091
0,031
0,250
200—210
0,814
0,002
0,045
0,033
0,474
0,024
0,015
0,194
220—240
0,934
0,002
0.045
0,016
0,577
0,074
0,024
0,166
260*—280
0,714
Сл.
0,045
0,007
0,451
0,068
0,022
0,097
300-320
1,006
Нет
0,042
0,006
0,652
0,155
0,027
0,092
340—360
0,366
»
0,059
0,004
0,183
0,028
0,007
0,059
380-400
0,254
Сл.
0,051
0,001
0,122
0,024
0,004
0,042
430-460
0,708
»
0,045
0,002
0,450
0,146
0,015
0,032
490—520
0,142
Нет
0,054
0,001
0,040
0,010
0,005
0,026
550-580
0,090
Сл.
0,053
0,001
0,013
0,005
0,003
0,018
Анализы выполнены О. В. Седовой и Т. А. Гевельсон.
вым комплексом почв. Здесь соли сконцентрировались в основном под
солонцами (разр.. 4, до 3,2—3,4%, разр. 1, до 3,6—3,9%) и частично в
каштановых почвах (разр. 3,6). Темноцветные почвы западин полно¬
стью опреснены. В результате этого сплошной контур засоления всего
комплекса почв разрывается. Появляются разрозненные пятна (конту¬
ры) засоленных солонцов и каштановых почв (рис. 4), в которых уве¬
личение содержания солей наблюдается в радиальном направлении от
периферии к центру контура. В этом же направлении происходит гео¬
химическая дифференциация хлоридов и сульфатов, максимальная кон¬
центрация которых обнаруживается по горизонталям контура, в виде
самостоятельных локальных ареалов. При этом горизонты максималь¬
ного скопления солей в солонцах приобретают рыхлое, «псевдопесчаное»
сложение. Объясняется это тем, что по мере развития процесса про¬
странственного перераспределения солей исходный сульфатно-хлорид-
ный ,тип засоления почв постепенно сменяется сульфатным, преимуще¬
ственно сульфатно-натриевым, определяющим рыхлое «псевдопесчаное»
состояние солевого горизонта солонцов. В результате обменных реак¬
ций между исходными и притекающими со стороны растворами (суль¬
фатного и карбонатного состава) в полугидроморфных условиях фор¬
мируются специфические профили скопления карбонатов и гипса, ког¬
да максимум углекислого кальция (5,7—6,4%) находится в более верх¬
них горизонта* (до 1,0 м) засоленных почв по сравнению с максимумом
скопления в этих же почвах сернокислого кальция (на глубине 2,8—
3,6 м, рис. 5).
В автоморфных условиях почвообразования пятнистая стадия го¬
ризонтально-боковой миграции растворов иногда связана с повышен¬
ным содержанием хлоридов в верхней части профиля степных солон¬
цов [8].
На первых двух стадиях процесс перераспределения солей между
почвами микрокомплекса минерализация грунтовых вод колеблется от
1,6—3,9 (под понижениями) до 9,7—11,0 г/л (под повышениями). На
третьей стадии процесса соленость вод резко снижается соответственно
до 0,3—0,5 и до 1,5—2,7 г/л. Это свидетельствует о том, что в начале
развития процесса часть солей из зоны аэрации почв, видимо, поступа¬
ет в грунтовую воду. В дальнейшем этот путь миграции солей ослабева-
22
Рис. 5. Профили распределения карбонатов, гипса и легкорастворимых солей в солон¬
цах на стадии пятнистого контура засоления
А — разр. 4; Б — разр. 36; / — СОг карбонатов; 2 — СО« гипоа; 3 — SO« легкорастворимых солей, %
ет, и в целом запасы солей во всем почвенном комплексе изменяются
мало вследствие их концентрации в-нижних слоях под пятнами солонцов.
Однако по мере увеличения засоленности нижних слоев зоны аэрации
солонцов минерализация грунтовых вод шод ними может вновь увели¬
читься (до 6—8 г/л) в результате растворения новообразованных соле¬
вых аккумуляций.
В схеме процесс перераспределения солей между почвами микро¬
комплекса можно проследить в пределах всей Прикаспийской низмен¬
ности, в зависимости от изменения общей биоклиматической обстанов¬
ки. В направлении с юга на север, по мере увеличения атмосферных
осадков, в условиях автоморфного и полугидроморфного почвообразо¬
вания наблюдается одновременно увеличение степени опреснения запа-
динных почв и увеличение засоленности солонцов. Например, в наибо¬
лее южных и засушливых районах Прикаспийского Заволжья (зона
бурых почв) запасы солей в солонцах меньше, чем запасы солей в со-,
лонцах каштановой зоны при одинаковом механическом составе почвы
[15]. При этом засоленными оказываются одновременно почвы микро-
повышений (до 2,0—2,5%) и почвы микропонижений (до 1,7—2,7%)
[6]. Севернее, в районе Джаныбекского стационара, содержание солей
в значительной части микрозападинных почв уменьшается (до 1,5—
2,0%) и зона опреснения этих почв достигает глубины 1,5—2,5, иногда
3,5 м. Одновременно в соседних солонцах содержание солей повышает¬
ся до 2,8—3,0% (рис. 4, II) (5, 25, 20]. В еще более влажных условиях
северной части Прикаспийской низменности (Кисловская оросительная
система, ВЗО-З) западинные почвы большей частью полностью опрес¬
нены, а в соседних с ними солонцах отмечено наиболее высокое содер¬
жание солей (до 3,2—3,4, иногда до 3,6—3,9%).
Естественно, что постепенное опреснение западинных почв и свя¬
занная с ним усадка грунта, углубление и расширение микропониже-
ний вызывают пространственное смещение почв комплекса и качествен¬
но-количественные изменения в составе почвенных компонентов этих
23
комплексов. Часть из них объединяется в новые, более крупные конту¬
ры. Среди других под влиянием различных причин, в том числе и дея¬
тельности землероев, возникают новые повышения и понижения. Все
это вызывает постоянные изменения и значительное разнообразие мест¬
ных солевы'х аккумуляций в соседних почвах.
Процессы горизонтально-бокового перераспределения солей между
компонентами почвенного комплекса в зависимости от микрорельефа
определяют, кроме уже названных, следующие специфические почвен¬
но-геохимические особенности полупустынной зоны Прикаспийской низ¬
менности.
1. Подсолонцовые горизонты солонцов более засолены, чем почво¬
образующие породы, на которых они формируются, и, по всей вероят¬
ности, более, чем исходные почвы. Кроме того, солонцы, развитые на
участках без развитого или слаборазвитого микрорельефа, менее засо¬
лены, чем почвы, формирующиеся на участках с более выраженным
микрорельефом.
2. Засоленность солонцов может увеличиваться по мере сокращения
их площади в почвенном комплексе. При этом общие запасы солей всех
почв комплекса (вместе с каштановыми и западинньши почвами) мо¬
гут изменяться при исходном непромывном режиме незначительно. По¬
следующее возникновение промывного режима в почвах западин идет
на незасоленном фоне западинных почв.
3. В профиле степных и лугово-степных солонцов местами созда¬
ются солевые аномалии (по В. В. Егорову), выраженные в том, что
скопления хлора располагаются в профиле выше скоплений гипса, а го¬
ризонт карбонатной белоглазки — ниже гипсового горизонта.
Новые данные о путях .перераспределения солей между почвами ком¬
плекса в зависимости от микрорельефа позволяют по-новому рассмот¬
реть некоторые теоретические вопросы почвоведения, в частности, свя¬
занные с происхождением комплексных почв, закономерностями их раз¬
мещения и т. д. Вместе с тем они позволяют /по-иному подойти к поч¬
венно-мелиоративной оценке комплексных земель. При почвенно-мелио¬
ративном районировании подобных территорий (в целях ир¬
ригации) необходимо учитывать не только различия в уровне грунто¬
вых вод, как это делалось раньше, но и (более тщательно) микрорель¬
еф и связанную с ним комплексность почвенного покрова, а также за¬
пасы солей.
При этом на орошаемых участках недостаточно проводить только
планировку поверхности. Более важно принимать специальные меры по
разрушению солонцового /горизонта, что позволит активизировать фрон¬
тально-вертикальные пути удаления солей из солонцов и уменьшить
горизонтально-боковые перемещения, способствующие сохранению пят¬
нистого засоления почв.
Удаление солей из верхних горизонтов почв при разрушенном солон¬
цовом горизонте путем промывок, особых затруднений не представит,
особено если учесть, что большая часть солей в этих горизонтах не свя¬
зана с современным уровнем грунтовых вод. Однако опасность быст¬
рого подъема последних должна во всех случаях учитываться как самое
серьезное препятствие к рациональному использованию в бездренаж-
ных условиях земель с комплексным почвенным покровом в юго-вос¬
точных районах Европейской части страны.
Литература
1. Антипов-Каратаев И Н. Вопросы происхождения и географического рас¬
пространения солонцов СССР. В сб.: Мелиорация солонцов СССР. Изд. АН СССР,
1953.
2. Б о г д а н В. С. Отчет Валуйской сельскохозяйственной станции. СПб., 1900.
3. Б о н д а р е в А. Г. Фильтрационные особенности лочво-грунтов солонцового ком¬
плекса Заволжья. Бюл. Почв, ин-та им. Докучаева, вып. 1, 1967.
24
4. Б о н д а р е в А. Г. Водно-физические свойства почв Заволжья в связи с их оро¬
шением. Почвоведение, 1968, № 7.
5. Большаков А. Ф. Почвы и микрорельеф Прикаспийской низменности. В сб.;
Солонцы Заволжья, вып. 7, 1937.
6. Будина Л. П. Типы солонцовых комплексов. В сб.: Почвы комплексной равни¬
ны Северного Прикаспия и их мелиоративная характеристика. «Наука», 1967.
7 Герасимов И. П. Географические наблюдения в Прикаспии. Изд. АН СССР,
1951.
8. Егоров В. В Солевые аномалии в профиле степных солонцов. Почвоведение,
1967, № 5.
9 Егоров В. В, Зимовец Б. А, Бондарев А. Г. и др. Влияние комплексно¬
сти почвенного покрова на эффективность влагозарядкового орошения по круп¬
ным чекам. Почвоведение, 1965, № 4
10. Егоров В. В., Зимовец Б. А., Бондарев А. Г. и др. Особенности сельско¬
хозяйственного производства на орошаемых комплексных почвах сухостепной зо¬
ны. В сб/ Биологические основы орошаемого земледелия. «Наука», 1967.
11. Жуков М. М. Плиоценовая и четвертичная литология севера Прикаспийской
впадины. В кн.: Проблемы Западного Казахстана, т. 2. Изд. АН СССР, 1945.
12. Зимовец Б. А. Солевые процессы в лугово-степных солонцах Заволжья. В сб:
Мелиорация солонцов. «Наука», 1967.
13. Зимовец Б. А. Изменение мелиоративного состояния земель при орошении в
Южном Заволжье. Почвоведение, 1968, N° 6.
14. И в а н о в а Е. Н. Солонцы каштановой зоны междуречья Волга — Урал. В сб :
Почвы комплексной равнины северного Прикаспия и их мелиоративная характе¬
ристика. «Наука», 1964.
15. Иванова Е. Н. и др. Солонцы полупустынной бурой зоны. В сб.: Генезис и клас¬
сификация полупустынных почв. «Наука», 1966.
16. Каменский Г Н., Гарманов И. В, Богданов Г. Я. и др. Грунтовые во¬
ды Прикаспийской низменности и их режим. Изд. АН СССР, 1960.
17 КовдаВ. А Современные формы засоления почв в Заволжье. В кн • Почвы Ниж¬
него Заволжья как объект ирригации. Изд. АН СССР, 1934.
18. Ков да В. А. Происхождение и режим засоленных почв, т. 1, 2. Изд. АН СССР,
1947.
19. К о в д а В. А Почвы Прикаспийской низменности. Изд. АН СССР, 1951.
20. Ков да В. А. Основы теории и практики мелиорации и освоения засоленных почв
аридной зоны. В кн.: Проблемы засоления почв и водных источников. Изд. АН
СССР, 1960.
21. К о в д а В. А., Большаков А. Ф. Водио-солевой режим Каспийской равнины.
Тр. Всес. конф. физиол. и почвовед, т. 1, Саратов, 1937.
22. Летунов П. А., Долгов С. И., Г а л к ц н И. В. Водные свойства и агромелио¬
ративная характеристика почв. В кн.: Физика почв СССР. Сельхозгиз, 1936.
23. П о л ь с к и й М. Н., Роде А. А. Материалы к изучению водного режима почв
комплексной степи северо-западной части Прикаспийской низменности. Тр. ком-
плексн. эксп. по лесозащитн. развед., т. 2, вып. 3. «Наука», 1952.
24. Род е А. А. Основы учения о почвенной влаге. Гидрометеоиздат, 1965.
25. Роде А. А., Польский М. Н., М а к с и м ю к Г. П. Почвы полупустыни Северо-
Западного Прикаспия и нх мелиорация. Тр. Почв, ин-та им. В. В. Докучаева, т. 56,
1961.
26. Роде А. А. при участии Польского М. Н. Водный режим почв полупустыни.
Изд. АН СССР, 1963.
27. Р о д е А. А. К вопросу о происхождении микрорельефа Прикаспийской низмен¬
ности. Вопросы географии, сб. 33, 1953.
28. Роде А. А. Водный режим некоторых основных типов почв СССР. В кн : Тепло¬
вой и водный режим почв СССР. Изд. АН СССР, 1968.
29. Силин-Бекчурин А. И. Условия формирования соленых вод в аридных зо¬
нах земли. В кн : Проблемы засоления почв и водных источников. Изд. АН СССР,
1960.
30. С т а п р е н с В. Я. Миграция капиллярно-связанной влаги в зоне аэрации. Рига,
1954.
31. С а в а р е н с к и й Ф. II Избр. соч. Изд. АН СССР, 1950.
32. С л а в н ы й Ю. А., К а у р и ч е в а 3. Н. Особенности засоления почв Приволж¬
ской гряды Почвоведение, 1967, N® 5
Дата поступления .
26.V. 1969 г.
Почвенный институт
им. В. В. Докучаева
В. A. ZIMOVET2
GENESIS, ACCUMULATION AND REDISTRIBUTION OF SALTS
IN THE COMPLEX SOILS OF CASPIAN LOWLAND
Three processes are responsible for large salt reserves in solonetzes of Caspian low-
land: salt accumulation under the conditions of past marine and meadow-solonchakous
salinization regime; recent deep salinization from the ground water; recent horizontal-
lateral salt redistribution among the soils of microcomplex.
Three stages of salt redistribution process development have been distinguished
among the soils of micro soil complex; continuous salinization controur, undulate salini¬
zation contour; and spotted salinization contour.
УДК 631.4
В. И. ЧАЛЫШЕВ
СЕРОЦВЕТНЫЕ ПОЧВЫ ГУМИДНОГО КЛИМАТА
УФИМСКОГО ВЕКА ПЕРМСКОГО ПЕРИОДА
Впервые подробно описывается макро- и микроморфология нескольких
ископаемых почв, образование которых происходило 240—245 млн. лет на¬
зад в условиях гумидного климата. Для всех профилей приведены резуль¬
таты механического и химического анализов, а также характеристика гли¬
нистой фракции на основании термического и рентгеноструктурного
анализов. Приведены микрофотографии шлифов из разных горизонтов про¬
филей зрелых почв. Установлено, что наиболее яркой особенностью их
является накопление железа в форме сидерита, связанное, по-видимому,
с высоким содержанием СОг в атмосфере того времени.
Как сообщалось ранее [3], в пермских, в том числе и уфимских, от¬
ложениях Приуралья очень часто встречаются ископаемые почвы. На
крайнем севере Приуралья в уфимском веке1 климат был в общем
влажный и достаточно теплый. На первое указывают общая сероцвет-
ность отложений и присутствие многочисленных и мощных пластов уг¬
лей, а на второе — результаты палеомапнитных исследований [2], со¬
гласно которым этот район располагался примерно под 37° северной
широты, и положение его близ границы с аридной зоной [1]. Первая по¬
ловина уфимского века соответствует времени накопления отложений
Соликамского горизонта, а вторая — шешминского [4].
Ископаемые почвы уфимского века рассматриваемого района наи¬
более полно изучены в разрезе уфимского яруса р. Адзьвы, где они
лучше всего выражены и наименее метаморфизованы. Одна из хорошо
развитых, наиболее зрелых почв описана в обн. 4-41 из верхов пачки
7, относящейся к верхней части Соликамского горизонта [4]. Профиль
этой почвы следующий.
Покрывается углем, контакт которого с почвой резкий.
Гор. А (0—5 см) * *. Буровато-серый, с красноватыми пятнышками,
неслоистый. Под микроскопом представляет собой алеврито-пелитовую
* Уфимский век в абсолютном летосчислении отвечает интервалу времени при¬
мерно 240—245 млн. лет назад.
* Здесь и далее «глубина» представляет собой расстояние от поверхности иско¬
паемой почвы.
26
массу с равномерно рассеянными остроугольными и угловатыми квар¬
цевыми частицами величиной обычно около 0,05 мм и листочками слюд
такого же размера; отмечаются единичные зерна серицитизированных
полевых шпатов, часты углефицированные растительные остатки (кор¬
ней ?). Большая часть почвенной массы образует агрегаты, которые по
соотношению слагающего их пелитового и алевритового материала не
отличаются от вмещающей массы (рис. 1). Наиболее ясно выражен¬
ным отличием агрегатов от вмещающей массы является неизмеримо
меньшее количество в них растительного детрита, поэтому они более
светлые («чистые»), чем межагрегатная почвенная масса. В целом для
горизонта характерно небольшое число агрегатов правильной округлой
или овальной формы, которые являются и наиболее мелкими (в среднем
около 0,3 мм). Более крупные агрегаты (до 2—3 мм) в шлифе имеют
вид светлых бесформенных участков неправильной формы и, по-види¬
мому, являются слипшимися мелкими агрегатами. Они составляют ос¬
новную часть горизонта.
Гор. АВ (5—12 см). Ржаво-зеленоватый от современного выветри¬
вания, неслоистый. Под микроскопом представляет собой алеврито-ле-
литовую массу с мозаикой из участков, обогащенных крупными алеври¬
товыми частицами и обедненных или почти лишенных их. Терригенные
частицы, представленные кварцем и единичными в разной степени се-
рицитизированными полевыми шпатами, встречаются значительно чаще,
и они крупнее, чем в вышележащем горизонте. Наоборот, растительно¬
го детрита здесь значительно меньше. В шлифе отмечен тонкий (около
0,01 мм) унифицированный корешок, отходящий от остатка более тол¬
стого корешка, а также разветвляющиеся корневые «пустоты» диамет¬
ром 0,3—0,6 мм, протягивающиеся через весь шлиф (около 2,5 см), вы¬
полненные почвенной массой. От одной из корневых «пустот» отходит
тонкий углефицированный корешок. Почва, окружающая корневые «пу¬
стоты», пропитана гидроокислами железа.
В шлифе часто встречается оптически ориентированная глина как
типа прорастания (спутанноволокнистая и струйчатая), так и в виде
отдельных мелких (доли мм) выделений, а участки, обедненные терри-
генным материалом, либо почти целиком, либо в существенной части
сложены такой глиной. В отдельных участках шлифа наблюдаются
скопления более или менее округлых сгустков гидроокислов железа
(окислившиеся в современных условиях сферолиты сидерита), которые
тяготеют к оптически ориентированной глине. Многие сгустки окаймля¬
ют корневые «пустоты», а некоторые из них находятся внутри этих «пу¬
стот»* Отмечаются единичные выделения сульфидов железа. Встречен
новообразованный сферолит халцедона диаметром 0,05 мм.
Гор. Bi (12—80 см). В верхней части ржаво-желтый от современно¬
го выветривания, в средней — буровато-желто-зеленоватый, а в ниж¬
ней — желтовато-зеленоватый, неслоистый, на «глубине» 55 см содер¬
жит редкие мелкие конкреции сидерита. Отмечаются обугленные остат¬
ки корней. Под микроскопом представляет собой алеврито-'пелитовую
массу с многочисленными равномерно рассеянными терригенными час¬
тицами (кварц, редко в разной степени серицитизированные и почти
свежие полевые шпаты, слюды).
Во всех шлифах горизонта часто отмечается оптически ориентиро¬
ванная глина, желтовато-зеленоватая при одном николе и желтая при
скрещенных николях. Она опутанноволокнистая или струйчатая, типа
прорастания, а также в виде более или менее чистых и хорошо отграни¬
ченных выделений различной формы величиной до 1 мм.
Во всех шлифах горизонта видны также многочисленные, часто пе¬
реполняющие породу изолированные или соединяющиеся в агрегаты
сферолиты сидерита величиной от 0,1 до 0,5 мм (рис. 1). Вследствие
современного выветривания сферолиты находятся на всех стадиях окис-
27
Рис. 1. Микроморфологический профиль почвы обн. 4-41. Циф¬
ры— номера образцов; ув. 25
ления: от одетых тонкой корочкой гидроокислов железа до целиком со¬
стоящих из окислов железа и, конечно, потерявших сферолитовую
структуру. Среди сферолитов более или менее отчетливо выделяются
две разновидности. Первая — сферолиты не вполне правильной формы,
в шлифе часто имеющие вид пятен, сложенные пелитоморфным сидери¬
том и дающие едва заметный черный крест в скрещенных николях. Вто¬
рая разновидность — сферолиты правильной округлой формы, часто с
пережимом в средней части, возникшим вследствие сноповидного рас¬
щепления кристалла. Последнее наводит на мысль, что сидерит в та¬
28
ких сферолитах замещает какой-то другой минерал, предположительно
шамозит. Сидерит в сферолитах этой разновидности очень чистый, при
скрещенных николях 'наблюдается четкий черный крест. У сферолитов
иногда проявляется концентрическая зональность.
Внутри сферолитов иногда отмечаются терригенные частички квар¬
ца, а также кристаллики и бесформенные выделения сульфидов желе¬
за. Последние в виде скоплений мелких шаликов изредка встречаются
и во вмещающей породе. Кроме сфролитов отмечаются немногочислен¬
ные мелкие (до 0,05x0,10 мм) прямоугольные или в виде параллело¬
граммов кристаллы сидерита, также окисленные с поверхности. В двух
шлифах из верхней половины горизонта встречаются единичные сферо-
литы халцедона величиной 0,1—0,2 мм.
Сидеритовые конкреции горизонта мелкие (несколько см в диамет¬
ре), с поверхности покрыты окислами железа. Под микроскопом видно,
что они представляют собой серую пелитоморфную массу, которая в
скрещенных николях обнаруживает более или менее ясно выражен¬
ную сферолитовую структуру. «Сферолитовость» здесь в основном та¬
кая же, как у сферолитов первой разновидности, и только изредка
встречаются части сферолитов второй разновидности. В конкрециях ча¬
сто встречается хлорит в виде выделений оптически ориентированной
глины. В наиболее крупных выделениях хлорит полностью или в зна¬
чительной части превратился в белую пелитоморфную каолиновую мас¬
су с многочисленными вермикулитовидны м.и каолиновыми частицами и
с реликтами хлорита (рис. 1). Во всех выделениях отмечаются, иногда
многочисленные, включения мелких кристалликов сидерита, а в одном
шлифе встречен .ромбик халцедона (по сидериту?). В сидеритовой массе
встречается многочисленная вкрапленность сульфидов, которые внутри
выделений хлорита не отмечаются.
Гор. В2 (80—188 см). Неслоистая, с поверхности зеленоватая от со¬
временного выветривания, а внутри голубовато-серая алевритовая
(макроскопически песчано-алевритовая) порода с включениями, неред¬
ко гнездообразными, разлагающихся сферолитов сидерита, количество
которых уменьшается книзу. Отмечаются редкие остатки углефициро-
ванных корней. Микроморфологически этот горизонт аналогичен выше¬
лежащему. Отличия заключаются лишь в том, что здесь меньше сферо¬
литов сидерита, и они более мелкие (в нижней части горизонта обыч¬
но около 0,1—0,2 мм), также меньше оптически ориентированной гли¬
ны и сульфидов, а терригенного материала больше, и он более круп¬
ный.
Гор. ВС (188—225 см). Зеленоватая макроскопически песчано-алев¬
ритовая, а согласно механическому анализу, глинисто-алевритовая по¬
рода с намечающейся горизонтальной слоистостью. Судя по шлифу из
нижней части горизонта, здесь еще встречаются оптически ориентиро¬
ванная глина и единичные мелкие выделения сульфидов.
Гор. С (глубже 225 см). Почти не измененная материнская песчано-
глинисто-алевритовая порода зеленовато-серого цвета горизонтально¬
слоистая. Терригенная часть ее представлена главным образом квар¬
цем и слюдами, нередки также полевые шпаты. Много содержится ра¬
стительного детрита седиментационного происхождения. В самой верх¬
ней части отмечаются изредка мелкие выделения оптически ориентиро¬
ванной глины, а также шарики халцедона и сульфидов.
Результаты механического анализа изученной почвы сведены в
табл. 1. Из них следует, что во всех верхних горизонтах почвы до гор.
В| включительно содержание глинистой фракции намного больше, чем
в нижележащих горизонтах (большое содержание этой фракции в об¬
разце 10, возможно, седиментационного происхождения, и этот резуль¬
тат не принимается в расчет). Сопоставив этот факт с наблюдениями
по шлифам, можно сделать вывод, что в процессе почвообразования
29
Таблица 1
Механический состав некоторых почв уфимского яруса Перми р. Адзьвы
(аналитик Г. Н. Модянова)
Номер
обна¬
жения
Гори¬
зонт
«Глубина»,
см
Номер
образ¬
ца
Удель¬
ный
вес
Потеря
от об¬
работ¬
ки НС1
Содержание фракций. %; размер частиц, мм
->1.0
1,0—
0,25
0.25—
0.05
0,05—
0.01
0.01—
0.005
0.005—
0.001
<0.001
4-40
А'
0-3
19
2,36
3,37
0,00
1,18
1,54
22,70
8,58
18,97
43,66
А*
7—11
18
2,30
3,20
0,00
0,03
1,22
20,39
9,04
22,55
43,57
В,
13-17
17
2,44
1,33
0,00
0,00
7,74
9,03
6,55
24,46
50,89
в;
28-32
16
2,44
1,55
1,23
1,00
11,09
9,59
6,87
23,91
44,76
в;
65—70
15
2,64
4,56
0,00
0,22
3,66
10,92
12,81
33,10
34,73
в;
115-120
14
2,76
5,78
0,00
1,16
6,47
9,48
9,45
32,65
35,01
в;
165-170
13
2,80
5,21
0,06
2,42
13,10
19,01
9,57
26,68
23,95
в;
212-217
12
2,80
6,22
1,89
6,75
14,42
22,03
9,49
20,44
18,76
вс
264—267
И
2,77
5,16
0,00
0,04
4,85
6,96
14,69
46,91
21,39
с
285-290
9
2,72
5,94
0,00
0,11
4,61
7,55
14,53
45,68
21,58
4-41
А
0—5
1
2,59
2,00
0,19
1,35
40,83
3,68
2,57
17,21
32,17
АВ
5—10
2
2,25
0,06
0,82
1,49
9,69
25,75
14,99
18,76
28,44
Bt
15-20
3
2,78
0,40
1,05
23,41
20,49
24,15
6,60
13,04
10,86
в;
30—35
4
2,68
1,55
0,27
20,79
19,37
14,49
7,41
18,25
17,87
Bi
45-50
5
2,72
4,32
0,89
36,61
10,96
12,30
5,83
12,96
16,13
Bi
68—72
7
2,68
1,41
0,61
17,10
20,69
19,83
5,55
17,12
17,69
в2
95—100
8
2,76
2,26
0,03
4,74
43,72
22,43
5,76
11,87
9,19
в2
173—177
9
2,78
0,01
5,63
10,27
21,55
32,08
8,46
12,92
9,08
ВС
220-225
10
2,56
2,58
0,00
0,04
20,39
38,79
6,08
10,59
21,53
с
225—230
11
2,39
0,31
0,01
0,15
28,81
35,98
9,51
16,45
8,78
4-376
А
0-2
3
2,38
2,87
0,00
0,18
1,12
19,84
12,21
40,18
23,60
ВС
6-9
5
2,60
4,72
0,00
0,20
0,66
14,67
17,09
41,80
20,86
ВС
17-20
6
2,43
2,14
0,00
0,17
1,91
20,25
10,26
45,07
20,20
А
0-3
7
2,53
4,80
0,09
0,86
2,64
12,76
16,69
42,37
19,79
С
5—9
8
2,53
4,44
0,00
0,01
3,34
24,43
14,57
35,12
18,09
С
25—28
9
2,58
3,78
0,00
0,05
9,49
19,26
14,20
34,32
18,90
А
0-2
10
2,53
3,83
0,00
0,07
3,51
25,32
14,54
30,49
22,24
А
7-10
И
2,59
3,96
0,00
0,04
4,47
26,25
17,85
29,73
17,07
Bi
15-20
12
2,75
4,52
0,00
0,74
23,65
33,21
8,51
17,59
11,78
происходил и распад более крупных фракций, и интенсивное оглинение
верхних (горизонтов почвы.
Просмотр под бинокуляром фракций >0,1 мм показал, что они со¬
стоят почти полностью из окислившихся в разной степени сферолитов
сидерита. Пересчет результатов механического анализа с исключением
этих фракций подтвердил увеличение глинистой фракции вверх по поч¬
венному профилю, сильно увеличив ее абсолютное содержание в гор. Bj.
После пересчета выявилось также увеличение в гор. Bi и содержания
фракций 0,01—0,001 мм по сравнению с ниже- и особенно вышележащи^
ми горизонтами за счет соответствующего уменьшения йлевритовой
фракции: Таким образом, оглинение гор. А, АВ и Bi в результате пере¬
счета выявилось еще более явственно.
Как видно из данных валового анализа почвы, поведение различных
элементов по профилю различно (табл. 2). Так, количество органиче¬
ского углерода2 уже в гор. Bt заметно больше, чем в материнской поро¬
де (повышенное содержание его в образце с глубины 225—230 см, ве¬
роятно, седиментационного происхождения). Особенно же много Сорг ,
как и следовало ожидать, в гор. А. В гор. АВ и Bi заметно больше и
кремнекислоты, что становится ясным после пересчета на безжелези-
2 Органический углерод определяли на аппарате Кноппа методом мокрого сжи¬
гания.
30
Валовой состав некоторых почв уфимовского яруса р. Адловы, % на прокален, ную навеску
(аналитики И. А Репина, Е. Ф. Шарыгина и А. А. Половцева)
Таблица 3"
Hovep
обна¬
жения
Гори¬
зонт
Глубина,
см
Номер
образца
^озг
со,
Потеря
при прока¬
ливании
SlDs
А1,Оа
Fe*9a
тю,
СаЭ
MgO
MnO
Р«Оэ
К £>
NajO
SIO,
A]jOs
SiO*
Fe,03
SiO,
RiO*
4-40
А'
0-3
19
2,53
0,05
14,58
59,86
25,13
6,03
1,11
1,92
2,67
0,02
0,49
1,83
0,47
4,05
26,94
3,36
А"
7-11
18
0,48
0,03
10,88
62,23
22,86
7,46
1,22
0,80
3,01
0,05
0,06
1,50
0,38
4,62
22,54
3,64
в,
13—17
17
0,76
0,06
11,78
61,73
24,78
6,12
1,18
0,89
2,78
0,03
0,14
1,48
0,43
4,24
29,37
3,60
в;
28-32
16
0,38
0,09
11,38
62,59
25,32
6,09
1,21
1,00
2,11
0,11
0,05
1,51
0,55
4,22
27,44
3,46
в;
65-70
15
0,23
0,19
10,30
62,21
21,28
9,33
1,15
0,99
1,94
0,10
0,08
1,49
0,80
4,98
18,03
3,83
в;
115-120
14
0,36
0,24
11,24
60,38
22,42
9,84
1,09
0,89
2,79
0,08
0,23
1,75
0,35
4,59
16,49
3,43
в;
165-170
13
0,18
0,37
10,44
62,72
21,81
9,31
1,27
1,19
1,83
0,07
0,07
1,35
1,05
4,43
18,01
3,65
в*
212-217
12
конкр.
0,30
6,08
18,30
38,13
12,16
42,13
0,76
1,83
1,36
1,65
0,57
0,91
0,71
5,36
2,45
1,62
ВС
264-267
И
0,34
0,05
9,92
62,29
20,69
8,08
1,27
1,31
2,65
0,04
0,09
1,76
1,34
5,13
20,76
3,88
с
285-290
9
0,24
0,05
10,06
61,95
19,22
9,27
1,07
1,39
3,12
0,04
0,09
2,94
0,92
5,48
20,23
4,09
4-41
А
0-1
1
2,20
0,02
13,22
64,69
22,81
6,16
1,22
0,29
1,04
0,08
1,59
0,63
4,80
27,00
3,86
АВ
5—10
2
0,28
0,08
11,00
60,69
18,65
15,18
1,09
1,22
1,18
0,22
0,75
0,45
5,61
11,22
3,48
Bi
15-20
3
0,34
1,48
13,88
35,62
10,52
50,49
0,65
0,72
0,65
0,34
0,47
0,42
5,90
1,84
1,37
Bi
30-35
4
0,20
3,65
12,54
53,17
15,29
25,75
0,96
1,24
0,89
0,18
0,71
0,45
5,86
5,50
2,75
Bi
45-50
5
0,28
8,81
16,68
44,08
13,09
38,81
0,74
0,56
0,75
0,35
0,72
0,44
5,62
3,04
1,92
Bi
68—72
7
0,14
11,68
16,90
44,75
11,52
37,46
0,68
1,80
0,94
0,25
0,78
0,48
6,73
3,08
2,05
в2
95-100
8
0,13
1,49
9,06
61,89
15,52
14,56
0,97
0,92
1,67
0,06
1,66
1,22
6,87
11,44
4,12
в2
173-177
9
0,16
0,54
10,76
57,39
17,45
16,98
1,02
1,04
2,41
0,25
1,87
1,14
5,59
9,00
3,32
в2
173—177
9 конкр.
0,13
4,88
14,56
42,42
11,75
38,26
0,66
1,75
2,02
0,50
1,34
0,83
5,92
2,96
1,92
ВС
220—225
10
0,17
0,06
7,06
69,34
18,21
4,55
0,92
0,93
1,69
0,17
2,20
1,82
6,39
57,50
5,22
С
225-230
11
0,69
0,04
7,42
69,25
17,64
5,30
0,96
1,50
1,75
0,17
2,20
0,86
6,68
34,48
5,29
4-376
А
0-2
3
2,64
0,05
13,20
62,97
19,35
7,71
0,92
1,11
3,42
0,55
2,05
1,28
5,53
21,69
4,38
А
3-5
4
1,23
0,06
10,66
62,97
19,25
7,89
1,01
1,90
2,85
0,31
2,24
1,32
5,55
21,32
4,19
ВС
6-9
5
0,95
0,07
10,20
63,37
19,73
7,69
1,01
1,04
3,26
0,18
2,17
1,45
5,45
22,07
4,13
ВС
17-20
6
1,01
0,03
10,30
62,24
20,45
7,70
1,08
1,04
3,53
0,22
2,23
1,45
5,17
21,65
3,96
А
0-3
7
2,16
0,03
12,20
62,89
20,31
7,11
1,01
1,58
3,16
0,71
2,20
1,25
5,26
23,62
4,09
С
5-9
8
0,82
0,11
10,10
62,80
19,74
7,44
Fe203 FeO
1,07
1,38
3,21
0,18
2,17
1,43
5,41
22,40
4,13
С
25-28
9
0,74
0,05
11,05
63,37
19,36
6,11
1,71
1,03
1,05
3,17
0,02
0,19
2,17
1,35
5,56
21,36
4,18
А
0-2
10
2,16
0,04
13,59
64,02
19,17
5,24
1,79
1,04
0,91
3,32
0,02
0,38
1,97
1,73
5,66
23,66
4,33
А
7—10
11
0,64
0,14
10,81
62,69
18,97
6,42
1,66
1,00
1,12
3,51
0,04
0,21
1,85
1,88
5,61
20,26
4,18
В
15-2
12
•‘,54
0,25
9,69
65,78
17,84
6,09
1,48
0,95
0,87
2,83
0,06
0,20
1,90
2,05
6,27
22,50
4,71
стую почву. Содержание алюминия постепенно увеличивается снизу
вверх и достигает максимума в самом верхнем горизонте. Для гор. Bi
и В2 рассматриваемой почвы весьма характерно высокое содержание
железа; согласно микроскопии — в форме сидерита. Существенных из¬
менений по профилю в содержании кальция, магния, марганца и тита¬
на не наблюдается. Очень показательно поведение калия и натрия по
профилю почвы. По мере движения вверх от материнской породы jcp-
личество этих элементов последовательно уменьшается и только в
гор. А наблюдается некоторое увеличение, очевидно, вследствие био¬
генного накопления.
Таким образом,, в процессе почвообразования в гор. А происходило
накопление органических веществ, а также калия и натрия. В этом
же горизонте, в гор. АВ и Bi происходило и некоторое накопление алю-
МрИния. В гор. Bi и В2 шло интенсивное накопление железа, настолько
интенсивное, что приходится допустить принос его со стороны, по-види-
мому, с более возвышенных участков. Напротив, калий и натрий в
результате жизнедеятельности растений выносились из этих гори¬
зонтов.
Кроме почвы в целом было предпринято изучение ее глинистой
фракции <0,001 мм при помощи термического и рентген-дифрактоме-
тричеокого методов3. Согласно полученным результатам, в материнской
породе почвы (образцы с глубин 220—225 и 225—230 см) устанавли¬
вается присутствие смешаннослойного минерала типа гидрослюда-монт¬
мориллонит с преобладанием лабильных пакетов (четко выраженные
рефлексы в области 12,20 А у воздушно-сухого образца, смещающиеся
при насыщении глицерином к 17,80 А, а при прокаливании к 10,00 А),
каолинита (рефлексы при 7,16 и 3,56 А, исчезающие при нагревании) и
небольшого количества гидрослюд (рефлексы 10,00 А, разрешающиеся
при насыщении образца глицерином).
Вверх по профилю почвы состав глинистой части ее постепенно ме¬
няется. Так, диффузный пик воздушно-сухих препаратов из области
12,20 А постепенно переходит в область 14 А. Вместе с этим уменьшает¬
ся количество разбухающего компонента, что видно по исчезновению
рефлексов в области 17,80 А в образцах, насыщенных глицерином. На
это указывает и увеличивающаяся диффузность в области 10—11 А у
прокаленных препаратов. Все это свидетельствует о том, что монтмо¬
риллонит в процессе почвообразования перестраивался. Вверх по про¬
филю постепенно исчезает и гидрослюда, а количество каолинита, на¬
против, увеличивается. Последнее устанавливается по увеличению от¬
носительной интенсивности рефлексов 7,16 и 3,56 А и подтверждается
тем, что каолинитовые эффекты у всех термограмм для образцов в тол¬
ще почвы 0—72 см выражены очень четко.
В верхней части профиля почвы (0—20 см) присутствуют, по-види-
мому, диоктаэдрический алюминиевый хлорит (наличие пиков при 14 А
у воздушно-сухих и насыщенных глицерином препаратов и диффузные
рефлексы в области 12 А). О том, что это не триоктаэдрический хлорит,
свидетельствует отсутствие пика при 14 А у прокаленных образцов, а о
том, что это не вермикулит, для которого также характерны первые два
рефлекса, говорит отсутствие пика у прокаленных препаратов при 10 А.
Диоктаэдрический алюминиевый хлорит в описываемой почве пред¬
ставляет собой, вероятно, какую-то промежуточную фазу в процессе
превращения монтмориллонита в каолинит. Реальность такой фазы при
превращении монтмориллонита в колинит доказана экспериментально
[6]. Экспериментально же доказана и возможность образования хлори¬
та из монтомориллонита [5].
3 Термический анализ выполнен Г. Я. Тысячной, а рентгеноструктурный —
В. В. Хлыбовым.
-32
Приведенные данные свидетельствуют о том, что материнская по¬
рода описанной почвы в процессе почвообразования претерпела су¬
щественные изменения. Физические изменения выразились в том, что
исчезла слоистость, присущая материнской породе, значительно изме¬
нился механический состав в сторону большей глинистости, несколько
уменьшился удельный вес, в гор. А появились многочисленные почвен¬
ные агрегаты, а в гор. АВ, Вь В2 и ВС — выделения оптически ориенти¬
рованной глины. Большие изменения произошли и в минеральном со¬
ставе. Почвообразовательные процессы обусловили глубокую перест¬
ройку глинистых минералов материнской породы, вследствие чего в
верхних горизонтах почв исчезли монтмориллонит и слюда и образова¬
лись новые глинистые минералы: каолинит и диоктаэдрический алюми¬
ниевый хлорит. Произошли заметные преобразования полевых шпатов,
появились новообразования кремнезема и пирита. Особенно замеча¬
тельно исключительно большое накопление железа в форме сидерита.
Последнее является, вероятно, следствием того, что атмосфера, а следо¬
вательно, и почвы в то время содержали значительно большее количе¬
ство С02, чем- современная атмосфера. В соответствии с изменения¬
ми минералогического состава существенно изменился и хими¬
ческий состав. Подобные изменения характерны для современных
зрелых почв, формирующихся в условиях теплого и влажного
климата.
Кроме описанной почвы на ручье Нэлыня-шоре в обн. 4-376 из ниж¬
ней части Соликамского горизонта (пачка 4 разреза р. Адзьвы) было
изучено несколько маломощных почв, значительно менее зрелых, чем
описанная, и формировавшихся, по-видимому, в несколько иных усло¬
виях. Профили трех из них, располагающихся одна над другой, начи¬
ная с верхней, имеют следующее строение.
Покрыта серой тонкослоистой глинистой породой.
Гор. А (0—6 см). Темно-серый вверху, где отмечаются многочислен¬
ные светлые пятнышки величиной до 2X3 мм, и более светлый внизу,
в общем горизонтально-слоистый. Микроморфологически верхняя
часть этого горизонта представляет собой буровато-черную алеврито-
пелитовую массу с обильным углефицированным растительным детри¬
том и обрывками корешков (?). На фоне общей массы резко выделяют¬
ся многочисленные светлые и буроватые агрегаты величиной до 1,5—
2,0 мм, обычно более или менее округлые и с небольшим количеством
растительного детрита. Большинство атрегатов, особенно крупных, по
соотношению глинистого и террнгенного материала не отличается от
вмещающей почвенной массы. Агрегаты (обычно мелкие) более глини¬
стые, чем вмещающая масса, сравнительно немногочисленны. Некото¬
рые агрегаты сложные: они включают в себя более мелкие, чисто гли¬
нистые агрегаты. Отмечается и оптически ориентированная глина типа
прорастания. Терригенные частицы мелкоалевритового размера, пред¬
ставлены они кварцем. Отмечаются редкие мелкие выделения сульфи¬
дов.
Нижняя часть описываемого горизонта микроморфологически отлича¬
ется от верхней меньшим количеством террнгенного материала и более
глинистым составом агрегатов, зачастую плохо выраженных. В меж¬
агрегатных промежутках здесь нередки выделения сульфидов, мель¬
чайшие жилки которых иногда проникают в трещинки растительного
детрита. Сульфиды изредка в виде скоплений мельчайших шариков
или в виде отдельных шариков. В целом их здесь намного больше, чем
в верхней части горизонта.
Гор. ВС (6—20 см). Голубовато-серая, почти не измененная алев-
рито-пелитовая, а в нижней части пелитовая материнская порода. Кон¬
такт ее с нижележащей почвой резкий. Микроскопически в ее нижней
части обнаруживается довольно много сульфидов как в виде бесформен- 33 Почвоведение, № 5
33
ных выделений величиной до 0,08X0,25 мм, так и в виде мелких шариков,
часто сливающихся в агрегаты.
Гор. А (0—3 см). Темно-серый, с многочисленными более светлыми
пятнышками величиной до 2X4 мм. Под микроскопом представляет со¬
бой пелито-алевритовую породу с немногочисленным унифицирован¬
ным и частично кутиниэированным детритом и с обильными глинисты¬
ми агрегатами величиной до 2 мм. Замечательной особенностью многих
глинистых агрегатов этого горизонта является ясно выраженное непра¬
вильно концентрическое сложение. Это свидетельствует, по-видимо¬
му, о том, что агрегаты при своем формировании обрастали все
новыми и новыми оболочками из глинистого материала и пред¬
ставляют собой выделения глины типа оптически ориентированной
глины.
Терригенные зерна мелкопесчаного, крупно- и среднеалевритового
размера, большей частью угловатые. Они представлены кварцем, поле¬
выми шпатами, в разной степени серицитизированными, немногочислен¬
ными слюдами, хлоритами и некоторыми другими минералами. Встре¬
чен один эллиптический оолит хлорита величиной 0,05x0,08 мм. Отме¬
чаются также немногочисленные сгустки окислов железа, красных в
отраженном свете.
Гор. С (3—28 см). Голубовато-серая, почти н.е измененная алеврито-
пелитовая материнская порода с большим количествам растительного
детрита седиментационного происхождения, в низах микрослоистая.
Терригенных частиц алевритового, л особенно песчаного размера здесь
очень мало. Нередко мелкие выделения сульфидов. Контакт с нижеле¬
жащей почвой резкий.
Гор. А (0—10 см). Темно-серый до черного с мелкими светлыми пят¬
нышками вверху и более светлый внизу, с намечающейся горизонталь¬
ной слоистостью. Верхняя часть этого горизонта под микроокопом пред¬
ставляет собой алеврито-иелитовую маосу с многочисленным! углефици-
рованным, а частью кутиниэированным растительным детритом. Часто
встречаются агрегаты различной формы величиной до 1 мм. Одни из
них по составу такие же, как вмещающая почвенная масса, только бо¬
лее светлые, другие почти чисто глинистые. Часто встречаются оптиче¬
ски ориентированная глина типа прорастания и плохо отграниченные
от вмещающей массы выделения ее, иногда в виде жилок толщиной до
0,2—0,3 и длиной до 5—6 мм. Здесь ясно видно, что некоторые глини¬
стые агрегаты сложены глиной, в той или иной степени оптически ориен¬
тированной.
В нижней части описываемого горизонта агрегаты очень мелкие и
только глинистого состава, они заметно ожелезнены (желтые в отражен¬
ном свете).
Терригенный материал алевритового размера, с небольшой при¬
месью мелкопесчаного. Он представлен главным образом кварцем и не¬
большим количеством частично серицитизированных полевых шпатов.
Отмечаются редкие мелкие выделения гидроокислов железа, желтых в
отраженном свете, а также сульфидов величиной до 0,07X0,3 мм.
Гор. В (глубже 10 см). Горизонтально-слоистая зеленовато-серая
песчано-алеврито-иелитовая порода с мелкими точками желтых гидро¬
окислов железа. Под микроскопом это песчано-алеврито-пелитовая мас¬
са с многочисленными сгустками сидерита величиной до 0,5 мм, с опти¬
чески ориентированной глиной типа прорастания, мелкими выделения¬
ми ее, а также небольшими жилками, сложенными ею. Изредка отме¬
чаются мелкие выделения сульфидов.
Терригеиные зерна главным образом кварцевые и полевошпатовые.
У последних можно проследить все стадии разложения. Нередки также
слюды и травяно-зеленые хлориты. Отмечаются единичные зерна эф-
фузивов.
34
Рис. 2. Микроморфологический профиль почвы обн. 4-40. Циф¬
ры — номера образцов; ув. 25
Выделения сидерита обычно неправильной формы, реже более или
менее округлые. Они сложены пелитоморфным сидеритом с большим
или меньшим количеством мельчайших удлиненных кристалликов. От¬
дельные более или менее вытянутые сгустки почти полностью состоят
,13 таких кристалликов, ориентированных в одном направлении (попе¬
речном относительно длинной оси сгустка). Намечается также раополо-.
жение этих кристалликов в виде рядов. Такие сгустки представляют
собой как *бы части гигантских сферолитов.
3*
?5
Как видно из данных табл. 1, в этих почвах наблюдается явствен¬
ное увеличение количества глинистого материала вверх по профилям за
счет уменьшения содержания более крупных фракций, т. е. в процессе
почвообразования происходило оглинеиие верхних горизонтов.
Изменения по профилю в химическом составе выражены слабо
(табл. 2). Только органический углерод и фосфор накапливались в гор.
А в большом количестве, а натрий выносился.
Судя по результатам анализов, никаких существенных изменений не
происходило в процессе почвообразования и с глинистыми минералами.
Так, во всех образцах глинистой фракции почв устанавливается хлорит
(рефлексы 14,20; 7,10 и 3,55А у воздушно-сухих препаратов и 14А — у
прокаленных). То, что пики 7,10 и 3,55А хлоритовые, а не каолинитовые,
подтверждается термическим анализом глинистой фракции, который не
показывает наличия каолинита. Кроме хлорита фиксируются также
гидрослюда (больше в верхних двух почвах и меньше в нижней) и не¬
которое количество монтмориллонита и неупорядоченного смешанно¬
слойного минерала типа гидрослюда-монтморилланит.
Как видно из изложенного, химический и минеральный состав ма¬
теринских пород почв обн. Ч-37а в процессе почвообразования не пре¬
терпел каких-либо существенных изменений в результате кратковремен¬
ности процессов почвообразования.
В шеишииском горизонте уфимского яруса одна из наиболее зрелых
почв описана в обн. 4-40 (верхняя часть горизонта, верхи пачки 16 раз¬
реза р. Адзьвы). Ниже дано описание профиля этой почвы. Покрыта
маломощным прослоем углистой глины, контакт которой с почвой рез¬
кий. Выше глины пласт угля.
Гор. А' (0—б см). Темно-серый, неслоистый, со светло-серыми пят¬
нышками. Под микроскопом представляет собой глинисто-алевритовую
массу с равномерно рассеянными остроугольными и угловатыми квар¬
цевыми частицами алевритового размера и многочисленным углефици-
рованным растительным детритом, среди которого встречаются и ос¬
татки корешков. Почвенная масса агрегирована, величина агрегатов
от десятых и даже сотых долей до нескольких миллиметров (рис. 2).
Форма их различная, но большей частью они более или менее округ¬
лые. Подавляющее большинство агрегатов по соотношению пелйтово-
го и алевритового материала не отличается от вмещающей массы, и
только некоторые из них, преимущественно мелкие, почти чисто пели-
товые. Все агрегаты по сравнению с вмещающей массой более чистые и
светлые вследствие меньшего количества в них органического вещества.
Гор. А" (5—12 см). Светло-серый (обесцвеченный), неслоистый.
В шлифе из нижней части этого горизонта видна почти оплошная гли¬
нистая масса, различные участки которой оптически разно ориентиро¬
ваны, с немногочисленным мелким растительным детритом и кореш¬
ками.
Гор. В) (12—17 см). Темно-серый, неслоистый. В шлифе — алеврито¬
глинистая масса, частично агрегированная, с обильными выделениями
оптически ориентированной глины как в виде прорастаний, так и в виде
отдельных выделений различной формы величиной до 2 мм. И в прора¬
станиях, и в выделениях оптическая ориентировка глины примерно одна
и та же. Некоторые выделения по всем своим характерным особенно¬
стям совершенно аналогичны глинистым агрегатам. Терригенный мате¬
риал представлен кварцем и редкими листочками слюд. Отмечается ра¬
стительный детрит, а изредка остатки корешков.
Гор. Bj (17—120 см). Зеленовато-серый, неясно горизонтально-слои¬
стый, с ржаво-желтыми от окислов железа пятнами. Под микроскопом
это алеврито-глинистая масса с терригенным материалом, представлен¬
ным угловатыми и остроугольными частицами кварца, а также редки¬
ми листочками слюд. В промежутках между зернами встречаются мель¬
36
чайшие, но обильные выделения ярко-зеленого хлорита. По всему гори¬
зонту в шлифах отмечаются многочисленные и разнообразные выделе¬
ния оптически ориентированной глины (рис. 2), а также многочислен¬
ные, часто в виде сгущений, в разной .степени окислившиеся оферолиты
диаметром около 0,1—0,2 мм. Почти все оферолиты с ясно выраженным
пережимом в средней части, являющимся результатом сноповидного
расщепления кристалла. В не полностью окислившихся оферолитах
внутри видно светлое пелитоморфно-разнокристаллическое хлоритовое
вещество, похожее на шамозит (рис. 2). Встречаются также мелкие вы¬
деления сульфидов обычно внутри оферолитов.
Гор. Bj (120—220 см). Аналогичен лежащему выше. Отличия за¬
ключаются в том, что терригенного материала здесь больше и он в об¬
щем крупнее, тогда как выделений оптически ориентированной глины
значительно меньше (особенно в ниж(ней части горизонта). Здесь уже
отмечаются полевые шпаты, но все они в значительной степени серици-
тизированы. Часто встречаются зерна хлорита. Количество окисливших¬
ся оферолитов также велико, как и в лежащем выше горизонте, (причем
внутри их нередко отмечается сидерит. Скопления оферолитов иногда
образуют мелкие конкреции. Внутри оферолитов нередки выделения
сульфидов.
Гор. ВС (220—270 см). Во всех отношениях аналогичен вышележа¬
щему горизонту, только отсутствуют оферолиты сидерита. В нижней ча¬
сти горизонта, однако, отмечаются мелкие глинисто-алеврито-сфероли-
то-сидеритовые конкреции, в глинисто- алевритовых участках которых
встречаются, иногда, многочисленные, выделения сульфидов.
Гор. С (глубже 270 см). Зеленовато-серая алеврито-глинистая по¬
рода.
Согласно результатам механического анализа (табл. 1), в описанной
почве, как и в других, наблюдается ясно выраженное оглинение верх¬
них горизонтов, вследствие чего глинистой фракции в них намного боль¬
ше, чем «в материнской породе. Но, кроме того, в этой почве на фоне
общего увеличения глинистой фракции отмечается еще и максимум в
содержании ее на «глубине» 13—17 см. Это связано, вероятно, с тем,
что, помимо накопления глинистого материала в верхних горизонтах,
происходило также перемещение его, т. е. в этой (почве протекали про¬
цессы лессиважа. Просмотр под бинокуляром песчаных фракций (1,0—
0,1 мм) показал, что во всех образцах гор. В2 эти фракции почти (пол¬
ностью .состоят из окисленных оферолитов.
Как видно по результатам химического анализа (табл. 2), кроме
глины происходило также иллювиирование органического вещества, что
и определило темный цвет гор. В|. В гор. A', A", Bj и в верхней части
гор. В'2 этой почвы алюминия содержится несколько больше, чем в ни¬
жележащих горизонтах, а поведение железа по профилю почвы прямо
противоположное. Накопление железа здесь выражено не столь резко,
как в почве обн. Ч — 41, однако оно все же было и возникали даже
конкреции. Кроме накопления железа в гор. В2 происходило также не¬
которое накопление марганца. Фосфором обогащены гор. А' и сидерито-
вая конкреция из гор. В£ . Существенных изменений по профилю в со¬
держании других химических элементов не отмечается. Таким образом,
в процессе почвообразования в гор. А' происходило накопление органи¬
ческого «вещества, которое частично вмывалось в гор. Bi, и биогенное-
накопление фосфора. В верхних горизонтах почвы накапливался также
алюминий, а железо из них, ио-видимому, выносилось и вмывалось в
нижележащие горизонты.
Весьма существенные изменения по профилю почвы происходят в
состав глинистой фракции. В глинистой фракции материнской породы
(образцы 11, 12) присутствует смешаннослойный минерал типа гидро-
слюда-монтмориллонит с преобладанием лабильных пакетов, а также
37
небольшое количество триоктаэдрического хлорита, тидрослюды и, ве
роятно, каолинита. Вверх по профилю почвы состав глинистой фракции
меняется: ‘постепенно уменьшается, вплоть до полного исчезновения, ко¬
личество разбухающего компонента, а количество хлорита, напротив,
увеличивается. Вверх по профилю несколько увеличивается и количе¬
ство каолинита.
Таким образом, материнская порода описываемой почвы, как и поч¬
вы обн. 4-41, в процессе почвообразования претерпела заметные изме¬
нения. В ней исчезла слоистость, существенно изменился механический
состав в сторону оглинення, уменьшился удельный вес, в гор. А появи¬
лись многочисленные почвенные агрегаты, а в нижележащих горизон¬
тах— выделения оптически ориентированной глины, разрушился монт¬
мориллонит и гидрослюда и синтезировались хлорит и каолинит. Ха¬
рактерные изменения произошли и в химическом составе. Описанная
почва, как и почва обн. 4-41, напоминает довольно зрелую почву зоны
теплого и влажного климата.
В шешминском горизонте обн. 4-40, стратиграфически ниже, изуче¬
ны еще две почвы. Во всех отношениях они примерно такие же, как и
описанная почва. Несколько почв изучено и в нижней части шешмин-
ского горизонта в обн. 4-41. Строение их профилей также близко к опи¬
санной почве4.
Описанные сероцветные почвы уфимского яруса по своим признакам
близки современным почвам. Некоторые особенности этих почв доволь¬
но специфичны. Так, например, накопление железа в форме сидерита и
образование хлорита в современных гипергенных условиях не характер¬
но. Эти особенности не. являются результатом последующего изменения
почв при аллодиагенезе5 и эпигенезе?
В самом деле, как было видно из описания, при прочих, в общем,
равных условиях эти образования занимают в профилях почв строго
определенное положение, что свидетельствует о непричастности алло¬
диагенеза и эпигенеза к их происхождению. При эпигенезе происходи¬
ло лишь некоторое уплотнение почв, вследствие чего мощности всех го¬
ризонтов, а особенно самых верхних, очевидно, несколько уменьшились.
Процессы же аллодиагенеза не оставляли никаких заметных следов в
описанных почвах.
При формировании профилей сероцветных почв уфимского яруса
р. Адзьвы ориентировочно намечаются следующие стадии:
1. Хлоритизация верхних горизонтов с иллювиированием хлорита в
более низкие горизонты и образование .некоторого количества офероли-
тов шамозита (?) в иллювиальном горизонте.
2. Накопление сидерита сферолитовой структуры в иллювиальном
горизонте и замещение им шамозитовых сферолитов; образование мел¬
ких выделений сульфидов железа.
' 3. Общая каолинизация верхних горизонтов .почвы и каолинизация
выделений хлорита внутри сидеритовых конкреций.
Параллельно с этими стадиями шло разложение .слюд и монтморил¬
лонита в верхних горизонтах почв и накопление органического вещест¬
ва, фосфора, а иногда и щелочей в гумусовом горизонте.
Таким образом, наряду со сходством у уфимских почв отмечаются и
существенные отличия, объясняющиеся, по-видимому, отличным от со¬
временного составом пермской атмооферы.
4 Анализ дифрактограмм зрелых почв обн. 4-40 и 4-41 показывает, что по глини¬
стым минералам в них выделяются три зоны, отвечающие определенным почвенным го¬
ризонтам: верхняя (А', А'' и Bi обн. 4-40; А, АВ и верхи В обн. 4-41), средняя (В'г
обн. 4-40; Bi обн. 4-41) и нижняя (В'а ВС и С обн. 4-40; В2, ВС и С обн. 4-41).
Для верхней зоны характерно преобладание «неразбухающих» глинистых минералов,
для нижней, напротив, «разбухающих», а состав средней зоны промежуточный.
s Этим термином обозначаются все изменения почв и кор выветривания, которые
происходили в процессе их захоронения под воздействием вод и осадков покрывающих
бассейнов.
38
Литература
1. Страхов Н. М. Основы теории литогенеза, т. 1. Изд. АН СССР, 1960.
2. Форш Н. Н., Храмов А. Н. . Палеомагнетизм и палеоклиматы иа Русской плат¬
форме в карбоне и перми. Докл. АН СССР, т. 137, № 1, 1961.
3. Малышев В. И. Открытие ископаемых почв *в «пермских и триасовых отложе¬
ниях. Докл. АН СССР, т. 182, № 2, 1968.
4. Малышев В. И., Варюхина Л. М. Биостратиграфия верхней перми Северо-
Востока Европейской части СССР. «Наука», 1968.
5. С a i 11 ё г е S., Н ё n i n S. Experimental formation of chlorites from montmorilIonite.
Mineral. Mag., v. 28, JV® 205, 1949.
6. P о n с e 1 e t I. M., Brindley G. W. Experimental formation of kaolinite from mont-
morillonite at low temperatures. Amer. Mineral., v. 52, № 7, 8, 1967.
Институт геологии Дата поступления
Коми филиала АН СССР 9.VI.1969 г.
V. I. CHALYSHEV
GREY-COLOURED SOILS OF PERM PERIOD UFA TIME HUMID CLIMATE
Macro- and micromorphology are described of fossil soils which were formed 240—
245 million years ago under the conditions of a humid climate. The results of mechanical
and chemical analyses are given for all profiles, as well as DTA and x-ray data of the
clay fractions. Thin section microphotos from different horizons of mature soil profiles
are presented. It was found that one of the most peculiar features of the soils investigated
is the accumulation of iron in the form of siderite, probably due to a high concentration
of C02 in the atmosphere of the Perm period.
УДК 631.48
с. п. ломов
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОЧВ ДЕПАРТАМЕНТА САИДА В АЛЖИРЕ
(на примере опытной станции Айн-эль-Хаджар)
В департаменте Саида наряду с современными почвами сохранились
древние красные почвы, образовавшиеся в условиях более влажного и теп¬
лого климата конца третичного и начала четвертичного времени.
В современных климатических условиях они характеризуются высокой
плотностью и слитостью и являются аналогами почв типа хамри.
В депрессиях на делювиалоно-<»ллювиальных отложениях при грунто¬
вом и дополнительном поверхностном увлажнении формируются темно¬
серые туарес.
В октябре 1967 »г. нами проведена почвенная съемка на территории
опытной станции Айн-эль-Хаджар в масштабе 1:2000 с определением
водно-физических свойств иючв на орошаемых участках.
Опытная станция Айн-эль-Хаджар находится в северной части де¬
партамента Саида, захватывающей юго-западную оконечность Телль-
Атласа. Вся территория департамента в геоморфологическом отношении
делится на две части: северную, называемую горами Саида, и южную,
представляющую высокое плато. Северная часть отличается от южной
оолее высокими отметками над уровнем моря (1250—1300 м), значи¬
тельной расчлененностью территории, а также климатическими усло¬
виями.
39
Климат этого района средиземноморский семиаридный; по много¬
летним данным (Айн-эль-Хаджар), характеризуется высокой среднего¬
довой температурой воздуха, равной 16,5°, с повышением в августе и
снижением в январе примерно на 9—11° [15]. Максимальная темпера¬
тура воздуха (46,0°) отмечается в июле, минимальная (—7,0°) обычно
в декабре. С мая по октябрь выделяется теплый период с температурой
выше среднегодовой и с ноября по апрель — холодный. Относительная
влажность воздуха колеблется значительно (утром 70, в полдень 48 и
вечером 61%), что свидетельствует о сухости и континентальности кли¬
мата. Ветры здесь слабые, дуют в основном с юга во все сезоны года,
что способствует повышению температуры и сухости воздуха.
При общем годовом количестве атмосферных осадков, равном
436 мм, наблюдается неравномерность их выпадения. Максимум осад¬
ков (90%) приходится на осенне-зимне-весенний период. В летнее вре¬
мя осадки точти отсутствуют.
Характерными геоморфологическими элементами для района иссле¬
дований являются низкие горы с относительной высотой 400—500 м\
предгорные холмы и увалы, сложенные верхнеюрскими толщами, и уча¬
стки, покрытые четвертичными отложениями.
В третичное время исследованная территория подвергалась длитель¬
ной континентальной денудации. Это привело к образованию в конце
третичного времени больших выравненных поверхностей, сложенных
верхне- и среднеюрскими известняками и доломитами, локально пере¬
крытых отложениями континентального миоцена [14, 17]. Формирова¬
ние современного рельефа связано с тектоническими движениями и дея¬
тельностью текучих вод конца плиоцена и начала четвертичного пе¬
риода.
На вершинах низких гор в изреженном виде сохранился древесный
растительный покров из каменного дуба (Qucreus Ilex) и алепской сос¬
ны (Pinus Halepensis) [19].
Почвенный покров, по материалам, приведенным на карте Дюрана
в масштабе 1 :500 000 [9], представлен преимущественно группой кар¬
бонатных почв и в горной части — группой ненасыщенных. Более позд¬
ние исследования красных почв Средиземноморья [10] позволили вы¬
делить в северной части департамента Саида на известняках и доломи¬
тах почвы типа terra rossa. На это опирается и Доор [D’Hoor, 13] при
выделении красных недифференцированных средиземноморских почв в
районе Саида на почвенной карте Африки в масштабе 1 :5 000 000.
Изученные нами почвы опытной станции Айн-эль-Хаджар в основном
распространены на аллювиальных террасах небольшой реки Тебуды
(1060 м над ур. м.), незначительная их часть приурочена к окружающим
аллювиальную долину невысоким холмам (1120—1150 м над ур. м.).
В долине р. Тебуды прослеживаются две аллювиальные террасы.
Первая надпойменная аллювиальная терраса развита не -повсемест¬
но, превышает русло реки на 80—120 см, в ее пределах неглубоко (1,0—
1,5 м) залегают среднеминерализованные (2,4 г/л) грунтовые воды.
Вторая надпойменная терраса получила преимущественное развитие,
она превышает пойменную часть реки на 2,5—3,0 м. По рельефу выде¬
ляются выровненные, спланированные участки, в настоящее время оро¬
шаемые, и «волнистые с мезоповышениями и разделяющими их плавны¬
ми понижениями.
Грунтовые воды в пределах второй террасы, по наблюдениям в ко¬
лодцах, залегают глубже 5,0 м. Аллювиальные отложения повсеместно
подстилаются в основном мелкоземистыми обызвествленными суглин¬
ками и известняками.
На окружающих аллювиальную долину холмах развиты преимуще¬
ственно красноцветные почвы типа terra rossa. С поверхности они щеб¬
нистые или каменистые, суглинистые. Выделяется красноцветный гуму¬
40
совый горизонт небольшой мощности (20—30 см) вследствие эродиро¬
ванное™, с постепенным переходом в рыхлый белый известняк. Очень
часто на глубине 30—40 см встречаются мощные (10—15 см толщины)
плиты мелкозернистого песчаника. По-видимому, каменистость этих
почв объясняется выносом обломков (плотных пород на поверхность шоч-
вообрабатьгвающими орудиями. Участки склонов, «более выраженных по
рельефу, выделяются светлыми пятнами вследствие выхода известня¬
ковых пород. Однако на вьиположенных вершинах холмов и увалов
встречаются совершенно отличные <по морфологическим (признакам и
другим свойствам 'почвы, названные нами туарес красноцветные1.
•Суглинистые с поверхности, они отличаются большой мощностью
профиля (200 см и более) и сильным оглинением толщи глубже 15—
20 см, обусловившей «высокую плотность и слитость красноцветов. Бо¬
лее подробно морфологические особенности рассмотрены на (примере
описания разреза 6, заложенного на участке «после укоса \пшеницы с
опытных делянок станции Айн-эль-Хаджар. Абсолютная высота 1122 м
над ур. м.
Апах 0— 21 см. Сухой, рыхлый, красновато-коричневый. Суглини¬
стый, комковато-пылеватый. Основная корневая
масса зерновых находится только в этом (горизонте.
Встречаются небольшие камни. Переход резкий по
•плотности.
ВСл 21—108 см. Коричнево-кирпичного цвета, слабо увлажнен. Гли¬
нистый, слитый. Расчленен редкими вертикальными
трещинами (до 3,0—4,0 см ширины) глубиной до
120 см. По всему 'горизонту рассеяны пизолитовые
бобовины Fe + Mn небольших и средних размеров
(до 0,4 см). С глубины 43 см отмечается иллюви¬
альный карбонатный горизонт в виде отложений
конкреций СаС03. На изломе слитая «масса с воско¬
вым блеском. Переход «постепенный.
ВслС 108—180 см. То же, 'глинистый, плотный. Влажность постепенно
увеличивается. Встречаются, но меньше пизолитовые
бобовины, так же меньше белоглазки, но общая кар-
бонатность глины увеличивается. Это выражается в
осветлении горизонта до светло-коричнево-кирпич¬
ного цвета. Переход постепенный.
С 180—210 см. Тяжелый шылеватый суглинок, желто-оливкового
цвета, с красноватыми затеками коллоидов из 'верх¬
них горизонтов. Локально скопление кристаллов
гипса.
Наряду с общей красной окраской профилей в изученных почвах вы¬
деляется мощный слитый горизонт (Всл ) с образованием пизолитовых
бобовин и наличием иллювиального карбонатного «горизонта.
Механический состав <по профилю яочв неоднородный. Верхний гор.
А пах—«песчано-иловатый среднесуглинистый (38,7% фракции <0,01 мм
составляют 38,7%). Слитая часть более однородна >по механическому
составу; согласно классификации Качинского [3], относится к «пылева¬
то-иловатой легкой глине. В гор. С механический состав облегчается до
пылевато-иловатого тяжелого суглинка (табл. 1).
Судя «по 'механическому составу в изученных почвах, наблюдается
интенсивное внутрипочвенное выветривание с образованием вторичных
глинистых минералов б средней части профиля, определивших их сли¬
тое сложение.
Реакция среды туарес красноцветных щелочная. Значение pH увели¬
чивается с глубиной от 7,9 до 8,2. В выщелоченной части профиля со-
1 Местное название почв, обладающих свойствами слитости.
41
Таблица 1
Механический состав почв станции Айн-эль-Хаджар
(пирофосфатный метод)
Глубина,
см
Гигро¬
скопи¬
ческая
вода,
%
Макси¬
мальная
гигроско¬
пичность,
%
Содержание фракций.
%; размер частиц, мм
>1
1—0,5
оо
0,25—
0.1
ОО
0,05—
0,01
0,01—
0,005
0.005—
0,001
<0,001
<0.01
1
'у ар
ес к
р а с и
о ц в е
т н ы е
(разр.
6)
0-
-21
6,3
9,0
11,2
1.3
0,5
20,3
12,5
14,5
5,6
8,8
24,3
38,7
21-
—41
9,1
12,7
6,0
1,1
0,4
10,1
9,5
11,1
3,2
7,0
51,6
61,8
41-
-70
8,4
13,4
10,1
1,1
1,3
7,6
6,0
12,8
4,5
10,9
44,7
60,1
70-
-108
'6,1
12,0
5,1
1,4
1,0
10,0
10,0
8,8
5,0
12,2
49,5
66,7
108-
-120
7,3
11,7
4,0
1,2
1,1
8,0
8,2
13,2
8,8
8,8
45,2
62,4
140—160
7,6
11,4
7,3
1,5
1,4
8,0
8,4
14,5
5,6
10,7
42,6
58,9
180-
-210
4,4
—
1,0
1,0
1,9
8,3
12,0
17,4
5,9
18,1
34,4
58,4
.
Т у а р е
с те
м н о -
серые о р
о ш а е
мые (разр. 15)
0-
-20
5,9
13,7
0,1
0,2
0,2
19,1
21,1
7,0
21,1
31,2
5913
20-
-50
6,1
14,4
0,1
0,4
0,1
0,2
16,2
20,8
7,0
21,4
33,8
62,2
50-
-75
9,5
13,2
0,5
0,1
0,1
0,1
17,9
17,1
6,3
13,9
44,0
64,2
75-
-100
8,0
13,3
0,2
0,1
0,1
0,1
17,8
19,1
6,3
14,3
42,0
62,2
100-
-125
6,4
13,5
0,8
0,1
0,2
0,2
20,8
16,9
5,2
14,5
41,5
61,2
150-
-200
9,5
13,8
1,3
0,2
0,4
0,4
19,7
14,5
10,1
12,6
40,8
63,5
210-
-220
3,4
7,3
2,1
1,9
4,4
5,0
20,7
15,4
4,3
21,5
24,7
50,5
Туарес гидроморфные (разр. 75)
Рендзины (разр. 91)
0-
-25
4,8
10,2
0,1
0,1
0,1
17,2
25,0
5,1
18,6
33,8
25-
-50
5,7
11,3
4,5
0,6
0,7
0,6
22,5
20,2
5,6
23,4
22,5
80-
-90
6,0
9,8
0,1
0,1
0,3
21,4
24,0
10,7
15,2
28,2
100-
-120
4,4
7,7
0,8
0,7
1,3
1,3
36,2
20,2
2,9
12,2
24,3
0—30
6,0
_
0,2
0,2
0,2
23,4
25,4
4,4
14,7
31,5
30—40
4,5
—
4,4
1,1
1,0
1,0
20,1
14,6
9,6
21,6
26,6
50—60
3,1
—
18,6
1,6
2,2
1,9
14,4
25,3
1,3
22,8
14,4
100-120
3,6
—
20,0
2,6
3,7
2,9
20,1
17,6
6,9
8,2
18,0
57,5
50,9
54,1
39,4
50,6
57,8
38,5
33,1
держание карбонатов невысокое (2,18—2,94%). Максимум карбонатов
(15,58% СаСОз) находится на глубине 70—108 см.
Содержание гумуса в верхнем горизонте низкое (1,48%), значитель¬
но уменьшается с глубиной. Отношение C:N узкое — 7,9 (табл. 2).
Сумма поглощенных оснований, невысокая в верхнем горизонте
(18,54 мг-экв/100 г), значительно увеличивается в слитой части профи¬
ля (23,47 мг-экв/\00 г) и несколько уменьшается в нижней части про¬
филя (19,55 мг-экв/100 г почвы), что находится в корреляционной связи
с механическим составом, главным образом с распределением илистой
фракции. Поглощающий комплекс насыщен преимущественно катиона¬
ми кальция и магния. Отношение поглощенного Са к Mg, широкое в
верхних горизонтах (5,3), сужается с глубиной (0,98).
Состав водных вытяжек образцов туарес красноцветных показывает
на их незасоленность (сухой остаток колеблется от 0,050 ко 0,070%)
(табл. 3).
На аллювиальной террасе (вторая надпойменная) в пределах вы¬
ровненного участка 'под орошение были изучены туарес темно-серые
орошаемые (разр. 15).
А пах 0— 20 см. Серый, рыхлый, комковато-зернистый, сухой гли¬
нистый. Переход заметный по плотности.
А^Всл 20—200 см. Плотный, слитый. От 20 до 50 см выделяется как
менее темный, немного подсушен и трещиноват.
Трещины небольшие, заполнены рыхлой почвой из
42
верхнего горизонта. Редкие карбонатные конкре¬
ции. Переход плавный .по влажности и цвету. Ниже
(50—200 см) темно-серый, плотный, влажный, поч¬
ти однородный, с пятнами и прожилками^ более
светлой почвы, глинистый. Переход заметный.
ВС 200—210 см. Небольшой переходный (контактный) горизонт.
Пятнистый, темные затеки гумуса и светлая обыз¬
вествленная порода.
С 210—220 см. Буровато-желтый, обызвествленный, с охристыми
•пятнами стяжений железа, с мелким галечником
и карбонатными конкрециями.
Обращает на себя внимание большая мощность (200 см и более)
туарес темно-серых орошаемых. Этому способствуют планировочные ра¬
боты, при которых происходит перемещение почвы <в пониженные эле¬
менты рельефа, а также накопление взвешенного материала из орошае¬
мых вод (ирригационные наносы). Ирригационные наносы здесь мор¬
фологически четко не выделяются (вследствие механического их .пере¬
мешивания с первичной толщей слитых почв в результате образования
трещин. Более светлая окраска верхних горизонтов (0—50 см) и нали¬
чие светлых пятен и прожилок на глубине указывают на эти процессы.
На неорошаемых участках наблюдалась наибольшая мощность
(обычно 110—120 см) темноокрашенной слитой толщи почв.
Механический состав темпо-серых туарес орошаемых участков одно¬
родный, особенно в погребенной части профиля, представлен пылевато-
иловатыми легкими глинами. Несколько легче он в верхнем горизонте,
почвообразующая порода тяжелосуглинистая (табл. 1).
Эти почвы отличаются высоким содержанием в верхних горизонтах
(3,35%). Недостаточно темный цвет верхнего горизонта при повышен¬
ном количестве гумуса может указывать на молодость этого гумуса,
накопляющегося с илом ирригационных наносов, а также при внесении
органических удобрений на орошаемых участках. В неорошаемых тем¬
но-серых туарес, распространенных в этой долине, содержание гумуса
обычно составляет 1,85—2,50%. Распределение гумуса в погребенной
части профиля более равномерное, находится в пределах 1,63—1,48%.
Содержание валового азота высокое (0,232%), отношения C:N узкое —
8,4—8,9.
Реакция среды в этих почвах щелочная. Величина pH изменяется в
пределах 8,05—8,2. Карбонаты составляют 13,92—15,62% и равномерно
распределены по .профилю до глубины 210 см. В обызвествленной поро¬
де их количество возрастает до 39,06%.
Сумма поглощенных оснований составляет 22,46—24,72 мг-экв/100 г
почвы в слитой части профиля, уменьшаясь влородедо 12,35мг-экв/100г.
Поглощающий комплекс насыщен преимущественно кальцием и магни¬
ем, причем насыщенность магнием очень высокая; вследствие этого от¬
ношение Са к Mg узкое по всему профилю и составляет 1,85—1,10.
Изученные почвы обогащены подвижными элементами (содержат
4,16 мг Р2О5/ЮО г почвы и 92,0 мг КгО/100 г .почвы) в результате систе¬
матического внесения органических и минеральных удобрений при оро¬
шении (табл. 2).
Анализы водных вытяжек темно-серых туарес свидетельствуют о не-
засоленности почвенного профиля, сухой остаток составляет 0,094—
0,104% (табл. 3).
При сравнении описанных выше туарес (красноцветных и темно-се¬
рых) наблюдается существенное сходство некоторых признаков и
свойств: наличие плотного, слитого горизонта большой мощности; гли¬
нистый механический состав; значительная величина поглощенного маг¬
ния; высокая максимальная гигроскопичность. Последняя свидетельст¬
вует о небольших запасах легко доступной влаги в почвах.
43
Таблица 2
Химические свойства почв станции Айн-эль-Хаджар
Глубина,
см
pH
водный
Гумус,
°/о (ПО
Тюрину)
Общий N,
% (по
Кьельдалю)
CN
СаС03.
% (ацидо*
метри¬
Обменные основания.
мг экв/100 г почвы
Сумма
обменных
оснований.
Са Mg
Фосфор
валовой, %
(по Мальцевой
и Грищенко)
Подвижные, мг) 100 г
иочвы (по Мачигину)
чески)
Са” Mg*
Na (фото¬
метрически)
мг-экв! 100 г
почвы
р*о5
к,о
Туарес красноцветные (разр. 6)
0—21
7,9
1,48
0,109
7,9
2,18
15,27
21—41
8,0
1,25
0,096
7,6
2,94
18,46
41—70
8,1
0,84
0,082
6,0
7,04
14,67
70—108
8,1
0,58
—
—
15,58
11,58
108-120
8,2
0,56
—
—
14,10
10,18
140—160
8,2
—
—
—
15,68
8,98
190-210
8,1
—
—
—
11,37
—
Туарес темно-серые
0-
-20
8,1
3,35
0,232
8,4
13,92
14,17
20-
-50
8,1
2,07
0,147
8,2
13,76
13,92
50-
-75
8,1
1,63
0,106
8,9
12,54
15,97
75-
-100
7,9
1,52
—
—
13,98
13,22
100-
-125
8,1
1,48
.—
—
14,86
15,17
125-
-150
8,0
1,50
—
—
12,38
13,12
210-
-220
8,2
—
—
—
39,06
7,48
2,88
0,39
18,54
5,3
0,091
3,47
75,0
4,68
0,33
23,47
3,9
0,070
0,77
36,0
8,05
0,43
23,15
1,8
0,066
0,76
57,0
10,85
0,86
23,29
1,1
' —
—
9,70
1,09
20,97
1,1
—
—
9,04
1,59
19,55
0,9
—
—
—
о р о ш а
I е м ы е (р
азр. 15)
7,64
0,65
22,46
1,9
0,139
4,16
92,0
7,64
0,98
22,54
1,8
0,104
0,65
77,0
6,82
1,09
23,88
2,3
0,076
0,25
27,0
8,63
1,09
22,94
1,5
0,041
0,17
27,0
7,73
1,09
23,99
1,9
—
—
—
7,56
1,02
21,70
1,7
—
—
—
4,44
0,43
12.35
1,6
—
—
—
Туарес гидроморфные (разр. 73)
0—25
8,00
2,01
0,141
8,3
8,94
12,32
8,88
2,00
23,20
i,6
0,096
0,38
25-50
8,10
1,20
0,095
7,4
14,16
8,28
9,62
2,17
18,07
0,9
0,081
0,31
80-90
8,15
0,83
—
20,90
8,58
7,64
1,26
17,48
1,1
—
—
100—120
8,15
0,66
—
—
26,26
8,48
6,74
1,17
16,39
1,3
—
—
Рендзины (разр. 91)
0—30
8,1
1,59
0,115
8,1
17,60
16,77
2,05
0,22
19,04
8,2
0,093
0,56
30-40
8,0
1,20
0,106
6,6
34,06
13,18
2,14
0,22
15,54
5,6
0,085
0,38
50-90
8,2
0,52
—
—
46,26
10,73
2,71
0,22
13,66
3,9
—
—
100-120
8,1
—
—
—
37,96
10,33
4,60
0,28
15,21
2,3
—
—
Состав водных вытяжек (1—%, 2-мг-экв)
Таблица 3
Глубина, см
Сухой
остаток,
%
«>;
нсо'
С1'
so'
Са”
Na-
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
1
2
0—21
21-41
41—70
70-108
108—120
140-160
Оросительная вода
20—50
75—100
125-150
150—200
210—220
0-25
25-50
80-90
100-120
Грунтовая вода на
глубине 150 см
0-30
30—40
50—60
100-120
Туарес красноцветные (разр. 6)
0,050
—
—
0,024
0,39
0,010
0,28
0,007
0,14
0,006
0,30
0,001
0,08
0,010
0,048
—
—
0,027
0,44
0,010
0,28
0,010
0,21
0,006
0,40
0,001
0,08
0,010
0,054
1
0,037
0,61
0,010
0,28
0,005
0,10
0,005
0,25
0,002
0,16
0,013
0,063
’
0,044
0,72
0,007
0,20
0,009
0,19
0,004
0,24
0,002
0,16
0,017
0,064
—
—
0,041
0,67
0,010
0,28
0,009
0,19
0,004
0,20
0,002
0,16
0,018
0,070
0,044
0,72
0,008
0,23
0,011
0,23
0,003
0,15
0,002
0,16
0,020
Туарес темно-серые орошаемые (разр. 15)
300,0
19,2
0,62
283,0
4,64
156,2
4,40
85,6
1,78
89,6
4,48
51,7
4,25
48,1
0,096
1—
—
0,037
0,61
0,011
0,31
0,014
0,29
0,010
0,50
0,003
0,25
0,010
0,104
—
0,047
0,61
0,021
0,59
0,020
0,42
0,011
0,55
0,004
0,33
0,017
0,100
—
—
0,041
0,67
0,011
0,31
0,020
0,42
0,011
0,55
0,005
0,41
0,010
0,094
—
1—
0,037
0,61
0,015
0,42
0,016
0,33
0,010
0,50
0,006
0,49
0,n08
0,094
—
■—
0,034
0,56
0,017
0,48
0,018
0,37
0,010
0,50
0,006
0,49
0,010
Туарес гидроморфные (разр. 73)
0,268
—
—
0,034
0,56
0,036
1,01
0,103
2,14
0,026
1,30
0,014
1,15
0,029
0,132
—
—
0,037
0,61
0,021
0,59
0,044
0,91
0,011
0,55
0,006
0,49
0,025
0,098
—
—
0,039
0,64
0,017
0,48
0,030
0,62
0,010
0,55
0,006
0,49
0,017
0,196
—
*—
0,037
0,61
0,021
0,59
0,030
0,62
0,012
0,60
0,007
0,57
0,015
2400,0
19,2
0,62
390,4
6,40
557,8
15,73
906,7
18,86
227,2
11,36
183,5
15,08
334,6
Рен^зины (разр. 91)
0,056
—
—
0,032
0,52
0,20
0,011
0,011
0,23
0,012
0,60
0,001
0,08
0,006
0,062
—
—
0,034
0,56
0,20
0,009
0,009
0,19
0,010
0,50
0,002
0,16
0,007
0,058
—
—
0,032
0,52
0,22
0,011
0,011
0,23
0,009
0,45
0,002
0,16
0,008
0,064
*—
—
0,032
0,52
0,28
0,014
0,014
0,29
0,009
0,45
0,002
0,16
0,011
0,43
0,45
0,58
0,75
0,78
0,87
2,09
0,46
0,74
0,44
0,37
0,42
1,26
1,07
0,75
0,65
14,55
0,27
0,29
0,36
0,48
Данные анализов выражены: 1 — ла/л, 2 — мг-экв/л.
Кроме темно-серых туарег в пределах второй надпойменной террасы
распространены почвы типа рендзин, описанные в Алжире многими ис¬
следователями [11, 15]. Эти почвы в силу топографических условий
(приурочены к мезоповышениям) не имеют грунтового и дополнительно¬
го поверхностного увлажнения от делювиального стока атмооферных
осадков с окружающих долину холмов. Поэтому, развитые лишь в авто-
морфных условиях, они отличаются небольшой мощностью (40—50 см)
гумусовых горизонтов, которые оразу же подстилаются обызвествленны¬
ми аллювиальными суглинками (разр. 91).
А| 0— 31 см. Гумусовый, темновато-серый, свежий по увлажнению,
плотный, комковатый. Встречаются конКреции СаСОз,
тяжелый суглинок. Переход постепенный,
А[ В 31— 43 см. Переходный горизонт, значительно светлее верхнего,
с коричневато-серым оттенком. Тяжелосуглинистый,
уплотнен, сильно окарбоначен, пористый, комковатый.
Переход заметный.
С 43—128 см. Суглинистый, сильно окарбоначен, слабо увлажнен,
желтовато-белесоватого цвета. Плотный. Кроме общей
обызвествленности наблюдаются крупные конкреции
СаС03.
Механический состав этих почв тяжелосуглинистый в верхйей части
профиля и среднесуглинистый в .нижней. Реакция среды щелочная. Ве¬
личина pH составляет 8,0—8,2. Почвы содержат 1,59% гумуса. Отно¬
шение C:N узкое — 8,1—6,6. Профиль сильнокарбонатный, особенно в
нижней части — 34,06 — 46,26% СаСОз.
Сумма поглощенных оснований рендзин невысокая и находится в
пределах от 19,04 до 13,66 мг-экв/100 г почвы. Поглощающий комплекс
насыщен преимущественно кальцием. Отношение Са к Mg, широкое в
верхних горизонтах (8,2), в .породе несколько сужается (2,3). Почвы
бедны подвижным фоофором (содержат 0,56—0,38 мг P2Os/100 г почвы)
и средне обеспечены подвижным калием — 29,0 мг/100 г почвы. Профиль
рендзин не засолен, плотный остаток составляет 0,056—0,064%.
В пределах первой надпойменной террасы распространены серые
туарес гидроморфные, значительно оглеенные в нижней части профиля.
Молодость аллювиальных отложений, а следовательно, и образований
находит отражение в меньшей слитости профиля, незначительной дис-
пергации гумусовой и минеральной частей этих почв, что можно видеть
из описания разреза 73.
Апах 0— 25 см. Серого цвета, с рыхлыми ржавыми пятнами Fe202.
Тяжелый суглинок, мелкопористый. Увлажнен слабо.
Структура комковатая. Переход заметен по плотности.
Всл 25— 52 см. Серый, тяжелосуглинистый, плотный (слитый). Влаж¬
ный, на изломе призмовидный, с восковым блеском.
Редкие тонкие поры, по ходам корней — слабое огле-
ение. Переход заметный.
Вгл 52—130 см. Тяжелосуглинистый, сизого цвета, с ржавым оттенком.
Сильнооглеенный, с большим количеством ржавых стя¬
жений Ёе20з. Редкие небольшие 'вкрапийы МпО<. Се¬
рый, плотный. Глубже залегает .грунтовая вода.
Грунтовые воды среднеминерализованы (2,4 г/л), имеют, как и воды
р. Тебуды, хлоридно-магниевый тип засоления (табл. 3). Они оказыва¬
ют активное влияние на профиль серых слитых гидроморф,ных почв, вы¬
ражающееся в значительном оглеении нижних горизонте^ (ВГл) и за¬
солении верхних (сухой остаток — 0,268%).
Реакция среды этих почв щелочная. Величина pH 8,0—8,15. Содер¬
жание карбонатов составляет 8,94% в верхнем горизонте и возрастает
с глубиной до 26,26%.
Содержание гумуса невысокое — 2,01%, с глубиной резко уменьша¬
ется (до 0,6%). Отношение С :N узкое и составляет 8,3.
Сумма поглощенных оснований значительная, в верхнем горизонте
она равна 23,2 мг-экв! 100 г почвы, с глубиной также уменьшается до
16,39 мг-экв/100 г. Поглощающий комплекс насыщен .преимущественно
кальцием и магнием, причем насыщенность магнием очень высокая, в
связи с чем отношение Са к Mg узкое 'по всему профилю—1,57—0,90
(табл. 2).
Наблюдается повышенное содержание поглощенного натрия в верх¬
них горизонтах (8,63—12,0% от общей суммы поглощенных оснований)
и в нижней части профиля до 7,20—7,15%. По-видимому, в величину
поглощенного натрия входит водорастворимый, максимум которого так¬
же приходится на верхние горизонты (табл. 3).
Образование темноцветных почв ореди красноцветов Фагелер [6]
связывает с восстановлением окиси железа при временном застое воды.
Таким образом, по его мнению, мы имеем дело просто с восстановлен¬
ными красноземами, но не с самостоятельно образовавшимися почвами:
Однако анализ морфологических и физико-химических данных показы¬
вает обратное, а именно то, что мы имеем дело с новыми почвами с со¬
вершенно иными, свойствам^ и признаками. Сильная оглиненность и
большая мощность оглиненных (слитых) горизонтов туарес темно-се¬
рых орошаемых и неорошаемых свидетельствуют о значительных пре¬
образованиях первичных отложений. ,
Мелкоземисгый аллювий,..слагающий, долину и служащий почво-
образующей породой образовавшихся почв (туарес гидроморфные,
туарес темно-серые, рендзины), представлен преимущественно средни¬
ми и реже тяжелыми суглинками (табл. 1). С одной стороны, аллювий
является продуктом эрозии и денудации более высоких элементов рель¬
ефа и носит в себе признаки процессов почвообразования, которым он
уже частично подвергался. С другой стороны, отлагавшийся ежегодно
на пойменных террасах аллювий тут же вовлекался в новый процесс поч¬
вообразования, олределяемый-местными условиями. Поэтому почвы до¬
лины в процессе своего развития несут черты не только современного
процесса почвообразования, определяемого био-гидротермическими
условиями, сложившимися в настоящее время, но и следы прошлых гео¬
химических процессов. Это хорошо подтверждается данными химиче¬
ского состава туарес темно-серых орошаемых (табл. 4).
Колебания содержания БЮг по профилю туарес темно-серых оро¬
шаемых незначительные, наблюдается некоторое уменьшение его с глу¬
биной. Однако в породе количество ЭЮг уменьшается значительно, до
41,14% за счет СаО. В породе также меньше AI2O3 и РегОз. Отношение
SiO?: ИегОз в породе уже (23,0), чем в слитой части профиля (25,25—
26,25), что свидетельствует о некотором обеднении Fe туарес темно-се¬
рых орошаемых и увеличении R2O3 за счет лишь AI2O3.
Таким образом, более узкие отношения ЭЮг: R2O3 и ЭЮг: А1203 в
слитой части профиля по сравнению с породой указывают на интенсив¬
ные процессы выветривания, что согласуется с высокой глинистостью
почв.
Количественное сопоставление содержания элементов в иле и почве
(туарес темно-серые орошаемые) выявляет специфику преобразований
ее минеральной части. В иле содержание ЭЮг уменьшается не намного,
что может указывать на ее преобладание в составе, глинистых мине¬
ралов.
Отмечается увеличение содержания железа в иле, подтверждающее
его присутствие также в глинистых минералах, и поэтому оно легче пе-
47
Таблица 4
Валовой состав изученных почв, % к прокаленной навеске
Потери
при прока¬
ливании,
%
Молекулярные отношения
Глубина,
см
SiO,
RtO,
AlfO*
FetO,
MgO '
CaO
KaO
NatO
PA
SO,
SiO,
R,o,
SiO,
A1A
SiO,
Fe,0,
0-21
21-40
70-108
140—160
19Э-210
0-21
21-40
70—108
140—160
190-210
0-20
20-50
75-100
125-150
210-220
0-20
20-50
75—100
125-150
210-220
Туарес красноцветные (разр. 6)
9,04
68,43
19,07
12,63
6,44
1,61
1,50
2,57
0,44
0,11
0,12
7,13
9,50
13,34
58,99
23,76
16,20
7,56
2,02
5,28
2,69
0,46
0,10
0,13
4,67
6,13
15,60
57,07
23,69
16,21
7,48
2,58
9,21
2,74
0,47
0,09
0,08
4,52
5,93
14,49
58,64
22,51
15,67
6,84
2,28
10,74
2,61
0,47
0,02
0,09
5,16
6,53
12,02
56,48
23,95
16,46
7,49
2,50
7,95
2,67
0,59
0,21
2,38
4,48
5,88
Илистая фра кция
15,04
52,95
37,37
25,41
11,96
2,52
0,09
4,13
0,38
0,24
—
2,72
3,53
15,44
53,40
38,82
26,60
12,22
2,22
0,09
3,88
0,39
0,19
—
2,64
3,42
15,10
52,80
38,08
25,86
12,22
2,72
0,19
3,82
0,39
0,17
—
2,68
3,51
14,08
53,10
38,04
25,82
12,22
2,63
0,29
3,91
0,38
0,22
—
2,68
3,53
13,24
52,60
37,54
26,72
10,85
2,61
0,28
4,70
0,38
0,22
—
2,66
3,35
Туарес темно-серые орошаемые (разр. 15)
15,37
62,12
20,90
14,16
6,74
2,73
7,42
3,02
0,47
0,12
0,15
5,20
7,43
14,31
63,04
20,67
14,11
6,57
2,42
8,33
2,74
0,47
0,14
0,09
5,83
7,50
14,55
62,85
19,00
12,82
6,18
2,42
10,34
2,34
0,47
0,02
0,08
6,18
8,08
14,94
60,68
19,76
13,35
6,41
2,44
7,72
2,63
0,47
0,13
0,09
5,94
7,77
12,26
41,54 |
1 12,31
8,09
4,22
1,97
27,42
1,46
0,46
0,09
0,17
6,27
8,63
Илистая фракция
15,92
55,70
34,31
23,50
10,81
2,79
.—
4,40
0,47
0,23
—
3,13
4,03
20,37
55,00
34,81
23,65
11,16
2,96
—
4,22
0,26
0,21 .
—
3,05
3,96
16,98
55,98
35,19
23,59
11,60
2,93
—
3,88
0,39
0,19
—
3,08
4,04
16,27
56,00
35,53
23,82
11,72
2,91
—
3,85
0,39
0,20
—
3,05
4,00
16,24
53,80
38,36
24,80
13,56
2,86
0,35
3,62
0,39
0,20
—
2,74
3,70
28,50
19,60
19,00
24,50
18,80
11,75
11,70
11,61
11,62
12,90
26,00
26.25
26.25
25.25
23,00
13,85
13,25
12,94
12,80
10,58
реходит в подвижные формы, чем из первичных минералов. Содержа¬
ние АЬОз в иле значительно больше, чем в почве, что связано с присут¬
ствием в нем, по-видимому, каолинита. Кальций почти не содержится
вследствие потери большей его части при выделении ила. Наоборот,
количество магния в иле несколько увеличилось по сравнению с почвой,
что косвенно указывает на наличие монтмориллонита в составе ила.
Молекулярные соотношения Si02: R2O3 в илистых фракциях ниже
(3,05—3,13), чем в монтмориллоните, но выше, чем в гидрослюде, гал-
луазите и каолините. Таким образом, по валовому анализу, емкости
обмена почв можно считать, что преобладающими минералами в туарес
темно-серых орошаемых являются минералы монтмориллонитовой груп¬
пы с примесью каолинита и гидрослюд. Подтверждением этого может
служить увеличение КгО в иле по сравнению с почвой.
Отношения Si02 : R2O3, Si02 : А1203 и Si02 : Fe203 в илистой фракции
подстилающих пород более узкие (2,74; 3,70 и 10,58), чем в верхней
части профиля, и близки к отношениям этих соединений в красноцветах
(табл. 4, разр. 6). Это свидетельствует, по-видимому, о том, что ил ал¬
лювиальных наносов унаследован от красноцветных почв, распростра¬
ненных на повышенных элементах рельефа, ограничивающих долину.
Таким образом, обызвествленные суглинистые аллювиальные отло¬
жения под действием грунтовых вод и дополнительного увлажнения за
счет делювиального стока с окружающих долину холмов были преобра¬
зованы в монтмориллонитизированные, магниевые глины, сообщающие
почвам высокую слитость и набухаемость.
В настоящее время туарес темно-серые, приуроченные к верхней
аллювиальной террасе, изолированы от грунтовых вод и испытывают
лишь поверхностное увлажнение за счет атмосферных осадков и оро¬
сительных вод. Почвы, не прошедшие гидроморфную стадию (рендзи-
ны), не обладают свойствами слитости, отличаются малой мощностью
профиля и высокой карбонатностыо. Туарес гидроморфные, формирую¬
щиеся на нижней аллювиальной террасе, проходят в настоящее время
луговую стадию, однако вследствие молодости они обладают меньшей
плотностью и отличаются сильной оглеенностью профиля.
Гораздо сложнее генезис туарес красноцветных и красных почв
типа terra rossa. В чем могла быть причина таких различий почв, обра¬
зовавшихся на близких по возрасту породах и в одних и тех же био-
климатических условиях? По-видимому, ответ следует искать в исто¬
рии образования этих почв.
Красные образования типа terra rossa на известняках и доломитах,
по Дюрану [Duran, 9, 10],— это палеопочвы, которые формировались в
конце третичного и начале четвертичного периода. Для этого времени
характерны условия тропического климата, которые, по мнению многих
исследователей [1—5], способствовали распространению лесной расти¬
тельности. В подобных условиях почвообразовательный процесс красно-
цветов имел тенденцию к накоплению как сиаллитного, так и аллитно-
го материала.
На древний возраст красноцветов также указывал и.Герасимов [2].
Древние красноцветы в современных условиях он рассматривает как
подпочву для образования коричневых почв (точнее, красно-коричне¬
вых), наблюдаемых, например, в окрестностях г. Алжира. Однако на¬
ряду с этим Герасимов говорит и о современном образовании terra
rossa, представляющих собой маломощные, красноцветные образования
на рыхлых осадочных известняках, которые залегают на самой по¬
верхности и не имеют никаких признаков, указывающих на их древнее
происхождение. В силу литологических свойств пород эти почвы обла¬
дают повышенной сухостью и легко фильтруют все поверхностные воды.
Действительно, распространенные в департаменте Саида красноцвет¬
ные почвы маломощны, непосредственно подстилаются известняками и 44 Почвоведение, JA 5
49
не имеют признаков древнего (почвообразования, исчезнувших, вероят¬
но, под воздействием древних и современных эрозионных процессов
после сведения лесных массивов. Следы деятельности этих процессов
можно наблюдать в настоящее время в прибрежных долинах р. Шелиф
в виде отложений краоных глин и суглинков на аллювиальных тер¬
расах [7].
На выположенных участках, менее подверженных .процессам эрозии,
в департаменте Саида сохранились юр а сноцветные почвы с признаками
древнего почвообразования, описанные нами под названием туарес
юраеноцветных. Сильное оглинение толщи туарес красноцветных, исклю¬
чительное по мощности иллювирование карбонатов на глубину, а так¬
же их сегрегация совместно с Fe и Мп в конкреции не могут проходить
в современных биоклиматических условиях департамента Саида. По¬
добные явления могут быть результатом только более влажного кли¬
мата, чем современный.
Поэтому морфологические особенности туарес красноцветных, их
физико-химические свойства нами рассматриваются как наследие древ¬
них эпох почвообразования.
Глинистые красноцветные почвы под названием хамри впервые опи¬
саны в Марокко Дель-Виляром и Мьежом [Del-Villar, Miege, 12, 18].
Имеются сведения о распространении их в Израиле [16]. По мнению
первых, почвы типа хамри встречаются на известняковых породах, на
выровненных участках. Проведенное Мьежом [Miege, 18] изучение пока¬
зывает идентичность почв хамри с почвами типа тирс. Однако бо¬
лее узкое отношение S1O2: AI2O3 свидетельствует, по мнению автора, об
аллитизации почв хамри и формировании их в условиях более влажно¬
го климата, чем современный.
Данные валового анализа туарес красноцветных (табл. 4) свиде¬
тельствуют о накоплении в верхнем горизонте (Апах) S1O2 и обедне¬
нии его всеми остальными окислами но сравнению с нижележащей сли¬
той частью профиля. Меньшее содержание А1203 и РегОз в гор. А пах ПО
сравнению с лежащими ниже связано с обеднением его илом в резуль¬
тате выноса илистых частиц поверхностным стоком. Не исключена воз¬
можность частичного вертикального передвижения ила по/ профилю
(лессивирование). Однако это затушевывается внутрипочвенным огли-
нением в слитой части профиля (табл. 1). Высокое содержание БЮг
сказывается и на расширении молекулярных отношений Si02: R2O3; Si02:
: А1203 и Si02 : Fe203 в гор. Апах • Наблюдается значительная выщелочен-
ность этих почв от S03 и Na но сравнению с породой. Молекулярные
отношения S1O2: R2O3 как в почве, так и в илистой фракции указывают
на сиаллитный характер выветривания пород.
Ил туарес юраеноцветных по величине отношений БЮггА^Оз и
SiC>2: РегОз отличается от ила туарес темно-серых орошаемых большим
накоплением А1 и Fe, что свидетельствует о происхождении его в других
биоклиматических условиях, отличных от современных, и преобладании,
по-видимому, таких минералов, как каолинит, иллит с примесью монт¬
мориллонита. Это согласуется и с данными Булэна [Boula'in, 8].
полученными в результате изучения красноцветных почв в Северной
Африке.
Рассмотренные процессы миграции и накопления элементов, обус¬
ловленные факторами современных и существовавших ранее климати¬
ческих условий, позволяют сделать заключение о природе слитости опи¬
сываемых юраеноцветных почв. Интенсивное внутрипочвенное оглинение,
освобождение глинистой массы от солей, оснований и свободных Fe,
Мп путем сегрегации последних в конкреции в современных климати¬
ческих условиях яри переменном режиме увлажнения и усыхания про¬
филя на фоне малого содержания гумуса .непосредственно приводит к
формированию слитого сложения почвы.
50
Выводы
1. В низкогорной части территории департамента Саида на древних
красноцветных корах выветривания под разреженным покровом камен¬
ного дуба и алепской сосны в современных климатических условиях фор¬
мируются красно-коричневые и коричневые почвы.
2. В холмистой части района древние красноцветные коры отлича¬
ются большой мощностью и плотностью, по морфологическим и физико¬
химическим свойствам характеризуются как туарес красноцветные и
являются аналогами почв типа хамри.
3. Современные образования красноцветов, приуроченные к более
выраженным по рельефу участкам, представляют собой рыхлые и мало¬
мощные почвы, слабо увлажняемые зимой и хорошо прогреваемые ле¬
том.
4. В межгорных впадинах, делювиально-аллювиальных отложениях,
в условиях грунтового и дополнительного поверхностного увлажнения
формируются темно-серые туарес. Почвы, не прошедшие гидроморфной
стадии, не обладают свойствами слитости.
Литература
1. Амброджи Р. Вода под Сахарой. Проблемы освоения пустынь, 1968, № 3.
2. Герасимов И. П. Основные черты природы Африканского Средиземья (телля).
В кн.: Очерки по физической географии зарубежных стран. Изд. АН СССР, 1959.
3. КачинскийН. А. Физика почвы. Изд. МГУ, 1965.
4. Капо-Рей Р. Французская Сахара. Изд. иностр. лит., 1958.
5. Ф ю р о и Р. Проблемы воды на земном шаре. Изд. иностр. лит., 1966.
6. Фагелер П. Основы учения о почвах субтропических и тропических стран. Изд.
иностр. лит., 1935.
7. В о u 1 a i n е J. Etude des Sols des Plaines du Chelif. D. H. E. R. Alger, 1957.
8. В о u 1 a i n e J. Problemes poses par les Sols rouges mediterraneens Bull, de Pass, de
geogrph. fransais., 1967, n. 354.
9. D u г a n d J. H. Les Sols d’Algerie. S. С. H. Alger, 1954.
10. D u г a n d J. H. Les Sols rouges et Les Groiites en Algerie. D. H. E. R. Alger, 1959.
11. Durand J. H. Les Sols noires ou fonces d’Algerie compares aux argiles noites tro¬
picals et aux tchernozems. Bull. Assoc, franc. £tude Sol., 1961, № 12.
12. D e 1 - V i 11 а г E. Les Lois du Maroc au poin de vue geographique. Rev. geogr. maro-
cain, t. 22, 1938.
13. D’Hoor J. La Carte de Sols D’Afrique au 1/5.000.000. Memoire explicatif. Lagos,
1964.
14. D г e s c h e J. Sistemes d’erosion en Afrique du Nord. Proces-verbaux du Cercle d’etude
geographique de Lyon., 1954, № 20.
15. G ocher G. Les Conditions geologiques de la pedogenese nordafricaine. Alger, 1958.
16. С a г m e 1 i D., R a v i n a 1. A studi of the Hamra soil assosiation of Israek Soil Sci.,
1968, № 14.
17. Lucas G. Bordure nord des Hautes Plaines dans L’Agerie occidantale (Primaire
jurassique. Analise structurale). Monogr., Regionale, Iserie. Alger, 1952.
18. Miege D. E. Edude de Bilan de L’eau et des elements fertilisants dans quelques
Sols types du Maroc. Ann. Agroh. t., 7. Rabat, 1937.
19. M a i г e R. La Carte phytogeografique de L’Algerie et de La Tunisie. Alger, 1926.
20. S e 11 z e г P. Le Climat de L’Algerie. Alger, 1946.
НИИ почвоведения Дата поступления
МСХ ТаджССР 5.V.1969 г.
S. Р. LOMOV
CHARACTERISTICS OF SOILS IN SAIDA DEPARTMENT IN ALGIERS
In the department Saida of Algiers recent soil formations are encountered in addition
to some ancient red soils of a more humid and warm climate at the end of the Tertiary
and the beginning of the Quarternary period. Under recent climate conditions they are
characterized by a high density and compactness, and are analogs with the soil type
#Hamri».
In depressions, on removed materials, under ground and supplementary surface
moistening conditions dark-grey tuares soils are formed.
1970
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
J* 5
ХИМИЯ почв
УДК 631.416
в. и. канивец
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ водорода, метана и сероводорода
с минеральной частью почвы
Показано, что среди анаэробных газов сильными восстановителями в
почве шляются только Н (с известным участием дегидрогеназ) и H2S.
Молекулярный водород и метан не восстанавливают железо. Сероводород
извлекает железо из различных свободных гидроокисей и окисей, в том
числе из гематита, а также частично разрушает алюмосиликаты.
Изучая глеевые процессы в почвах, Афанасьев [1] высказал предпо¬
ложение, что редукция железа протекает под воздействием сильно вос¬
становленных газообразных продуктов Н, СН4, H2S, которые выделяют¬
ся в процессе анаэробного разложения органических веществ. Эту мысль
развил Можейко [8]. Он Предполагает, что при оглеении выделяющие¬
ся газы не только восстанавливают железо гидроокисей, но и разру¬
шают алюмосиликаты, обогащая почвы подвижными формами алюми¬
ния и других элементов. Этих 'взглядов придерживается Кауричев [5].
Судя по литературным источникам, специальные экспериментальные
исследования по данному вопросу не проводились. Однако ряд работ,
выполненных с другой целью, свидетельствуют о том, что H2S и Н могут
быть активными восстановителями железа в почве. Так, при разработ¬
ке методов подготовки («очищения») почвенных образцов для рентге¬
новского изучения минералов оказалось, что почвенные образцы легко
освобождаются от «свободных» окислов и гидроокислов железа путем
восстановления последнего с помощью сероводороднокислой вытяжки
[14, 15, 9, 10] и водорода в момент выделения [16, 17, 13].
Бромфильд [Bromfield, 12], Дуда и Калакуцкий [2] пришли к выво¬
ду, что редукция железа при оглеении протекает под воздействием де¬
гидрогеназ в процессе анаэробного дыхания клеток бактерий. Блум-
фильд [Bloomfield, 11] и Лоссьен [Lossaint, 18] установили, что желе¬
зо может редуцироваться чисто химическим путем — некоторыми про¬
дуктами выщелачивания растительных остатков. Калакуцкий и Шахо-
бова [4] показали, что железо в некоторой мере восстанавливается фи¬
зико-химическим путем — мелкодисперсной частью почвы.
В настоящем сообщении приведены результаты изучения восстанав¬
ливающей опособности в почве газообразных продуктов: водорода, ме¬
тана и сероводорода.
Воздействию газов подвергали: бурую глееватую глинистую почву
(пахотный горизонт), ряд минералов — лимонит (в болотной руде), ге¬
матит, мусковит, ортоклаз и горную породу — андезито-базальт. Мине¬
ралы и породу предварительно растирали в агатовой ступке до состоя-
52
ния пудры. Испытуемые газы пропускали сквозь взвесь объектов в воде,
а также сквозь почвенную питательную среду Робертса [Roberts, 19],
применяемую для железовосстанавливающих бактерий. Последняя
представляет собой диспергированную щелочью почву в воде с добавле¬
нием глюкозы. При развитии восстановительных процессов в среде появ¬
ляется закись железа. Сероводород .пропускали также сквозь воздушно-
сухую почву, болотную руду и гематит.
Установка для насыщения суспензий газами (А) и приспособление для насыщения
газами почв и растертых минералов в воздушно-сухом состоянии (Б)
/—сосуд для брожения (пр*и химическом получении Н, H2S и СН< заменяется соответственно аппа¬
ратом Киппа или колбой Кьельдаля); 2 — сосуд с испытуемой суспензией; 3— устройство для про¬
пускания газа через суспензию; 4 — водяной 'замок; б — ватные бактериальные фильтры; 6 — плати¬
новые электроды; 7 — зажим; 5—со суд с пористой прокладкой (.содержит испытуемые вещества);
9 —I крышка с отдушиной
Исследования проводили в специальной установке (рисунок).
Водород получали при маслянокислом брожении глюкозы. Сов¬
местно с водородом при этом выделялась углекислота. Газ, по всей ве¬
роятности, содержал также летучие органические кислоты. Чистый во¬
дород получали обычным химическим путем при воздействии серной
кислоты на цинк. Газ очищали от примесей. Метан и сероводород по¬
лучали химическим путем: метан — нагреванием смеси ацетата натрия
и натронной извести (смесь СаО и NaOH)—ЫаСгНз02+Ыа0Н=
=Na2C03+CH4 |, сероводород — действием соляной кислоты на суль¬
фид железа — FeS+2HCl = FeCl2 + H2Sf . Кроме того, использовали газ
Шебелинского месторождения, в составе которого 93% метана. В том
случае, когда пропускали ограниченное количество газа (опыты с во¬
дородом), предварительно всю систему освобождали от кислорода пу¬
тем продувания ее азотом.
В иапытуемой среде определяли pH, ОВП (на потенциометре ЛПМ-
60М), окислы железа по Казариновой-Окниной [3] в модификации Коп¬
тевой [6], алюминий — колориметрически с реактивом «стильбазо» [7]
в .вытяжке ацетатно-аммонийного буфера с pH 4,8, калий—по Масло¬
вой, кальций — трилонометрически.
Водород в почвах и илах образуется в значительных количествах
при анаэробном разложении органических веществ — в основном при
маслянокислом брожении углеводов и брожении клетчатки. Исследова¬
ние восстановительных свойств водорода проведено в нескольких опы¬
тах.
В опыте 1 (табл. 1) газы, выделяющиеся из культуральной среды Ро¬
бертса, инокулированной активным железовосстанавливающим микро¬
организмом Cl. pasteurianum (штамм 2к — выделен из исследуемой
бурой плеевой почвы), пропускали через стерильную среду Робертса.
53
В опыте 2 (табл. 2) газы получали при спонтанном развитии микрофло¬
ры. При этом для получения значительных количеств газов концентра¬
ция глюкозы была увеличена до 2%, а объем среды до 2 л. Объем ис¬
пытуемой среды Робертса н обоих опытах составлял 50 мл. Газы про¬
пускали сквозь испытуемую среду в течение всего периода брожения
(в течение нескольких дней).
Таблица 1
Влияние газообразных продуктов брожения глюкозы на изменение состояния
яселеза в среде Робертса
Вариант
13 X до опыта
19 X после опыта
FeO Fe*Os
FeO | Fe,Oa
мг/л (водорастворимое)
Культуральная среда Робертса, инокулирован-
ная Cl. pasterianum (штамм 2к)
Стерильная испытуемая среда Робертса
Нет
Сл.
fO QO
Н О
Нет
Сл.
Таблица 2
Влияние газообразных продуктов брожения глюкозы на изменение состояния железа
и окислительно-восстановительные условия
22 X до опыта
26 X после опыта
Вариант
pH
овп
FeO
Fe*Oa
pH
ОВП
FeJ
| Fe.O,
(М)
мг/л отстоя
(мв)
мг!л отстоя
Почва + вода (в соотношении
1:1,5)+2% глюкозы, спон¬
танное развитие микрофлоры
4,8
520
Нет
Нет
4,1
-162
583
Нет
Стерильная испытуемая среда
Робертса
—
458
»
Сл.
5,5
—167
Нет
Сл.
Результаты исследований (данные табл. 1, 2) показали, что моле¬
кулярный водород не обладает восстанавливающей способностью. Это
объясняется тем, что молекулярный водород химически малоактивен.
Известно, что сильной восстанавливающей способностью обладает
атомарный водород, но в наших опытах он не проникал в испытуемую
среду, так как в атомарном виде он существует очень короткий промежу¬
ток времени — в момент выделения при сбраживании органических ве¬
ществ, т. е. непосредственно вблизи бактериальной клетки. Именно
этим можно объяснить то, что восстановление железа интенсивно про¬
текает в культуральной среде.
Очевидно, нельзя утверждать, что железо восстанавливается толь¬
ко при непосредственном участии дегидрогеназ. Нам представляется,
что восстановление железа протекает как путем непосредственного пе¬
реноса дегидрогеназами протона и электрона к 'гидроокиси железа (ги¬
дроокись используется как акцептор), так и в момент выделения ато¬
марного водорода гидрогеназами. Сущность и интенсивность развития
этих процессов выяснится при изучении механизма выделения водоро¬
да в процессе брожения.
Атомарный водород, по-видимому, разрушает и алюмосиликаты. Он,
очевидно, является одним из основных факторов, обусловливающих по¬
вышенное содержание алюминия в оглеенных почвах. Так, в наших ла¬
бораторных опытах с оглеением в почвах, где происходило масляноки¬
слое брожение, содержание алюминия, извлекаемого уксуснокислым
аммонием с pH 4,8, увеличивалось в несколько раз.
54
Как показал опыт 2, насыщение почвенных сред газами, выделяю¬
щимися при маслянокислом 'брожении, приводит к сильному снижению
ОВП. В опытах 3—6 (табл. 3) изучали влияние водорода на ОВП и pH
почвенных сред (взвесь почв в воде).
В опытах 3 и 4 водород получали в смеси с другими газами, выделяю¬
щимися при брожений глюкозы в среде Виноградского (элективная
среда для Cl. pasteurianum), и насыщали этими газами почвенные
среды.
В опытах 5 и 6 испытуемые среды насыщали чистым водородом.
Данные, приведенные в табл. 3, свидетельствуют о том, что газы, вы¬
деляющиеся при маслянокислом брожении, и чистый водород сильно
снижают Eh среды (до —230, —460 мв).
Таблица 3
Изменение pH и ОВП в почвенных средах под влиянием водорода и смеси газов,
выделяющихся при маслянокислом брожении
Номер
опыта
Испытуемая среда
Источник водорода
В начале опыта
В конце опыта
pH
ОВП
(мв)
pH
ОВП
(Xte)
3
Среда Робертса
Среда Виноградского
7,6
520
5,0
-160
4
Бурая глеевая почва
То же
5,0
540
4,5
-230
5
То же
Химический путь
5,2
530
5,1
—200
6 1
| Чернозем оподзоленный
То же
6,9
590
6,9
—260
Опыты с чистым водородом убеждают нас в том, что резкое паде¬
ние ОВП, вызываемое «анаэробными газами», обусловливается водо¬
родом. Таким образом, молекулярный водород, насыщая почвенные
взвеси в жидкости, обладает способностью снижать ОВП в них до край¬
не низких величин. Окисленные формы железа при этом не восстанавли¬
ваются. Во всех опытах (как и в контрольной среде) закись железа
обнаруживается только в виде «следов». По-видимому, снижение ОВП
обусловлено взаимоотношением водорода с кислородом, а может быть
и с некоторыми другими веществами. На воздухе ОВП в средах, насы¬
щенных водородом, вскоре повышается и через сутки — двое достигает
начальных величин.
Молекулярный водород не влияет заметным образом на pH почв.
Реакция среды при насыщении чистым водородом практически не из¬
меняется. Подкисление испытуемых сред газами, выделяющимися при
маслянокислом брожении до pH 4,7—4,5, обусловливается образованием
угольной кислоты (растворением СОг) и, возможно, частично насыще¬
нием оред летучими органичеокими кислотами.
Характерно, что на воздухе кислая реакция, вызываемая насыщением
газами, вскоре (спустя несколько часов) исчезает. Кроме того, началь¬
ная кислотность нейтрализуется в значительной степени. По-видимому,
связано это с освобождением среды от СОг и воздействием углекислоты
на поглощающий комплекс почвы.
Одним из наиболее широко распространенных газов на земле являет¬
ся метан. Он образуется самыми различными способами. В почвах и
илах основное количество метана образуется при сбраживании широко¬
го ряда органических веществ, и в первую очередь целлюлозы.
Известно, что метан является довольно инертным .газом. Но в связи
с указанием на возможную способность его выполнять роль восстанови¬
теля в почве было изучено воздействие его на соединения окисленного
железа. Для этого почвенную взвесь в воде насыщали метаном в тече¬
ние трех суток.
Результаты опытов (табл. 4) свидетельствуют о том, что метан не
влияет заметным образом ни на pH и ОВП среды, ни на содержание за¬
55
киси железа. В некоторых опытах наблюдается слабое увеличение оки- i
си железа. Причина этого явления не изучалась.
Таким образом, метан не может играть заметной роли в окислитель¬
но-восстановительных (процессах в почве и не может разрушать алюмо¬
силикаты.
Из литературных данных [14, 15, 9] известно, что активным восстано¬
вителем является сероводород. Сероводород в природе образуется в
больших количествах при редумции сульфатов, а также три сбражива¬
нии тротеинов и серусодержащих аминокислот. В связи с этим необходи¬
мо было выяснить значение сероводорода как восстановителя.
' Таблица 4
pH, ОВП и окислы железа в водной взвеси почв до и после насыщения метаном
FeO
Fe.O,
Источник
СН4
Испытуемая среда
Вариант
pH
ОВП
<■*«)
растворимые в
0,1 п H,S04
мг/л взвеси
Шебелинский газ
Почвенная взвесь в
Исходная
7,6
460
1,2
9,8
воде, пептизиро-
ванная NaOH
Насыщенная СН4
7,4
445
1,2
9,8
Почвенная взвесь в
Исходная
6,4
455
Сл.
3,8
воде без пептизации
Насыщенная СН4
6,8
445
»
4,4
Метан получен хи¬
Почвенная взвесь в
Исходная
6,4'
420
1
23
мическим путем
воде без пептизации
Насыщенная СН4
6,4
420
1
26
Таблица 5
Изменение состояния железа, pH. ОВП в почве, лимоните и гематите
под воздействием сероводорода
До опыта
После опыта
Вариант
ОВП
(мв)
Fe,Oj
FeO
ОВП
(мв)
Fe,Os
FeO
pH
мг/100 г сухого
вещества
pH
мг/100 г сухого
вещества
Воздушно-сухая почва
5,3
470
12,4
0,8
6,8
_
Нет
620
Болотная руда, 1%-ная
суспензия
5,8
490
533
5
6,8
-130
28000
Гематит, 1%-ная суспен¬
3800
зия
6,1
380
12,5
Нет
—
—
»
Воздушно-су хая болот¬
28200
ная руда
—.
■—
533
5
—
—
»
Воздушно-сухой гематит
—
—
12,5
Нет
—
—
»
1350
Суспензия почвы, пепти-
зированная NaOH
8,7
400
1,2
(мг/л сус¬
пензии)
9,8
5,3
-140
»
1865
(мг/л сус¬
пензии)
Проведенные нами опыты показали (табл. 5), что сероводород как
восстановитель обладает необычайной реакционной способностью. До¬
статочно было (пропустить его в течение нескольких минут через суспен¬
зию почвы в воде, как она (приобретала черную окраску (образовывался
FeS). Подкисляя испытуемую среду H2SO4 (растворяя таким образом
FeS), в растворе обнаруживали большие количества закиси железа.
Сероводород активно реагирует и с почвой, находящейся в воздуш¬
но-сухом состоянии. Почва при этом быстро чернеет, спустя уже не¬
сколько минут в ней обнаруживается значительное количество восста-
56
новленного железа. Так же быстро накапливается и марганец, перехо¬
дящий в кислую вытяжку.
После обработки сероводородом почва на воздухе постепенно свет¬
леет и спустя несколько часов приобретает серовато-сизоватую окраску,
которая сохраняется месяцами, несмотря на резкое (во много раз)
уменьшение в ней закиси и значительное преобладание окиси железа.
Очевидно, после проветривания почв в ней образовались довольно устой¬
чивые соединения, которые обусловливают серовато-сизоватую окраску.
Подобная окраска наблюдается в реликтовых глеевых горизонтах.
Таблица 6
Мобилизация элементов из ортоклаза и андезито-Сасальта под влиянием сероводорода
Минерал, порода
Вариант
pH
овп
(мв)
Л1 |
Подвижные
| К | Na | Са |
мг/\00 г вещества
| Fe,Os
1
| FeO
Ортоклаз
Исходный
6,95
480
55
30
Не определялись
Обработанный'
H2S
5,25
—80
126
75
То
же
Андезито-
Исходный
7,10
480
111
2
41
180
77
175
базальт
Обработанный
5,40
—90
175
7
90
280
Нет
245
H2S
На какие же соединения железа в почве действует сероводород? Ли¬
тературные данные [14, 15, 9, 10] свидетельствуют о том, что сероводо¬
род легко восстанавливает аморфную гидроокись железа, а также ряд
в определенной мере окристаллизованных окисей и гидроокисей желе¬
за. В отношении восстановления железа, содержащегося в хорошо окри¬
сталлизованных окисях и гидроокисях, нет единого мнения.
Полученные нами данные (табл. 5) свидетельствуют о том, что се¬
роводород легко восстанавливает железо широко распространенного
минерала—лимонита (испытывали болотную руду). После 30-минут¬
ного пропускания газа сквозь 1%-ную суспензию болотной руды и по¬
следующего подкисления (для растворения FeS) суспензия обесцвечи¬
валась, фильтрат был прозрачный, а осадок сизовато-палевый.
Легко реагирует сероводород и с воздушно-сухой болотной рудой.
При этом наряду с образованием FeS выделяются вода и теплота. Пос¬
ле 40-минутного насыщения руды сероводородом в вытяжку переходило
около 28 г закиси железа на 100 г руды. Болотная руда после опыта при
подкислении обесцвечивалась, что свидетельствует о практически пол¬
ном растворении гидроокиси железа.
В качестве наиболее окристаллизованного соединения окиси железа
воздействию сероводорода был подвержен гематит. Обработкой суспен¬
зии гематита газом в течение 30 мин., а воздушно-сухого минерала в
течение полутора часов было переведено в состояние FeS соответствен¬
но 3,8 и 1,4% минерала.
Таким образом, сероводород энергично извлекает железо из «сво¬
бодных окислов». Мы сравнили результаты обработки минералов се¬
роводородом и 1 п H2SO4. Кислота значительно уступает действию
сероводорода. Так, обработкой болотной руды кислотой в течение 7 час.
хотя и извлекалось значительное количество железа, но руда не обес¬
цвечивалась. А из гематита кислотой извлечено всего 0,02% железа.
В связи с высокой агрессивностью сероводорода было испытано дей¬
ствие его на алюмосиликатные минералы (мусковит и ортоклаз), а
также на коренную плотную породу — андезито-базальт.
Опыты показали (табл. 6), что в (результате длительного (в течение
7 дней) интенсивного насыщения суспензий ортоклаза и андезитоба-
зальта. сероводородом извлекалось небольшое количество алюминия и
57
калия, а из породы — также натрия и кальция. Характерно, что уже
под действием одного механического растирания и воды минерал и по¬
рода заметно разрушались. Из ортоклаза извлечено А1 и К около 0,1%
от веса минерала, из андезито-базальта извлечено А1, К, Na, Са, FeO
и Fe203 около 0,6% от веса 'породы. Сероводород несколько увеличил
'растворимость испытуемых веществ (соответственно до 0,2 и 0,8%). Та¬
ким образом, растворимость алюмосиликатов оставалась низкой. Это
свидетельствует о том, что кристаллическая решетка алюмосиликатов
является очень устойчивой в отношении сероводорода. Сероводород,
очевидно, реагирует только с элементами, обладающими ненасыщенны¬
ми связями, которые образуются в результате механического разруше¬
ния алюмосиликатов.
Сероводород не извлекает заметного количества железа из андези¬
то-базальта, а также из мусковита сверх того, которое имеется в. конт¬
рольном материале. Применяемым нами методом определения железа
[6] не удалось установить достоверной разницы между содержанием
железа, переходящим в кислую вытяжку .под действием механического
разрушения и воды, и действием механического разрушения и серово¬
дородной воды. Возможно, одной из причин устойчивости железа в
мусковите и андезито-базальте является то, что железо находится в
них в восстановленной форме (окись в водной вытяжке появилась, по¬
водимому, в течение опыта).
На основе результатов опытов с сероводородом можно заключить,
что если длительное концентрированное действие сероводорода на алю¬
мосиликаты (которое, по-видимому, не встречается в почве) не извле¬
кает из них большого количества элементов, то в почве этот процесс, по
всей вероятности, имеет незначительное развитие. Выделяющийся се¬
роводород мгновенно реагирует со свободными окислами железа, мар¬
ганца, и только в случае значительного избытка его он реагирует с алю¬
мосиликатами. Последнее, очевидно, происходит в почвах и илах с раз¬
витой сульфоредукцией, а также при анаэробном разложении значи¬
тельных количеств органических веществ, богатых дисульфидными и
сульфгидрильными группами.
На основе всех результатов исследований можно считать, что среди
сильно восстановленных газов, выделяющихся при анаэробных про¬
цессах, сильнейшими восстановителями в почве являются атомарный
водород (при определенном участии дегидрогеназ) и сероводород.
Атомарный водород легко восстанавливает железо почвенных гидро¬
окисей и, ио-видимому, в какой-то мере разрушает алюмосиликаты.
Сероводород извлекает железо из различных свободных окислов и
частично может разрушать алюмосиликаты.
Выводы
1. В условиях водородного метаболизма энергично протекает вос¬
становление гидроокиси железа и марганца. Процесс осуществляется
атохмарным водородом (с определенным участием дегидрогеназ и гидро-
геназ). Молекулярный водород не обладает восстановительными свой¬
ствами по отношению к гидроокисям железа и марганца, тем не менее,
насыщая почвенные среды, резко снижает ОВП, на реакцию среды не
влияет.
2. Метан не обладает восстановительными свойствами, не изменяет
ОВП и pH.
3. Сероводород является сильнейшим восстановителем, легко вос¬
станавливает железо и марганец почвенных гидроокисей, легко извле¬
кает железо из болотной руды и несколько слабее из гематита, очень
слабо разрушает алюмосиликаты.
58
4. В дроцессе оглеения восстановление различных веществ прсле-
кает практически только под воздействием атомарного водорода и се¬
роводорода, являющихся сильнейшими реагентами.
Литература
1. Афанасьев Я. Н. Из области анаэробных и болотистых процессов. Почвоведе¬
ние, 1930, № 6.
2. Дуда В. И., Калакуцкий Л В. О роли микроорганизмов в восстановитель¬
ных процессах в почве. И. Восстановление железа чистой культурой Pseudomonas
tralucida. Науч. докл. высшей школы. Виол, науки, 1961, № 2.
3. Казаринова-Окнина В. А. Фотоколориметрический метод определения за¬
писного железа в природных фосфатах. Заводская лабор , 1938, № 10.
4. Калакуцкий Л. В., Шахобова Б. Б. О возможности небиологического вос¬
становления железа в почве. Науч. докл. высшей школы. Биол. науки, 1967, № 9.
5. КауричевИ С. Особенности генезиса почв временного избыточного увлажне¬
ния. Фонды ТСХА, 1965.
6. Коптева 3. Ф. Метод определения закисного и окисного железа при совместном
их присутствии в вытяжке. Реф. докл. ТСХ А, вып. 17, 1953.
7 Крупский Н. К., Александрова А. М., Дараган Ю. В. Метод раздель¬
ного определения обменного водорода и алюминия при их совместном присутствии
в почве. Почвоведение, 1968, JST? 12.
8 Можейко А. М. О формировании солонцеватого горизонта почв Среднего При¬
днепровья и некоторых приемах их культурного освоения. Тр. Харьковск. с.-х. ин-та
им. В. В Докучаева, т. 27, 1960.
9 Фирсова Е. С. Модификация метода Дроздова для определения свободной оки¬
си железа. Почвоведение, 1956, № 11.
10. Ц ю р у п а И. Г. Влияние степени окристаллизованности соединений железа на их
растворимость. Тр. Почв, ин-та им. В. В. Докучаева, т. 53, 1958.
11. Bloomfield С. The solution-reduction of ferric oxide by aqueous leaf extracts.
The role of certain constituents of the extracts. Rapports (VI Congres International
de la sciense du sol. Paris, 1956), v. B. (Commission 1-et), Paris, 1956.
12. В г о m f i e 1 d S. M. Reduction of Ferric Compounds by Soil Bacteria. J. Gen. Mic-
rob, v. 11, No. 1, 1954.
13 Dion H. G Iron oxide removal from clays and its influence on base-exchange pro¬
perties and X-ray diffraction patterns of the clays. Soil Scf., 1944, v. 58, No. 6.
14. Drosdoff M, Truog E. A method for removing and determining the free iron
oxide in soil colloids. J Amer. Soc. Argon, v. 27, 1935.
15. D г о s d о f f M. The Determination of Free Iron Oxides in Soil Colloids. Soil Sci.
Soc. Amer. Proc., v. 6, 1941.
16. J e f f г i e s C. D. A method of preparing soils for petrographic analysis. Soil Sci,
v. 52, No. 6, 1941.
17. Jeffries C. D. A rapid method for the removal of free iron oxides in soil to Petro¬
graphic Analysis. Soil Sci. Soc. Amer. Proc., v. 11, 1947.
18. L о s s a i n t P. Etude experimental de la mobilisation du fer des sols. Annal. Agro-
nom , ser. A,' 1959, No. 5.
19. R о b e г t s J. L. Reduction of ferric hydroxide by strains of Bacillus polymyxa. Soil
Sci, 1947, v. 63.
Украинский научно-исследовательский Дата поступления
институт почвоведения и агрохимии 11 IV.1969 г.
им. А Н. Соколовского
V. I. KANIVETZ
INTERACTION OF HYDROGEN, METHANE AND HYDROGEN SULPHIDE
WITH THE MINERAL PART OF THE SOIL
It has been shown that among the anaerobic gases only Hi (with some participation
of dehydrogenase) and H2S are strong reducters. Molecular hydrogen and methane do
not reduce iron. Hydrogen sulphide extracts iron from different free hydroxides and oxi¬
des, including hematite and partially destroys alumino-silicates.
УДК 631.416.8
Ф. И. ПАВЛОЦКАЯ, Л. Н. ЗАЦЕПИНА
ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ПОДВИЖНОСТЬ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ Sr-90
И Са В ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТОЙ ПОЧВЕ
Sr-90, Sr и Са характеризуются неодинаковым распределением между
водорастворимой, обменной и необменной формами. Большая подвижность
Sr-90 по сравнению со Sr и Са объясняется тем, что он поступает в почву
преимущественно с водорастворимой фракцией радиоактивных выпадений
и находится в почве не только в катионной, ио и анионной и нейтральной
формах.
Наряду с установлением закономерностей распределения радиоак¬
тивного стронция в почвенном покрове и (поступления его в растения
большое значение имеет сравнительное изучение поведения Sr-90, ста¬
бильного Sr и Са. Результаты таких работ позволяют судить о возмож¬
ности использования известных закономерностей поведения щелочнозе¬
мельных элементов в почвах для прогнозирования поведения радиоак¬
тивного стронция, с одной стороны, и применения последнего в качест¬
ве радиоактивного индикатора для изучения поведения стронция и каль¬
ция— с другой.
Известно, что распределение стронция-90 в почвенном покрове от¬
личается от распределения стабильного стронция и кальция [8, 13].
Наиболее отчетливо эта разница проявляется в годы с относительно
высокими уровнями Sr-90 на поверхности почвы. Кроме того, в годы с
большим количеством осадков .на распределение существенное влияние
оказывают различия в подвижности стронция-90, стабильного строн¬
ция и кальция и почвах.
В модельных опытах было .показано, что подвижность стронция-90
неодинакова в разных почвах [16, 17]. При этом в некоторых почвах
содержание его в водорастворимой форме достигает 50%. Однако в су¬
ществующих работах [16, 17] нет сопоставимых данных по стабильно¬
му стронцию и кальцию.
В настоящем сообщении приведены результаты определения относи¬
тельной подвижности и форм нахождения стронция-90, стабильного
стронция и кальция в целинной и пахотной дерново-среднеподзолистой
среднесуглинистой почве Московской обл. через несколько лет после
проведения экспериментальных ядерных взрывов и сравнение получен¬
ных данных с результатами аналогичных исследований, выполненных в
1961 г. [7].
Целинные участки представляли собой пастбище лугового типа с
разнотравной растительностью, пахотные угодья находились под зерно¬
выми культурами. На каждом из участков, раоположенных на неболь¬
шом расстоянии друг от друга, закладывали по 2 разреза. Образцы от¬
бирали по генетическим горизонтам непрерывно по профилю. Некото¬
рые характеристики исследованных почв приведены в табл. 1.
Содержание стронция-90 определяли радиохимическим методом; ста¬
бильного стронция и кальция — методом пламенной спектрофотомет¬
рии [9].
Извлечение водорастворимых, обменных и кислоторастворимых
форм катионов производили из воздушно-сухих и из влажных, (непо¬
средственно взятых в поле, образцов путем последовательной обработ¬
ки почвы соответствующими растворами по описанной ранее методике
[7] либо путем просачивания тех же растворов через колонку почвы.
Соотношение почва: раствор составляло соответственно для водной
вытяж1ки 1 :5,1 п раствора NH4COOCH3 1 : 10 и 6 п НС1 — 1:2.
60
Таблица 1
Некоторые свойства дерново-подзолистых почв
Дата
отбора,
номер
разреза
Горизонт,
глубина, см
Влаж¬
ность,
%
Гигро¬
скопи¬
ческая
влаж¬
ность, %
Гу¬
мус,
%
Емкость
погло¬
щения,
мг экв/100 г
Дата
отбора,
номер
разреза
Влаж¬
ность,
%
Гигро¬
скопи¬
ческая
влаж¬
ность, %
Гу¬
мус.
%
Емкость
погло¬
щения,
мг эхе/100 г
'
П
а хоти ая
1
V.1964,
Апах °“
5
20,9
1,93
2,54
13,9
Х.1964,
13,9
2,26
2,28
14,2
1—2
5-
-10
21,9
1,95
2,20
13,2
5-6
15,7
1,63
2,35
14,4
Юг-
-15
18,4
1,55
2,20
13,3
13,2
1,60
2,58
14,0
15-
-25
17,7
2,18
2,22
13,4
12,8
1,70
2,49
14,6
А2/В 25-
-40
16,8
2,15
2,15
13,0
8,6
2,4
2,62
14,2
Bi 40—
-55
12,1
4,6
1,11
10,2
•—
3,2
1,32
12,4
Ц
елинна:
я
То же,
А 0-
-5
30,0
2,6
3,72
13,7
То же,
22,6
2,34
5,05
16,0
4
Ai 5-
-10
21,7
1,82
2,04
10,4
7а
7,5
3,22
3,23
11,4
10-
-55
16,6
1,26
—
8,5
7,5
1,48
3,19
10,5
Ао 15-
-20
17,7
1,15
0,62
9,6
4,7
1,50
2,72
9,8
А*/В 20—35
22,0
1,1
—
—
4,3
3,16
1,01
8,7
Предварительные опыты 'показали, что доля содержания Sr-90 в во¬
дорастворимой форме в исследованных почвах практически не изменя¬
лась три разном времени взаимодействия почвы с водой, что видно из
данных табл. 2. 1
Представленные на рисунке данные свидетельствуют об аналогии в
характере распределения Sr-90, Sr и Са, что объясняется сходством
строения почвенных профи¬
лей, а также агротехникой в
случае пахотных почв. Одна¬
ко прежде всего на характер
распределения радиоактив¬
ного стронция существенное
влияние оказывает источник
его поступления. Так, по
сравнению со стабильными
изотопами наблюдается бо¬
лее резкое уменьшение его
содержания вниз по профи¬
лю. Например, в целинной
почве отношение содержа¬
ния Sr-90 в гор. А к содержанию в гор. В составляло от 6 до 20, в то вре¬
мя как для Sr и Са подобное же отношение изменялось незначительно и
составляло соответственно 2,2—2,3 и 1,1—2,4. При этом более высокие
величины для радиоактивного стронция отмечались в годы с высокими
уровнями поступления его из атмосферы.
Сравнение данных по двум пахотным и двум целинным разрезам,
заложенным весной и осенью 1964 г., 'показывает заметное увеличение
содержания Sr-90 в гор. Аг/В и В, что указывает на его 'перераспреде¬
ление в почвенном профиле и вынос из последнего. В пахотных почвах
в результате переворачивания пласта значительная часть радиоактив¬
ного стронция попадает на глубину 15—20 см и мигрирует в подпахот¬
ный горизонт. Например, весной или осенью до перепашки основная
часть выпавшего на поверхность Sr-90 сосредоточена в верхнем (0—
5 см) слое, особенно при высокой интенсивности выпадений (1963,
1964 гг.), при перепашке (осень, 1964 г.) большее количество его на¬
блюдается на глубине. В образце 1961 г. повышенное содержание Sr-90
Таблица 2
Содержание Sr-90 (п/кюри/кг) в почвах при разном
времени взаимодействия с водой
Время взаимодействия
Почва
по методу
Аринушкиной
Ш
1 сутки
4—5 суток
Пахотная, гор,
А
лпах
8,5
8,2
8,0
Целинная под
лесом, гор. А
15,5
--
13,8
61
на глубине обусловлено запахиванием люпина, посеянного в 1959 г., а
этот год, как известно; характеризовался значительными выпадениями.
Как уже отмечалось, для выяснения причин сравнительной подвиж¬
ности Sr-90, Sr и Са 'проводили определение форм нахождения их в поч¬
вах. Данные, -приведенные в табл. 3, свидетельствуют о том, что для них
Таблица 3
Распределение Sr-90, Sr и Са меясду водорастворимой, обменной
и кислоторастворимой формами, %
Дата
Горизонт,
глубина, см
Sr-90
Sr
Са
водо¬
раство¬
римый
обмен¬
ный
кисло-
торас-
твори-
мый
водо¬
раство¬
римый
обмен¬
ный
кисло-
торас-
твори-
мый
водо¬
раство¬
римый
обмен¬
ный
кисло-
то рас¬
твори¬
мый
VIII. 1961
Агтях
0—20
39
61
_
4
94
2
3
80
17
АПах/А* 20-30
26
57
17
—
— ,
—
—
—
VIII 1963
А
nnav
0-20
10
74
16
9
76
15
4
80
16
Атт/А2 20-30
21
57
22
13
79
8
5
88
7
V.1964
А
Лпях
0—15
10
76
14
9
65
26
7
59
34
Апях/Аг 15 25
И
72
17
16
63
21
13
76
И
а2/в
25-40
14
79
7
—
—
—
—
—,
—
Bi
40-55
11
78
И
—.
—
—
—
Х.1964
АПах
0-20
13
56
31
4
59
37
20
55
25
а2/в
20-35
9
59
32
Bi
35-50
31
34
35
VIII. 1961
А«
0-5
8
73
19
5
76
19
1
74
25
А
5-15
16
58
26
—
67
33
0,5
63
37
А/А2
15-20
—
100
—.
—.
92
8
100
VIII. 1962
А
0—5
2
87
И
—
—
—
—,
5-15
6
89
5
—
—
.—
—
А/А2
15-20
6
72
22
—
—
—
—
V.1964
А
0-5
21
75
4
13
58
29
20
75
5
15-20
9
75
16
2
48
50
5
85
10
А/А2
15-25
—
X
X
-—
—
—
—
а2/в
25-40
—
X
X
—
—,
—
—
Х.1964
А
0-5
4
82
14
—
63
37
15
78
7
5-15
13
72
15
—
70
30
15
53
32
А/А2
15-20
30
39
31
—,
70
30
24
63
13
А./В
20-35
29
23
49
—
—,
—,
—
Bi
35-50
12
24
64 *
.—
—
—,
Среднее
А
Лпах
18
6
9
А+А/А2
9
3
9
Примечание. Знаком х показано содержание, меньшее точности метода
характерны как общие закономерности, так и различия. Если за отно¬
сительную подвижность .принять суммарное содержание в водораство¬
римой и обменной формах, то в среднем для верхнего слоя (0—15—
20 см) она составляет в пахотных и 'целинных почвах для Sr-90 85 и
81%, стабильного стронция — 80 и 70%, Са — 79 и 82% соответственно.
Однако, несмотря .на близость полученных величин, наблюдается боль¬
шая подвижность Sr-90 и Са по сравнению со стабильным стронцием, а
также в пахотном горизонте по сравнению с .гор. А и А в целинной поч¬
ве. На более прочную связь в почвах стронция по сравнению с кальцием
указывалось в работах других исследователей [11, 18].
Данные, полученные для ряда лет, различающихся по агрометеоро¬
логическим условиям и интенсивности поступления радиоактивного
стронция из атмосферы, показывают, что доля содержания водораство
римых Sr-90, Sr и Са в пахотном горизонте в среднем в 2 раза больше,
чем в целинной почве, и составляет соответственно 18 и 9% для Sr-90
и 6 и 3% для Sr; содержание Са практически одинаково (около 9%).
62
Эти цифры объясняют также большую подвижность Sr-90 и Са по срав¬
нению со стабильным стронцием. Увеличение подвижности в гор.
А пах /А2 и А/А2 также связано с увеличением доли водорастворимых
форм.
Соотношения между водорастворимой, обменной и кислотораствори¬
мой формами определяются в значительной степени генетическим строе¬
нием почв, физико-химическими особенностями отдельных горизонтов,
агрометеорологическими условиями и целым рядом других факторов.
12 3 1 2 3 /
г
3
/
а
29
5
10_
л
13_
Л
!L
UL
а
15_
37
34
20
Ч
и
Е
35
F
9
62
36_
а
JL
31
А
1L
а
£
Ч
i
7
20\
1
35
т
г
3
24
а
33
а
£
27
26
23
j /тя
Ц2
а
25
2L
!L
16_
17
£
l.!S64t.
Распределение Sr^, Sr^, Са од в профиле пахотных и целинных
почв. % от содержания на всей глубине, выраженного в п/кюри/м2,
мг/мг и г/м2 соответственно (* — содержание Sr-90 меньше точ¬
ности метода)
Например, увеличение доли водорастворимой формы и уменьшение доли
обменной формы вниз по профилю коррелирует с уменьшением содер¬
жания гумуса, обменных оснований и емкости поглощения. Увеличение
доли водорастворимого Sr-90 в гор. В связано с затеками из гор. А2, а
высокий процент кислоторастворимой формы в гор. А2 объясняется на¬
личием большого количества ортштейнов и железистых примазок, в ко¬
торых, но-видимому, закрепляется Sr-90. В работе Полякова [11] пока¬
зано, что в железистых почвах аккумулятивных ландшафтов леоной
зоны и в ортштейновых горизонтах наблюдается вторичное концентри¬
рование радиоактивного стронция.
Отмеченное выше перераспределение Sr-90 в почвенном профиле и
увеличение содержания этого нуклида в нижних горизонтах в осенний
период 1964 г. по сравнению с весенним, по-видимому, также обуслов¬
лено нахождением его в водорастворимой форме [табл. 3). При этом за
счет выноса наиболее подвижных форм доля содержания в водораство¬
римой форме в гор. А уменьшилась с 21 до 4%, а в нижних горизонтах
увеличилась, благодаря чему он мигрировал до глубины 50 см (весной
Sr-90 с достоверной точностью был обнаружен на глубине до 15 см).
Однако одновременно с миграцией происходило и его закрепление, о
чем свидетельствует увеличение доли необменных форм Sr-90.
Следует отметить, что в пахотном горизонте и в гор. Ад и А целин¬
ной почвы большая часть Sr-90, Sr и Са, находящаяся в необменном со-
63
стоянии, извлекается 1 п НС1. С .глубиной доля связанных с почвой эле¬
ментов возрастает, что на примере радиоактивного стронция видно из
данных табл. 4.
Таким образом, .приведенный материал подтверждает сделанное
нами ранее предположение о том, что большая степень 1ПОДВиж>ности
Sr-90 по сравнению со стабильным стронцием и кальцием обусловлена
Таблица 4
Подвижность Sr-90, находящегося в необменном
состоянии, %
Дата
Горизонт»
глубины, см
1 п НС1
6 л HCI
V.1964
Апах
0-15
37
13
Апах/А2
15-25
92
8
А2/В
25—40
52
48
Х.1964
А
лпах
0-20
79
21
Ао/В
20-35
44
56
Bi
35-45
47
53
Х.1964
А
0-5
97
3
А
5-15
43
57
А/Аа
15-20
14
86
Аа/В
20-35
9
91
в*
35—50
8
92
главным образом относительно большей долей содержания радиоактив¬
ного стронция в водорастворимой форме. Этим же объясняется и боль¬
шая подвижность Sr-90, Sr и Са в пахотной почве ло сравнению с це¬
линной. На роль водного фактора в миграции радиоактивного стронция
в почвах и выносе его растениями имеются указания в опубликованных
работах [6, 10, 21, 22].
Причиной большей подвижности радиоактивного стронция по срав¬
нению со стабильным стронцием и кальцием являются различия в источ¬
никах поступления в почву и времени взаимодействия в источниках по¬
ступления в почву и времени взаимодействия с ней. Известно, что Sr-90
стратосферных выпадений поступает в почвенный .позоров из атмосферы
в основном в виде хорошо растворимых в воде соединений.
В связи с тем что прочность связи элементов с почвой зависит также
от форм нахождения их в водорастворимом состоянии, было изучено
распределение Sr-90 между катионной, анионной и нейтральной форма¬
ми в водной вытяжке из верхнего (0—5 см) слоя почв и почвенных сто¬
ков, собранных с полевой и лесной водобалансовых площадок (предва¬
рительное исследование показало, что в водной вытяжке Sr-90 присут¬
ствует во всех формах [20]). Собранные растворы последовательно про¬
пускали через колонки с анионитом АВ-17 в Cl-форме и катионитом
КУ-2 в Н4-форме. Вымывание сорбированных элементов .производилось
3 п НС1. Данные, приведенные в табл. 5, свидетельствуют о том, что
Sr-90 находится в водорастворимом состоянии во всех трех формах, со¬
отношения между которыми различны для пахотных и целинных почв.
Хотя во всех случаях Sr-90 находится в основном в катионной форме,
пахотные почвы характеризуются более высоким содержанием радио¬
активного стронция в анионной и нейтральной формах; последние, как
известно, отличаются меньшей .прочностью связи с почвой и, следова¬
тельно, большей миграционной способностью. Аналогичная картина на¬
блюдается для кальция. Содержание стабильного стронция во всех трех
формах и кальция в нейтральной форме в образцах почвенных вод опре¬
делить не удалось из-за очень большого разбавления (для анализа было
взято 15—100 л почвенного раствора, а объем .солянокислого раствора
64
после вымывания из ионообменных колонок составлял несколько лит¬
ров).
В табл. 5 приведены также данные по формам нахождения Sr-90 и
кальция в талой воде из снега, которые показывают, что некоторая
часть их присутствует в анионной и нейтральной формах. Последнее
обусловлено образованием комплексных соединений с органическими
Таблица 5
Формы нахождения Sr-90 и Са в водорастворимом состоянии в почвах
и радиоактивных выпадениях, %
Sr-90
Са
Образец
Дата
наблюдений
катионная
i
анионная
нейтраль¬
ная
катион¬
ная
анионная
Водная вытяжка (пахотная
почва, 0—5 см)
Х.1964
78
16
6
«—
■—
То же
Х.1965
59*
41*
«—
—
—
« «
Х.1965
80*
20*
—
—
—
Почвенный сток (пахотная
почва, гор. В)
IV.1968
74
8
18
93*
7*
Водная вытяжка (целинная
почва пастбища лугового
типа, 0—5 см)
Х.1964
90
7
3
—
—,
То же
Х.1964
83*
17*
—
—
—
Водная вытяжка (целинная
под березовым лесом, гор.
А 0—11 см)
VIII.1968
92
4
4
•—
—
Почвенный сток (целинная
под березовым лесом, гор.
В)
IV.1968
94
•
0
6
100*
Не обн.
Талая вода из снега **
III.1963
88
12
1
—
—
То же***
IV.1968
(85-93)
46
(7-15)
36
18
84*
16*
Выпадения ****
VI 1.1963
90
3
7
—
■—
VIII. 1968
(79—99)
(0-13)
(0,5-18)
* Sr-90 и Са определяли только в катионной и анионной формах.
** Образцы свежевыпавшего снега.
**+ Осевший и начавший таять снег, собранный на опушке леса
•••• Выпадения, собранные в высокостенный бак
лигандами и, возможно, радиоколлоидов. Систематические наблюдения
за радиоактивными выпадениями позволили установить, что Sr-90 на¬
ходится в водорастворимом состоянии во всех трех формах; три этом
доля содержания в анионной форме выше в зимний период, а в ней¬
тральной — в весенне-летний.
Все три формы Sr-90 были обнаружены в лизиметрических водах из
почвы, меченной этим изотопом. Согласно данным [3], через 7 лет пос¬
ле внесения в дерново-подзолистую почву Sr-90 содержание его в кати¬
онной, анионной и нейтральной формах составляло 66, 26 и 8%.
В результате полученных данных можно сделать вывод о том, что
большая подвижность Sr-90 и по аналогии стронция и кальция в пахот¬
ной почве по сравнению с целинной обусловлена не только большей до¬
лей содержания их в водорастворимом состоянии, но и нахождением в
большей степени в анионной и нейтральной формах. Интересно отме¬
тить, что пахотные почвы также содержат более подвижные при элект¬
рофорезе фракции гумусовых веществ, чем целинная почва и почва под
лесом [5]. В виде каких соединений они находятся в водорастворимом
состоянии, пока определенно сказать нельзя. Высказываются .предполо¬
жения, что анионная форма Sr-90 в водных экстрактах из почвы, мечен¬
ной этим изотопом в лабораторных условиях, представляет собой водо¬
растворимые комплексы с низкомолекулярными органическими соеди-
5 Почвоведение, № 5
65
нениями, а в солянокислых гидролизатах — с высокомолекулярными
органическими соединениями [19]. Связь с компонентами органическо¬
го вещества почв, ло мнению авторов, осуществляется по обменному
механизму. Имеются указания на образование водорастворимых компо¬
нентов Sr-90 с низкомолекулярными соединениями [15]. В отношении
стабильного стронция и кальция есть сведения, что они могут находить¬
ся в почве в виде комплексов Al-Fe-гуминовых производных [2]. В опы¬
тах по химическому и биохимическому разрушению альбита и муско¬
вита «силикатными» бактериями, выделенными из гор. Аг дерново-силь¬
ноподзолистой почвы, было установлено, что значительная часть каль¬
ция находится в анионной форме за счет образования комплексных со¬
единений с органическим веществом [14].
Учитывая сезонную динамику природы и свойств органического ве¬
щества почвенного раствора, можно предположить существенные изме¬
нения и в составе образующихся соединений с щелочноземельными эле¬
ментами. Так, на примере дерново-подзолистой среднесуглинистой сла-
боокультуренной почвы [4] было установлено, что наиболее подвижные
и динамичные от сезона к сезону желтоокрашенные органические веще¬
ства, по элементарному составу аналогичные фульфокислотам или про¬
стым (бурым) гуминовым кислотам, в период снеготаяния и осенью
представлены в основном анионной формой с выраженными кислот¬
ными функциями за счет диссоциации фенольных гидроксилов или
карбоксильных групп. В летний период преобладает катионная
форма.
Дальнейшее изучение состава и физико-химических свойств образу¬
ющихся соединений как радиоактивного стронция, так и стабильного'
стронция и кальция с органическим веществом почв и выяснение ме¬
ханизмов их миграции представляет значительный интерес.
Выводы
1. Показано неодинаковое распределение стронция-90, стабильного
стронция и кальция между водорастворимой, обменной и необменной
формами в пахотной и целинной дерново-подзолистой почвах.
2. Констатировано наличие стронция-90 в водной вытяжке из лочв
не только в виде катионной формы, но также и анионной и нейтральной
формах.
3. Неодинаковая подвижность стронция-90, стабильного стронция и
кальция в почвах обусловлена различиями в относительной доле водо¬
растворимого состояния по отношению к общему содержанию в почве
и в формах нахождения их в водорастворимом состоянии. Большая по¬
движность Sr-90 по сравнению со стронцием и кальцием объясняется и
тем, что он поступает в почву преимущественно с водорастворимой
фракцией радиоактивных выпадений.
Литература
1. Аринушкииа Е. В. Руководство по химическому анализу почв. Изд. МГУ,.
1962.
2. Александрова Л. Н. Органо-минеральные соединения и органо-минеральные
коллоиды в почве. В кн.: Докл. сов. почвовед, к VII Междунар. конгр. в США.
Изд. АН СССР. 1960.
3. Д ибо бес И. К. и др. Глобальные выпадения стронция-90 на территории Урала
в период 1961—1966 гг. Атомиздат, 1967.
4. Дьяконова К. В. Природа гумусовых веществ почвенного раствора, их дина¬
мика и методы изучения. Почвоведение, 1964, № 4.
5. Дьяконова К. В. Методы исследования органических веществ почвенных рас¬
творов. Почвоведение, 1964, № 6.
6. Кварацхелиа Н. Т. и др. Поведение радиостронция в почвах Грузии. Радио¬
биология. Информ. бюл. № 9. «Наука», 1966.
66
7. Павлоцкая Ф. И., Зацепина Л. Н., Тюрюканова d 6., Баранов В.И.
О подвижности и формах нахождения Sr-90, стабильного стронция и кальция в
дерново-подзолистой и черноземных почвах. В кн.: Радиоактивность почв и методы
ее определения. «Наука», 1966.
8. Павлоцкая Ф. И., Тюрюканова Э. Б., Баранов В. И. Глобальное рас¬
пределение стронция-90 по земной поверхности. «Наука», 1970.
9. Павлоцкая Ф. И. и др. К вопросу о методике определения стронция-90, ста¬
бильного стронция и кальция в почвах и растительных остатках. Почвоведение»
1964, № 2.
10. Поляков Ю. А. Значение водного фактора и явлений ионного обмена в процес¬
сах выщелачивания микроколичеств Sr-90 из почв. В кн.: Радиоактивность почв,
и методы ее определения. «Наука», 1966.
11. Поляков Ю. А. О поглощении ионов стронция и кальция почвами. Коллоидн. ж.,
1959, № 2.
12. Тюрюканова Э. Б. К методике исследования поведения радиоактивного строн¬
ция в почвах различных геохимических ландшафтов. Атомиздат, 1968.
13. Тюрюканова Э. Б., Павлоцкая Ф. И., Баранов В. И. Распределение
радиоактивного стронция в почвах различных природных зон. Атомиздат, 1967.
14. Ц ю р ю п а И. Г. Некоторые данные по комплексообразованию продуктов жизне¬
деятельности и автолиза микроорганизмов с минералами почвы. Почвоведение,
1964, № 3.
15. D е D a 11 a S. К.» Franklin R. Е., Himes F. L. Partikal characterization of soiT
polisacharide — strontium-90-yttrium-90 complexes. Soil Sci., v. 103, № 1, 1967.
16. N i s h i t a H., К о w a 1 e w s k у W. W., Steen A. J., Larson К. H. Fixation and
extrability of fission products contaminating varibus soils and clays. Soil Sci., v. 81,
№ 4, 1956.
17. Nishita H., Romney E. M., Larson К. H. Uptake of radioactive fission pro¬
ducts by plants. Agric. Food Chem., v. 9, № 2, 1961.
18. Nishita H., Taylor P. Influence of stable Sr and Ca on Sr90 and Ca45 in soils
and clay minirals. Soil Sci., v. 9, № 3, 1964.
19. Mo г ten sen J. L., Marcusiu E. C. Fission product-soil organic matter comple¬
xes: 1. Strontium-90 (yttrium-90y in water extract and HCL hydrolysates of soil. Soil
Sci. Soc. Amer. Proc., v. 27, N2 6, 1963.
20. P a v 1 о t s k a у a F. I., T у u г у u k a n о v a E. B., Baranov V. I. On the mobility
of strontium and some other component of global fallout in soils and their accumu¬
lation in plant. Radioecological concentration processes Proceedings of on Internatio¬
nal Symposium held in Stocholm 25—29 april, 1966. Edited by Aberg and F. P. Hun-
gate. London. Pergamon Press, 1967.
21. S g u i г e H. M. Long-term studies Sr90 in soils and pastures. Radiation Bot., v. 6,
N2 1, 1966.
22. Thornthwaite C. W., Matter I. R., Nakamura J. K. Movement of radio-
strontium in soils. Science, v. 131, № 3406, 1960.
Институт геохимии и аналитической химии Дата поступления
им. В. И. Вернадского 26.XI.1969 г.
Почвенный институт
им. В. В. Докучаева
F. I. PAVLOTSKAYA, L. N. ZATSEPINA
RELATIVE MOBILITY AND DISTRIBUTION OF Sr90 AND Ca
IN SODDY-PODZOLIC SOILS
Sr90, Sr and Ca are characterized by an unequal distribution among water soluble,
exchangeable and nonexchangeable forms. A. high mobility of Sr90 as compared with Sr
and Ca is due to its accession to soil with the water soluble fraction of fallouts and is.
presented in soil not only in cationic, but also in anionic and neutral forms.
5*
1970
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
М 5
АГРОХИМИЯ И БИОХИМИЯ ПОЧВ
УДК 631.46576.8
А. В. ЕПАНЧИНОВ
ВЛИЯНИЕ МИНЕРАЛЬНЫХ УДОБРЕНИИ НА НАКОПЛЕНИЕ
ВИТАМИНОВ ГРУППЫ «В» В ПОЧВЕ ПРИКОРНЕВОЙ ЗОНЫ
кукурузы
В полевых и вегетационных опытах установлены особенности влияния
минеральных удобрений на динамику накопления витаминов группы «В»
в почве.
Показана взаимосвязь витаминов и минеральных удобрений, а также
влияние этой связи на урожай кукурузы.
Высшие растения свою потребность в витаминах покрывают не только
за счет биосинтеза, но и путем ассимиляции их из питательной среды
[10—12, 14].
В витаминном балансе растений большую роль играет поглощение
этих веществ корнями из естественной питательной среды — почвы.
Обогащение почвы витаминами происходит в результате разложения
растительных и животных остатков, а также за счет выделений растений,
животных и микроорганизмов. Особенно велико значение почвенных
микроорганизмов, так как они обладают высокой биохимической актив¬
ностью и достаточно многочисленны [2, 4, 8, 9, 14, 15].
При активизации микроорганизмов количество витаминов в'почве
увеличивается. Усилением жизнедеятельности микроорганизмов объяс¬
няется повышенное содержание витаминов в ризосфере [14] и в поверх¬
ностном слое почвы [5].
Витамины в почве концентрируются в местах расположения корне¬
вой системы растений и локализации микроорганизмов. Синтез вита¬
минов почвенной микрофлорой зависит от вида микроорганизмов, а так¬
же от условий их питания и развития. Экспериментально установлено,
что содержание витаминов в почве увеличивается под влиянием таких
органических удобрений, как навоз и торфяные компосты. К повышен¬
ному накоплению витаминов группы «В» в почве ризосферы высших ра¬
стений приводит также внесение в нее минеральных удобрений [9].
Концентрация витаминов в почве зависит от ее типа кислотности,
степени окультуренности и растительного покрова [1, 5, 6].
Однако необходимо отметить, что в настоящее время вопрос о влия¬
нии минеральных удобрений на концентрацию витаминов в почве недо¬
статочно изучен.
В данной работе приведены результаты изучения динамики накоп¬
ления витаминов группы «В» (никотиновой кислоты, тиамина, пиридок-
сина и биотина) в почве прикорневой зоны кукурузы сорта «Урожайная»
на фоне различных доз и соотношений минеральных удобрений. Наблю¬
«8
дения за динамикой накопления витаминов проводили в 1965 г. в поле¬
вых и в 1966 г. в вегетационных опытах.
Полевые опыты закладывали на опытном поле учебного хозяйства
Ульяновского сельскохозяйственного института по следующей схеме:
1. Контроль (без удобрений): 2. ЫвоРеоКзо; 3. NmPeoKeo; 4. ЫвоРшКзо;
5. NeoPeoKm; 6. N120P 120X120-
Кукурузу выращивали по принятой в этом хозяйстве агротехнике.
Способ посева — квадратно-гнездовой с междурядьями 70 X 70 см. Пред¬
шествующая культура — вико-овсяная смесь. Под предпосевную культи¬
вацию вносили удобрения: аммиачную селитру, суперфосфат и калийную
соль. Повторность опыта 4-кратная. Размер учетных делянок 200' мг.
Урожай зерна полной спелости определяли методом сплошного поделя-
ночного учета.
Вегетационные опыты с почвенными культурами ставили в вегета¬
ционном домике кафедры ботаники и физиологии растений Ульяновского
сельскохозяйственного института по схеме:
1. Контроль (без удобрений); 2. NiPiKi: 3. N2P|Ki; 4. N1P2K1;
5. N.P.Ka; 6. N,P,K4; 7. N2P2K4.
Растения выращивали в металлических сосудах, вмещающих по
8,5 кг абсолютно сухой почвы. Для набивки сосудов почву брали на
участке полевого опыта из верхнего (0—20 см) слоя. В почву перед на¬
бивкой сосудов вносили удобрения: аммиачную селитру, гранулирован¬
ный суперфосфат и хлористый калий. Их одинарные нормы на 1 кг
абсолютно сухой почвы составили N — 100, P2Os— 150, К20— 150 мг.
Посев кукурузы производили наклюнувшимися семенами, проращен¬
ными в лаборатории. В течение вегетационного периода влажность поч¬
вы поддерживали на уровне 60—65% от полной влагоемкости. Повтор¬
ность опыта 8-кратная. Урожай зерна определяли, как и в полевом опы¬
те, при его полной спелости.
Агрохимические свойства почв на опытных делянках приведены в
табл. 1.
Таблица 1
Агрохимическая характеристика почвы на опытных делянках в вегетационных опытах
Опыт и годы исследований
pH
солевой
Гумус, %,
по Тюрину
Валовый азот,
% по Кьельда-
ЛЮ
р*о„
мг! 100 г почвы
к*о, мг/ту
почвы, по
Масловой
Полевой опыт, 1965 г.
5,95
5,56
0,30
4,04 (по
Труогу)
17,50
Вегетационный опыт, 1966 г.
5,75
6,10
0,30
12,50 (по
Чирикову)
22,00
Во время вегетации кукурузы в фазы выметывания (цветения метел¬
ки), цветения початка, молочной и полной спелости зерна из прикорне¬
вой зоны растений брали почвенные пробы по методике ВАСХНИЛ.
В сухих образцах почвы определяли микробиологическим методом (Кра¬
сильников, 1966) витамины группы «В», никотиновую кислоту, тиамин,
пиридоксин и биотин.
Для полного извлечения витаминов проводили автолиз тел микробов,
находящихся в почве. Содержание витаминов в автолизированной поч¬
венной вытяжке учитывали при помощи дрожжевых индикаторных куль¬
тур на среде Ридер. Тиамин и пиридоксин определяли при помощи инди¬
каторной культуры Debaromyces disporus (тиамин — разведенной суспен¬
зией, пиридоксин — густой суспензией), биотин — Saccharomyces ellip-
soideus и никотиновую кислоту — Zigosaccharomyces marxiana. Интен¬
сивность размножения индикаторных микроорганизмов в опытах опре¬
69
деляли на нефелометре (ФЭКН-57). Расчеты витаминов вели по приго¬
товленным калибровочным кривым, которые составляли отдельно для
каждой серии опытов. По окончании определенного опыта делали конт¬
рольное микроскопирование. Микробиологические опыты ставили в
■3-кратной повторности.
Проведенные исследования динамики накопления витаминов группы
«В» (никотиновой кислоты, биотина, тиамина и пиридоксина) в почве
прикорневой зоны кукурузы показали, что их накопление находится в
■определенной зависимости от внесенных в почву минеральных удобре¬
ний и характеризуется следующими особенностями.
Таблица 2
Влияние минеральных удобрений на урожай зерна
кукурузы, ц/га
Вариант
Урожай
зерна
Прибавка
урожая
Критерий
существен¬
ности, t
Контроль (без
удобрений)
17,9
NeePeoKso
26,7
8,8
15,4
Й12оРвоКзо
N80P120K30
NeoPeoKl20
32,3
14,4
21,8
33,6
15,7
19,6
30,7
12,8
12,0
N120P120K120
27,8
9,9
13,9
Полевой опыт 1965 г.
Никотиновая кислота. Результаты опытов показывают (ри¬
сунок, А), что в фазу выметывания кукурузы накопление витамина в
почве активизировалось при внесении одинарных доз N, Р и К и двойной
дозы К на фоне NP. В фазу
цветения початка аналогич¬
ная тенденция наблюдалась
под влиянием NeoPeoKuo и
Ni2oPi2oKi20- К периоду со¬
зревания зерна все исследо¬
ванные минеральные удоб¬
рения повышали концентра¬
цию никотиновой кислоты в
почве. Наибольшее накопле¬
ние этого витамина в фазы
выбрасывания метелки и
цветения початка наблюда¬
лось при применении двой¬
ной дозы К на фоне NP,
а в фазы молочной и полной спелости зерна — после внесения в почву
двойной дозы Р на фоне NK.
Биотин. В результате опытов установлено, что в фазу выметыва¬
ния кукурузы на всех подопытных вариантах, кроме варианта с
N 12оРбоКзо, наблюдалось повышенное содержание биотина, рисунок, Б.
Наиболее высоким оно было при внесении в почву двойной дозы Р на
фоне NK. В период цветения початка и молочной спелости зерна мине¬
ральные удобрения оказывали отрицательное влияние на процессы на¬
копления биотина в почве. В фазу полной спелости зерна концентрация
биотина в почве была выше, чем на контроле, при внесении N120P60K30.
N60P120K30 и Ni2oPi2oKi2o- Максимальное количество биотина наблюдалось
на вариантах с двойными дозами N и Р на фонах РК и NK.
Тиамин. В накоплении тиамина наблюдались следующие особен¬
ности (рисунок, В). В фазы выметывания, цветения початка и молочной
спелости зерна в почве всех подопытных вариантов, кроме варианта с
Ы60РбоК12о, содержание витамина было меньше, чем на контроле. К пе¬
риоду полной спелости зерна оно увеличивалось под воздействием по¬
вышенных доз N, Р и К, а также двойных доз К и Р на фонах NP и NK.
Пиридоксин. Из приведенных на рисунке (Г) данных видно, что
внесение минеральных удобрений снижало накопление витамина в фазу
выбрасывания метелки, в фазу же цветения початка их действие было
положительным. Необходимо указать, что в это время более высокому
накоплению витамина в почве способствовали повышенные нормы вно¬
симых удобрений. При молочной спелости зерна между контролем и
опытными вариантами не было большой разницы в содержании пири¬
доксина. К моменту полной спелости зерна значительное накопление ви¬
тамина отмечалось под влиянием одинарных доз N, Р и К.
70
5
•6
Влияние минеральных удобрений на динамику никотиновой кислоты (А), биоти¬
на (5), тиамина (В) и пиридоксина (Г) в почве полевого опыта 1965 г.
Варианты* / — контроль, 2 — NeoPeoKso. 3 — Ы^РвоКзо, 4 — NeoPiwKao. 5 — N^PeoKwo. 5 -'
NiwPi2oKi2o Фазы вегетации:/ — выметывание, // — цветение початка; /// — молочная
спелость зерна, IV — полная спелость зерна
71
Исследованные дозы и соотношения минеральных удобрений воздей¬
ствовали не только на динамику накопления указанных выше витаминов
в почве прикорневой зоны кукурузы, но и повышали урожай зерна
(табл. 2). Наибольший урожай зерна кукурузы получен при применении
двойных доз N и Р на фонах РК и NK-
Вегетационный опыт
Никотиновая кислота. Как видно из полученных данных
(табл. 3), накопление этого витамина в почве прикорневой зоны кукуру¬
зы наблюдалось в фазу цветения метелки под влиянием одинарных доз
азота, фосфора и калия, а также двойных доз азотных (N2P1K1) и фос-
Таблица 3
Накопление никотиновой кислоты, биотина, тиамина и пиридоксина в почве
прикорневой зоны кукурузы, мкг/г сухой почвы
Вариант
Цветение
метелки
Цветение
початка
Полная
спегость
зерна
Вариант
Цветение
метелки
Цветение
початка
Полная
спетость
зерна
Никотиновая кислота
T и а м и и
Контроль (без
Контроль (без
удобрений)
0,60
1,60
3,70
удобрений)
0,050
0,110
0,050
NAKi
1,60
2,20
1,50
NAK,
0,080
0,050
0,030
NAKi
1,15
0,69
1,90
NAK»
0,140
0,070
0,060
NAKx
1,60
1,05
0,80
NAKi
0,070
0,070
0,090
NiP.K*
0,37
1,25
2,30
nak2
0,050
0,060
0,040
NAK4
0,34
1,05
0,45
NAK4
0,040
0,120
0,050
NAK,
0,38
0,35
2,40
NAK,
0,060
0,050
0,060
Биотин
Пиридоксин
Контроль (без
Контроль (без
удобрений)
0,0198
0,0127
0,1024
удобрений)
0,452
0,040
0,034
NAK,
0,1030
0,0207
0,0239
NAK,
0,063
0,080
0,120
NAK4
0,0278
0,0234
0,0336
NAKi
0,070
0,121
0,Q65
NAKi
0,0275
0,0201
0,0245
NAKi
0,066
0,060
0,031
nak2
0,0137
0,0230
0,0258
NAK4
0,034
0,090
0,103
NAK4
0,0175
0,0201
0,0212
N,PiK4
0,049
0,046
0,037
NAK«
0,0173
0,0388
0,0247
NAKi
0,051
0,044
0,115
форных (N1P2K1) удобрений. Максимальная концентрация витамина в
почве была на вариантах с N1P2K1 и NiPjKi. В последующие периоды
роста кукурузы исследованные дозы и соотношения минеральных удоб¬
рений уменьшали количество никотиновой кислоты в пбчве. Это отме¬
чалось как при цветении початка кукурузы (исключением является ва¬
риант с одинарными дозами N, Р и К), так и в фазу полной спелости
зерна.
Необходимо указать, что в момент полной спелости зерна кукурузы
на вариантах с максимальным урожаем зерна (N2P2K4 и N1P2K1) было
минимальное накопление никотиновой кислоты в почве. Это явление,
очевидно, объясняется не ослаблением биосинтеза витамина в почве, а
более усиленным использованием его растениями в результате интенсив¬
ного роста.
Биотин. Накопление данного витамина в почве при цветении ме¬
телки кукурузы активизировалось внесением одинарных доз N, Р и К,
а также двойных норм азотных (N2P1K1) и фосфорных (N1P2K1) удоб¬
рений. В фазу цветения початка все исследованные минеральные удоб¬
рения увеличивали содержание биотина в почве, а в фазу полной спело¬
сти зерна приводили к его уменьшению. При цветении початка кукурузы
наибольшая концентрация витамина в почве наблюдалась при внесении
повышенных доз азотных, фосфорных и калийных удобрений (N2P2K4).
72
Значит, к моменту полной спелости зерна кукурузы в вариантах, расте¬
ния которых по сравнению с контролем отличались повышенной продук¬
тивностью, содержание биотина в почве было пониженное. Это можно
объяснить теми же причинами, которые вызывали и накопление никоти¬
новой кислоты в почве прикорневой зоны кукурузы, выращенной в усло¬
виях вегетационного опыта.
Тиамин. Для динамики накопления тиамина в почве прикорневой
зоны кукурузы характерно следующее. В фазу цветения метелки все
исследованные удобрения, кроме двойной и учетверенной доз калия
(N1P1K2 и N1P1K4), увеличивали концентрацию витамина в почве. Наи¬
более высокой она была на варианте с N2P1K1. При цветении початка
Таблица 4
Влияние минеральных удобрений на урожай зерна кукурузы
в вегетационном опыте
Урожай |
Пркбавка урожая
Критерий
существен¬
ности» t
Вариант опыта
г на сосуд
% от кон¬
троля
Контроль (без
удобрений)
7,84
100,0
МЛК!
18,55
10,71
236,0
13,2
N,P,K,
33,30
23,46
424,0
46,3
N»P2Ki
21,77
13,93
277,0
19,6
NAK*
12,53
4,69
160,0
8,4
NiP*K«
24,00
16,16
306,0
17,2
R,P2Ki
25,16
17,32
320,0
18,9
количество тиамина превышало контроль лишь после внесения в почву
повышенных норм N, Р и К (N2P2K4). К моменту полной спелости зерна
накопление витамина в почве активизировали двойные дозы Р и N на
фонах NK и РК, а также повышенные нормы N, Р и К (N2P2K4). Мак¬
симальная активность этого процесса наблюдалась под влиянием
N,P2Ki.
Пиридоксин. Накопление пиридоксина в почве прикорневой зоны
растений в фазу цветения початка и полной спелости зерна происходила
при внесении всех минеральных удобрений. В фазу цветения початка
наибольшее содержание витамина в почве отмечалось на варианте с
двойной дозой N на фоне РК. а в момент полной спелости зерна — на
вариантах с одинарными и повышенными нормами внесения N, Р и К
(NiP.Ki и N2P2K4).
Минеральные удобрения (дозы и соотношения), использованные в ве¬
гетационном опыте, изменяя динамику накопления витаминов группы
«В» в почве прикорневой зоны кукурузы, оказывали положительное
влияние на урожай зерна опытных растений (табл. 4). Наибольший по¬
ложительный эффект получен при внесении двойной дозы N на фоне РК
и повышенных норм N, Р и К (ЙгРг^)-
Результаты наших исследований, проведенных в условиях полевого
и вегетационного опытов, показали, что испытанные дозы и соотношения
минеральных удобрений положительно влияли на урожай зерна кукуру¬
зы и накопление в нем сухого вещества.
В почве же прикорневой зоны растений всех подопытных вариантов
под воздействием минеральных удобрений складывались благоприятные
условия для процессов накопления витаминов группы «В».
Наибольший урожай кукурузы получен при внесении двойной дозы
N на фоне РК, которая увеличивала содержание тиамина в почве в фазы
цветения метелки и полной спелости зерна, никотиновой кислоты — во
время цветения метелки, пиридоксина и биотина — в период цветения
метелки и цветения початка.
73-
' Отмеченные выше особенности действия исследованных доз и соот¬
ношений минеральных удобрений на динамику накопления витаминов
группы «В» в почве прикорневой зоны кукурузы и на ее продуктивность
позволяют считать, что между витаминами и минеральными удобрения¬
ми, внесенными в почву, наблюдалась двухсторонняя связь. Витамины
усиливают поступление в корни растений элементов минеральной пищи
[13], тем самым повышают их продуктивность, а минеральные удобре¬
ния способствуют накоплению в почве витаминов. Это позволяет рас¬
сматривать (с некоторым приближением) взаимодействие минеральных
удобрений с витаминами как саморегулирующийся процесс, на который
можно воздействовать или дополнительным внесением витаминов в пи¬
тательную среду или соответствующим подбором доз и соотношений ми¬
неральных удобрений.
Необходимо указать, что взаимодействие между минеральными удоб¬
рениями и витаминами в почве происходит, видимо, через посредство
почвенной микрофлоры, ибо увеличение содержания витаминов в почве
-объясняется в основном усилением жизнедеятельности почвенных микро¬
организмов [2, 4, 14, 15]. Минеральные же удобрения повышают микро¬
биологическую активность почвы, вследствие чего улучшаются условия
корневого питания высших растений. Увеличение численности микроор¬
ганизмов под влиянием минеральных удобрений наблюдалось как нами
[7, 16], так и рядом исследователей [3 и др.].
Выводы
1. В почве прикорневой зоны кукурузы выявлены витамины группы
«В»: никотиновая кислота, биотин, тиамин и пиридоксин. В течение веге¬
тационного периода их содержание было неодинаковым в почве разных
зариантов опытов.
2. Дозы и соотношения минеральных удобрений, которые активизи¬
ровали жизнедеятельность почвенных микроорганизмов, способствовали
повышенному накоплению названных витаминов в почве и увеличивали
продуктивность растений кукурузы.
3. Между органическим веществом почвы типа витаминов и мине¬
ральными удобрениями, внесенными в нее, наблюдалась двухсторонняя
связь. Витамины группы «В» усиливают поступление в корни растений
элементов минеральной пищи, а минеральные удобрения способствуют
накоплению в почве витаминов. Это позволяет рассматривать (с неко¬
торым приближением) взаимодействие между минеральными удобрения¬
ми и витаминами как саморегулирующийся процесс, на который можно
воздействовать или дополнительным внесением витаминов в питатель¬
ную среду или соответствующим подбором доз и соотношений минераль¬
ных удобрений.
Литература
1. Африкян Э. К-, Бобикян Р. А. Наличие и образование витамина Ви в поч¬
ве. Докл. АН АрмССР, т. 29, № 2, 1952.
2. Багдасарян Е. Г. Образование витамина Bi почвенными бактериями. Уч. зап
Ереванск. гос. ун-та. Сер. биол., Ереван, 1965.
3. Березова Е. Ф. Микрофлора корневой системы и ее роль в питании растений.
В кн.: Использование микроорганизмов в сельском хозяйстве. Сельхозиздат, 1962.
4. Гвамичева Н. Э. Микроорганизмы, как один из источников накопления вита¬
минов в почве. Сообщ. АН ГрузССР, т. 28, № 2, 1962.
5. Гвамичева Н. Э. Витамины в некоторых почвах Грузии, их динамика и про¬
исхождение, Тбилиси, 1963.
6. Гебгардт А. Г., Рипецкий Р. Ф., Штейнберг 3. И. О состоянии тиамина
в почвах. Изв. АН СССР (биол. серия), т. 3, 1960.
7. Епанчинов А. В., Нурмухаметов Н. М. Влияние доз и соотношений ми¬
неральных удобрений на микрофлору прикорневой зоны и продуктивность кукуру¬
зы и кормовых бобов. Тр. Ульяновск. СХИ, т. 14, вып. 1. Ульяновск, 1967.
74
8. Маевский М. М. Синтез витаминов бактериями. 1. Синтез витаминов групп «В».
Усп. зоотехн. наук, т. 3, вып. 2, 1937.
9. Н и ч и к М. М. Биосинтез ризосферными микроорганизмами витаминов группы «В»
в связи с выделениями их корневой системой кукурузы. Киев, 1965.
10 .О в ч а р о в К. Е. Витамины и жизнь растений. Изд. АН СССР, М , 1955.
11. Ратнер Е. И, Доброхотова И. Н. О возможной роли витаминов, продуци¬
руемых почвенными микроорганизмами, в корневом питании растений. Физиол. рас¬
тений, т. 3, № 2, 1956.
12. Ратнер Е. И., Доброхотова И Н. К познанию природы влияния витаминов
на синтетическую активность корней при усвоении растениями минерального азо¬
та. Докл. АН СССР, т. 122, вып. 5, 1958.
13. Стульникова Р. И. Влияние никотиновой кислоты на усвоение кукурузой фос¬
фатов из питательной среды. Научи, ежегодник. Черновицкого гос. ун-та, Черно-
вицы, 1957.
14. Ш а в л о в с к и й Г. М. Участие микроорганизмов ризосферы в снабжении растений
витаминами. Докл. АН СССР, т. 95, вып. 5, 1954.
15. Шавловский Г. М. Роль микроорганизмов ризосферы в витаминном и амино¬
кислотном питании растений. Тр. конф. по применению меченых атомов в микро¬
биологии. Изд. АН СССР, 1955.
J6 Тулайкова К. П., Нурмухаметов Н. М., Епанчинов А. В. Значение
доз и соотношений минеральных удобрений в направленности микробиологических
процессов в почве под кукурузой и кормовыми бобами. В сб.: Химизация сельского
хозяйства Башкирии, вып. 8, Уфа, 1967.
Красноярский сельскохозяйственный Дата поступления
институт 23.VI 1.1969 г.
А. V. EPANCH1NOV
EFFECT OF MINERAL FERTILIZERS ON SOME GROUP «В» VITAMIN
ACCUMULATION IN THE SOIL OF THE MAIZE ROOT ZONE
It has been found by field and pot experiments with soil cultures that mineral ferti¬
lizers affect the accumulation in the soil of the root zone of the following vitamins: the
nicotinic acid, the biotin, the thiamin, and the pyridoxine. Under the effect of fertilizers
Ihe content of the above mentioned vitamins was changing during the whole vegetation
[eriod of maize.
Doses and proportions of fertilizers, which enhanced the vital activity of soil micro¬
organisms, promoted a heightened accumulation of these vitamins in the soil and increa¬
sed the productivity of maize.
УДК 631.416.1
С. П. КОШЕЛЬКОВ
О ВОЗМОЖНОСТИ ОЦЕНКИ СНАБЖЕНИЯ
ДРЕВОСТОЕВ СОСНЫ АЗОТОМ ПО СОДЕРЖАНИЮ
И ЗАПАСАМ ЕГО В ПОЧВЕ
Приведены материалы об оценке снабжения древостоев сосны азотом
и их продуктивности в связи с содержанием и запасами азота в почве. Наи¬
более четкие связи прослеживаются между продуктивностью древостоев и
запасами общего и обменного азота в корнеобитаемой толще почвы. Под¬
черкивается, что для правильной оценки режима снабжения древостоев
азотом, кроме определения его содержания и запасов в корнеобитаемой
толще почвы, необходимо изучение других почвенных факторов (водного,
теплового, воздушного режимов).
Из всех элементов питания сосна в наибольшем количестве потреб¬
ляет азот. Степень снабжения древостбев азотом, связанная с запасами
его в почве и с условиями поглощения (водным режимом, аэрацией почв
75
и т. п.), очень часто определяет их продуктивность. Поэтому сведения
о содержании и запасах азота в почве представляют несомненный инте¬
рес при попытках оценить режим питания древостоев в разных типах
леса.
В настоящей работе рассматриваются результаты изучения зависи-
мости роста древостоев от содержания и запасов азота в песчаных поч¬
вах сосняков южной тайги (Ярославская обл.). Исследования проводили
в 30-летних сосняках разной продуктивности, составляющих определен¬
ный экологический ряд по степени увлажнения: 1) сосняк мшисто-ли¬
шайниковый, II—III бонитета, на среднеподзолистой почве; 2) сосняк
Таблица 1
Содержание общего азота в почвах, % на абсолютно сухую навеску
Тип леса
А0
Горизонты
А*
В
Сосияк мшисто-лишайниковый
0,95
0,05
0,03
» кислично-черничный
1,41
0,14
0,12
» черничник
1,42
0,04
0,05
» долгомошник
1,32
0,03
0,06
» чернично-сфагновый
2,80
0,07
0,16
* В первых двух типах гор А4А*. в остальных гор. Аг
кислично-черничный, Is бонитета, на дерново-слабоподзолистой почве;
3) сосняк-черничник, I—II бонитета, на подзоле; 4) сосняк-долгомош-
ник, III бонитета, на торфянистом подзоле; 5) сосняк чернично-сфагно¬
вый, III—IV бонитета, на торфяно-глеевом подзоле.
Анализ хвои показал разную степень снабжения азотом древостоев
в этих сосняках [5]. Во всех типах леса, за исключением сосняка кислич¬
но-черничного, наблюдается недостаток в снабжении азотом, особенно
резко проявляющийся в заболоченных сосняках.
Распределение общего азота по профилю лесных почв очень нерав¬
номерно. Особенности химического состава опада и условий его разло¬
жения в разных типах леса определяют значительные колебания в со¬
держании азота в подстилках — от 1 до 2% и более (табл. 1).
Самое низкое содержание общего азота (около 1 %) наблюдается в
относительно сухих мшисто-лишайниковых борах. Формирование под¬
стилок в этом типе леса происходит, главным образом за счет древес¬
ного опада, в котором большой процент составляют бедные азотом
отмершие ветки, кора, шишки. Ежегодный отпад зеленых мхов и лишай¬
ников составляет небольшую величину и не может существенно обога¬
тить подстилку азотом.
Невысоким содержанием общего азота отличаются, по-видимому, и
подстилки сосняков-брусничников. По данным Ремезова [II], в подстил¬
ке сосняка-брусничника (II бонитета) содержание азота составляло
лишь 0,56%, по данным Шумакова [13] в таком же типе леса оно равно
1,09%, по нашим данным — 1,15% [4].
В типах леса с относительно благоприятным водным режимом (кис¬
лично-черничные, черничники) содержание общего азота в подстилках
колеблется от 1 до 2% (в среднем 1,40—1,50%). Более высокое содер¬
жание азота в подстилке сосняка кислично-черничного по сравнению с
мшисто-лишайниковым связано с повышенным содержанием азота в хвое
сосен этого типа леса и с широким участием в опаде папоротников, кис¬
лицы, черники. В сосняке-черничнике накоплению общего азота в под¬
стилках способствуют примесь лиственных пород в составе древостоя
и сильное развитие грибов и микроорганизмов в самой подстилке, вто¬
рично закрепляющих азот в виде белковых соединений.
76
Примерно такое же содержание азота отмечают для сосняков слож¬
ных другие авторы. Содержание общего азота в подстилке сосняка ле-
щинного равнялось 1,53% [11], подстилке сосняка липнякового 1,05%
[13], в подстилке сосняка рябиново-лещинового 1,50%, сосняка дубня-
ково-лещинового 1,73% [6]. Более низкое содержание общего азота
(0,87%) в подстилке сосняка-черничника определено Ремезовым [11].
В сосняках чернично-сфагновых ухудшение условий аэрации и уси¬
ление заболоченности приводит к оторфовыванию подстилок и повыше¬
нию содержания в них общего азота, особенно в их нижней части (до
2,0—2,5% и более).
В целом содержание общего азота в подстилках постепенно повыша¬
ется в экологическом ряду типов леса от сухих боров до избыточно
увлажненных. В то же время продуктивность древостоев повышается
.лишь в пределах от сухих до кислично-черничных сосняков, а затем сно¬
ва падает. Довольно сходное содержание общего азота в подстилках
может быть в сосняках разной продуктивности и с различным снабже¬
нием древостоев азотом.
Иногда в качестве показателя биохимических процессов в подстилке,
приводящих к образованию усвояемых форм азота, используют отно¬
шение углерода к азоту. Считают, что чем уже отношение С : N в грубом
гумусе (лесной подстилке), тем лучше снабжение древостоев азотом и
лучше их рост. По Верману [Wehrmann, 18] при отношении С: N~28
и меньше хвоя сосны содержит достаточное количество азота и продук¬
тивность древостоев высокая, а при С: N~36 и больше наблюдается
недостаток азота, что проявляется в снижении его концентрации в хвое
и падении продуктивности древостоев.
Использование отношения С : N для оценки режима питания, по-ви-
димому, возможно не во всех случаях. Оно применимо лишь тогда, ког¬
да рост древостоев зависит в основном от содержания азота в почвах.
В тех случаях, когда снабжение древостоев азотом в сильной степени
зависит от других почвенных факторов (влажности, аэрации и т. п.),
использование отношения С: N может привести к неверным выводам.
Так, например, при заболачивании происходит накопление соединений
азота в подстилках и отношение С: N становится узким, однако снаб¬
жение древостоев азотом остается плохим.
В минеральных горизонтах почв содержание азота во много раз
меньше, чем в подстилках, и находится в пределах 0,03—0,14% в гор. А
и 0,03—0,16% в гор. В. Сходные величины общего азота (0,069—0,138%)
приводятся для верхних горизонтов песчаных почв сосняков Белорус¬
сии [12].
Наиболее высоким содержанием общего азота в верхней полуметро¬
вой толще отличается почва сосняка кислично-черничного. Бедны азотом
почвы, особенно их подзолистый горизонт, сосняков мшисто-лишайнико¬
вых, черничников, долгомошников. Содержание общего азота в них в
среднем равно 0,04—0,06% и редко достигает величины 0,10%. В сфаг¬
новых типах леса, где в минеральных горизонтах увеличивается количе¬
ство органического вещества, повышается и содержание азота. Уже в
почве сосняка чернично-сфагнового содержание его в гор. В составило
0,16%. В еще более сырых типах леса (пушицево-сфагновом, кустарнич-
ково-сфагновом) содержание азота еще выше — 0,20—0,50% [8].
Таким образом, в сосняках южной тайги не наблюдается связи меж¬
ду продуктивностью древостоев и содержанием общего азота в верхних
горизонтах почвы. Большое содержание (более 0,10%) общего азота
наблюдается в почвах типов леса как наивысшей (1а бонитет), так и
низкой продуктивности (IV—V бонитет).
Рост древостоев и снабжение их азотом часто связывают с запасами
общего азота и его доступных форм в определенной толще почвы. Тамм
[Tamm, 16] на основе обследования сосняков Северной Швеции уста¬
77
новил, что запасы общего азота в слое грубого гумуса самые низкие-
(около 200 кг/га) в лишайниковых борах. Отсюда он сделал вывод, что
на почвах с запасом общего азота до 200 кг/га в слое грубого гумуса
древостой вряд ли могут достигать высокой производительности. Прямую-
связь между бонитетом сосняков и запасами общего азота в почвах
Ильменского заповедника наблюдал Абатуров [1]. По его данным, за¬
пасы общего азота в слое почвы 0—50 см под сосняком разнотравно¬
папоротниковым, I бонитета, составляли 3,46 г/га, в почве (в слое-
Таблица 2
Запасы общего азота в почвах сосняков
Тип леса
в лесной
подстилке
В слое
почвы
В корнеобитаеуом
слое почвы*
запас
ПОДСТИЛКИ,
т/га
N,
т/га
0—100 см,
т/га
мощность
&оя, см
т/га
Сосняк мшисто-лишайниковый
12
0,11
3,93
60
1,59
»
кислично-черничный
30
0.42
13,87
50
8,41
»
черничник
60
0,85
4,78
55
3,54
»
долгомошник
100
1,32
7,33
40(25) **
3,20
(1,90).
»
черни чно- сфагно вый
186
5,20
Не опр.
30 (15) **
7,57
(5,20)
* Под корнеобитаемым слоем понимается верхняя толща почвы, в которой сосредоточено более*
95% сосущих корней
•• Мощность корнеобитаемого слоя в неблагоприятные годы для роста корней.
0—46 см) в сосняке-костяничнике, III бонитета, 1,29 г/га и в слое почвы
(0—32 см) сосняка-брусничника, IV бонитета, всего 0,76 г/га. Довольно-
четкую зависимость роста культур сосны от запасов общего азота в слое
почвы 0—40 см установил Хейнсдорф [Heinsdorf, 15]. В то же время он
подчеркивает, что при одном и том же запасе азота рост может быть,
весьма различным. Лучший рост культур наблюдается на тех почвах,
органическое вещество которых богаче азотом, т. е. отношение С: N уже..
По мнению Хейнсдорфа, учитывая запасы азота с целью оценки режима
питания, необходимо также обращать внимание на его концентрацию в.
органическом веществе почв.
Имеются примеры отсутствия четкой связи или наличия обратной
связи между запасами общего азота и продуктивностью древостоев. Так,.
Зайцев [3] показал, что одновременно с увеличением запасов общего
азота в почве при заболачивании продуктивность еловых древостоев
снижается.
В сосняках Ярославской обл. запасы общего азота в подстилках пря¬
мо пропорциональны их общей массе и увеличиваются по мере повыше¬
ния влажности почв (табл. 2).
Наименьшие запасы общего азота наблюдаются в подстилке сосняка
мшисто-лишайникового. Но даже в этом типе леса, несмотря на неболь¬
шую мощность (2 см), подстилка, по-видимому, играет существенную
роль в снабжении древостоев азотом. Подтверждением этому может слу¬
жить высокая насыщенность подстилки сосущими корнями сосны. По-
определению Орлова из -всей маосы сосущих корней сосны, обнару¬
женных в почве мшисто-лишайникового сосняка, 25%' их сосредоточено
в подстилке. В условиях высокой дренированности и низкой поглоти¬
тельной способности почв перехват и использование корнями деревьев,
азота и зольных веществ непосредственно из подстилки, до того как они
будут вынесены вместе с осадками в более глубокие, недоступные для
корней, горизонты почвы, имеют большое значение в обеспечении деревь¬
ев элементами питания.
78
В высокопродуктивном сосняке кислично-черничном, где масса под¬
стилки относительно небольшая, невелики и запасы общего азота в ней—
420 кг/га. Еще меньше азота может накапливаться в подстилках слож¬
ных боров, где, как и в сосняке кислично-черничном, формируются срав¬
нительно маломощные (2—4 см) подстилки. По подсчетам Шумакова
[13] запасы общего азота в подстилке сосняка липнякового составляли
386 кг/га. В работе Мины и Васильевой [6] для подстилки сосняка ря¬
биново-лещинового приводится величина 252 кг/га N, для подстилки-
сосняка дубняково-лещинового — 244 кг/га. Из приведенных выше дан¬
ных видно, что количество общего азота в органогенных горизонтах
почв сосняков кислично-черничных и сложных колеблется в пределах
250—450 кг/га. Хорошее снабжение древостоев азотом в этих типах леса
обеспечивается за счет интенсивно идущих процессов разложения опада
и аккумуляции больших количеств продуктов разложения, в том числе
и азота, в верхней минеральной толще почвы.
Огромные запасы (более 1 т/га) общего азота, скапливающиеся в
органогенных горизонтах почв сосняков долгомошника и чернично-сфаг¬
нового в результате торможения процессов разложения органического’
вещества и его оторфовывания, не могут в должной степени использо¬
ваться растениями, главным образом из-за неблагоприятных условий
аэрации.
В метровом слое почвы запасы общего азота достигают наибольшей
величины в сосняке кислично-черничном (табл. 2). Они в 2—3 раза боль¬
ше, чем в других сосняках, где запасы азота колеблются от 3,93 т/га в-
сухих борах до 7,33 т/га в сосняках-долгомошниках. Меньшие величины
(1,73—3,76 т/га) общего азота в метровом слое песчаных подзолистых
почв сосняков-брусничников БССР приводят Роговой и Забелло [12].
В почвах более тяжелого механического состава запасы азота могут
быть такими же или более высокими, чем в песчаных почвах. По под¬
счетам Зайцева [3], в подзолистых суглинистых и глинистых почвах
ельников запасы общего азота в метровом слое равны 3,54—7,20 т/га,
а в светло-серых почвах под дубравами достигают 10 г/га. Еще большие-
запасы азота наблюдаются в темно-серых пылевато-суглинистых лесо¬
степных почвах, где уже в слое 0—50 см они составляют в среднем
10 т/га [14].
Запасы общего азота в метровом слое, хотя и характеризуют разное
потенциальное богатство почв этим элементом, однако они вряд ли мо¬
гут быть сопоставлены с продуктивностью древостоев в пределах широ¬
кого экологического ряда, поскольку снабжение деревьев питательными
веществами происходит преимущественно из той толщи почвы, в кото¬
рой сосредоточена основная масса активных корней. В условиях южной
тайги в большинстве сосновых типов леса 95% и более сосущих корней
деревьев находится в верхнем слое почвы (0—50, 0—60 см), а в заболо¬
ченных лесах в еще меньшей толще [9]. Глубже 50 см проникают лишь
единичные корни, роль которых в снабжении растений элементами пи¬
тания и водой пока не выяснена. Поскольку масса этих корней очень не¬
значительна, можно предположить, что они не могут в заметной степени
влиять на величину азота, поступающего из почвы в растение.
Между запасами общего азота в корнеобитаемой толще почвы и
ростом древостоев не наблюдается однозначной связи. В той части эко¬
логического ряда, где нет влияния других почвенных факторов, ограни¬
чивающих рост деревьев, эта связь прямая. Параллельное снижение
запасов азота и падение продуктивности древостоев прослеживается от
сосняка кислично-черничного к черничнику и далее к сосняку мшисто¬
лишайниковому (табл. 2). В другой части ряда, начиная с сосняка-дол-
гомошника, по мере возрастания увлажнения почв и перерастания его в
избыточное увлажнение, влага и создающийся в этих условиях неблаго¬
приятный воздушный режим выступают как факторы, ограничивающие
19
рост леса и тормозящие разложение растительных остатков, что приводит
к консервации и накоплению подстилки и малодоступного азота в ней.
В сосняке чернично-сфагновом и, по-видимому, в еще более заболочен¬
ных сосняках запасы общего азота в корнеобитаемой толще почвы воз¬
растают, в то время как продуктивность древостоев падает (табл. 2).
Непосредственным источником питания растений являются легкодо¬
ступные соединения питательных веществ в почве. Однако оценка режи¬
ма питания древостоев по содержанию подвижных форм питательных
веществ в почве осложнена как спецификой строения лесной почвы, так
и большой изменчивостью доступных питательных веществ во времени и
пространстве. В связи с этим какой-либо связи между содержанием (в мг
на 100 г почвы) легкодоступных форм питательных веществ, в том числе
и азота, в почве и продуктивностью древостоев не отмечается [7, 5, 2].
В то же время была выявлена зависимость роста древостоев ели и сос¬
ны в Ярославской обл. от запасов обменного аммиачного азота в корне¬
обитаемой толще почвы [7, 5].
Таблица 3
Запасы доступных питательных веществ в корнеобитаемой толще почвы, кг/га
Тип леса
N(NHa)
Р*о,
К*о
1963 г.
1964 г. |
1966 г.
1967 г.
1963 г.
1964 г.
1966 г.
1967 г.
1966 г.
1967 г
Сосняк мшисто¬
лишайниковый
Сосняк кислично¬
19,4
12,9
—
—
95,5
181
—
—
—
—
черничный
—
—
14,1
14,4
—
—
1401
1069
219
155
Сосняк черничный
21,9
8,5
9,4
12,2
35,6
84,8
90,2
94,7
158
96,4
В табл. 3 даны запасы доступных питательных веществ (обменного
аммиачного азота, подвижной фосфорной кислоты и доступного калия).
Запасы вычислены по данным содержания N<nh,)P20s и КгО по горизон¬
там почвы и являются средними величинами из трех определений за
периоды вегетации в 1963—1964 гг. и из пяти определений — в 1966—
1967 гг. *.
Почва сосняка кислично-черничного по сравнению с почвами других
сосняков характеризуется почти такими же, хотя и несколько большими
в 1966—1967 гг., запасами обменного аммиачного азота. В отдельные
годы (например, в 1963 г.) запасы доступного азота в почвах менее про¬
дуктивных сосняков могут быть даже выше. Лучшее снабжение древо¬
стоев азотом в сосняке кислично-черничном по сравнению с другими сос¬
няками объясняется не только запасами доступных форм азота, кото¬
рые относительно невелики, но и сочетанием других факторов, влияющих
на поглощение азота: большими запасами общего азота, которые обеспе¬
чивают непрерывное пополнение доступного азота по мере его расхода,
благоприятным в течение всего периода вегетации водным режимом, бо¬
гатством почв другими элементами питания. Особенно велики запасы
подвижной фосфорной кислоты. Они почти в 10 раз превышают запасы
Р2О5 в почвах менее продуктивных сосняков мшисто-лишайниковых и
черничников (табл. 3). Несомненно, что богатство почвы сосняка кислич¬
но-черничного фосфором и калием стимулирует деятельность микрофло¬
ры, участвующей в процессах разложения органического вещества и
образования доступных форм азота, и тем самым косвенно способствует
лучшему снабжению сосны последним.
Количество доступных питательных веществ в почве сильно колеб¬
лется в течение сезона и по годам. (Табл. 3, рисунок). Так, например, за¬
пасы N(nh,)H Р205 в почве сосняка-черничника изменяются по годам в
* Методика определения азота, фосфора и калия приводилась ранее [5].
80
2—2,5 раза. Такой же амплитуды достигают сезонные колебания запа¬
сов этих элементов.
Запасы обменного аммиачного азота в почве сосняка кислично-чер¬
ничного в течение двух лет имели тенденцию к снижению от весны к
осени (рисунок). В сосняке-черничнике такой единой закономер¬
ности не наблюдается. Сезон¬
ные изменения запасов Р2О5 и
К2О в почвах обоих типов леса
не имели определенной направ¬
ленности, и весьма трудно объ¬
яснить причину их колебаний,
связав ее с одним каким-либо
фактором. Несомненно, что се¬
зонные колебания запасов
Р2О5, достигающие в почве сос¬
няка кислично-черничного ог¬
ромных величин — 500 кг/га и
более, в основном связаны с из¬
менением подвижности фос¬
форных соединений в зависи¬
мости от состояния влажности,
аэрации, кислотности почвы
и т. д. и в значительно меньшей
степени определяются потреб¬
лением фосфора растительно¬
стью. По-видимому, сезонные
колебания запасов калия в поч¬
вах вызываются теми же фак¬
торами.
Несмотря на наличие пря¬
мой связи между продуктив¬
ностью древостоев и запасами
доступного азота в корнеоби¬
таемой толще почвы, оценка
снабжения деревьев азотом, по
этим запасам является доволь¬
но условной. Дело в том, что,
определяя количество азота в
почве, мы учитываем не все его
запасы, которые растение может использовать, а какую-то часть их,
представляющую в каждый срок определения разность между коли¬
чеством образовавшегося доступного азота и потреблением его корнями
растений и микроорганизмами.
Кроме того, полному использованию доступных питательных веществ
в некоторых типах леса мешают другие неблагоприятные почвенные
факторы. В относительно сухих мшисто-лишайниковых сосняках сильное
иссушение почвы, наблюдаемое в отдельные сроки вегетационного пе¬
риода, по-видимому, отрицательно сказывается и на поглощении пита¬
тельных веществ сосной. С понижением влажности почвы происходит
торможение микробиологических процессов, снижается количество обра¬
зующихся доступных веществ, ограничивается дальность передвижения
элементов питания и их подток к корням. Рост самих корней замедляет¬
ся, а иногда наблюдается их частичное отмирание, что приводит к со¬
кращению поверхности всасывающего аппарата растений и уменьшению
радиуса его действия.
В избыточно увлажненных типах леса (долгомошниках, сфагновых)
в результате затопления почвенно-грунтовыми водами и ухудшения усло¬
вий аэрации в течение значительной части вегетационного периода спо¬
собность корней поглощать питательные вещества сильно снижена.
Динамика зашсов доступных N(NH,), PjOg
и КгО в корнеобитаемой толще почвы соснякоа
А — сосняк кислично-черничный; Б — сосняк чернич¬
ник. / — в 1966 г; 2—о 1967 г.
G Почвоведение, № 5
81
Подсчет запасов питательных веществ обычно производится для все¬
го объема почвы корнеобитаемого слоя. Однако корневые системы де¬
ревьев используют для извлечения необходимых элементов питания
только часть этого объема. Величина этой части определяется степенью
развития корневой системы и подвижностью отдельных химических со¬
единений. В ряде исследований показано, что скорость передвижения
доступных форм элементов питания в почве весьма невелика и корни
могут использовать их из очень небольшого прилегающего к ним слоя.
Так, например, Тепе и Лейденфрост (Тере, Leidenfrost, 17] с использо¬
ванием ионообменных смол нашли, что некоторые элементы могут из¬
влекаться корнями растений из насыщенной водой почвы с расстояния
от 2,5 до — 20 мм. Вирсум [Wiersum, 19] считает, что полностью для
снабжения корней питательными веществами может быть использован
окружающий корень чехол почвы толщиной 2—3 мм, соответствующий
максимальной длине корневых волосков. Исключением являются такие
подвижные вещества, как нитраты, которые передвигаются к корням
вместе с током воды. Он, используя данные о поверхности корней для
ряда сельскохозяйственных культур, приходит к выводу, что объем поч¬
вы, участвующей в снабжении растений питательными веществами,
весьма небольшой — от 0,1 до 5,3% (для разных культур) от общего
объема почвы в корнеобитаемой толще. Лишь в исключительных слу¬
чаях он достигал 100% в верхнем слое (0—5 см).
Подобный подсчет был сделан нами для одного из распространен¬
ных в Ярославской обл. типов леса — сосняка-черничника (табл. 4).
Таблица 4
Сухой вес, поверхность, длина активных корней сосны и используемый
ими объем почвы в сосняке-черничнике
Спой почвы,
см
Сухой вес
корней, кг/га
Поверхность
м2/га
Длина,
км/га
Используемый
объем почвы,
м3/га
Степень
использования, %
от общего объема
0-3
91
4900
3900
3,0
1,0
3-7
171
9200
7300
5,7
1,4
7-20
140
7600
6100
4,8
0,37
20—30
41
2200
1750
1,4
0,14
30-40
44
2400
1910
1,5
0,15
40-50
5
270
210
0,18
0,018
50—60
2
110
90
0,07
0,007
60-70
0,3
16
12
0,009
0,0009
70—8)
0,2
И
9
0,007
0,0007
0-80 |
1 494,5 |
26707
21281 |
| 16,66
0,21
На основе данных о массе и соотношении веса, поверхности и длины
активных (с живой первичной корой) сосущих корней [9, 10] была вы¬
числена общая их поверхность и длина. Условно приняв, что корни по¬
глощают питательные вещества из прилегающего чехла почвы диамет¬
ром 10 мм, был рассчитан объем почвы, используемой корнями, и сте¬
пень использования толщи почвы (процент от общего объема почвы каж¬
дого горизонта). Оказалось, что даже в наиболее насыщенной сосущими
корнями подстилке степень использования объема почвы не превышает
1,5%. Она резко падает с глубиной и ничтожна в глубоких горизонтах.
Выводы
1. Отсутствие постоянной, устойчивой связи между содержанием
(в процентах) общего азота в почве и ростом древостоев не позволяет
оценивать уровень снабжения деревьев азотом только по этому пока¬
зателю.
2. Подсчет запасов общего азота в почве, с обязательным учетом
мощности корнеобитаемой толщи, обнаруживает четкую прямую связь
этих запасов с продуктивностью древостоев в той части экологического
ряда, где нет других факторов, ограничивающих рост леса — главным
образом избыточного увлажнения и связанного с ним развития небла¬
гоприятных для растительности явлении.
3. Для правильного понимания и оценки обеспечения древостоев азо¬
том почвы весьма желательно определять — какая часть корнеобитае¬
мой толщи почвы действительно используются корнями деревьев.
4. Наблюдаемые связи между запасами обменного аммиачного азота
в почве и продуктивностью древостоев недостаточно устойчивы и четки*
вследствие чего этот показатель нельзя использовать как основной кри¬
терий оценки снабжения древостоев азотом почвы.
Литература
1. Абатуров Ю. Д. О зависимости между бонитетом сосняков и содержанием в
почве питательных веществ и влаги в лесах Ильменского заповедника. Тр. Ин-та
биол. Уральск. ФАН, т. 25, 1961.
2. Вомперский С. Э. Биоэкологические основы эффективности лесоосушения.
«Наука», 1968.
3. 3 а й ц е в Б. Д. О запасах питательных элементов в профиле лесной почвы. Поч¬
воведение, 1956, № 11.
4. Кошельков С. П. Групповой состав органического вещества лесных подстилок
хвойных лесов южной тайги. Почвоведение, 1964, № 1.
5. Кошельков С. П. Режим питания сосновых древостоев южной тайги. Лесове¬
дение, 1967, № 4.
6. М и н а В. Н., Васильева И. Н. Влияние подлеска на лесорастительные свой¬
ства почв сложных сосняков. В кн.: Леса Подмосковья. «Наука», 1965.
7. О р л о в А. Я. Влияние избытка влаги и других почвенных факторов на корневые
системы и продуктивность еловых лесов южной тайги. В кн.: Влияние избыточ¬
ного увлажнения почв на продуктивность древостоев. «Наука», 1966.
8. Орлов А. Я., Орлова Л. П. Содержание микроэлементов в почве и хвое основ¬
ных типов сосновых лесов южной тайги. Агрохимия, 1966, № 4.
9. Орлов А. Я. Изменение массы сосущих корней сосны в связи с различиями в ре¬
жиме почтенных факторов в разные годы. Бюл. МОИП, Отд. биол., т. 72 (1), 1967.
10. О р л о в А. Я. Формирование и продолжительность жизни сосущих корней сосны.
В кн.: Методы изучения продуктивности корневых систем и организмов ризосферы.
«Наука», 1968.
11. Ремезов Н. П. Условия азотного питания в сосняках. Сов. ботаника, 1938, № 6.
12. Р о г о в о й П. П., 3 а б е л л о К. П. Азотное питание сосновых насаждений, про¬
израстающих на легких по механическому составу дерново-подзолистых почвах.
Сб. научн. работ Белорусск. ЛТИ, вып. 9, Минск, 1958.
13. Шумаков В. С. Азотный режим почвы в двух типах соснового леса Сб. работ
по лесному хозяйству ВНИИЛМ, вып. 35. Гослесбумиздат, 1958.
14 Шумаков В. С. Проблемы биологической мелиорации лесных почв и повыше¬
ния продуктивности лесов. В кн.: Лесное хозяйство и промышленное потребление
древесины в СССР. «Лесная промышленность», I9bb
15. Н е I n s d о г f D. Beitrag Qber die Beziehung Zwischen dem Gehalt an Makronahr-
stoffen N, P, K, Mg in Boden und Nadeln und der Wuchsleistung von Kiefernkultu-
ren in Mittelbrandenburg. Albrecht-Thaer-Arch., t. 7, ,N2 4, 1963.
16. T а ш ш C. O. Forradet av vaztnaringsammen i mark och bestand med sarskild han-
syn till den nordsVenska tallhedend produktionsecologi. Svenska skogsvardsforenin-
gens. Tidskr. Arg. m. 57, Ns 3, 1959.
17. Tepe W., Leidenfrost E. Ein Vergleih Zwischen pflanzenphysiologischen kine-
tischen und statischen Bodenuntersuchungsmerken. 1. Die Kinetik der Bodenjonefr
gemessen mit Jonenaustauschem. Landwirtsch. Forch., 1958, № 11.
18. Wehrmann J. Die Beurteilung der Stikstoffernahrung von Fichten und Kiefern-
bestanden. All gem. Forstzeitschrit, № 32/33, 1963.
19. W i e г s и m L. K. Utilization of soil by plant root system. Plant and Soil, v. 15, № 2r
1961.
Лаборатория лесоведения Дата поступления
АН СССР 27.ХЛ969
6*
8$
S. P. KOSHELKOV
ON THE POSSIBILITY TO EVALUATE THE SUPPLY OF PINE'STANDS
BY NITROGEN FROM THE CONTENT AND RESERVES
OF THE LATTER IN THE SOIL
Data are presented on the evaluation of pine stands supply with nitrogen and their
productivity depending on nitrogen content and reserves in the soil. The most distinctive
relations have been observed between the pioductivity of stands and the total and exchan¬
geable nitrogen contents in the root zone of the soil. It is emphasized that for a correct
evaluation of the supplying regime of tree stands in addition to nitrogen content in the
root zone studying such soil factors as water, thermal and air regimes is necessary.
X. СИНГХ, P. к. ПАРУТИ, К. KAHT
СОКРАЩЕНИЕ ПОТЕРЬ АЗОТА В ЩЕЛОЧНЫХ ПОЧВАХ
С ПОМОЩЬЮ ЛИГНИТА И НЕКОТОРЫХ ФОСФАТОВ
Рассматриваются результаты опытов по изучению потерь азота, вноси¬
мого в почву с удобрениями.
Установлено, что потери азота при внесении в почву сульфата аммония
вначале опыта быстро нарастают, а затем постепенно уменьшаются.
Внесение вместе с азотным удобрением лигнита уменьшает потери азо¬
та. Такое же действие оказывает и внесение в почву фосфатов.
Известно, что внесенные в почву азотные соединения не использу¬
ются растениями полностью и большая часть их теряется в виде газо¬
образного азота [17]. Иногда эти потери превышают 50%. Потери азо¬
та наблюдали многие исследователи [5, 9, 11, 12, 19].. Так, Бизел
[Bizzell, 1] обнаружил, что при выращивании тимофеевки и овощных
культур эти потери составляли 7з азота, внесенного в почву в виде суль¬
фата аммония или нитрата натрия.
Рассел [Russell, 17] пишет, что потери азота происходят также в слу¬
чае распап^ки травяного пласта и целины. Оба процесса — окисление и
нитрификация — происходят довольно быстро. При этом Майерс [May¬
ers, 14] с сотрудниками в Канзасе показали, что эти потери пропорцио¬
нальны содержанию азота в почве до тех пор, пока это содержание не
Достигнет уровня, равновесного для условий принятого севооборота. Из
приведенных фактов видно, что значительные количества азота теряются
при внесении азотных удобрений, органических или минеральных,
причем даже на целинных почвах избежать этих потерь не
удается.
Несмотря на важность проблемы и многочисленность исследований,
причина этих потерь до сих пор не установлена. Вишванат [Vishwa-
nath, 21] пишет, что причины, приводящие к потерям азота из почвы,
неясны. Такого же мнения придерживается и Рассел. Он пишет, что
наши знания детальных процессов, с помощью которых микроорганизмы
продуцируют нитраты в почве, удивительно ничтожны, если учитывать
важность этого окисления.
В настоящем сообщении рассматриваются результаты опытов по со¬
кращению потерь азота путем внесения в щелочную почву лигнита и
некоторых неорганических солей (А1Р04, FeP04, М{£з(Р04Ь, Саз(Р04)г),
84
V
а также изучения влияния этих веществ на доступность фосфатов в
почве.
Для изучения использовали образец щелочной почвы, взятый с поля
близ Джодхпура (Раджастхан, Индия). По механическому составу это
песчанисто-суглинистая глина. Содержание общего азота в ней состав¬
ляет 0,065, доступных фосфатов 0,024%. Навески почвы по 100 г, хорошо
размельченные, высушенные и просеянные через сито с отверстиями
80 мешей, помещали в мелкие эмалированные чашки, в которые вносили
0,03 или 0,1 % азота от веса почвы в виде сульфата аммония. В первую
серию чашек, кроме азота, добавляли 0,5% С в виде лигнита, во вто¬
рую— 0,25% Р2Об в форме .А1Р04, FeP04, Mg3(P04)2 и Са3(Р04)2 и в
третью — лигнит и один из перечисленных фосфатов совместно. Содер¬
жимое тщательно перемешивали и из каждой чашки брали образцы для
определения исходного содержания азота и доступных фосфатов [15,
20J. Опыты проводили в 2-кратной повторности во всех сериях.
В течение дня почву перемешивали, причем влажность ее поддержи¬
вали на уровне 20% путем добавления дестиллированной воды. В одной
повторности чашки во всех сериях опыта освещали электрической лам¬
пой (100 вт), помещенной на расстоянии 46 см над чашками. Средняя
температура почвы при освещении составляла 32°. Освещение было не¬
прерывным. Образцы для анализа брали после тщательного перемеши¬
вания через интервалы в 0, 100 и 200 дней. Во второй повторности чаш¬
ки во всех сериях помещали рядом с чашками первой, но все их плотно
закрывали, чтобы изучить световой эффект.
Потери азота. Ранее полученные результаты свидетельствовали
о том, что значительное количество азота, внесенного в виде минераль¬
ного удобрения, такого как сульфат аммония, в щелочную почву, теряет¬
ся безо всякой пользы. Потеря может быть объяснена тем, что в нор¬
мальной почве азот теряется в результате образования и разложения
очень нестойкого соединения нитрита аммония, возникающего в качестве
промежуточного продукта при нитрификации азотсодержащих компо¬
нентов. Однако в щелочной почве существует дополнительный источник
потерь азота после добавления сульфата аммония в такую почву, ибо
хорошо известно, что сульфат аммония легко реагирует с карбонатом
натрия согласно следующему уравнению:
(NH4)2 S04 + Na,C03 - (NH4)2C03 + NajS04
Образующийся таким путем карбонат аммония распадается на аммиак
и угольную кислоту. Аммиак при этом улетучивается. Такой же точки
зрения относительно потерь азота придерживаются Мартин [Martin, 10]
и другие исследователи [7, 22].
Во всех сериях опыта более значительными по размерам потерями
азота характеризовались освещенные варианты, по сравнению с теми,
которые были защищены от света; причем, как видно из данных табли¬
цы, эта потеря за 100 дней составила 53,7% на свету и только 46,5% в
вариантах, защищенных от действия света. Это можно объяснить более
интенсивным образованием нитрита аммония при наличии света. Нами
установлено, что скорость потери азота была значительна в начальный
период, но затем постепенно уменьшалась. Так за 100 первых дней по¬
тери азота составили 53,7%, а за 200-дневный период они достигли 68,3%
(таблица). Из данных таблицы также видно, что процент потерь азота
был выше в том случае, когда вносили 0,03% азота в виде сульфата
аммония, чем в варианте с внесением 0,1% азота.
Следует отметить наблюдавшийся нами эффект сокращения потерь
азота в результате внесения лигнита. Возможно, что лигнит может по¬
глощать некоторое количество аммония, что сокращает потери азота,
так как угли и лигнит обладают большой поглотительной способностью.
8S
Потери азота, внесенного с удобрениями и влияние нитрификации
на содержание подвижных фосфатов (%)
(Не стирильно. Температура 32°)
П родол-
житель-
ность
анализа
в днях
, На свету
В темнэте
общий
азот
потери
азота
доступный
Р*о6
общий
азот
потери
азота
доступный
Р,Ов
Варна
0,0954
0,0793
0,0755
it 2: 100 г п<
0,0992
0,0861
0,0808
нт 1: 100 г п
53,7
68,3
>чвы+0,03 %
49,6
61,2
очвы+0,03
0,0247
0,0268
0,0287
N в форме <
0,0247
0,0271
0,0296
о N в форме
0,0954
0,0815
0,0777
:nh4)2so4+o,
0,0992
0,0871
0,0842
(NH4)2so4
46,5
59,1
,5 % С в вид
40,3
49,9
0,0247
0,0258
0,0280
,е лигнита
0,0247
0,0262
0,0286
О
100
200
0
100
200
Вариант 3: 100 г почвы+0,03 % N в форме (NH4)2SO4+0,25 % Р206 в виде А1Р04
0
100
200
0
100
200
0,0954
.
0,1697
0,0954
—
0,0805
49,8
0,1666
0,0830
41,3
0,0768
62,1
0,1647
0,0778
58,7
0,1697
0,1679
0,1656
Вариант 4: 100 г почвы+0,03 % N в форме (NH4)2SO4+0,25 % Р203
в виде А1РО4+0,5 % С в виде лигнита
0,0992
_
0,1697
0,0992
—
0,0852
46,7
0,1677
0,0890
34,1
0,0845
49,2
0,1656
0,0850
44,6
0,1697
0,1682
0,1677
,М 1 '
Вариант 5: 100 г почвы+0,03% N в форме (NH4)2SO4+0,25% Р205 в виде FeP04
0
100
200
0,0954
0,1619
0,0954
—
0,0811
47,7
0,1611
0,0833
40,5
0,0771
61,3
0,1613
0,0786
56,1
0,1619
0,1614
0,1617
' - -1 - -
Вариант 6: 100 г почвы+0,03% N в форме (NH4)2SO4+0,5% С в виде лигнита
4-0,25% РА в виДе FeP04
0
100
200
0,0992
0,1619
0,0992
—
0,0860
41,1
0,1617
0,0880
^ 37,3
0,0824
56,3
0,1621
0,0857
44,9
0,1619
0,1615
0,1620
Вариант 7: 100 г почвы+0,03% N в форме (NH4)2S04 +0,25% РА в виде
Mg3(P04)2
4ft® 0,0954 - 0,1975 0,0954 - 0,1975
15® 0,0818 45,3 0,2011 0,0846 39,2 0,1991
200 0,0778 53,6 0,2066 0,0793 53,3 0,2009
Вариант 8: 100 г почвы+0,03% N в форме (NH4)2SO4+0,25% РА в виДе
Mg3(PO4)2+0,5% С в виде лигнита
1П® 0,0992 _ 0,1975 0,0992 "
1®® 0,0869 40,9 0,2019 0,0896 32,1 0,2008
200 о пякк /л л п 04ал п пял7 41,6 0,2019 6V fVU /V • 4 ^ Т г
в виде Са3(Р04)2
0
100
200
О
100
200
0,0954
0,0867
0,0778
40,9
53,6
0,1324
0,1422
0,1698
0,0954
0‘,0860
0,0828
31,3
41,9
Вариант 10:
100 г почвы+0,03% N в форме (NH4)2SO4+0,25% Р
в виде Са*(РО4)2+0,5 % С в виде лигнита
0,0992
0,0872
0,0846
40,3
48,6
0,1324
0,1468
0,1709
0,0992
0,0893
0,0868
32,9
41,2
0,1324
0,1391
0,1499
0,1324
0,1399
0,1511
S6
^Продолжение таблицы)
Продол¬
житель¬
ность
анализа
в Днях
На свету
В темноте
общий
азот
поте ри
азота
доступный
Р*о6
общий
азот
потери
азота
доступный
Р*о,
0
100
200
;Вариа
0,1654
0,1151
0,1044
нт И: 100 г
50,3
61,0
почвы+0,1%
0,0247
0,0278
0,0298
\ N в форме 1
0,1654
0,1215
0,1067
(NH4)2S04
40,7
49,2
0,0247
0,0264
0,0268
Вариант 12: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,5% С в виде лигнита
0
100
200
О
100
200
0,1692
0,0247
0,1692
0,1286
40,6
0,0280
0,1387
30,5
0,1163
52,9
0,0306
0,1284
40,8
it 13: 100 г \
почвы+0,1%
N в форме (NH4)2SO4+0,;
25% Р205 в I
0,1654
0,1697
0,1654
—
0,1201
45,3
0,1640
0,1259
39,5
0,1168
48,6
0,1629
0,1211
44,3
0,0247
0,0273
0,0297
0,1697
0,1668
0,1648
Вариант 14: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25% Р206 в виде
А1РО4+0,5% С в виде лигнита
О
100
200
0,1692
0,1697
0,1692
—
0,1329
34,4
0,1678
0,1393
29,9
0,1276
31,6
0,1638
0,1365
32,7
0,1697
0,1697
0,1661
Вариант 15: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25%P2O6 в виде FeP04
О
100
200
0,1654
0,1619
0,1654
—
0,1215
43,9
0,1614
0,1247
39,1
0,1067
58,7
0,1618
0,1062
49,2
0,1619
0,1617
0,1619
Вариант 16: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2$O4+0,25% Р206 в виде
FePO4+0,5% С в виде лигнита
О
100
200
0,1692
0,1619
0,1692
—
0,1258
43,4
0,1620
0,1393
29,9
0,1776
51,6
1,1622
0,1265
42,7
0,1619
0,1616
0,1620
Вариант 17: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25+ Р2Ов в виде Mg,(P04)2
О
100
200
0,1654
0,1975
0,1654
—
0,1242
41,2
0,2139
0,1348
30,6
0,1155
49,9
0,2098
0,1259
39,5
0,1975
0,2009
0,2027
Вариант 18: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25% Р206 в виде
Mg3(PO4)2+0,5% С в виде лигнита
0,1692
0,1975
0,1692
—
0,1297
39,5
0,2046
0,1381
31,1
0,1285
40,7
0,2113
0,1288
40,6
0,1975
0,2021
0,2049
Вариант 19: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25%
Р206 в виде Са3(Р04)2
0,1654
0,1324
0,1654
—
0,1259
39,5
0,1511
0,1343
31,1
0,1212
44,2
0,1720
0,1262
39,2
0,1324
0,1428
0,1536
Вариант 20: 100 г почвы+0,1% N в форме (NH4)2SO4+0,25% в виДе
Са3(РО4)2+0,5% С в виде лигнита
О
100
200
0,1692
—
0,1324
0,1692
—
0,1305
38,7
0,1542
0,1381
31,1
0,1213
47,9
0,1768
0,1253
43,9
0,1324
0,1467
0,1556
Таким образом, из полученных результатов ясно, что потери азота мень¬
ше, когда вместе с сульфатом аммония добавляют лигнит.
Итак можно считать, что органическое вещество способствует сохра¬
нению азотных компонентов в почве.
Авторы также наблюдали важную роль фосфатов в уменьшении по¬
терь азота. Фосфаты, как в вариантах с лигнитом, так и без него, в зна¬
чительной степени уменьшали потери азота. По величине уменьшения
потерь азота они могут быть расположены в ряд:
Са3 (Р04)*> Mg3 (Р04)2 > FeP04 > А1Р04.
Тормозящий эффект фосфатов может быть объяснен тем, что фосфа¬
ты кальция и магния выделяют в среду растворимые ионы Са и Mg
для образования нитритов кальция и магния, которые более устойчивы,
чем нитриты аммония. Вследствие этого происходит уменьшение потерь
азота. Вместе с тем, фосфаты значительно увеличивают эффективность
иммобилизации азота так же, как и окисление углерода, входящего в
состав органического вещества. Кроме того, также весьма вероятно, что
фосфаты могут образовывать соединения более стабильного типа такие,
как нуклео-протеины, фосфорно-протеины и другие с протеиновым и
азотным компонентами, которые более устойчивы к окислению, чем
обычные белки в почве.
Влияние нитрификации на доступность фосфатов.
Полученные данные (таблица) свидетельствуют о том, что происходит
увеличение содержания доступных фосфатов с течением времени в том
случае, когда в почву добавлен сульфат аммония. Это может быть свя¬
зано с тем, что азотная и азотистая кислоты, продуцируемые в процессе
нитрификации сульфата аммония, оказывают растворяющее действие на
фосфаты, увеличивая, таким образом, доступность фосфатов. Аналогич¬
ного мнения придерживаются Келли [Kelley, 8] и другие авторы [13, 18].
Интересно отметить, что в вариантах с внесением 0,1% сульфата
аммония, наблюдалось большее увеличение доступности фосфатов, чем
в вариантах с внесением 0,03% азота в форме'сульфата аммония, хотя
процент потерь был больше во втором случае. Это можно легко объяс¬
нить, поскольку продуцируемое количество азотной и азотистой кислот
будет больше в первом случае благодаря нитрификации большего ко¬
личества сульфата аммония.
Наиболее значительное увеличение доступности фосфатов наблю¬
дается в вариантах с внесением фосфатов кальция и магния. Несомнен¬
но, это можно объяснить превращением фосфата кальция в более рас¬
творимый монофосфат кальция и бифосфат кальция. Азотная и азоти¬
стая кислоты, образующиеся при превращении .иона МН4 в процессе
нитрификации, и угольная кислота, продуцируемая при окислении угле¬
рода, реагируют со слабо растворимым фосфатом кальция с образова¬
нием монофосфата кальция.
Содержание доступных фосфатов не увеличивалось вообще, когда
добавляли FePC>4 и AIPO4. Это возможно объясняется тем, что кислоты
не оказывали большого влияния на доступность этих фосфатов. Напро¬
тив, доступность даже несколько уменьшалась, что может быть также
объяснено «старением». Мнение относительно «гидратации» и «старе¬
ния» фосфатов А1 и Fe высказывали также Фугивара [Fugiwara, 4] и
Дхар [Dhar, 3].
Литература
1. В i г г е 11 J. A. Comal Agric Expt. Sta. Mess. 252„ 1943, Mess. 256, 1944.
2. С о г b e t С. V. Biochem. Jour. 1937, No. 28, 1575, 1944, No. 32, 1575.
3. D h a r N. R. New conception in biochemistry, 1932.
4. Fugiwara A., JohokuJ. Agri Res. 1950, No. 1, 223—232.
5. G a i n e у P L. J. Amer. Agron., 1929, No. 21, 11—30.
6. I n g h a m G. J. S. Afri. Chem. Inst., 1938, No. 21, 59—63.
88
/. I e w i 11 Т. N. Soil Sci. 1942, No. 54, 401—409.
8. К e 11 e у W. P. J. Agric. Res. 1918, No. 12, 671.
9. L i p m a n J., В 1 a i г A. W. Soil Sci., 1921, No. 1,12.
10. M а г t i n W. P. Proc. Soil. Sci. Soc. Amer., 1912, No. 7, 223.
11. M e g i 11. Mem. Dept. Agric. Ind. Chem. Services, 1923, No 1,31.
12. M e t z e г W. H., H i d e. J. Amer. Soc. Agron., 1939, No. 31, 625—632.
13. M u h a m m a d, В a s h i r. Agric. Pakistan, 1952, No. 13, 194—202.
14. Myers et al. Kansas Agric Expt. Sta. Tech. Bull, 1943, No. 56.
15. R о b i n s о n, M c L e a n, W i 11 i a m s. J. Agric. Sci., 1929, No. 19, 315.
16. R о s s De G. Ann. Tech. Agror., 1935.
17. R u s s e 11 E. J. Soil conditions & plant growth, 1950, No. 287, 301.
18. S h г i к h a n d e J. G., Y a d a v J. S. P. Jour, of Ind. Soil Sci., 1954, v. 2.
19. S h u 11 F. T. Jour. Agric. Sci., 1910, No. 3, 335.
20. T г e a d w e 11 F. P., H a 11 W. T. Analytical Chemistry, 1947, v. 11, 479—494.
21. VishwanathB. Nat. Inst. Sci. Ind. Symposium A (S), 1937, 7.
22. Willis W. H.,‘Sturges M. B. Proc. Soil Sci Soc Amer., 1945, No 9, 106.
Джодпурский университет Дата поступления
Индия 18.XI.1968 г.
Н. SINGH, Р. К. PARUTI, К. KANT
DECREASING NITROGEN LOSSES BY MEANS OF LIGNITE
AND SOME PHOSPHATE APPLICATION
A great loss of nitrogen is observed when nitrogen fertilizers like ammonium sul¬
phate are added to the soil. The loss is very rapid in the beginning but slows down with
time. Lignites applied with nitrogen compounds retard the loss of nitrogen. Calcium and
magnesium phosphates have an appreciable retarding effect, while Fe and Al phosphates
are of little use in this respect. The value of nitrogen fertilizers is enhanced by the addi¬
tion of phosphate fertilizers and organic matter.
The availability of phosphate is appreciably increased when phosphates are applied
with ammonium sulphate. This may be due to a higher production of nitrous and nitric
acids during the nitrification of ammonium sulphate.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1970
Jft 5
ФИЗИКА ПОЧВ
УДК 631.4 :631.5/.9 :58.03/.04
П. М. БУШИН
ЗАВИСИМОСТЬ МЕЖДУ ПОЧВЕННОЙ ВЛАГОЙ, ОСАДКАМИ
И УРОЖАЙНОСТЬЮ ЧАЙНОГО КУСТА
Четырехлетними (1965—1968 гг.) наблюдениями установлена высокая
динамичность водного режима почв чайных плантаций и зависимость уро¬
жая чайного листа от влажности почвы.
Затормаживание роста чая наступает при влажности, соответствующей
середине диапазона между НВ и ВЗ (около 80% от НВ).
Интенсивный рост побегов чая во вторую волну побегообразования
(июль) в значительной степени зависит от уровня обеспеченности растений
влагой в фазу июньской депрессии.
В настоящем 'сообщении рассматриваются результаты полевых наб¬
людений над водным режимом чайных плантаций в северной части зоны
промышленной культуры чая. Именно здесь лимитирующие природные
факторы, среди которых наибольшей контрастностью отличаются темпе¬
ратура и почвенная влага, действуют на растение чая относительно бы¬
стро и наиболее выражение. Неравномерность распределения (при боль¬
шом годовом количестве) осадков делает необходимым здесь развитие
орошения, сооружение в сложных горных условиях обособленных си¬
стем с подачей воды на склоны, крутизна которых часто достигает 10—
15° и более.
Накопление фактического материала о динамике почвенной влаги
позволяет выявить наиболее вероятные комбинации взаимосвязи между
-осадками, водным режимам почв и ростом чайного куста в течение ве¬
гетационного периода.
Гочолашвили, За л ласта н и шви ли [б] на основании анализа обширных
материалов по Западной Грузии установили тесную зависимость между
кривой урожая и осадками за предыдущий месяц. Те же авторы, ссы¬
лаясь на исследования Портсмута, указывают, что на Цейлоне ввиду
однообразия температурных условий рост чая коррелирует с количест¬
вом осадков, выпавших за два с половиной месяца до обора листа.
Наши наблюдения [21 показали, что продолжительность роста чай¬
ного куста при наступлении засушливого периода тесно увязывается
с водным режимом почв.
Неустойчивость увлажнения обусловливает высокую хозяйственную
.целесообразность орошения чайных плантаций во >всех чаепроизводящих
районах страны [1, 3, 6, 9, 221, в том числе во влажных субтропиках
Краснодарского края, где первые промышленные плантации чая были
заложены три десятилетия назад.
Климату и почвам Кавказа посвящено большое количество работ
[4, 7, 8, 14, 15, 17], в которых отражена вся сложность условий этой ог¬
ромной горной страны.
Наши исследования были проведемя в лрибрежной Черноморской
полосе на чайных плантациях Дагомьюакого чайного совхоза, располо¬
женного севернее г. Сочи. По многолетним данным, здесь выпадает
1560 мм осадков, что в сочетании с благоприятными температурами в
естественных условиях определяет пышное развитие древесной расти¬
тельности с участием некоторых видов вечнозеленых растений.
Почвы чайной плантации (гора Успенка) относятся к типу бурых
лесных, ненасыщенных основаниями, сформировавшихся на красно-бу¬
рых глинах, подстилаемых кислыми зеленовато-серыми глинистыми
сланцами с прослойками песчаников. Это лучшие чайные почвы зоны,
относимые ранее по некоторым свойствам к типу красноземовидных [18].
В целинных почвах гор. А имеет серовато-бурую окраску, гор. В—крас¬
но-бурую На мощных разностях этих почв при благоприятных погод¬
ных условиях и высокой агротехнике получают 4—6 г/га и более зеле¬
ного чайного листа.
Почвы гумусированы на значительную глубину. В верхнем слое со¬
держание гумуса приближается к 5%, затем уменьшается, но даже на
глубине 1 я колеблется около 1%. Содержание гидролизуемого азота и
обменного калия высокое, что, по-видимому, является результатом си¬
стематического применения удобрений на чайных плантациях. Недоста¬
точная обеспеченность подвижными формами фосфора овязана с его
быстрой ретроградацией. Однако распределен подвижный фосфор во
всем исследованном слое почти равномерно, что, по-видимому, обуслов¬
ливает в сочетании с другими факторами высокое плодородие этих почв
(табл. It.
Таблица 1
Содержание гумуса, Р205, К20 и гидролизуемого азота в бурой горно-лесной
почве чайной плантации
Глуби¬
на,
см
Гумус,
%
(по Тю¬
рину)
Азот
гидроли¬
зуемый
РА
(по Чири¬
кову)
К,о
(по Мас-
/овой)
Глубина,
см
Гумус
%
(по Тю¬
рину)
Азот
гидроли¬
зуемый
РА
(По Чири¬
кову)
к,о
(по Мас¬
ловой)
мг/100 г почвы
мг/100 г почвы
0-10
4,72
9,91
4,75
24,3
50-60
1,29
4,29
2,56
28,7
10-20
3,12
7,50
2,74
20,3
60—70
1,30
3,78
1,71
30,5
20-30
1,44
4,32
2,08
18,1
70-80
1,20
2,43
1,22
29,8
30-40
1,44
3,76
2,22
19,6
80-90
1,04
4,31
1,42
28,6
40-50
1,20
4,25
1,73
24,9 |
90—100
1,04
4,30
1,46
29,3
Данные по обменной кислотности и составу поглощенных катионов
показывают (табл. 2), что почва относится к силышненасыщенным раз¬
ностям, в особенности во втором полуметровом слое. Оснований мало:
в верхних горизонтах больше магния, шизу увеличивается содержание
кальция. Основное место в поглощающем комплексе принадлежит водо¬
роду, на его долю приходится от 40 до 78%. Величина pH солевой вы¬
тяжки свидетельствует о том, что почва кислая на всю глубину. Кислот¬
ность обусловлена главным образом присутствием обменного водорода;
содержание алюминия невысокое в верхних слоях, возрастает во вторам
полуметровом слое.
Механический состав исследованной почвы отличается высоким со¬
держанием илистых частиц, количество которых увеличивается с 32,Г5%
в. самом верхнем слое до 61,80% на глубине 1 м (табл. 3). Физическая
глина равномерно увеличивается, достигая в нижней части профиля
почти 00%.
Почвы хорошо оструктурены, чем и объясняется высокая порозносгь
при тяжелом механическом составе. Небольшой объемный вес увеличи¬
вается в иллювиальном горизонте на глубине 20—60 см.
91
Таблица 2
Обменная кислотность и поглощенные катионы в бурой горно-лесной
почве чайной плантации
Глубина.
см
pH
солевой
Обменная кислот¬
ность. мг же/100 г
(по Соколову)
Поглощенные катионы
мг-экв/100 г почвы
°/«
1 ог суммы
Н
А1 *
общая
Са *
Mg
И*
сумма
Са
Mg"
н
0-
-10
4,8
2,00
1,15
3,15
1,90
2,53
3,23
7,66
24,8
33,1
42,1
10-
-20
4,8
1,65
1,24
2,89
1,90
2,53
2,89
7,32
25,9
34,5
39,5
20-
-30
5,0
2,61
2,78
5,39
1,91
2,54
3,90
8,35
22,8
30,4
46,8
30-
-40
5,0
4,75
3,57
8,32
1,92
2,55
5,84
10,31
18,6
24,7
56,7
40-
-50
4,9
7,89
2,92
10,81
1,94
3,23
9,87
14,95
12,9
21,6
65,5
50-
-60
5,1
13,61
3,83
16,99
1,97
3,93
15,32
21,22
9,3
18,5
72,2
60-
-70
4,8
16,99
5,19
22,18
3,31
2,65
19,41
25,37
13,1
10,4
76,5
70-
-80
4,8
17,52
5,64
23,16
2,65
3,97
20,76
27,38
9,7
14,5
75,8
80-
-90
4,8
18,35
3,60
21,95
4,65
2,66
21,28
28,59
16,2
9,3
74,5
90-
-100
5,2
18,27
5,77
24,04
3,32
2,66
21,09
37,07
12,3
9,8
77,9'
Таблица 3
Механический состав бурой горно-лесной почвы, сформировавшейся
на красно-бурой глине
Глубина,
гм
Потери
от обра¬
ботки
НС1, %
Содержание фракций, %; размер частиц, мм
1,0-0,25
0,23-0,05
0,05—0,01
0,01-0,005
0,005—0,001
<0,001
<0,01
>0,01
0—10
5,00
1,91
22,74
16,85
1,35
20,00
32,15
58,50
41,50
10-20
5,28
1,75
20,84
17,40
1,34
17,84
35,56
60,01
39,99
20-30
5,67
1,86
18,57
15,45
1,39
16,81
40,25
64 12
35,88
30-40
6,19
1,24
17,25
11,45
1,09
17,13
45,65
70,06
29,94
40-50
7,30
1,26
15,94
10,35
0,75
14,90
49,50
72,45
27,55
50—60
9,85
0,33
5,82
9,60
0,61
16,25
57,54
84,25
15,75
60-70
9,90
0,30
8,87
6,80
0,78
16,65
56,70
84.03
15,97
70—80
10,03
0,14
3.12
8,05
0,70
15,90
62,06
88,63
11,31
80—90
10,12
0,20
1,39
9,00
0,59
17,05
61,65
89,41
10,59
90—100
10,24
0,14
2,82
8,75
0,70
15,75
61,60
88,29
11,71
Таблица 4
Физические свойства и категории влаги в бурой горно-лесной почве
чайной плантации
Глубина
см
Удельный
вес
Объемный
вес, г/см9
Порозность
общая,
%
мг
вз |
I нв
мг
ЕЗ
нв
% ОТ
веса почвы
% от объема почвы
0-
-10
2,47
0,84
65,9
5,0
15,6
40,4
4,2
13,1
33,9
10-
-20
2,66
1,14
57,1
4,5
17,7
35,5
5,1
20,2
40,5
20-
-30
2,54
1,24
51,1
4,5
18,0
32,8
5,6
22,4
40,7
30-
-40
2,56
1,28
50,0
5,1
20,1
31,6
6,5
25,7
40,4
40-
-50
2,57
1,28
50,1
5,2
22,3
31,3
6,6
28,5
40,1
50-
-60
2,55
1,19
53,3
6,2
23,6
32,2
7,4
28,0
38,3
60-
-70
2,56
1,17
54,2
8,9
25,3
32,8
10,4
29,6
38,4
70-
-80
2,56
1,18
53,9
9,1
24,8
33,5
10,7
29,2
39,5
80-
-90
2,55
1,20
52', 9
Ю,1
24,5
34,9
12,1
29,5
41,9
90-
-100
2,55
1,24
51,3
10,2
24,1
36,7
12,6
29,8
45,5
Водные свойства характеризуются увеличением по профилю макси¬
мальной гигроскопичности и влажности завядания. Так, в верхних сло¬
ях максимальная гигроскопичность составляет 4,5—5,0% от веса почвы,
в нижних доходит до 10,2%. Высокими значениями характеризуется
наименьшая влагоемкость почвы, которая в основном колеблется в не¬
больших пределах (табл. 4).
92
Запасы влаги, соответствующие ‘влажности завядания и наименьшей
влагсемкости. в верхнем 50-с анти метровом слое составляют 109,9 и
195,6 мм, в нижнем соответственно 146,1 и 203,6 мм.
Общая гюрозность в метровом слое соответствует 5398 м3/га, по-
розность аэрации при наименьшей влагоемкости— 26%. Порозпость
аэрации верхнего полуметрового слоя (за счет слоев О—10 и 10—20 см)
разна 28,7, нижнего — 23,3%, что х ар актер и зуегг нормальное соотноше¬
ние воды и воздуха в почве.
На этих почвах в течение четырех лет (1965—1968 гг.) вели наблю¬
дения за водным режимом в периоды интенсивной вегетации чайного
куста (с мая по сентябрь). Систематически учитывали урожай зеленого
чайного листа отдельно по каждому сбору.
Климатические показатели зоны характеризуются обилием осадков
осенью, зимой и ранней веской (с октября по март по средним много¬
летним данным выпадает 927 мм) и неравномерным увлажнением в
летнее время, иногда с длительными бездождными периодами. Условия
вегетационных периодов в годы исследований были неодинаковыми: в
1965 и 1968 гг. они отличались значительными отклонениями в засушли¬
вую сторону, в 1966 и 1967 гг. увлажнение было более равномерным
(табл. 5).
Из данных, приведенных в табл. 5, следует, что водный режим изу¬
ченной почвы чрезвычайно сильно колеблется по годам и в течение ве¬
гетации растений; даже в наиболее благоприятные годы запасы влаги
могут уменьшаться до критических величин. В годы с недостаточным
количеством осадков засушливые периоды отличались наиболее глубо¬
кими и длительными нарушениями водного режима. Так, в 1965 г. с
весны запасы влаги колебались в интервалах, близких к полевой влаго-
емкое™ (табл. 5): верхний 50-сантиметровый слой до 10.VI был увлаж¬
нен в пределах от 90% НВ и выше, нижний—до 100%. Летом началось
постепенное иссушение и к 4.VIII в метровом слое запасы влаги умень¬
шились до 311,8 мм (78,1% от НВ) и были распределены почти равно¬
мерно по профилю почвы. В дальнейшем влажность почвы еше больше
уменьшилась, и ее запасы колебались между 65 и 70% от НВ. 27.IX в
метровом слое влаги осталось 256,9 мм, что соответствовало влажности
завядания (256,0 мм), определенной в лабораторных условиях.
Резкие колебания водного режима почвы наблюдались и в течение
вегетационного периода 1968 г. (табл. 5). Здесь значительные колеба¬
ния отмечены в июне, в июле и в августе, когда иссушением был охвачен
весь исследуемый слой почвы.
Такие особенности водного режима в чрезвычайно сильной степени
отражаются на ростовых процессах чайного куста.
Урожай плантаций сильно колеблется ,по годам, и если средне-годо¬
вая его величина определяется комплексом постоянно действующих фак¬
торов (мощность и плодородие почв, сила роста и плотность шпалер,
однородность составе и форм растений), то количество листа, получае¬
мого при каждом отдельном сборе, в значительной степени обусловли¬
вается динамическими факторами, колеблющимися многократно в тече¬
ние вегетации растений. К таким факторам, в частности, относятся осад¬
ки и связанная с ними влажность почвы, температура, своевременность
сбора листа и др.
Тесная зависимость между водным режимом почвы и урожаем зеле¬
ного чайного листа легко прослеживается при совмещении соответству¬
ющих показателей на одном и том же графике (рис. 1).
На графиках отмечается одна и та же общая закономерность — высо¬
кая насыщенность почвы влагой с весны. В соответствии с этим первые
сборы чайного листа (при нормальных температурных условиях) бывают
очень высокими. Так, в мае максимальное количество листа в отдельные
сборы достигало: в первый год наблюдений 760, второй — 761, третий —
93
Запасы влаги в бурой горно-лесной почве чайной плантации в годы наблюдений
Таблица 5
д луоинн»
СМ
22.IV
31.V
5.VI
10. VI
14 VI
24. VI
2. VII
20.VII
26 VII
31.VII
4.VIII
10.VIII| 17.VIII| 23.VIII
26 VIII
30. VIII
4 IX
11.IX
17.IX
27 IX
Общие запасы, мм
0-10
10-20
20—30
30—40
40-50
50-60
60-70
70-80
80-90
90-100
0-50
50-100
0-100
37,2
43.8
43.5
41.7
40.7
39,1
40.5
42.6
47.9
48.7
206,9
218,8
425,7
28,0
36.2
36.6
39.0
40.2
40.1
41.3
41.3
39.7
37.7
180,0
200,2
380,2
27,9
34.2
36.3
35.8
41.8
40.3
43,5
44.7
46.3
44.8
176,0
219.6
395.6
25,3
33,9
36.7
38.7
44.8
43,2
41,6
43,5
43,1
44.8
179,4
216,2
395,6
24.3
32.4
32,1
33.5
35.4
32.6
34,9
35.4
39.4
43.4
157.7
185.7
343,4
26,4
33.1
34.6
34.7
34.3
32,0
31,9
33.3
35.3
38.2
163,1
170.7
333.8
30,6
34.3
36.5
36.8
38.5
35.8
36,0
35.4
35.5
37,2
176,7
179.9
35616
30.6
32,4
35.3
35.4
35.4
34.0
34.0
35,8
38.5
41.7
169,1
184.0
353.1
28.3
30.5
32.7
32.5
34.0
33.1
36.1
37.8
37.1
39.3
158,0
183.4
341.4
24.3
31.1
31.9
32,0
31,6
29.4
31.2
34.9
31.9
33.5
150.9
160.9
311,8
22,9
29.1
31,7
32.5
33.1
30.5
31.2
34,0
31.3
33,2
149,3
160,2
309,5
25.2
29,9
30.7
32.5
33.3
32.5
32.8
34.9
35.2
35.3
151,8
170,7
322,5
21.3
26,8
27.3
29.4
31.4
28,3
28,7
30.2
32.3
33.4
136,2
152,9
289,1
19.2
25.5
27.0
28.3
28,9
29.3
27.6
28.4
28,8
29.1
128,9
143,2
272,1
19,2
26,0
27.6
28,0
28,1
28.6
23,1
26.7
27.8
30,0
128,9
136,2
265,1
19,6
26,1
29.4
28,0
28.5
26,8
26.6
26,6
28,3
30,7
131.6
139,0
270.6
21,6
27,4
29.6
30.8
30.6
29.9
28.7
31,0
31.7
33.7
140.0
155.0
295.0
19,6
26.3
29.8
28.4
28.5
28.5
28.9
29,3
30.0
30.1
132,6
146,8
279,4
20,2
26,8
28,3
29.2
29.2
29.1
29,7
30.6
31.1
31.6
133.7
152,1
285.7
17.7
23.4
25,9
25.5
27.5
26,3
26.8
26,2
27.6
30,0
120,0
136.9
256.9
% от НВ
0-50
105,8
92,0
90,0
91,7
80,6
83,4
90,3
85,5
77,6
80,8
77,1
76,3
69,6
65,9
67,9
67,3
71,6
67,8
68,4
50—100
107,5
98,3
107,9
106,2
91,2
83,8
88,4
90,4
83,8
90,1
79,0
78,7
75,1
70,3
66,9
68,3
76,1
72,1
74,7
0-100
106,6
95,2
99,1
99,1
86,0
83,6
89,3
88,5
80,8
85,5
78,1
77,, 5
72,4
68,2
66,4
67,8
73,9
69,9
71,6
61.3
67,2
64.4
Глубина»
1966 г.
см
29. IV
11.V
20. V
31 V
6 VI J 20 VI | 25.VI | 2 VII
6 VII
9 VII
18. VII
25 VII | 30 VII
5. VIII
20 VIII
5 IX
15.IX
Общие запасы, мм
0-
40
35,2
33,9
34,4
34,0
28.0
34,0
34,9
29,8
27,8
25,8
27,9
20,7
22,8
26,5
31,8
32,9
10-
“20
30,3
36,9
40,1
36,4
33,5
40,0
40,2
32,0
34,5
29,2
30,3
24,8
28,8
25,8
32,9
33,8
20-
“30
31,7
39,4
37,1
35,7
33,6
39,1
40,8
31,2
34,6
28,9
29,0
25,8
29,3
27,2
34,5
34,4
30-
“40
33,5
37,8
36,9.
37,0
36,2
39,9
38,5
29,8
33,1
30,1
29,9
25.6
29,9
27,3
34,7
33,3
40-
“50
33,5
36,9
39,2
35,6
32,0
40,0
38,9
31,1
32,1
30,7
28,5
24,4
29,1
33,2
36,5
37,2
50-
“60
31,8
33,4
36.9
35,0
31,5
40,0
36,5
30,3
33,2
28,6
25,8
23,3
27,1
25,5
32.6
35,1
60-
“70
31,3
34,9
38,0
35,9
32,2
39,0
38,4
32,3
33,3
30,6
27,0
23,8
28,5
27,6
35,8
35,6
70—80
32,7
35,0
38,9
36,6
32,6
37,9
40,2
33,5
34,1
31,4
25,7
25,1
29,6
28,4
35,6
35,9
28.9
31.9
34,1
35.3
35.8
33.4
35 1
34.9
80—90
32,0
35,4
46,0
37 2
36,0
43,4
40,7
37,4
36,5
33,2
26,8
24,6
30,1
29,8
38,2
38,0
90—100
35,3
34,6
43,5
41,9
38,9
42,5
41,9
42,2
39,9
38,6
28,6
28,4
30,4
28,9
38,1
37,5
0—50
164,2
184,9
187,7
178,7
163,3
193,0
193,3
153,9
162.1
144,7
145,6
121,3
139,9
140,0
170,4
171,6
50-100
163,1
173,3
203,3
186,6
171,2
202,8
197,6
175,7
177,0
162,1
133,9
125,2
146,0
140,2
180,3
182,1
0-100
327,3
358,2
391,0
365,3
334,5
о$5,8
390,9
329,6
339,1
307,1
279,5
246,5
285,9
280,2
350,7
353,7
35,3
37,7
166,0
176.4
342.4
В % от НВ
0-50
50-100
0-100
83,9
94,5
96,0
31,4
83,5
98,7
98,8
78,7
82,9
74,0
74,4
62,0
71,5
71,6
87,1
87,7
84,9
80,1
85,1
99,9
91,7
84,1
99,6
97,1
86,3
86,9
79,8
65,8
61,5
71,7
68,9
88,6
89,4
86,6
82,0
s'
89,7
97,9
91,5
83,8
99,1
97,9
82,6
84,9
76,9
69,0
61,8
71,6
70,2
87,9
88,6
85,8
Глубина/
см
1967 г.
% 27.IV
10.V
20. V
7. VI
15.VI
21.VI
29.VI
11.VII
18. VII
26. VII |
1.VIII
7.VIII
18. VIII
28. VIII
7. IX
13.IX
Общие запасы, мм
34,3
30,6
31,6
36,9
30,2
34,1
27,0
37,9
35,2
39,0
32,0
31,2
30,3
31,2
27,7
26,2
36,2
33,4
32,9
37,4
33,6
38,5
35,0
37,1
40,6
42,0
44,0
32,1
32,6
31,2
31,5
28,0
36,2
37,4
33,2
38,8
32,7
37,1
37,3
37,7
39,4
37,9
35,6
33,4
33,9
31,6
33,9
28,6
37,9
35,8
33,7
40,1
34,2
38,0
37,1
38,1
39,4
38,6
37,0
38,0
31,6
31,7
30,7
29,8
39,5
34,3
34,0
38,8
35,2
38,8
34,8
40,2
38,9
39,8
37,9
33,0
30,3
33,9
32,9
29,7
36,9
37,0
31,6
38,1
34,7
35,6
33,4
37,6
36,2
37,8
34,4
34,3
28,7
31.8
28,0
28,2
38,6
31,7
31,3
37,5
34,0
36,4
31,5
39,0
37,7
39,5
28,4
35,0
32,5
32,2
30,4
28,7
37,9
37,6
32,3
35,7
34,6
38,3
36,1
40,7
37,3
39,4
35,0
35,6
32,6
33,6
31,0
30,2
40,0
38,0
34,9
37,8
36,8
40,6
38,0
38,9
36,1
36,0
39,6
37,8
34,8
35,5
32,6
31,7
41,8
39,4
37,2
40,4
36,3
40,9
40,0
38,4
38,4
36,0
41,9
40,3
36,8
37,3
36,1
37,0
184,1
171,5
165,4
192,0
165,9
186,5
171.2
191,0
193,5
197,3
186,5
167,7
158,7
159,6
156,7
142,3
195,2
183,6
167,3
189,5
176,4
191,8
179,0
194,6
185,7
188,7
179,3
183,0
165,4
170,4
158,1
155 8
379,2
355,1
332,7
381,5
342,3
378,3
350,2
385,6
379,2
386,0
365,8
350,7
324,1
330,0
314,8
298,1
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60—70
70-80
80-90
90-100
0-50
50-100
0-100
В % от НВ
0-50
50-100
О-ЮО
94,1
87,7
84,6
98,2
84,8
95,3
87,5
97,6
98.9
100,9
95,3
85,7
81,1
81,6
80,1
95,9
90,2
82,2
93,1
86,6
94,2
87,9
95,6
91,2
92,7
88,1
89,9
81,2
83,7
77,7
95,0
89,0
83,3
95,6
85,7
94,8
87,7
96,6
95,0
96,7
91,6
87,9
91,2
82,7
78,9
72,8
76,5
74.7
Таблица 5 (окончание)
Глубина,
см
26 IV
6.V
12. V
21 V
27 V
2 VI
21 VI
8.VII
15 VII
29 VII
5 VIII
13 VIII
26 VIII
3IX
Общие запасы, мм
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70—80
.80—90
90-100
0-50*
50-100
0-100
33,1
32,7
37,9
35,0
27,0
28,4
32,3
40,4
35,3
38,2
38,8
30,8
30,8
35,2
41.5
39,4
36,2
35,0
30,1
32,7
33,4
44,0
37,5
35,6
34,6
32,9
31,9
36,0
46,0
38,4
38,5
35,3
35,7
31,1
37,2
40,9
35,8
38,2
36,2
28,2
28,6
34,4
40,0
39,9
41,1
40,8
33,2
32,4
35,5
44,3
40,1
43,1
41,5
34,3
30,0
36,0
47,9
43,8
44,5
46,4
33,7
32,8
37,7
46,6
44,6
44.6
44.4
34,6
34,0
39,3
205,0
183,3
186,4
178,7
156,5
154,9
174,1
219,7
204,2
211,5
209,8
164,0
157,8
182,9
424,7
387,5
397,9
388,5
320,5
312,7
357,0
32,3
25,9
24,0
24,4
27,2
25,3
23,0
33,9
35,0
28,3
34,0
32,3
32,6
31,7
37,2
34,7
30,4
29,1
37,9
30,9
35.2
34,2
34,4
30,7
29,7
40,1
33,4
33,3
36.2
35,6
32,6
29,7
40,3
32,5
32,8
35,6
33,9
28,9
28,6
37,2
31,7
33,2
35,0
37,9
28,8
29,4
36,7
34,0
31,2
35,2
34,1
29,5
29,4
39,2
34,4
32,9
34,6
37,6
32,9
31,4
45,0
35,3
34,6
35,7
35,0
33,2
31,0
43,2
37,9
36,6
173,8
165,6
146,0
146,9
177,8
154,7
156,0
176,1
178,5
153,3
169,8
201,3
173,3
168,5
349,9
344,1
299,3
316,7
379,1
328,0
324,5
28,7
32,6
35.5
37.5
37.6
36.5
38.7
38.6
40,3
42,9
171.9
197,0
368.9
В % от НВ
0—50
104,8
93,7
* 95,3
91 А
80,0
79,2
50-100
107,9
100,3
103,9
103,0
80,6
77,5
0-100
106,4
97,1
99,7
97,3
80,3
78,3
89,0
88,9
84,7
74,6
75,1
90,9
79,1
79,8
89,8
86,5
87,7
75,3
83,4
98,9
85 1
82,8
89,4
87,7
86,2
75,0
79,3
95,0
82,2
81,3
87,9
96,8
92,4
986 и в четвертый — 803 кг/га. Последующие весенние сборы даже при
благоприятных условиях бывают, как правило, меньше и особенно сокра¬
щаются при ухудшении водного режима. Таким, например, был 1968 г.,
который в отличие от других лет характеризовался отсутствием осадков
с половины апреля до половины июня. С ростом температур при наступ¬
лении бездождного 1пер'Иода увеличивался и расход почвенной влаги, в
результате чего в конце мая—начале июня запасы влаги в метровом
слое уменьшились до 78,3% от НВ. Это отразилось на росте чайных
флешей: количество их стало быстро уменьшаться, а общий урожай ли¬
ста за .период от начала вегетации до окончания первой волны роста по¬
бегов составил 1330 кг/га. В 1965 г. за этот же период было собрано
1900, в 1966 г.— 2492, в 1967 г.— 2638 кг/га. Как видно, для первой волны
роста чая запасов влаги, накопленных с весны, оказывается недостаточ¬
но, если они не пополняются за счет осадков или искусственного ороше¬
ния.
В июне, после первой волны побегообразования, как известно, насту¬
пает резкое замедление (депрессия) роста чайного куста, обусловленное
биологическим циклом, свойственным чайному растению. Полностью
устранить ростовую депрессию агротехническими мероприятиями не уда¬
ется.
Благоприятный водный режим, а также удобрения в этот период
лишь несколько сглаживают ростовую депрессию, обеспечивают нор¬
мальную дифференциацию ростовых почек в пазухах листьев пенька и,
как показывают наши наблюдения, способствуют интенсивному росту
побегов во вторую волну побегообразования, начинающуюся обычно в
конце июня—начале июля. Так, в 1967 г. после обильных дождей, про¬
шедших в начале июня и создавших хороший запас влаги в почве, было
много слабых дождей: из 39 дней (с 15.VI по 22.VII) 22 дня были с осад¬
ками. Как видно на рис. 1, запасы влаги за этот период поддержива¬
лись на уровне 342,3—386,0 мм (87,7—96,7% от НВ). Слабые дожди,
аналогично освежительным поливам, обеспечили интенсивный рост по¬
бегов и получение в июле 2083 кг/га зеленого чайного листа.
Точно также в 1968 г. вторая половина июня и первые числа июля ха¬
рактеризовались исключительным обилием осадков (за 18 дней выпало
161,1 мм), обусловивших высокую обеспеченность почвы влагой, запасы
которой в середине июля достигли в метровом слое 344,1 мм (86,2% от
НВ). В эту половину месяца и была собрана основная масса июльского
чая —1744 кг/га, и только во второй половине июля в связи с уменьше¬
нием влаги в почве до уровня 76% от НВ сборы чайного листа резко
сократились.
Наоборот, в 1965 г. отсутствие дождей в течение всего июня опреде¬
лило слабую эффективность осадков, выпавших в конце этого месяца.
В результате количество зеленого чайного листа, собранного в июле, со¬
ставило всего лишь 1217 кг/га.
В 1966 г. дожди, прошедшие в середине июня и в начале июля, спо¬
собствовали хорошему увлажнению почвы, но вскоре началось интенсив¬
ное иссушение корнеобитаемого слоя. В результате вторая волна роста
побегов начала быстро затухать и общий урожай листа в июле составил
1276 кг/га (при одном неучтенном сборе).
Август и сентябрь дают обычно значительную долю урожая чайного
листа. Однако по погодным условиям эти два месяца чаще отклоняются
в засушливую сторону. Наиболее отчетливо это проявилось в 1965 г.
Как видно на рис. 1, засушливый период, начавшийся в середине июля,
характеризовался резким уменьшением влаги во всем корнеобитаемом
слое: в августе влаги содержалось .менее 80% от НВ, в начале сентяб¬
ря— 75%, а в конце сентября — 70% от НВ. В результате первый сбор
чайного листа в августе оказался равным всего лишь 40 кг/га, второй —
23 кг/га, а последующие снизились до 3—5 кг/га. На маломощных разно-
7 Почвоведение, № 5
97
Рис. 1. Динамика влажности почвы (в % от НВ) и сборы зеленого чайного листа •
течение вегетационного периода
Годы / - 1965; // - 1966. /// - 1967: IV - 1968
98
стях изученной почвы в 1965 г. нам приходилось наблюдать признаки
явно выраженной недостаточности влаги, проявляющиеся в усыхании
листьев чая, в особенности там, где почва не полностью затенялась шпа¬
лерой.
В 1966 г. периодическое выпадение осадков в августе и сентябре
способствовало увеличению запасов влаги во всем корнеобитаемом
слое; в середине августа запасы в метровом слое превышали 80% от
НВ, затем еще более увеличились (87,9% от НВ). Все это способствова¬
ло получению в августе относительно хороших сборов чайного листа,
меньший из которых составлял 185 кг/га. После длительных дождей в
конце месяца сборы листа резко уменьшились, что было связано с тем¬
пературным фактором (прохладные ночи).
В 1967 г. последние месяцы вегетационного периода характеризова¬
лись периодическими осадками, обеспечившими благоприятный вод¬
ный режим почвы с некоторым ухудшением в сентябре. Сборы листа в
августе составляли 205—208 кг/га, в сентябре уменьшились, а затем в
связи с резким понижением температур ростовые процессы полностью
прекратились.
В 1968 г. в конце июля запас влаги во всем корнеобитаемом слое
снизился до 75% от НВ. После дождя в середине августа запасы влаги
несколько увеличились, но затем быстро понизились и составили в верх¬
нем полуметровом слое 26.VIII — 79,1%, 3.IX — 79,8% от НВ. Как вид¬
но на рис. 1, сгущение хроноизоплет говорит об изменении влажности на
всю глубину профиля дважды в течение месяца. В результате оборы
чайного листа были невысокими на протяжении всего периода.
На рис. 2 показан более узкий отрезок времени, характеризующий
переход от интенсивного побегообразования к массовой остановке роста
побегов, обусловленный уровнем обеспеченности почвы влагой. Приведен¬
ные по двум хозяйствам с различными почвами и за один и тот же пери¬
од (с 10.VIII по 31 .VIII 1965 г.) данные показывают, что в обоих случа¬
ях сбор чайного листа практически закончился 31.VIII (хотя на одном из
этих участков слабый рост побегов продолжался до конца вегетацион¬
ного периода). Дата сбора не координировалась нами, а устанавлива¬
лась хозяйствами в соответствии с темпами роста чайного куста. Как
видно из рис. 2, со дня выпадения последнего дождя (с 12 по 15.VII вы¬
пало 89 мм) до прекращения интенсивного побегообразования прошло
16 дней.
Не исключена возможность, что в данном случае совпадение даты
сбора до некоторой степени случайным, но затормаживание роста, наб¬
людаемое в обоих случаях, безусловно, явилось следствием ухудшения
водного режима в корнеобитаемой зоне чайного куста. Влажность почвы
к моменту затормаживания роста колебалась в пределах около 80% от
НВ (рис. 2).
Наши многолетние наблюдения показали, что прекращение роста
побегов и длительность вынужденного покоя чайного куста определяется
продолжительностью почвенной и воздушной засухи. При кратковремен¬
ном ухудшении 'водного режима меристематические ткани растений оста¬
ются в активном состоянии, хотя рост побегов прекращается. В этом
случае возобновление ростовых процессов чая начинается относительно
быстро. Уже через 8—10 дней после установления благоприятного вод¬
ного режима сбор чайного листа возобновляется.
При длительной засухе и сильном иссушении почвы активно вегети¬
рующие органы чайного листа теряют присущую им «инерцию» роста,
побеги глохнут на всех стадиях развития, включая периоды скрытого
и видимого роста. В результате вегетации сильно задерживается, а оче¬
редной массовый сбор флешей оказывается возможным лишь через
15—20 дней после того, как обеспечены устойчивые запасы доступной
влаги в почве.
7*
99
Явление затормаживания .и угнетения роста побегов связано с ин¬
тенсивным расходованием запасов почвенной влаги.
Максимов [ 12] указывает, что при нарушении водного режима угне¬
тение растений связано в основном с замедлением передвижения воды
в почве, как результат испарения и поглощения ее корнями растений.
Современные представления о процессах передвижения влаги в при¬
корневых миюрозонах сводятся в основном к следующему Г19, 16]. В ин¬
тервале высокой влажности, верхним пределом которого является вели¬
чина НВ, нижним — середина диапазона доступной влаги между НВ и
Рис. 2. Зависимость между содержанием влаги в почве
и величиной сбора зеленого чайного листа, 1965 г
/—экспериментальная база (института; // — Дагомьгосний чай¬
ный совхоз а —влажность метрового слоя почвы (% от НВ),
б — зеленый чайный лист (кг!га) отдельно по каждому сбору
ВЗ, происходит постепенное изменение всасывающего давления и вла-
гопроводности почвы. В начале периода градиент отрицательного давле¬
ния в слоях почвы, прилегающих к корешкам, весьма мал, но в связи с
наличием большого количестсва влаги поток ее к корням происходит без
затруднений. К концу периода запасы влаги и коэффициент влагопро-
водности почвы уменьшаются по величине, но возросшая величина гра¬
диента обеспечивает довольно высокую плотность потока влаги к кор¬
ням.
Во втором интервале (от середины диапазона до 15% максимального
запаса доступной влаги) плотность потока влаги к корням снижается,
так как нарастание градиента всасывающего давления уже не компен¬
сирует падения влагопроводности почвы. Нижней границей третьего ин¬
тервала влажности является влажность завядания. Мы не останавлива¬
емся подробно на всех стадиях зависимости между влажностью почвы и
интенсивностью потребления влаги растениями. Для нас представляет
интерес уровень, при котором начинают затормаживаться ростовые про¬
цессы чайного куста. Оказалось, что установленный нами средний уро¬
вень, соответствующий 80% от НВ и характеризующий начало заторма¬
живания в полевых условиях ростовых процессов чайного куста, явля¬
ется порогом, который, по Судницыну Г19], составляет границу между
первым и вторым интервалом скорости потока влаги к поглощающей
Поверхности корня, а именно: половину диапазона между НВ и ВЗ.
Как видно из табл. 6, расчетная величина, характеризующая середи¬
ну диапазона доступной влаги (82% от НВ), очень близка к установлен¬
ному нами уровню начала затормаживания роста побегов, соответствую¬
щему 80% от НВ.
Исходя из этих данных, мы вправе предполагать, что середина диа¬
пазона доступной влаги между НВ и ВЗ является для высокотребова¬
100
тельного чайного растения тем нижним пределом, при котором величина
сосущей силы корня и градиент 'всасывающего давления уже не обеспе¬
чивают требуемой скорости потока влаги к всасывающей поверхности
корня. Уточним, что в данном случае речь идет о тех высоких пределах
влагообеспеченности, которые в состоянии поддерживать интенсивное
побегообразование чайного куста, т. е. уровень, имеющий скорее агро¬
номическое, чем биологическое значение.
Одновременные исследования динамики почвенной влаги и водного
режима растений, выполненные автором совместно с Филипповым [20,
21], показали, что при определенных условиях, в частности при измене¬
нии влажности воздуха, на¬
блюдаются отклонения от
этих средних показателей.
Оказалось, что чем ниже
влажность воздуха, тем вы¬
ше требуемый уровень вла¬
гообеспеченности.
При относительной влаж¬
ности воздуха менее 45% за¬
пасы влаги, обеспечивающие
интенсивный рост побегов
чая, приближаются к НВ.
При достаточно длительной
воздушной засухе наблюдаются случаи угнетения роста в оптимальных
условиях почвенного увлажнения чайных плантаций. Это явление мы
склонны объяснить состоянием самих растений. При наличии легкодо¬
ступных форм воды в почве скорость подтока ее к корням ничем не огра¬
ничена, а следовательно, фактором, лимитирующим интенсивность транс¬
пирации, является сопротивление восходящему току, возникающее в
проводящих тканях растений. На чайном растении это усугубляется на¬
личием большого количества поранений и узлов, образующихся при си¬
стематических подрезках шпалеры и прищипывании во время сбора
листа, в чрезвычайно сильной степени нарушающих проводящую систему
куста.
Как показывают наблюдения, в этом случае устранить разрыв между
скоростью подачи воды корневой системой и интенсивностью транспира¬
ции можно путем нанесения капельножидкой воды на листовую поверх¬
ность растений. Лебедев [11] установил, что частое опрыскивание ра¬
стений водой сопровождается усилением транспирации при одновремен¬
ном резком уменьшении (до 50%) потребления воды из почвы.
Этим, в частности, объясняется высокая эффективность освежитель¬
ных поливов малыми (2—4 мм) нормами, испытанных на чайных план¬
тациях [10, 11, 13]. Изменяя микроклимат (температуру, влажность воз¬
духа), освежительные поливы снижают интенсивность потребления во¬
ды из почвы и по существу являются единственным, практически осуще¬
ствимым агроприемом, полностью нормализующим водный режим чай¬
ного растения.
Таким образом, самые общие выводы из наших наблюдений сводятся
к следующему. Прослеживается отчетливо выраженная зависимость
между осадками, влажностью почвы и урожайностью чайного куста.
Основываясь на существующих представлениях о передвижении вла¬
ги в слоях почвы, прилегающих к всасывающим корешкам, и нижних
критических величинах, установленных для чайного куста, следует счи¬
тать, что порог неустойчивого обеспечения растений чая влагой насту¬
пает в момент, когда (величина сосущей силы корня и градиент всасыва¬
ющего давления не обеспечивают требуемой скорости потока влаги к
поверхности корня. Для чая этот порог наступает в середине диапазона
доступной влаги между НВ и ВЗ, составляя величину около 80% от НВ.
101
Таблица б
Запасы влаги, соответствующие НВ, ВЗ
и середине диапазона между ними
Характеристики
В слое
0—100 см
Наименьшая влагоемкость почвы, мм
399,2
Влажность завядания, мм
256,0
ВЗ+50% максимального запаса дос¬
тупной влаги, мм
327,6
То же, в % от НВ
82,0
При более (высоких .пределах увлажнения недостаточная водообеопечен-
ность вызывается причинами, связанными с пропускной способностью
проводящих тканей растений.
Интенсивный рост побегов чая во вторую волну побегообразования
(июль) в значительной степени зависит от уровня обеспеченности расте¬
ний влагой в фазу июньской депрессии.
Литература
1. Али-Заде М. А. Значение орошения и притенения чайных плантаций в деле по¬
вышения их урожайности. Бюл. ВНИИЧиСК, 1955, № 4.
2. Бушин П. М. Режим влажности бурой горно-лесной ненасыщенной почвы и уро¬
жайность чайных плантаций. Почвоведение, 1968, № 11.
3. Воронцов В. В. Влияние засухи на рост и развитие чая. Уч. зап. Сочинск. оп.
станции. Краснодар, 1961.
4. Герасимов И. П. Почвы области распространения культуры табака Сочинского
района. Краснодар, 1934.
5. Гочолашвили М. М., Залдастанишвили Ш. Г. Биологические основы
культуры чайного куста в Грузии. Тбилиси, 1963.
6. Дараселия М. К. О поливе чайных плантаций в Западной Грузии. Бюл.
ВНИИЧиСК, 1949, № 2.
7. Захаров С. А. Вертикальная зональность почв на Кавказе. Почвоведение, 1934,
№6.
8. Зонн С. В. Горно-лесные почвы Северо-Западного Кавказа. Изд. АН СССР, 1950.
9. Коробкин С. Ф. Орошение чайных плантаций Ленкоранской зоны дождеванием.
В кн.: Развитие культуры чая в Азербайджане в сочетании с другими отраслями
сельского хозяйства. Сельхозгиз, 1957.
10. Кулиев Ф. А. Установление эффективности освежительных поливов чайных план¬
таций. Субтропические культуры, 1965, № 2.
11. Лебедев Г. В. Импульсное дождевание и водный обмен растений. «Наука», 1969.
12. М а к с и м о в Н. А. Физиологические основы засухоустойчивости растений. Изд.
Веес. ин-та прикл. бот., 1928.
13. П е т и н о в Н. С., Лебедев Г. В. Изменение микроклиматических условий чай¬
ных плантаций с целью повышения их урожайности. Соц. с.-ос. Азербайджана, 1959,
№6.
14. Прасолов Л. И. Горно-лесные почвы Кавказа. Тр. Почв, ин-та им. В. В. Доку¬
чаева, т. 25, 1947.
16. Прасолов Л. И., Антипов-Каратаев И. Н., Филиппов В. Н. Почвы
Сочинск. оп. ст., Изд. АН СССР, 1934.
16. Р о д е А. А. Основы учения о почвенной влаге, т. 1. Гидрометеоиздат, 1965.
17. Сванидзе В. Ф. Агрогидрологические условия произрастания чая в Западной
Грузии. Бюл. ВНИИЧиСК, 1958, № 3.
18. Солдатов А. С.'Красноземовидные почвы северной части влажных субтропи¬
ков. Почвоведение, 1949, № 8.
19. Судницын И. И. Влияние функциональных свойств почвенной влаги на интен¬
сивность поглощения ее древесными породами. Почвоведение, 1958, №11.
20. Филиппов Л. А., Бушин П. М. Зависимость между влажностью почвы, кон¬
центрацией клеточного сока и ростом побегов (флешей) чайного растения. Физиол.
растений, т. 16, вып. 1, 1969.
21. Филиппов Л. А. Методика оценки влияния температуры и влажности воздуха
на водный режим чайного растения. Физиол. растений, т. 15, вып. 6, 1968.
22. Хамзаев М. М. Орошение чая во влажных субтропиках Грузии. Тр. Груз.
НИИГиМ, вып. 4, 1956.
Научно-исследовательский институт Дата поступления
горного садоводства и цветоводства 24.VII.1969 г.
МСХ СССР
Р. М. BUSHIN
RELATIONSHIP BETWEEN SOIL MOISTURE, PRECIPITATION
AND TEA SHRUB YIELDS
A high mobility of the soil water regime under tea plantations and its relationship
to precipitation has been found by four year (1965—1968) observations. The growth of
lea shrubs was suppressed when soil moisture was about 80 per cent of the field
capacity.
An intensive growth of tea shrub shoots during the second period of shoot-formation
(July) considerably depends upon the level of soil moisture supply to plants during the
phase of June depression.
102
УДК 631.432.2
Н. В. ЧУРАЕВ, М. И. СВЯТЦЕВ
ЗАВИСИМОСТЬ ПОТЕНЦИАЛА ВЛАГИ ТОРФОВ
ОТ ВЛАГОСОДЕРЖАНИЯ И СТЕПЕНИ УПЛОТНЕНИЯ
Экспериментально изучены зависимости потенциала влаги для образца
низинного торфа от степени его уплотнения при постоянной влажности и
от влагосодержания при постоянных степенях уплотнения. Получено урав¬
нение, выражающее зависимость потенциала влаги от параметров, харак¬
теризующих структурные и физико-механические свойства торфа, в функции
его влагосодержания и степени уплотнения. Сделан расчет изменений по¬
тенциала влаги в ходе высушивания торфа, когда зависимость между вла-
госодержанием и степенью уплотнения торфа задана линейным уравнением
объемной усадки.
Как известно, потенциал влаги Ф деформируемых пористых сред за¬
висит не только от влагосадержаишя Wy но м от степени уплотнения
[1, ю]. Изменения потенциала влаги под действием двух этих причин
могут быть выражены следующим образом:
■,ф=(-£)/г+(-?)/т' ">
где у — содержание сухого вещества в единице объема почвы (г/см3),
характеризующее степень ее уплотнения.
В минеральных почвах влиянием второго члена, вследствие малых из¬
менений у, обычно пренебрегают. Водно-физические свойства таких си¬
стем характеризуются зависимостями Ф(И7) [5]. По аналогии с мине¬
ральными почвами для торфов также получают зависимости потенциа¬
ла влаги от влажности [3]. Однако под действием усадки илн набуха¬
ния, сопровождающих изменение влагосодержания, в действительности
они характеризуют более сложную зависимость Ф (№, у). Так как W
и у в ходе процессов усадки — набухания взаимосвязаны, т. е. у=/(Н7),
то формально можно получать зависимости Ф (W7), что и делается на
практике. Вид функции y(W) меняется при разных условиях деформиро¬
вания, что делает ее неоднозначной. Это не позволяет использовать зави¬
симости Ф(И7) для расчета и прогноза процессов переноса влаги, пос¬
кольку условия измерений Ф(Й7) «а отобранных из почвы образцах от¬
личаются от условий, реально имеющих место в толще торфа.
Для правильного понимания процессов, протекающих в легкодефор-
мируемых (например, торфяных) иочво-грунтах, необходимо раздельное
последование зависимостей Ф(у) при W=const и Ф(Й7) при у=const.
Зависимости Ф(у) можно получить, уплотняя под нагрузкой образцы
почвы с определенной (постоянной) влажностью, как это было сделано,
например, в работе fill для нескольких минеральных почв. Для изуче¬
ния зависимостей Ф(И7) была разработана следующая методика.
Образец исследуемого ,торфа 6 (рис. 1) диаметром 12 см и высотой
4—6 см помещали между двумя дырчатыми плексигласовыми дисками
7 в корпусе компрессионного прибора /. Верхний диск с установленной
над ним крышкой 3 поджимали к верхней плоскости образца. Деформа¬
ции образца отсчитывали по показаниям индикатора 4 часового типа,
измерительная штанга которого приведена в контакт с крышкой. Посто¬
янство степени уплотнения образца при обезвоживании и увлажнении
обеспечивалось сцеплением торфа с .поверхностями корпуса и дисков.
Обезвоживание торфа проводили путем медленного отсасывания
влаги через два керамических датчика 5, помещенных в средней части
образца. Для этого в шаровой полости мерной бюретки 8, в которую со¬
103
бирали отсосанную влагу, создавали небольшое разрежение при помощи
ручного вакуум-насоса 9. Отсасывание влаги вели ирониями по 5—
10 мл. После отсасывания каждой порции образец выдерживали в тече¬
ние 7—10 сут. для равномерного распределения влаги в его объеме.
После этого измеряли равно¬
весное значение потенциала
влаги по показаниям третьего
керамического датчика 2, со¬
единенного с дифференциаль¬
ным ртутным манометром *.
Равновесие считалось достиг¬
нутым, если потенциал влаги в
течение 3—4 сут. практически
не изменялся. Ступенчатое
обезвоживание продолжалось
до тех пор, пока не начиналось
деформирование образца, что
можно было установить по по¬
казаниям , индикатора. Влаж¬
ность торфа рассчитывали по
количеству удаленной влаги, исходя из начальных ее значений, опреде¬
лявшихся методом термостатной сушки. Содержание сухого вещества в
единице объема определяли из уравнения у=Р/(1 + W) V, где Р — вес
торфа, W — его влажность (г/г сухого вещества) и V — объем об¬
разца.
В следующем цикле уплотняли образец, нагружая крышку прибора,
и фиксировали новое, большее значение у=const. После установления
равновесного состояния системы при новом значении у, наступавшем че¬
рез 2—3 сут., проводили такое же, как и в первом цикле, последователь-
Рис. 1. Схема экспериментальной установки
Рис. 2. Зависимости потенциала влаги Ф от влагосодержания W при постоянных
значениях содержания сухого вещества в единице объема
А — осоково-тростгоитковый торф, 30—35%; /—ув0,15Г г/сж3. 2 — Ye0,141 г/сл3; Б — осоко¬
вый торф, Я-30%. / —Y“0;143 г/см\ 2^ y=0,I3 г/см*. 3 — Y-0.112 г/сл3
ное обезвоживание образца. В ряде случаев после обезвоживания про¬
водили обратный процесс последовательного увлажнения, используя ту
же воду, которая была извлечена из образца ранее. Последняя мера
предосторожности была не лишней, так как замена природной дисперси¬
онной среды торфа, например, диотилированной водой ведет к заметным
структурным изменениям в связи со сдвигом динамического дисперсион¬
ного равновесия [9]. Воду вводили в образец (в разные точки по радиу¬
* Все датчики располагались в одной горизонтальной плоскости в середине об¬
разца. На рис. 1 они условно показаны размещенными по вертикали. Использовались
датчики потенциала влаги конструкции С. С. Корчунова [3].
104
су и высоте) медицинским шприцем через отверстия в дисках. Измерения
потенциала влаги увлажненного образца проводили через 8—12 сут. пос¬
ле равномерного распределения влаги, что также фиксировали по ста¬
билизации значений потенциала влаги. Полученные в процессах обезво¬
живания и увлажнения экспериментальные точки при у=const хорошо
ложились на один и тот же гра¬
фик, не обнаруживая гистере- '
зисных явлений.
Полученные эксперимен¬
тально графики зависимости
Ф(№) при у=const для двух -то
образцов различного торфа не¬
нарушенной структуры показа¬
ны на рис. 2. Значения потен¬
циала влаги Ф здесь и далее -go
выражены в см водного столба.
Как видно из рис. 2, значения
Ф в исследованном диапазоне
влагосодержаний связаны с W _gg
линейной зависимостью. Этот
результат не тривиален, так как
до сих пор принято было счи¬
тать зависимость Ф(йР) для
Рис. 3. Зависимость потенциала вла1 и
Ф от степени уплотнения торфа, ха¬
рактеризующейся значениями (у0—у). ~^0
при №=const. Осоково-тростниковый
торф, R=30—35%
Значения 47, г/г- /—7,06—7,2: 2—6.7—6.88:
3—6,45; 4—6,2; 5-5,25-5,33. 5—5,06; 7—4,7,
«—4.52
0 0,01 0,02 г/смл
торфов экспоненциальной [3]. Однако, как уже указывалось выше, из¬
мерения вели при этом в условиях, когда не соблюдалось постоянство
степени уплотнения образца.
Полученные экспериментально зависимости Ф(№) при y=const мож¬
но аппроксимировать уравнением следующего вида:
_ф 1=а(1Гв-П (2)
где параметры а= (дФ/dW) и Wo (влажность, отвечающая Ф = 0) зави¬
сят от степени уплотнения торфа у.
Для получения зависимостей Ф(у) ПРИ W^=const использовали ту же
установку. Образцы доводили до различной влажности путем медленно¬
го подсушивания с последующим длительным выдерживанием в приборе
до равновесного состояния. В отлнчие от опытов при у=const в образец
помещали лишь один керамический датчик, служивший для измерения
потенциала влаги. Значения у при W=const изменялись ступенчато пу¬
тем уплотнения образца торфа в приборе внешней нагрузкой. После
стабилизации осадки торфа и значений Ф (для чего требуется от 1 до
5 сут., в зависимости от W) проводили измерения потенциала влаги, от¬
вечавшего определенному значению у. Последние рассчитывали по пока¬
заниям индикатора, отмечавшего величину деформации образца.
Результаты экспериментов показаны на рис. 3. Здесь по оси абсцисс
отложены значения у0—у (уо — значения степени уплотнения, отвечаю¬
щие Ф=0), а по оси ординат—'значения Ф. При таком выборе коорди¬
105
нат экспериментальные данные описьиваются единой для всех исследо¬
ванных значений влажности торфа (от W= 7,2 до W—4,5) зависимостью
типа:
— Ф2 = 6 (Ко — Tf)". (3)
где Ъ и п — не зависящие от влажности торфа параметры. Сплошная ли¬
ния на рис. 3 построена для значений 6=105 и п= 1,92, лучше всего удов¬
летворяющих экспериментальным данным. Для точного определения
этих параметров использовали график, построенный в координатах
1пФ — In (уо—y) •
Рис. 4 Рис. 5
Рис. 4. Экспериментальная зависимость 1/vo от U70 для осоково-тростнико¬
вого торфа, R=30—35%
/ — из графиков Ф(Т) при ДГ—const; 2 — из графиков Ф(Ю при =“const
Рис. 5. Рассчитанные по уравнению (7) изменения потенциала влаги Ф
(кривая 1) и его составляющих Ф\ и Фг (кривые 2 и 3) в ходе сушки
торфа. Кривая 4 характеризует зависимость у(^) по уравнению объемной
усадки торфа
Связь между yo и Wq — значениями степени уплотнения и влажности
образца в двухфазном состоянии (при Ф=0) —выражается уравнением:
То Р Рс ’
(4)
полученным в предположении аддитивности объемов жидкой и твердой
фаз почвы. Здесь р и рс — значения плотностей жидкой и твердой фаз
торфа соответственно. На рис. 4 построена, по экспериментальным дан¬
ным, зависимость 1/yo от Wo, удовлетворяющая уравнению (4). Экстра¬
поляцией значений 1/yo на Wo=0 найдено рс~ 1,5 г/смэ, что хорошо со¬
гласуется с известными данными [4]. Значения yo и Wo были рассчитаны
как из графиков Ф(у) при W=const (рис. 4, точки /), так и из графиков
Ф(№) при Y=const (точки 2), причем получены близкие результаты.
Потенциал влаги торфа Ф определяется суммой его составляющих
Ф1 и Фг. Однако при этом значения а и Wo в уравнении (2) являются
функцией значений y для торфа в момент нахождения составляющей
потенциала Ф|. Точно так же значения yo ® уравнении (3) являются
функцией влажности W, которой обладает торф при определении состав¬
ляющей потенциала Фг. Связь между этими значениями W0 и у. а также
Yo и W дается уравнением (4). Проведя соответствующие подстановки,
получим:
— Ф = — Фх — Ф2 = о
Рс
Рс
(рс/р)Г + 1
(5)
106
В этом уравнении значения а и п зависят от вида торфа, отражая осо¬
бенности его состава, структуры и физико-механические свойства. Зна¬
чения Ь и рс, в первом приближении, можно считать одинаковыми для
большинства торфов. Так, слабая зависимость параметра Ь=Фо (по тер¬
минологии С. С. Корчунова) от вида торфа и степени его разложения R
экспериментально показана в работе [3]. Значения рс меняются, как
известно [4], в относительно нешироких пределах.
Если все эти параметры известны, уравнение (5) дает возможность
расчета потенциалов влаги для различных комбинаций значений W и у.
Однако в ходе реально протекающих процессов значения W и у в урав¬
нении (5) могут быть взаимосвязаны. Характер этой связи и ее аналити¬
ческое выражение зависят от начальных и граничных условий, в которых
находится образец торфа. В качестве одного из возможных примеров
воспользуемся зависимостью у(Ю для процесса высушивания торфа в
атмосфере влажного воздуха:
Это выражение получено из известного уравнения объемной усадки
торфов [2]. Здесь: у с—содержание сухого вещества в единице объема
торфа при №=0 и р — коэффициент объемной усадки. Заменив в урав¬
нении (5) у его значением из формулы (6), получим зависимость потен¬
циала влаги от влажности высушиваемого торфа (она справедлива при
выполнении условия (6), характеризующего линейную зависимость
объемной усадки от влажности торфа):
На рис. 5 показаны результаты расчетов по этому уравнению изме¬
нений потенциала влаги Ф (кривая /) и его отдельных составляющих
(кривая 2) и Ф2 (кривая <?) в ходе сушки осокового торфа, /?=30%. Зна¬
чения функции а(у) найдены из результатов опытов на рис. 2, б. В рас¬
четах использованы значения р=1 г/см3, рс=1,5 г/слР, ус=0,45 г/см3 и
Р=0,38. Последние две величины взяты из работы [10], в которой были
выполнены наблюдения за сушкой осокового торфа. Значения 6= 105 и
я=1,92 получены в результате обработки данных для близкого по свой¬
ствам торфа на рис. 3. Штриховой линией 4 на рис. 5 показано измене¬
ние значений у в соответствии с уравнением (б).
Как видно из рис. 5, рассчитанные значения потенциала влаги Ф рас¬
тут по абсолютной величине в ходе сушки вначале медленно, а затем по
все более возрастающей кривой. Такого же вида зависимости были по¬
лучены и при непосредственном измерении значений Ф в ходе сушки
торфа [8]. Таким образом, уравнение (7) правильно отображает ход
изменений потенциала влаги при высушивании торфа. Основной вклад в
величину Ф дает составляющая Ф[ (кривая 2, рис. 5), что связано с от¬
носительно небольшой усадкой торфа ненарушенной структуры при суш¬
ке. Для торфов, испытывающих большую деформацию при высушивании,
вклад составляющей Фг будет значительно более весомым.
Естественно, что приведенные на рис. 5 результаты расчетов имеют
чисто иллюстративный характер, претендуя лишь на качественное согла¬
сие с экспериментом. Это связано, во-первых, с отсутствием надежных
данных о значениях параметров а, b и п, а также с недостаточной изучен¬
ностью зависимостей Ф] и Ф2 в широкой области значений W и у. Во-вто¬
Т = Тс/(1+|№).
(6)
(Pc/rtw' + i
Рс
Н
(7)
107
рых, выражение (7) определяет равновесные значения потенциала влаги
и применимо к образцам, в которых отсутствуют градиенты влажности.
Последнее условие ограничивает применение уравнения лишь для мед¬
ленно идущих процессов или образцов малых размеров.
При быстром обезвоживании или увлажнении относительно плохо
деформируемых торфов структурные изменения могут отставать от из¬
менений влажности. В этих условиях вначале произойдет изменение по¬
тенциала влаги только за счет Фь Изменившееся капиллярное давление
приведет к деформации образца, в ходе которой произойдет изменениеФ
за счет другой составляющей — Фг. При быстрой деформации плохо про¬
водящих влагу образцов потенциал изменится вначале за счет Фг, а за¬
тем, по мере перераспределения влаги, реализуется его изменение за
счет Ф|. В общем случае время Т| установления равновесного значения
Ф| определяется влагопроводностью и размерами образца, а время т2
установления равновесного значения Фг — скоростью релаксации напря¬
жений, действующих в системе. Установившееся равновесное значение Ф,
отвечающее новой ситуации, будет по-прежнему алгебраически склады¬
ваться из изменений Ф) и Фг.
Это приводит к выводу, что необходимо различать мнимый гистерезис
зависимостей Ф(И7), связанный с неравновесным состоянием почвенной
системы, от истинного, вызванного либо изменением состояния влаги при
обращении направления ее движения, либо с необратимыми изменения¬
ми структуры при обезвоживании или деформировании.
В качестве еще одного примера использования уравнения (5) рас¬
смотрим деформацию колонны торфа высотой Я под действием собст¬
венного веса. Предположим, что перед .началом деформирования мо¬
нолит имел одинаковую во всех его точках влажность и степень
уплотнения у*, которым отвечало некоторое начальное значение потен¬
циала Ф*.
Уплотнение под действием давления вышележащих слоев вызовет
изменёния у, тем большие, чем ближе к основанию расположен рассмат¬
риваемый слой. Это приведет в свою очередь к уменьшению абсолютных
значений Ф и возникновению потоков влаги, направленных в верхние
слои образца. Равновесному состоянию системы в поле силы тяжести
будет отвечать условие
ф = х + Фя,
(8)
где координата х отсчитывается по вертикали вверх от основания образ¬
ца. Фн — характеризует равновесное значение потенциала влаги в осно¬
вании образца, где х=0.
Для определения зависимости у от величины действующего в дан¬
ном слое давления р используем известное уравнение прессования тор¬
фа [2]:
- = —+ —1п-^-, (9)
Т То Рс Р
где у0 и ро — значения степени уплотнения и давления, отвечающие двух¬
фазному состоянию системы; с — коэффициент уплотнения. Возмож¬
ность применения этого уравнения следует из того, что в проведенных
экспериментах выполнялись условия у<уо и р<€.ро-
Давление р представим в виде суммы начального давления р„ которому
отвечает начальная степень уплотнения торфа у., и избыточного давления,
обусловленного весом вышележащих слоев ри = у.(1 + W,)(H — дс). Значе¬
ние р, найдем из уравнения (9), приняв в нем у = у, и р = р.. После
108
подстановки этого значения р = рф 4 ри в уравнение (9) получим:
где
1
— + -
— In А,
(10)
т
То
Рс
U(i+W*)(H^x)
Ро
+ exp
(И)
При выводе этих уравнений мы пренебрегли небольшими изменениями Я
в результате осадки торфа.
В состоянии равновесия, т. е. после завершения осадки и вызванного
ею перераспределения влаги, изменение потенциалов влаги по высоте
Рис. 6. Рассчитанное по уравнениям
(8)—(12) распределение равновесных
значений потенциала влаги Ф, влаго-
содержания W и степени уплотнения
Y по высоте х> монолита низинного
торфа, деформированного под дей¬
ствием собственого веса
Начальные значения Ф =—270 см: W =
=5.7 г/г; Y -0,137 г/см3 и //=85 см
колонны определяется уравнением (8). Используя компрессионное урав¬
нение (10), найдем равновесное распределение влагосодержания по вы¬
соте первоначально однородного по влажности монолита. Для этого
заменим в уравнении (5) у его значением из уравнения (10). Так как уо
зависит от влажности деформируемого слоя торфа, следует ввести в
уравнения (10). и (11) значения уо. выраженные через W в соответствии
с уравнением (4).
После преобразований получим:
1_
А
— (дс + Фя) = а —с\пА +
Рс
+ь
[ (Рс
rc/P) W' + 1 (Г/Р) + (1/PC) + (С/Рс) I
Т.(1+^.) (И-х)
Ро
ы-т-т-f)}
1"
(12)
’
т)]-
(13)
Это уравнение было использовано для расчетов равновесного распре¬
деления влаги W(x) по высоте монолита осоково-тростникового торфа,
R=30, для которого были получены ранее зависимости ФЦП?) и Фг(у).
В расчетах принято: а=250 см (среднее значение), 6=105, «=1,92,
Я=85 см, №,=5,7 г/г, у* =0,137 г/см3, р=1 г/см3, р<;=1,5 г/см3. Для на¬
хождения значений с и ро обработаны результаты опытов по уплотнению
этого торфа под нагрузкой. При этом было принято, что значения с и ро
не зависят от влажности торфа. Это допущение, в первом приближении,
возможно, так как изменения влажности были относительно невелики.
Значения параметров компрессионного уравнения были получены рав¬
ными: с= 1 и ро=1140 г/см2.
Однако в уравнении (12) остается еще одна неизвестная величина
Фя—потенциал влаги в основании монолита. Для ее определения ис¬
пользовано условие сохранения общего количества влаги в монолите
торфа
я
j Wdx = W.H. (14)
109
Вначале по уравнению (12) рассчитывали значения Фн в функции W
для значений х/Н от 0 до 1 с шагом 0,2. Затем строили для различных
фн графические зависимости W(x/H), из которых отбирали одну, удов¬
летворяющую условию (14). Найденное этим методом значение Ф. со¬
ставило 200 см.
На рис. 6 показано полученное в результате расчетов распределение
по высоте колонны х/Н значений потенциала Ф, влажности W и содер¬
жания сухого вещества в единице объема торфа у. Штриховыми линия¬
ми изображены соответствующие начальные значения Ф., W, и у. Ве¬
личина Ф. была рассчитана по уравнению (5) для принятых начальных
значений и у»- Как видно из рис. 6, результаты расчетов находятся в
хорошем качественном согласии с экспериментальными данными [6, 7].
Следует отметить, что равновесные значения потенциала влаги в высо¬
ких монолитах низинного и верхового торфов устанавливались долго.
Если уплотнение торфов заканчивалось через 1—1,5 мес., то для равно¬
весного распределения влаги требовалось значительно большее время.
Соответственно не было равновесным после завершения осадки и рас¬
пределение потенциалов, что можно было легко проконтролировать,
непосредственно измеряя значения Ф в различных слоях монолита.
Рассмотренные примеры показывают, что расчеты многих процессов,
протекающих в торфах, невозможны без учета зависимости потенциала
влаги не только от влажности, но и от степени уплотнения. Это вызывает
необходимость дальнейшего экспериментального исследования зависи¬
мостей у) для различных почво-грунтов и других легкодеформи-
руемых пористых сред.
Выводы
1. Экспериментально изучены зависимости потенциала влаги для од¬
ного из образцов низинного торфа от степени его уплотнения при по¬
стоянной влажности и от влагосодержания при постоянных степенях
уплотнения.
2. Получено уравнение, выражающее зависимость потенциала влагн
от параметров, характеризующих структурные и физико-механические
свойства торфа, в функции его влагосодержания и степени уплотнения.
3. Сделан расчет изменений потенциала влаги в ходе высушивания
торфа, когда зависимость между влагосодержанием и степенью уплот¬
нения торфа задана линейным уравнением объемной усадки. Рассчитана
распределение значений потенциала влаги, влагосодержания и степени
уплотнения по высоте монолита торфа, деформированного под дейст¬
вием собственного веса. В обоих случаях получено хорошее качественное
согласие с экспериментальными данными.
4. Результаты работы намечают пути расчета изменений потенциала
влаги в деформируемых почвенных системах. Для возможности количе¬
ственного применения полученных зависимостей необходимо проведение
дальнейших исследований на образцах различного торфа и торфяных
почв в широком диапазоне влагосодержаний и степеней уплотнения.
Литература
1. Бэбкок К. Л. Термодинамика воды в почве. В сб.: Термодинамика почвенной
влаги. Гидрометеоиздат, 1966.
2. Корчу но в С. С. Исследование физико-механических свойств торфа. Госэнерго-
издат, 1953.
3. КорчуновС. С., .Могилевский И. И, Абакумов О. Н., Дульки-
н а С. М. Изучение водного режима осушенных торфяных залежей. Госэнергоиз-
дат, 1960.
4. КулаковН. Н. Введение в физику торфа. Г осэнергоиэдат, 1947.
5. Р о д е А. А. Основы учения о почвенной влаге. Гидрометеоиздат, 1965.
6. Святцев М. И., Ч у р а е в Н. В. Исследование поднятия воды в свободнодефор¬
110
мирующихся монолитах торфа. В сб.: Комплексное использование торфа, вып. 2.
«Энергия», 1968.
7. С в я т ц е в М. И. Исследование процессов вертикального массообмена в верхних
слоях торфяной залежи. Автореферат, Минск, 1968.
8. Федотов А. И., Ч у р а е в Н. В., Ш а б а н Н. С. Исследование структурообра¬
зовательных процессов при сушке вязко-пластичного торфа. В сб.: Проблемы фи¬
зико-химической механики волокнистых и пористых дисперсных структур и мате¬
риалов. «Зинатне», Рига, 1967.
9. Ч у р а е в Н. В. Влияние структурообразовательных процессов на фильтрацию во¬
ды в дисперсных системах. Коллоидн. ж., 1963, № 6.
10. Ч у р а е в Н. В. Изучение механизма переноса влаги при сушке коллоидных капил¬
лярно-пористых тел. Инж.-физ. ж., 1963, № 2.
11. Box J. Е., Taylor S. A. Influence of soil bulk density on matric potential. Soil
Sci. Soc. Amer. Proc., v. 26, № 1, 1962.
12. Taylor S. A., Box J. E. Influence of confining pressure and bulk density on soil
water matric potential. Soil Sci., v. 91, № 1, 1961.
Институт физической химии Дата поступления
АН СССР 14.IV.1969 г.
Белорусский НИИ мелиорации
и водного хозяйства
N. V. CHURAEV, М. I. SVYATZEV
DEPENDENCE OF PEAT MOISTURE POTENTIAL ON THE DEGREE
OF COMPACTION
An experimental study has been carried out of the lowland peat moisture potential
dependences on the degree of peat compaction at constant moisture, and on the moisture
content at constant compaction. An equation has been* derived showing the dependence
of moisture potential on parameters characterizing structural and physico-mechanica1
properties of peat in the function of its moisture content and the degree of compaction.
A calculation of moisture potential changes in the process of peat drying has been made
when the dependence between moisture content and the degree of peat compaction was
given by the linear equation of volume shrinkage.
УДК 631.43
П. Г. КУЛЕБАКИН, Ю. А. ТАГИН
ИССЛЕДОВАНИЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИХ СВОЙСТВ
СОЛОНЦОВ БАРАБЫ
Изложены результаты исследований физико-механических свойств сред¬
нестолбчатых солонцов Барабы. Выведены уравнения зависимостей твердо¬
сти, плотности, коэффициента трения почвы о сталь от влажности почвы.
В Барабинской низменности естественные кормовые угодья приуро¬
чены в основном к местам, где развиты средние и мелкие солонцы.
На этих участках получают по 2—5 ц/га сена низкого кормового достоин¬
ства, что ни в коей мере не удовлетворяет потребности животноводства.
В гор. Bi и В2 распространенных в Барабе солонцов содержится зна¬
чительное [2] количество поглощенного натрия (до 40% от емкости по¬
глощения). Они имеют маломощные карбонатные и гипсоносные гори¬
зонты. По механическому составу солонцы относятся к среднесуглини¬
стым, тяжелосуглинистым и легкоглинистым, с большим содержанием
илистой фракции (до 30—55%). Профиль солонцов резко дифференци¬
рован по механическому составу. Солонцы обладают очень плохими
физическими свойствами, имеют низкую водопроницаемость, плохо на¬
капливают атмосферную влагу и еще хуже ее сохраняют. Солонцам
Барабы свойственна низкая общая скважность.
111
Наряду с отрицательными физическими и химическими свойствами
солонцы Барабы имеют положительные качества. Это — наличие надсо-
лонцового гумусового горизонта и значительное содержание гумуса в
солонцовом горизонте.
Продуктивность солонцовых лугов и пастбищ Барабы можно резко
повысить, используя природные положительные качества и улучшая фи¬
зические и химические свойства солонцов. Одним из способов улучшения
физических свойств солонцов является механическая обработка.
Физико-механические свойства солонцов Барабы изучены слабо.
Имеющиеся данные для отдельных физико-механических свойств солон¬
цов получены в разное время на разных солонцах по различным мето¬
дикам.
В 1966—1968 гг. Лабораторией почвообработки Сибирского филиала
ВИМ проведено изучение физико-механических свойств солонцов Бара¬
бы. Исследования проводили на территории Блюдчанского совхоза Ча-
новского р-на Новосибирской обл. на целинном среднестолбчатом со¬
лонце.
Изучали плотность, твердость и коэффициент трения почвы о сталь
над солонцового, солонцового и подсолонцового горизонтов в функцио¬
нальной зависимости от их влажности.
Все опыты по определению физико-механических свойств почвы про¬
водили при ее естественном сложении и влажности. Интервал влажности
находился в пределах 5—30% от абсолютно сухой почвы.
Для определения плотности почвы и коэффициента трения почвы о
сталь вскрывали генетические горизонты. Плотность почвы определяли
буровым комплектом АМ-7, коэффициент трения почвы о сталь — при¬
бором трения конструкции Г. Н. Синеокова в 3—5-кратной повторности
при различной влажности почвы. Твердость почвы определяли в 5-крат¬
ной повторности твердомером ВИСХОМ с коническим плунжером с
углом конуса 22°30' и площадью поперечного сечения 1 см2.
При обработке экспериментальных данных проведены корреляцион¬
ный и регрессионный анализы.
Коэффициент корреляции отражает прямолинейную зависимость,
прямую или обратную. При коэффициенте корреляции >0,5 (по абсо¬
лютной величине) корреляционная зависимость достаточно велика, т. е.
существует связь явлений.
Для оценки надежности полученных значений коэффициента корре¬
ляции вычисляется ошибка этого коэффициента. Коэффициент корреля¬
ции считается достоверным, если отношение его величины к ошибке
>3—4°. Однако с помощью коэффициента корреляции невозможно оце¬
нить криволинейную зависимость. Криволинейные корреляционные свя¬
зи количественно оцениваются корреляционным отношением. Корреля¬
ционное отношение считается достоверным, если отношение его величины
к ошибке >3—4.
При недостаточно четких различиях, т. е. при близких значениях ко¬
эффициента корреляции и корреляционного отношения, необходимо
пользоваться критерием криволинейности как порогом, разграничиваю¬
щим прямолинейную и криволинейную зависимости.
Критерий криволинейности (^к) определяется по формуле:
где к—мера криволинейности, тк — ошибка меры криволинейности,
к = тI2 —г2,
112
где г) — корреляционное отношение, г — коэффициент корреляции.
тк
Уп
где а к — среднеквадратичное отклонение меры криволинейности, п —
число опытов. Если критерий криволинейности <2, то связь прямолиней¬
ная, если >2, то криволинейная.
Таблица 1
Физико-механические свойства сред не столбчатого солонца в зависимости
от влажности*
Физико-механи¬
ческие свойства
почвы
Гори¬
зонт
Абсолютная влажность почвы. %
5-10
10-15
15—20
20—25
25-30
Плотность .
А
1,11
1,11
'
1,03
0,96
Вх
1,57
1,47
1,27
1,25
1,09
в2
1,62
1,54
1,37
1,30
1,33
Твердость
А
60,80
58,50
—
40,70
33,50
Вх
70,00
63,60
57,00
56,40
51,50
В8
96,00
83,60
70,30
66,00
53,30
Коэффициент
А
0,60
0,42
—
0,62
0,90
трения
Вх
0,76
0,74
0,67
0,61
0,88
в*
0,66
0,66
0,64
0,79
0,90
* Экспериментальные данные сгруппированы по классам.
Таблица 2
Корреляционный анализ связи между физико-механическими свойствами
и влажностью почвы
Физико-механи¬
ческие свойства
почвы
Гори¬
зонт
Коэффициент корреляции
Корреляционное отношение
Критерий
криволи¬
нейности
величина
ошибка
достовер¬
ность
величина
ошиб¬
ка
достовер¬
ность
Плотность
А
-0,62
0,184
-3,4
0,78
0,146
5,4
1,1
Вх
-0,72
0,163
-4,4
0,80
0,141
5,7
1,1
Вх
-0,65
0,179
-3,7
0,70
0,167
4,2
0,6
Твердость
А
-0,63
0,182
-3,5
0,71
0,166
4,3
0,7
Вх
—0,58
0,193
-3,0
0,68
1,172
4,0
0,8
в2
-0,76
0,152
—5,0
0,80
0,14
5,7
0,5
Коэффициент
А
0,13
0,233
—0,6
0,91
0.097
9,4
7,7
трения
Вх
-0,07
0,234
-0,3
0,98
0,047
20,8
14,2
в*
-0,31
0,224
-1,4
0,91
0,097
9,4
3,9
Экспериментальные данные, приведенные в табл. 1, свидетельствуют
о том, что плотность и твердость всех генетических горизонтов умень¬
шаются с увеличением влажности. Это подтверждает и математическая
обработка данных (табл. 2). Знак минус коэффициента корреляции
указывает на обратную зависимость между плотностью и влажностью и
между твердостью и влажностью почвы.* Критерий криволинейности по¬
казывает, что зависимость между плотностью и влажностью, а также
твердостью и влажностью прямолинейна.
Между влажностью и коэффициентом трения йочвы о сталь сущест¬
вует криволинейная связь, на что указывают довольно большая величина
корреляционного отношения и критерий криволинейности (значитель¬
но >2).
Для математического выражения зависимости между физико-меха¬
ническими свойствами почвы и влажностью использовали регрессионный
анализ.
8 Почвоведение. № 5
ИЗ
Уравнения зависимостей плотности от влажности, а также твердости
от влажности генетических гор. А, В| и В2 должны удовлетворять сле¬
дующим требованиям.
1. В уравнение должен входить свободный член, так как при нулевой
влажности почвы ее плотность (объемный вес) и твердость не равны
нулю.
2. Коэффициент при аргументе х (в пределах от 5 до 30% абсолютной
влажности почвы) должен быть таким, чтобы отразить обратную зави¬
симость изучаемых явлений, полученную в результате проведения кор¬
реляционного анализа. Коэффициент при х должен обеспечить умерен¬
ное уменьшение функции у при увеличении значений х.
В соответствии с этим уравнение должно иметь вид:
у = а — Ьх.
Для нахождения коэффициентов а и Ь решается система двух уравне¬
ний:
па |- Ь 2 х — 2</,
а 2 л: + &2дс* = Бдсу.
Зависимость плотности почвы от влажности генетических горизонтов
среднестолбчатого солонца выражается следующими уравнениями:
гор. А у — 1,17 — 0,007дс,
В хУ = 1,83 — 0,029х’,
В 2«/= 1,77 — 0,020л:.
Из рисунка (А) видно, что первоначальная плотность (при 5% абсолют¬
ной влажности почвы) наибольшая в гор. В|, а наименьшая — в гор. А.
При абсолютной влажности почвы 30% наибольшая плотность в гор. В2,
а наименьшая — в гор. А. Характер наклона прямых показывает, что
больше подвержен набуханию гор. В| и меньше — гор. А.
Зависимость твердости почвы от влажности для генетических гори¬
зонтов выражается следующими уравнениями:
гор. А у = 71,87 — 1,35дс,
В, у =81,00 — 1,13л:,
В гу= 114,14 — 2,37дс.
На рисунке (Б) показано, что твердость почвы увеличивается от
гор. А к гор. В2 в диапазоне абсолютной влажности почвы 5—30%. При
увеличении влажности почвы твердость гор. В2 уменьшается более рез¬
ко, чем твердость гор. А и Вь
Уравнение зависимости коэффициента трения почвы о сталь от влаж¬
ности почвы должно удовлетворять следующим требованиям:
1. В уравнение должен входить свободный член, так как при нулевой
влажности почвы величина коэффициента трения не равна нулю.
2. В уравнение должен входить член, обеспечивающий первоначаль¬
ное плавное уменьшение величины коэффициента трения.
3. Третий член уравнения должен обеспечить дальнейшее увеличение
значения коэффициента трения почвы о сталь с увеличением влажности
почвы до 30%.
Для математического выражения зависимости коэффициента трения
почвы о сталь от влажности почвы наиболее приемлемо уравнение пара¬
болы второго порядка вида:
у - а — Ьх сх*.
Для нахождения коэффициентов а, Ь и с решается система трех урав¬
нений, подобных ранее приведенным. Зависимость коэффициента трения
114
•о
Г
I
5
I
I
I'
I
25
t,0
%
%0,6
%
It
А
1
Ч>
я.
А
CL.
.о
*4.
-О
4
с
В
“Г
1
4
□
А
с
^7
5?
,
почвы о сталь от влажности генетических горизонтов выражается сле¬
дующими уравнениями:
гор. А у = 0,734 — 0,038* + 0,0015л:2,
В, у = 0,878 — 0,035л: + 0,0012л2,
В8 у = 1,206 — 0,077л: + 0,0026л:2.
Как показано на рисунке (В), минимальное значение коэффициента
трения почвы о сталь для всех генетических горизонтов среднестолбча¬
того солонца соответствует абсолютной влажности почвы 12,7—14,6%.
Во всем исследуемом диапазоне
влажности (5—30%) коэффици¬
ент трения увеличивается от гор.
А к гор. 32. Большая величина
коэффициента трения при влаж¬
ности почвы 5% объясняется аб¬
разивным износом колеса трения
прибора Г. Н. Синеокова. На обо¬
де колеса образовались хорошо
заметные риски — результат дей¬
ствия крупных песчинок. С увели¬
чением влажности явление абра¬
зивного износа колеса трения при¬
бора заметно уменьшается, так
как крупные песчинки уже не на¬
ходят необходимой опоры: они
или поворачиваются к ободу ко¬
леса более гладкой гранью, или
вдавливаются в почву. При влаж¬
ности почвы 12,7—14,6% явление
абразивного износа колеса трения
прибора значительно уменьшает¬
ся, и в то же время эта влаж¬
ность почвы не позволяет мелким
частицам прилипнуть к ободу ко¬
леса, т. е. связь между частицами
почвы больше, чем связь их с обо¬
дом колеса. С дальнейшим увели¬
чением влажности (свыше 12,7—
14,6%) происходит прилипание к ободу колеса отдельных частиц почвы.
При увеличении влажности почвы свыше 20% наблюдается уже видимое
прилипание частиц почвы к ободу колеса, а при влажностях, близких к
30% и более, наблюдается сплошное залипание колеса. При этом 'Проис¬
ходит замена трения почвы о сталь на трение почвы о почву.
Подобный характер изменения величины коэффициента трения почвы
о сталь отмечали Гологурский и Пигулевский в 1916 г. [3]. Впоследствии
в некоторых опытах Щучкина [5] и Бахтина [1] получены аналогичные
результаты.
Все математические выражения зависимостей физико-механических
свойств почвы от влажности подучены на цифровой электронно-вычисли¬
тельной машине «Проминь М». Ошибки найденных математических вы¬
ражений по отношению к экспериментальным данным составляют не
более 5%.
На основании проведенных исследований можно сделать вывод, что с
увеличением влажности генетических горизонтов среднестолбчатого со¬
лонца их плотность (объемный вес) и твердость уменьшаются по закону
прямой, а коэффициент трения почвы о сталь изменяется по уравнению
параболы второй степени.
0.2
4
Чо
В
7"
i
/
4
>
%1
г—
зя
А
4L
о
Динамика физико-механических свойств со¬
лонцов в зависимости от их влажности
8*
115
Литература
1. Бахтин П. У. Динамика физико-механических свойств почвы в связи с вопросами
их обработки в травопольных севооборотах. Фонды Почв, ин-та им. В. В. Докучае¬
ва, 1950.
2. Вопросы освоения солонцов Кулунды и Барабы. Новосибирск, 1962
3. Гологурский Т. М. Технологические процессы в почве при ее обработке. Пере¬
вод под ред. М X Пигулевского. Петроград, 1916.
4. ПлохинскийН А. Биометрия. Изд СО АН СССР, Новосибирск, 1961.
5. Щучкин Н. В Физико-механические свойства почвы и сила тяги плугов. В кн.:
Почвообрабатывающие машины. Сб. н.-и. работ ВИСХОМ, 1940, вып. 3.
Сибирский филиал ВНИИ Дата поступления
механизации сельского 22.1 V. 1968 г.
хозяйства
Р. G. KULEBAK1N, Yu. A. TAGIN
PHYSICO-MECHANICAL PROPERTIES OF BARABA SOLONETZES
Equations have benn derived of soil hardness and density, and soil/steel friction coef¬
ficient dependences on soil moisture.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1970
№ 5
КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ И МЕТОДИЧЕСКИЕ РАБОТЫ
УДК 631.432
А. П. ШТАРЕВА
ПРОВЕРКА МЕТОДА НЕГОВЕЛОВА ПО ОПРЕДЕЛЕНИЮ
продуктивной влаги в почве на станциях
СЕВЕРО-КАВКАЗСКОГО УПРАВЛЕНИЯ ГИДРОМЕТЕОСЛУЖБЫ
Приведены результаты испытания метода Неговелова для прямого
определения запасов продуктивной влаги (в мм) в полевых условиях.
Испытания проводились на разных типах почв.
В 1965, 1966 гг. Северо-Кавказским управлением гидрометеослужбы
были проведены определения продуктивной влаги в почве методом Него¬
велова на следующих метеостанциях: 1. Чертково, Ростовская обл., юж¬
ный чернозем тяжелосуглинистый; 2. Матвеев Курган, Ростовская обл.,
южный типичный малогумусный чернозем; 3. Зерноград, Ростовская
обл., западнопредкавказский чернозем, карбонатный среднеглинистый;
4. Камышеватская, Краснодарский край, западнопредкавказский черно¬
зем карбонатный среднеглинистый; 5. Целина, Ростовская обл., западно¬
предкавказский чернозем, мощный карбонатный легкоглинистый; 6. Ги¬
гант, Ростовская обл., западнопредкавказский чернозем карбонатный
тяжелосуглинистый; 7. Ставрополь, Ставропольский край, предкавказ-
ский чернозем тяжелосуглинистый на лёссовидном тяжелом суглинке;
8. Краснодар, Краснодарский край, западнопредкавказский выщелочен¬
ный тяжелосуглинистый чернозем на лёссовидном тяжелом суглинке;
9. Моздок, Северо-Осетинская АССР, темно-каштановая карбонатная су¬
глинистая на лёссовидном суглинке; 10. Котельниково, Волгоградская
обл., каштановая солонцеватая тяжелосуглинистая; 11. Зеленчукская,
Ставропольский край, горно-лесные почвы тяжелосуглинистые.
Определения проводили в летний период на занятых полях, на кото¬
рых ранее были определены агрогидрологические свойства почвы. Иссле¬
дованные почвы представлены черноземами, каштановыми и горно-лес¬
ными.
Определения влажности почвы проведены параллельно буром АМ-16
и буром Неговелова. Пробы почвы брали из одних и тех же скважин,
в начале более тонким буром Неговелова, а затем из этой же скважины
на той же глубине буром АМ-16. Лишь в районе Краснодара образцы
почв брали из разных скважин, расположенных на расстоянии 50—100 см
одна от другой.
Для расчета запасов продуктивной влаги пользовались стандартной
шкалой (для почв с объемным весом, равным 1,3 г/см3).
На станции Зеленчукской в Ставропольском крае (горно-лесные поч¬
вы, тяжелосуглинистые) пользоваться стандартной шкалой было нельзя,
так как число полученных при определении влажности почвы отпечатков
превышало число отпечатков стандартной шкалы. Это, по-видимому, объ-
117
00
Таблица 1
Сравнительные данные запасов продуктивной влаги в почве (мм), определенные методом Неговелова (1) и весовым методом (2)
Метеостанция, культура
Стой,
см
«
2
Отклонение
* I
2 | Отклонение
• 1
2 |Отклонение|
' 1
2 | Отклонение|
• 1
2 1
«Отклонение
1965 г.
17-18 VI
26—28.VI
7-8.VII
14—17. VII
27. VII
Чертково, сахарная свек-
0-20
22
22
0
22
22
0
19
21
—2
14
13
+1
14
И
+з
ла
0—50
46
54
-8
46
49
—3
41
48
—7
38
38
0
34
34
0
0—100
53
71
-18
58
59
-1
49
63
-14
55
57
-2
57
58
-1
Гигант, озимая пшеница
0—20
0
1
+1
7
7
0
7
3
+4
Не опред.
1
3
-2
0-50
0
3
-3
8
И
-3
8
3
+5
» »
2
7
—5
0-100
9
17
-8
13
23
-10
9
7
+2
3
20
-17
Ставрополь, подсолнеч¬
0—20
28
35
—7
38
38
0
39
35
+4
22
20
+2
17
18
—1
ник
0—50
70
77
-7
82
75
+7
84
76
+8
53
47
+6
44
38
+6
0-100
131
141
-10
164
151
+13
154
146
+9
116
107
+9
102
83
+19
24. V
8. VI
17.\
8.
VII
Краснодар, подсолнечник
0—20
27
24
+3
29
19
+10
15
8
+7
27
20
+7
10
6
+4
0-50
63
66
-3
64
56
+8
41
31
+10
56
50
+6
23
18
+5
0—100
123
132
-9
125
116
+9
98
81
+17
90
83
+7
42
30
+12
7.VI]
[I
18. VIII
0-20
13
И
+2
7
5
+2
Не определяли
0-50
28
29
-1
15
15
0
я
►
»
0—100
66
68
—2
24
24
0
я
►
»
1966 г.
7-8.1V—V
|17—18.IV—V|
| 27
—28. VI
-V
7-8. VII-
VIII
1
>
об
1
-VIII 1
27—28. VII-
-VIII
Чертково, озимая '
0—20
Не определяли
19
18
+1
6
5
+1
6
6
0
пшеница
0—50
]
»
41
42
-1
17
14
+3
18
18
0
0-100
»
»
74
73
+1
39
37
+2
48
44
+4
Матвеев Курган,
0-20
24
20
+4
И
24
-13
21
26
-5
0
0
0
2
0
+2
0
0
0
кукуруза
0-50
61
49
+12
16
48
-32
33
41
—8
1
0
+1
5
3
+2
6
6
0
0-100
125
115
+ 10
61
102
-41
76
87
—И
8
1
+7
16
19
-3
18
30
—12
Зерноград, много¬
0-20
22
22
0
21
19
+2
28
17
+ 11
7
8
-1
5
0
+з
2
6
-4
летние травы
0-50
56
55
+1
48
49
—1
57
38
+19
22
18
+4
14
5
+9
5
10
—5
0-100
107
108
-1
95
105
—10
122
93
+29
46
42
+4
39
21
+18
14
27
-13
Камышеватская,
0-20
32
28
+4
32
31
+1
41
40
+1
2
0
+2
0
0
0
1
3
-2
кориандр
0—50
71
64
+7
73
68
+5
87
81
+6
5
0
+5
1
4
-3
3
12
-9
0—100
► 136
115
+21
135
126
+9
154
135
+19
17
5
+12
4
8
—4
11
31
-20
_ CM CO ^4 CM
°°7+++ii
OCO^CMlOOOCOOOO^
ОСОМЮМЮЮСОоО
СМСМС0С005Ю-гнСМчГ
++1 ++71м =
r e?
OCOOSCO^H^-^COCO cf * *
чн ч}< О QJ
^ Си
CMCOCOOJOOJO^CM ^
чг-» ^
o-i- «ftr
++ . IN
Q. * *
О О ^ C CM Nf 00
о
О ^ 00 oo ^
^^00^»CM^t^^»lOCO^CM
++I1+7+771 I I
^фсмооюад^мм'ююю
CM Ю CM COCO «*н CM Ю CM
ЮО^бЯ^*0500С005СМ^«С0
CM CD CM CO CM CM CO 00 CM
CMCMO^^OSCMsfsf^rHCMO
1 +
^^МоОЮЮМ<СОГ^^М05
СМСОСМСОГ^СОСОГ^ОО-гНСМЮ
CDQCMv^cO^coO^HCO^Oi
CMS-^COt^-^COOOOi^-iCMlO
CM^I^^H^oOCMCOCMCMt^iO
I I I l+!jL++l-T7
ООС51>»СОГ^05СООООООООЮ
смсосмсоюоосо®25смюо
СОСООСМоОГ^ЮСОСОСО-^О
смсоемсосочрнсососо^н^ао
sg§sg|gg§ggi
I I 1 I 1 I 1 1 I I I I
000000000000
J3
s
t
(О о
W О,
£ «
“ §5
О *
* ^ о
s s
i 2 s
I S«
I SS
s; *
ясняется тем, что полевая влагоемкость
горно-лесных почв в метровом слое на
60 мм выше .полевой влагоемкости пред-
кавказских черноземов, на которых раз¬
работан метод Неговелова. Поэтому необхо¬
димы дополнительная проверка метода на
аллювиальных почвах с большой полевой
влагоемкостью и перекалибровка шкалы.
В результате проведенных испытаний
установлено, что, несмотря на некоторые
элементы субъективности в оценке продук¬
тивной влаги, качество наблюдений удовле¬
творяет потребности практических задач.
Наибольшие отклонения данных полу¬
ченных методов Неговелова от данных ве¬
сового составляют в среднем в пахотном
слое почвы (0—20 см) ±7 мм, в полуметро¬
вом ±14 мм и в метровом слое ±20 мм
(табл. 1).
Результаты наблюдений (12—44 повтор¬
ностей) по каждому пункту обработаны с
применением математической статистики по
запасам влаги в мм послойно.
Из данных табл. 2 видно, что на станциях
,Чертково, Целина и Гигант в верхних слоях
почвы, где объемный вес колеблется в пре¬
делах 1,03—1,15 г/см3, наблюдается систе¬
матическая (по знаку) положительная
ошибка (метод Неговелова дает большие
показания, чем весовой). В нижних слоях
почвы отклонение запасов продуктивной
влаги по методу Неговелова от весового от¬
рицательно и составляет в .среднем 3—9 мм.
На станциях Матвеев Курган и Котель-
никово, где объемный вес колеблется в пре¬
делах 1,20—1,45 г/см3, метод Неговелова да-,
ет меньшие величины, чем весовой. На стан¬
циях Ставрополь, Краснодар, Моздок, Ка-
мышеватская и Зерноград по всем трем сло¬
ям отклонения положительные и составляют
в пахотном слое 0—5 в полуметровом 3—5
и в метровом 0—8 мм.
По существу «правилу трех сигм» если
данный вариант отклоняется от средней
арифметической менее чем на утроенную ве¬
личину основного отклонения (6), то с ве¬
роятностью, равной 0,997, можно утверж¬
дать, что такой 'вариант достоверен, метод
- Неговелова достоверен с достаточной точ-
| ностью, так как отклонения данного метода
г от весового (принимаемого за абсолютно
„ точный) по всем слоям не превышает трех
О СИГМ.
S По полученным на всех станциях и для
а всех слоев данным отношение отклонений к
,§ средним ошибкам не превышает 2,58. Лишь
• на двух станциях (Краснодар и Целина) оно
равно 3,0 и более. На станции Краснодар
119
Таблица 2
Результаты определения запасов продуктивной влаги {мм) весовым методом (М)
и методом Неговелова (Afx)
Метеостанция, культура
Число
случаев
Слой,
см
м
Mi
Mt—M
Средняя
квадратич¬
ная (а)
Средняя
ошибка (т)
Показатель
точности
<%) (Р)
М,-Л1
т
Чертково, сахарная
32
0—20
15
15
+0
2,8
±0,5 '
3
0
свекла и озимая
0—50
31
34
+3
6,3
±1,1
4
2,2
пшеница
0—100
57
54
—3
13,3
±2,4
4
1,2
Матвеев Курган, ку-
24
0-20
10
9
—1
4,0
±0,8
8
1,2
куруза
0-50
22
20
—2
9,2
±1,9
8
1,0
0-100
56
50
—6
15,9
±3,2
6
1,9
Зерноград, многолет-
24
0-20
12
14
+2
6,7
±1,3
10
1,5
ние травы
0-50
27
31
+4
10,0
±2,0
7
2,0
0—100
62
65
+3
17,3
±3,5
6
0,6
Камышеватская, кори¬
24
0—20
17
19
+2
5,7
±1,2
7
1,7
андр
0—50
38
41
+3
9,7
±2,0
5
1,5
0—100
70
78
+8
19,7
±4,0
6
2,0
Целина, картофель
24
0—20
15
17
+2
4,7
±0,96
6
2,2
•
0-50
41
39
-3
7,1
±1,5
4
1,3
о-юо
84
75
-9
13,7
±2,8
3
3,2
Гигант, озимая пше¬
16
0-20
3
5
+2
4,1
±1,0
33
2,0
ница
0—50
7
7
+0
5,2
±1,3
19
0
0—100
17
12
—5
10,2
±2,7
16
1,8
Ставрополь, подсол¬
44
0-20
25
25
0
5,5
±0,8
3
0
нечник и кукуруза
0-50
52
56
+4
10,3
±1,6
3
2,4
0-100
116
124
+8
18,1
±3,1
3
2,6
Краснодар, подсолнеч¬
36
0-20
15
20
+5
8,3
±1,4
9
3,0
ник
0—50
38
43
+5
12,1
±2,0
5
2,5
0-100
68
76
+8
20,2
±3,4
5
2,3
Моздок, кукуруза
24
0-20
16
17
+1
4,7
±0,95
6
1,0
0—50
34
36
+2
7,5
'±1,5
4
1,3
0—100
42
42
+0
8,6
±1,8
4
0
Котельниково, яровой
12
0-20
17
11
—6
8,0
±2,4
14
2,5
ячмень
0-50
29
22
—7
11,7
,!ЬЗ,4
12
2,0
0-100
61
53
—8
19,8
±5,8
9
1,4
для пахотного слоя почвы это можно объяснить тем, что запасы влаги
по весовому методу рассчитывались для заниженного объемного веса
почв, который определялся после вспашки. Известно, что в большую
часть года, в связи с небольшим содержанием гумуса в почвах Кубани
ч уплотнением их, объемный вес почвы в пахотном слое значительно
выше.
Точность определения запасов полезной влаги методом Неговелова
на всех станциях, кроме станций Гигант и Котельниково, не превышает
10%-ной точности, принятой Некрасовым (1928 г.). Исключение для
Гиганта и Котельниково, где относительная ошибка достигала 12—19%,
можно объяснить тем, что число определений (12—16 случаев) было не¬
достаточным.
В 1966 г. в летний период (июль — август) испытание метода Него¬
велова проходило при недостаточном увлажнении почвы. Запасы про¬
дуктивной влаги в метровом слое колебались в отдельных пунктах в
пределах 5—20 мм. В таких условиях работа с буром Неговелова, как и
с буром АМ-16, была очень тяжелой, бур с большим усилием заглублял¬
ся в почву. Сухая почва с трудом выравнивалась по поверхности пресса.
Но, несмотря на отдельные недостатки (трудность работы с буром
на сухих тяжелосуглинистых почвах, калибровка шкалы, невозможность
использования метода на песчаных почвах и при влажности, превышаю¬
щей наименьшую полевую влагоемкость), метод Неговелова имеет боль¬
шое преимущество перед весовым в скорости определения запасов про¬
дуктивной влаги.
120
Выводы
1. Колориметрический метод Неговелова для определения продук¬
тивной влаги в почве по сравнению с весовым дает (вполне удовлетво¬
рительные для практических целей) результаты, точность определе¬
ния— <10%. Метод ускоряет и облегчает получение результата.
2. Данные о влажности почвы получают непосредственно в поле, что
очень важно при маршрутных обследованиях, и на орошаемых полях,
где быстрое выявление действительных запасов влаги, необходимо для
установления сроков и норм полива.
Северо-Кавказское Дата поступления
управление гидрометеослужбы 28.1.1966 г.
А. Р. SHTAREVA
CONTROL OF THE NEGOVELOV'S METHOD FOR DETERMINATION
OF PHYSIOLOGICALLY AVAILABLE MOISTURE IN SOILS
OF NORTH CAUCASIAN HYDROMETEOROLOGIGAL EXPERIMENTAL STATIONS
The results of testing the colorimetric method of C. F. Negovelov for a direct de¬
termination of available moisture reserves in soils are presented. The tests were condu¬
cted with different soil types.
УДК 631.423.4
В. H. ЕФИМОВ, М. Г. ВАСИЛЬКОВА
К МЕТОДИКЕ ВЫДЕЛЕНИЯ ГУМУСОВЫХ ВЕЩЕСТВ
ИЗ ТОРФЯНЫХ почв
Приведен обзор методов извлечения гумусовых веществ из торфяных
почв. Сравнивается действие растворов 0,1 М Na4P2C>7 и 0,02 п NaOH для
извлечения гумусовых веществ из торфяных почв. Выяснены оптимальные
условия экстракции гумусовых веществ (pH экстрагента, количество экс¬
тракций, соотношение навески к экстрагенту, температурный режим).
Предложена методика выделения гумусовых веществ из торфяных почв.
Несмотря на большое количество методов, рекомендованных для вы¬
деления гумусовых веществ из почв, способы их выделения наиболее
четко разработаны для минеральных почв [21, 10, 17].
Торфяные почвы на 80—95% состоят из органического вещества! чем
резко отличаются от минеральных. Плодородие торфяных почв в зна¬
чительной мере зависит от процессов трансформации органических ве¬
ществ.
Методы фракционирования органического вещества торфа впервые
были разработаны химиками-технологами, о чем есть указания в рабо¬
тах Пономаревой, Николаевой [18, 19]. Заслуги специалистов этой об¬
ласти науки в познании происхождения органического вещества торфа,
его превращения в ходе болотного процесса общеизвестны. Методы фрак¬
ционирования органического вещества торфа были «жесткими» с дли¬
тельным воздействием на торф крепких реактивов и высоких темпера¬
тур, что отвечало задачам исследования.
Почвоведов интересуют вопросы количественного и качественного
состава гумусовых веществ, их превращений в целинных и освоенных
торфяных почвах. Поэтому «жесткие» методы в данном случае непри¬
121
менимы. Даже сравнительно «мягкая» обработка торфа, в которой кипя¬
чение с 0,1 л щелочью заменено нагреванием при 80°, приводит к значи¬
тельному выходу «гумусовых веществ» из живых растений-торфообра-
зователей [20, 3, 4]. Мы рассматриваем гуйусообразование как процесс,
протекающий вне живой растительной клетки, а следовательно, должны
признать факт искусственной гумификации живых растений-торфообра-
зователей и частично слаборазложившихся торфов растворами щелочей
в процессе экстракции из них гумусовых веществ.
Жесткие методы выделения гумусовых веществ, разработанные поч¬
воведами для минеральных почв, также непригодны для торфяных почв,
так как при их применении из торфов извлекаются и органические ве¬
щества негумусовой природы, содержание которых в торфяных почвах
очень значительно.
Пономарева, Николаева [18, 19], используя схему пептизации гуму¬
совых веществ [20], предложили унифицировать методы выделения гу¬
муса из минеральных и торфяных почв. Пептизация гумусовых веществ
0,1 п NaOH по их предложению осуществляется на холоду, а нагревание
проводится с 0,02 п щелочью. Известно, что цель фракционирования ор¬
ганического вещества по методу Тюрина [21] состоит в получении пред¬
ставления о прочности связи гумусовых веществ с разными компонен¬
тами минеральной части почвы. В торфяных почвах неорганическая часть
очень небольшая и совершенно иного происхождения, чем в минераль¬
ных. Поэтому мы считаем, что методы извлечения органического веще¬
ства из минеральных и торфяных почв вряд ли следует унифицировать.
Курбатов [14] использовал в качестве экстрагента гумусовых веществ
из торфов 5%-ный раствор соды после предварительного гидролиза тор¬
фа 5%-ной H2SO4'для удаления геммицеллюлоз.
Драгунов и Картацци [7] предложили выделять гумусовые вещества
из торфов 0,02 п раствором едких щелочей при нагревании на водяной
бане до 80°.
Драгунов и Попова [8] предложили методику выделения фракцион¬
ного состава гуминовых кислот 0,02 п раствором NaOH при недостатке
щелочи. Количество щелочи для каждой экстракции составляло около
20% от теоретически необходимого количества для извлечения всей гу-
миновой кислоты, содержащейся в торфе. Первые 6—8 фракций гуми¬
новых кислот экстрагировались раствором щелочи на холоду, а послед¬
ние 2—3 фракции — при нагревании на водяной бане при 80°. Можно
считать, что этот метод является более «мягким» и в теоретическом плане
более совершенным, чем предшествовавшие.
Дроздова [9] впервые предложила выделять гумусовые вещества из
торфов 0,1 п раствором пирофосфата натрия. Она рекомендует однократ¬
ную обработку торфа (1 г сухого торфа) 250 мл 0,1 п раствора Na^O?
в течение 8 час. на кипящей водяной бане. Дроздова считает, что одно¬
кратная обработка торфа 0,1 п раствором Иа4Рг07 извлекает столько же
гуминовых кислот, сколько выделяется при многократной обработке
торфа 0,1 п pacteopoM NaOH.
Печенева [15], проведшая сравнительную оценку применяемых мето¬
дов извлечения гумусовых веществ из торфяных почв (кроме метода
С. С. Драгунова), отдает предпочтение методу В. В. Пономаревой и
Т. А. Николаевой на том основании, что он позволяет выделить наиболь¬
шее количество гумусовых веществ из торфов. Она считает менее целе¬
сообразным применение других методов для извлечения гумусовых
веществ из торфяных почв.
Однако, по нашему мнению, количество извлекаемых гумусовых ве¬
ществ не является еще достаточным основанием для оценки метода.
Метод В. В. Пономаревой и Т. А. Николаевой менее свободен от недо¬
статков по сравнению с теми методами, где извлечение гумусовых ве¬
ществ осуществляется нагреванием с 0,1 л раствором щелочи.
122
Однако и в их способе выделения гумусовых веществ применяется
обработка торфа довольно сильным раствором 0,1 п 'NaOH с последую¬
щим нагреванием торфа с 0,02 п раствором щелочи. Вероятно, это и при¬
водит к повышенному выходу гумусовых веществ из торфов. Очевидно,
что при таком способе обработки торфа происходит процесс искусствен¬
ной гумификации растительных остатков.
Необходимо отметить, что при сравнении способов выделения гуму¬
совых веществ из торфов Печеневой [15] не были строго выдержаны
условия методики Дроздовой [9].
Дроздова применяла в качестве пептизатора пирофосфат натрия при
соотношении торфа к раствору 1:250, а не 1:100, как это сделала Пече-
нева. (В настоящей работе показано, что с расширением соотношения
растворителя и навески выход гумусовых веществ увеличивается.) Дроз¬
дова не указывает величины pH применяемого раствора пирофосфата
натрия. Известно, что 0,1 п раствор пирофосфата натрия имеет pH
около 10.
Печеневой использовался раствор пирофосфата натрия с pH 7. Оче¬
видно, результаты, полученные ею этим способом экстракции, не при¬
менимы к методу Дроздовой.
По нашему мнению, при извлечении гумусовых веществ из торфа сле¬
дует обратить внимание на пирофосфат натрия как на пептизатор по
следующим причинам:
1. Пирофосфат натрия является менее щелочным растворителем.
2. Непосредственная пирофосфатная вытяжка извлекает из почвы
более «чистые» гумусовые вещества с характерным для каждого типа
почв отношением Гк: Фк [1].
3. Обработка почвы пирофосфатом натрия исключает длительную
процедуру ее декальцирования.
4. Применение пирофосфата натрия позволяет одновременно опре¬
делить в одной вытяжке как общее количество гумусовых веществ и их
состав, так и количество алюмо- и железогумусовых соединений.
Именно поэтому, изучая торфяные почвы, мы и провели сравнение
некоторых способов выделения гумусовых веществ.
Исследуя состав органических веществ торфяных почв, мы сравнили
два наиболее распространенных экстрагента — 0,1 М Na4P207 и 0,02 п
NaOH, употребляемых для выделения гумусовых веществ из торфа и
попытались выяснить оптимальные условия для экстракции этих соеди¬
нений из торфа 0,1 М раствором пирофосфата натрия. Мы изучали влия¬
ние pH растворителя, определяли количество экстракций, необходимых
для максимально полного выделения гумусовых веществ, влияние соот¬
ношения навески торфа и растворителя, а также оптимальный темпера¬
турный режим.
Для работы взяты три типичных образца торфа: из торфяной почвы
верхового торфяника (8—20 ф$) и из перегнойной почвы низинного
торфяника (0—10 и 20—40 см) ‘.
Краткая характеристика этих образцов дана в табл. 1.
Торфяная почва верхового болота характеризуется низким содержа¬
нием золы, резко кислой реакцией, очень низкой степенью насыщенности
основаниями, бедна азотом.
Перегнойная почва низинного болота имеет реакцию, близкую к нейт¬
ральной, характеризуется высокой зольностью, богата азотом.
В полученных вытяжках определяли общий углерод по методу Тюри¬
на, азот—по Кьельдалю, количество углерода в органических вещест¬
вах, осаждаемых кислотой, и углерод в неосаждаемой части фильтрата.
Валовое содержание углерода в торфе определено по методу Анстета в 11 Образец верхового торфа взят из торфяной почвы болота «Горелый мох», ни
зипного торфа из почвы болота «Литошицкое» Ленинградской обл.
123
модификации Пономаревой и Николаевой [19]. Определен коэффициент
оптической плотности по методике Плотниковой и Пономаревой [16].
Данные, приведенные в табл. 2, свидетельствуют о том, что из низин¬
ного торфа, в составе которого, как известно, значительная масса тор-
фообразователей гумифицирована, 0,1 М раствор Na4P207 и 0,02 п NaOH
извлекали практически одинаковое количество органических веществ,
значительная часть которых представлена гуминовыми кислотами. За¬
метна разница в отношении Гк : Фк.
Таблица 1
Агрохимическая характеристика образцов торфяных почв
Почва» глубина» см
Золь¬
ность,
%
Сте¬
пень
разло-.
женин,
О/
pH
соле¬
вой
Гидроли¬
тическая
кислот¬
ность
Емкость
обмена
Степень
насыщен-
ногти ос¬
нования¬
ми, %
с,
%
N.
%
/0
мг же/100 г
Торфяная, верхово¬
го болота 8—20
1,28
5
2,6
110,7
161,3
31,4
54,2
0,64
Перегнойная, низин- 0—10
10,3
30
6,25
6,76
138,3
95,1
50,1
2,33
ного болота 20—40
13,8
35
5,7
11,9
248,2
95,2
56,0
1,90
Таблица 2
Количество гумусовых веществ, экстрагируемых 0,1 М Na4P207 и 0,02 п
NaOH из торфов
Почва,
глубина, см
Экстрагент
С * | Сгк **
% на беззопьное '
вещество
Сгк
С. N
Сфк
Торфяная, верхового бо¬
0,1 М Na4P20,
3,58
1,31
0,58
18,3
лота, 8—20
0,02 п NaOH
6,07
1,79
0,42
26,7
Перегнойная, низинного
0,1 М Na4P20,
14,95
9,10
1,58
13,3
болота, 0—10
0,02 п NaOH
16,65
8,20
0,97
12,3
20—40
0,1 М Na4P207
21,44
16,36
3,25
22,3
0,02 п NaOH
20,25
3,75
2,12
22,2
0 С органических веществ, экстрагируемых 0,1 М Na4Px07 и 0,02 п NaOH.
•• С органических веществ, осаждаемых при pH 1
••• С органических веществ, неосаждаемых при pH 1.
Применение экстрагента с резко щелочной реакцией (0,02 п NaOH)
приводит к большому выходу фульвокислот, и отношение Гк:Фк умень¬
шается. Для верхового же торфа 0,02 п раствор щелочи еще менее при¬
годен. Из верхового торфа раствор NaOH извлекает значительно боль¬
ше органических веществ, очевидно, негумусовой природы. По-видимому,
этот раствор вызывает щелочной гидролиз многих еще не гумифициро¬
ванных веществ (особенно углеводов), на что указывает более широкое
отношение С : N в щелочной вытяжке.
Изучая влияние pH растворителя на выход гумусовых веществ из
торфов, мы испытали 0,1 М раствор пирофосфата натрия с pH 7,1 и 9,5.
Раствор пирофосфата с более высоким значением pH не испытывался,
так как увеличение pH раствора пирофосфата выше 9,6—9,7, по данным
Кононовой [13] и Юрловой [22], исключает возможность выделения и
определения железо- и алюмогумусовых комплексных соединений. Из¬
мерение pH пирофосфатных вытяжек показало, что в случае применения
раствора пирофосфата натрия с pH 9,5 pH первых вытяжек составлял
8,6—8,7, а величина pH четвертой вытяжки не превышала 9,2.
На рис. 1 показано влияние pH 0,1 М раствора №4Рг07 как на общее
количество извлекаемых органических веществ, так и на гуминоподоб-
ную часть их, осаждаемую при pH 1. Из приведенных данных видно, что
124
как из верховой, так и из перегнойной торфяной почвы пирофосфат нат¬
рия с pH 9,5 извлекает значительно больше органических веществ по
сравнению с растворителем, имеющим pH 7;1. Эта закономерность ха¬
рактерна также для органических веществ, осаждаемых кислотой.
Таким образом, полученные нами данные показали, что для более
полной экстракции гумусовых веществ как из верховой, так и из пере¬
гнойной торфяной почвы следует пользоваться 0,1 М раствором Na4P207
I
22000т
20000-
нг
18000 -
16000-
тоо-
12000-
Ю000-1
то
6000-1
то-
2000-1
oil
Рис. 1. Влияние pH 0,1 М раствора Na4P207 на количество извлекаемых
органических веществ (мг С и N на 100 г беззольного торфа). Косая штри¬
ховка— pH 7,1; горизонтальная — pH 9,5
/ — верховая торфяная почва; II — низинная торфяная почва (0—10 см): /// — то же,
(20—40 см). I — общее количество экстрагируемых органических веществ; 2 — количе¬
ство органических веществ, осаждаемых при pH 1; 3 — общее количество экстрагируе¬
мого азота
с pH 9,5. Пирофосфатом натрия с нейтральной реакцией невозможно
выделить основное количество гумусовых веществ, особенно из низин¬
ных торфов, нередко имеющих pH 6—7.
На рис. 2 показано количество органических веществ, экстраги¬
руемых 0,1 М раствором Na4P207 при последовательных обработках тор¬
фа. Из приведенных данных видно, что основная масса органических
веществ экстрагируется первыми тремя-четырьмя вытяжками, дальней¬
шие вытяжки содержат постоянное, значительно меньшее количество
органических веществ2. Максимальное количество органических веществ
выделяется из торфов первыми двумя вытяжками.
Мы сочли необходимым поэтому для максимально полной экстракции
гумусовых веществ из торфяных почв проводить 3—4 последовательные
экстракции. Теоретически увеличение количества экстракций нецелесо¬
образно. Ограничиться одной экстракцией тоже нельзя, так как из пере¬
гнойных почв однократная обработка не извлекает всех гумусовых ве¬
ществ. Для общей характеристики гумусовых веществ в торфах можно
ограничиться двумя экстракциями.
Мы определяли коэффициент оптической плотности органических
веществ, осаждаемых при pH 1 (группа гуминовых кислот), который, по
данным Кононовой [11] и Пономаревой [17], является одной из харак¬
терных констант для гуминовых кислот.
Данные табл. 3 свидетельствуют о том, что коэффициент оптической
плотности осаждаемой части органических веществ заметно уменьшается
к четвертой экстракции, что подтверждает наши выводы о необходимом
количестве экстракций. Влияние соотношения навески торфа и раство¬
рителя на выход экстрагируемых веществ показано на рис. 3.
2 Общее количество вытяжек в нашем опыте составляло 14.
125
4 S 6 7 1 2 3
Коли v ест в о
5 6 7 1
экстракц
Рис. 2. Количество органических веществ, извлекаемых при последовательной экс¬
тракции торфа 0,1 М раствором Ыа4Рг07 ПРИ pH 9,5 (в мг С и N на 100 г беззоль-
ного торфа). Обозначения см. рис. 1
лг
№ iJг!Sйr,,,
количество экстрагируемых органических »си* х л Т, .
г сюих веществ, осаждаемых кислотой при -pH I,
/ — общее количество органических веществ
при отношении торфа к экстрагенту 1 :30; 2 —
количество органических веществ, осаждае¬
мых кислотой при pH 1, при отношении торфа
к экстрагенту 1 : 30, 3 — общее количество ор¬
ганических веществ при отношении торфа к
экстрагенту Л * 100; 4 — количество оргамиче-
при отношении торфа к экстрагенту 1 : 100:
5 — общее количество органических веществ
при отношении торфа к экстрагенту 1 :250;
6 — количество органических веществ, осажда¬
емых кислотой при pH 1, при отношении тор¬
фа к экстрагенту 1 : 250. /, //. /// — см. рнс. 1
126
При соотношении навески торфа и 0,1 М раствора Na4P207 1 :250 и
1:100 первыми четырьмя вытяжками выделяется значительно больше
органических веществ, чем при соотношении 1:30 как в образце торфя¬
ной почвы верхового болота, так и перегнойной почвы низинного болота.
Если при соотношении 1 :250 и 1:100 первыми четырьмя экстракциями
практически заканчивается максимальное выделение гумусовых веществ,
Таблица 3
Коэффициент, оптической плотности осаждаемых органических веществ,
выделенных 0,1 М раствором Na4P20,
Почва, глубина, см
экстр
акция
■ I
1 2
3
4
Верховая торфяная,
8—20
6,1
5,5
5,7
5,6
Перегнойная торфяная,
10-20
8,3
7,6
7,3
6,2
20-40
12,5
11,9
10,2
9,15
Таблица 4
Выход гумусовых веществ из торфяных почв в зависимости от способа
их экстракции
Почва,
глубина, см
Экстрагент
Отношение
навески
к раство¬
рителю
С общий | Сгк
мг на 100 г беззоль¬
ного вещества
Сгк
С : N
Сфк
Верховая торфяная,
1:30
2250
911
0,61
17,9
8-20
0,1 М Na4P2H,
1:100
4380
1580
0,57
18,3
1:250
3540
1081
0,44
17,6
0,2 я NaOH
1:150
5100
1740
0,53
26,7
Перегнойная тор¬
1:30
12210
7460
1,57
13,0
фяная, 0—10
0,1 М Na4P20,
1:100
14950
9100
1,58
13,3
1:250
16430
9370
1,32
13,6
0,02 я NaOH
1:150
16650
8200
0,97
12,3
20-40
1:30
19520
14660
3,00
24,7
0,1 Af Na4P2Og
1:100
21440
16360
3,25
22,3
1:250
23370
16610
2,49
22,6
0,02 я NaOH
1:150
20250
13750
2,12
22,2
П римечание. Пирофосфатные вытяжки — 4-кратное нагревание при 80° по 2 часа; щелочные
вытяжки—4-к ратное нагревание при 80° по 1 часу
то при соотношении 1:30 процесс извлечения органических веществ
более растянут и требует проведения большого количества экстракций.
Такая же закономерность наблюдается и в случае осаждения органи¬
ческих веществ кислотой при pH 1.
При выделении органических веществ был испытан следующий тем¬
пературный режим: настаивание с 0,1 М раствором №4Рг07 при комнат¬
ной температуре в течение 24 час., нагревание на водяной бане при тем¬
пературе 80° 2 часа, 10 и 8 час. на кипящей водяной бане при темпера¬
туре экстракции 90°.
Полученные результаты (рис. 4) говорят о том, что экстракцией при
комнатной температуре невозможно выделить основную массу гумусо¬
вых веществ. Значительно больше органических веществ выделяется в
случае нагревания на водяной бане при температуре 80°. Причем раз¬
ница в выходе органических веществ при нагревании в течение 10 и 2 час.
очень невелика. Она также небольшая и по сравнению с нагреванием при
90° в течение 8 час. в случае обработки хорошо гумифицированных тор¬
фов (перегнойная почва, 20—40 см).
127
Однако при анализе верхних горизонтов перегнойной почвы и осо¬
бенно торфяной почвы верхового болота, в которых имеется значительное
количество веществ негумусовой природы, повышение температуры с 80
до 90° приводит к значительному приросту выхода «гумусовых» веществ.
Температурный фактор вызывает дополнительную гумификацию тор¬
фов. Поэтому выделение гумусовых веществ с целью сравнения всех
торфяных почв лучше проводить при нагревании в течение 2 час. при
температуре 80°.
Вопрос о том, является ли гумусовым веществом органическая часть,
экстрагируемая щелочью и пирофосфатом натрия из торфяных почв вер¬
ховых болот, не обсуждается в настоящей работе. Все исследователи
выделяют гумусовые вещества как из торфяных почв низинных, так и
верховых болот.
В заключение приводим сравнительные данные по выходу гумусовых
веществ из торфяных почв, выделенных разными способами (табл. 4).
Пирофосфатный (при соотношении торфа и раствора 1:100 и 1:250)
и щелочной (при соотношении 1:150) способы экстракции с одинаковым
успехом могут быть применены для экстрагирования гумусовых веществ
из высокогумифицированных перегнойных почв низинных торфяников.
Величины выхода гумусовых веществ, полученные этими двумя спосо¬
бами, сравнимы.
Для слабогумифицированных торфов щелочной способ экстракции
дает завышенный выход гумусовых веществ по сравнению с пирофосфат¬
ным. Пирофосфатный метод экстракции предпочтительнее для сравнения
результатов выхода гумусовых веществ из всех торфяных почв, так как
является наиболее «мягким» методом. Применение пирофосфата в ка¬
честве-экстрагента при соотношении навески к растворителю уже, чем
1 : 100, нецелесообразно, так как это приводит к заниженному выходу
гумусовых веществ.
Четырехкратная обработка торфов раствором пирофосфата натрия
или щелочи извлекает практически одинаковое количество гумусовых
веществ из почв низинных торфяников (табл. 4). С четвертой — шестой
пирофосфатной или щелочной вытяжки выход гумусовых веществ уста¬
навливается стабильно низким. Однако пирофосфат как пептизатор ока¬
зывает сильное воздействие на комплексные алюмо- и железогумусовые
соединения и гуматы кальция торфяных почв. Поэтому щелочная обра¬
ботка торфа, проведенная после 4-кратной экстракции пирофосфатом,
способствует новому увеличению выхода гумусовых веществ3 (рис. 5).
Исследования, проведенные с широким рядом торфяных почв, пока¬
зали, что 2-кратная обработка торфа в течение 1 часа 0,02 п раствором
щелочи при нагревании до 80°, проведенная после 4-кратной экстракции
гумусовых веществ 0,1 М раствором пирофосфата натрия, извлекает из
торфяных почв от 8 до 35% углерода от общего количества углерода гу¬
мусовых веществ, выделенных суммарно последовательной пирофосфат¬
ной и щелочной обработкой.
Следовательно, обработка почвы раствором пирофосфата создает
условия для повышения выхода гумусовых( веществ при последующей
щелочной экстракции. Последовательные пирофосфатная и щелочная
обработки торфа дают больший выход гумусовых веществ, нежели чем
многократная щелочная обработка. Мы считаем необходимым приме¬
нение 2-кратной обработки торфа раствором 0,02 п щелочи после 3—4-
кратного нагревания его с 0,1 М раствором пирофосфата натрия при 80°.
Мы думаем, что предложенная нами методика свободна от недостат¬
ков, но вместе с тем находим, что применяемый в качестве пептизатора ** Чоудри и Стивенсон установили, что наибольший выход гумусовых веществ про¬
исходит в том случае, когда щелочной обработке минеральной почвы предшествует
обработка ее раствором пирофосфата натрия [13].
128
9 Почвоведение, № 5
м3
28000Г
Z6000 -
гьооо-
Z2QOO -
20000-
18000-
16000 -
1ШОГ
12000-
10000-
8000 -
6000-
то-
2000-
1 2 3
I
Рис. 4. Влияние температурного режима на количество органических веществ, извлекаемых 0,1 М раствором Na4P207 (в мг
С и N на 100 г беззольного торфа)
а — настаивание при комнатной температуре по 24 часа: б —4-кратное нагревание при температуре 80е по 2 часа; о —тоже, по 10 час.; г —то
же. при 90° по 8 час.: 1, 2, 3 и /. II, III — си. рис. 1
со
пирофосфат натрия имеет преимущества перед щелочами по ряду по¬
казателей, изложенных в статье.
Приводим краткое описание методики выделения гумусовых веществ-
из торфа.
3 г воздушно-сухого торфа4 заливают 300 мл горячего раствора 0,1 М
пирофосфата натрия. Колбу с раствором нагревают на водяной бане при
температуре 80° в течение 2 час. Горячий раствор фильтруют. Торф с
фильтра смывают горячим раствором пирофосфата обратно в колбу.
*г
Рис. 5. Количество органических ве¬
ществ, извлекаемых 0,1 М Na,P207 и
0,02 п NaOH из низинной торфяной
почвы (0—10 см)
1 — количество органических веществ, эк¬
страгируемых 0.1 М раствором №4РгОг при
pH 9.5; 2—количество органических ве¬
ществ. экстрагируемых 0.02 п раствором
NaOH после экстракции 0.1 Af Na4P207; 3 —
количество органических «веществ, экстра¬
гируемых 0.02 л раствором NaOH
Колбу доливают до 300 мл горячим раствором пирофосфата натрия.
Вновь повторяют операцию с нагреванием при 80° в течение 2 час., к
вновь фильтруют раствор.
Для полного выделения гумусовых веществ необходимо проводить
3—4 экстракции. Для общей характеристики гумусовых веществ в тор¬
фах можно ограничиться двумя экстракциями.
Экстрагируемые растворы сливают вместе и очищают на бактеоро-
логических фильтрах № 5—7 или на центрифуге ЦЛС-2 при 8000 обо¬
ротах в минуту в течение 30 мин. В очищенном растворе определяют
общий углерод по Тюрину, азот — по Кьельдалю, С и N осаждаемой
части гумусовых веществ при pH 1.
Остаток торфа после экстракции пирофосфатом натрия заливают
0,02 п раствором NaOH при соотношении торфа к раствору Л : 100 и на¬
гревают при 80° в течение 1 часа на водяной бане. Фильтруют горячий
раствор и проводят повторную обработку торфа 0,02 п NaOH. Горячий
раствор фильтруют. Очистку раствора проводят указанным выше спо¬
собом. Определяют общий С и N, С и N осаждаемой при pH 1 части гу¬
мусовых веществ.
При специальных исследованиях проводят определение оптической
плотности осаждаемой части гумусовых веществ в пирофосфатной и ще¬
лочной вытяжках и ряда других констант.
Выводы •
1. Для экстракции гумусовых веществ из торфа следует пользоваться
0,1 М раствором Na4P207 с pH 9,5 при соотношении навески торфа if
экстрагента 1:100 с последующей обработкой навески 0,02 п раствором
NaOH и соотношении навески и экстрагента 1:100.
2. Основная масса гумусовых веществ выделяется с первыми четырь¬
мя пирофосфатными вытяжками.
3. Лучшим температурным режимом при выделении гумусовых ве¬
ществ является нагревание с 0,1 М пирофосфатом натрия в течение
2 час. с последующим часовым нагреванием с 0,02 п раствором NaOH
на водяной бане при температуре 80°.
4 Из навески торфа предварительно выделяют и определяют битумы и водорас¬
творимые вещества.
430
Литература
1. Александрова Л. Н. О применении пирофосфата натрия для выделения из
почв свободных гумусовых веществ и их органо-минеральных соединений. Почво¬
ведение, 1961, № 2.
2. Александрова Л. Н., Ефимов В Н., Найденова О. А О природе гуму¬
совых веществ торфяных почв. Зап. ЛСХИ, т. 90, вып. 1, 1962.
3. Б а т у р о В. А. Химический состав торфообразователей и начальная стадия торфо-
образования. Докл. АН БССР, т. 1, № 2, 1957.
4. Батуро В. А., Шинкарева Т. А., Раковский В. Е., Курбатова-Бе¬
ликова Н. М. Исследование процесса гумификации растений-торфообразовате-
лей. В кн.: Комплексное использование торфа. «Недра», 1965.
5. Батуро В. А., С у к а л о Л. В., Раковский В. Е. Выделение щелочнораство¬
римых продуктов из растений-гумусообразователей. В кн.: Комплексное использо¬
вание торфа. «Недра», 1965.
6. Батуро В. А., С укало Л. В., Раковский В. Е. Изучение азотистой части
гуминовых кислот. Сообщение 1. Изменения в содержании азота в процессе гид¬
ролиза гуминовых кислот. В кн.: Комплексное использование торфа. «Недра», 1965.
7 Драгунов С. С., Картацци Н. А. Методика группового анализа торфов. Тр.
ЦТБОС, т. 1, 1960.
8. Драгунов С. С., Попова Л. Н. Фракционный состав гуминовых кислот. Поч¬
воведение, 1969, № 5.
9. Дроздова Т. В. Спектрофотометрический метод определения гуминовых кислот
в торфах и торфо-болотных почвах. Почвоведение, 1959, № 7
10. Кононова М. М. Органическое вещество почв, методы его исследования. Изд.
АН СССР,* 1963.
11. Кононова М. М. Методы определения состава гумуса и их рационализация.
Почвоведение, 1967, № 7.
12. Кононова М. М., Бельчикова Н. П. К изучению природы гумусовых ве¬
ществ почвы приемами фракционирования. Почвоведение, 1960, Jv® 11.
13 Кононова М. М., Бельчикова Н. П. Ускоренные методы определения со¬
става гумуса минеральных почв. Почвоведение, 1961, № 10.
14 Курбатов И. М. Методика группового анализа органического вещества торфа.
Тр. Ульяновск. с.-х. ин-та, т. 2, 1952.
15. Печен ев а С. Я. Методы извлечения гумусовых веществ из торфяных почв. Поч¬
воведение, 1969, № 5.
16. Плотникова Т. А., Пономарева В. В Упрощенный вариант метода опре¬
деления оптической плотности гумусовых веществ с одним светофильтром. Почво¬
ведение, 1967, № 7.
17. Пономарева В. В. К методике изучения состава гумуса по схеме И. В. Тюрина,
Почвоведение, 1957, № 8.
18. Пономарева В. В., Николаева Т. А. К методике изучения органического
вещества в торфяно-болотных почвах. В сб.: Современные почвенные процессы в
лесной зоне европейской части СССР. Изд. АН СССР, 1959.
19. Пономарева В. В., Николаева Т. А. Методы изучения органического ве¬
щества в торфяно-болотных почвах. Почвоведение, 1961, N® 5.
20. Раковский В. Е., Лукошко Е. С Изменение химического состава растений-
торфообразователей в течение вегетационного периода. В кн.: Комплексное исполь¬
зование торфа. «Недра», 1965.
21. Тюрин И. В. К методике анализа для уравнительного изучения состава почвен¬
ного перегноя или гумуса. Тр. Почв, ин-та им. В. В. Докучаева, т. 38, 1951.
22. Юрлова О. В. Сравнительная оценка условий экстракция гумусовых веществ в
некоторых типах почв. В кн.: Химия, генезис и картография почв. Изд. АН СССР,
1968.
Кафедра почвоведения
Ленинградского сельскохозяйственного института V.Дата поступления
21.VII.1969 г.
V. N. EFIMOV, М. G. VASILKOVA
HUMUS SUBSTANCE EXTRACTION METHODS FROM PEAT SOILS
A literature review of humus substance extraction methods from peat soils is presen¬
ted. The actions of 0,1 N Na4P207 and 0,02 N NaOH solutions for peat soil humus substan¬
ce extraction have been compared. Optimum conditions of humus substance extraction
(pH of the extractant, the number of extractions, the ratio of the sample weight to the
extractant, the temperature regime) have been found. A method for humus substance
extraction from peat soils has been suggested.
9*
УДК 631.425.7 631.437
Р. Г. ГОРБУНОВА
ЭЛЕКТРОМЕТРИЧЕСКИЙ МЕТОД АНАЛИЗА
ВОДНЫХ ВЫТЯЖЕК И ГРУНТОВЫХ ВОД
Показано, что при массовых анализах водных вытяжек и грунтовых
вод применение электрометрического метода дает преимущество перед
обычным химическим методом. Точность электрометрического метода по
сравнению с химическим составляет ±5%. Технически метод не очень тру¬
доемок, требует вдвое меньше времени и позволяет работать с менее слож¬
ным и дорогостоящим оборудованием Необходимы лишь надежный при¬
бор для измерения удельного сопротивления и электродная пипетка с пла¬
тиновыми электродами.
Для ускорения массовых анализов водных вытяжек и грунтовых вод
однотипных по составу солей целесообразно пользоваться методом элек¬
трометрии. С применением этого метода нами проведены анализы боль¬
шого числа проб при крупномасштабном почвенном картировании.
Электропроводность растворов находится в зависимости от их кон¬
центрации. При графическом изображении в прямоугольной системе
координат при малых концентрациях раствора эта зависимость выра¬
жается прямой линией, переходящей с увеличением концентрации в
кривую. Диапазон концентраций, в пределах которого зависимость меж¬
ду электропроводностью и концентрацией раствора прямолинейна, по¬
зволяет строить калибровочный прямолинейный график, аналогичный
тем, которыми пользуются в пламенной фотометрии, электрофотоколо¬
риметрии, потенциометрии и других методах анализа. Во всех таких ме¬
тодах калибровочные графики строят, как правило, на зависимости меж¬
ду искомой величиной (чаще концентрацией раствора) и показаниями
измерительного прибора. В электрометрии в качестве измерительного
прибора нами был использован в основном реохордный мост типа Р-38.
Этот прибор оказался лучшим из приборов, которые мы опробовали
(солемер Марковского СМ-6М, солемер УНИИГИМ и др.), и по кон¬
струкции и по точности получаемых результатов. Реохордный мост Р-38
предназначен для измерения удельного сопротивления растворов. Удель¬
ная электропроводность является обратной величиной удельного сопро¬
тивления.
Электрометрический анализ водных вытяжек из почв и грунтовых
вод следует начинать с измерения их удельной электропроводности и
построения калибровочного графика. Для этого необходимо проанали¬
зировать 50—70 проб водных вытяжек или грунтовых вод, типичных для
объекта обследования, обычным химическим и электрометрическим ме¬
тодами. Желательно при этом, чтобы диапазон концентраций измеряемых
растворов находился в пределах от 0,030 до 0,350 г/100 г почвы (0,350 г —
это верхний предел концентрации, на котором мы остановились при по¬
строении графика). Более высокие концентрации нарушают прямолиней¬
ность графика и резко снижают точность измерения.
Данные, необходимые для построения калибровочного графика, удоб¬
но свести в приведенную табл. 1.
Таблица 1
[Название
образца
(С)
сухой остаток, полу¬
ченный химическим
методом (г/100 г
почвы)
Сумма анионов,
полученная химиче¬
ским методом
(мг-деа/Ю0 г
почвы)
(А)
отношение суммы
анионов к сухому
остатку
(Ь)
удельная электро¬
проводность, получен¬
ная электрометриче¬
ским методом
Ж
(ом-%»см-1)
132
Затем на миллиметровой бумаге в возможно более крупном масшта¬
бе нужно построить прямоугольную систему координат. По горизонталь¬
ной оси отложить величины сухого остатка, по вертикальной оси — соот¬
ветствующие сухому остатку величины удельной электропроводности.
Естественно, что все точки, образующиеся при нанесении на график
данных сухого остатка и удельной электропроводности, не расположатся
строго на одной прямой линии, а будут несколько разбросаны. Очень
важно для полученного многообразия точек правильно (математически
обоснованно) провести среднюю прямую линию.
Полученная таким образом прямая служит для отыскания значения
величины сухого остатка по величине электропроводности водной вытяж¬
ки (грунтовой воды).
То обстоятельство, что прямолинейная зависимость между удельной
электропроводностью и концентрацией соблюдается лишь до некоторого
предела засоления, не исключает возможности анализировать электро¬
метрическим методом и сильнозасоленные образцы почвы.
В тех случаях, когда полученная величина электропроводности вы¬
ходит за пределы графика, исходную водную вытяжку (или грунтовую
воду) перед измерением разбавляют в 5, 10, 50, 100 раз, в зависимости
от степени засоления. В этом случае полученную по графику величину
сухого остатка умножают на число разбавления — 5, 10, 50, 100.
Определение удельной электропроводности
растворов
Для определения удельной электропроводности грунтовой воды или
водной вытяжки из почвы необходимы следующие приборы и реактивы.
1. Электролитическая ячейка (или электродная пипетка).
2. Прибор, позволяющий измерять удельное сопротивление раствора,
например реохордный мост Р-38.
3. Сосуд для поддержания постоянной температуры.
Электродная пипетка представляет собой стеклянный сосуд с впаян¬
ными внутрь двумя платиновыми пластинками (электродами). Сущест¬
вует множество конструкций элек¬
тродных пипеток. Наиболее удобные
цля электрометрического метода пи¬
петки изображены на рис. 1. Эти пи¬
петки рекомендованы Крюковым
[2].
а) Подготовка электродной пи¬
петки к работе.
Опытным путем установлено, что
наилучшие результаты при измере¬
нии электропроводности растворов
дают платиновые платинированные
электроды.
Платинирование (покрытие по¬
верхности платиновых электродов
слоем платиновой черни), необходи¬
мое для увеличения удельной по¬
верхности электродов, производится
следующим образом.
Готовят 3%-ный раствор хлорной
платины с добавлением на 100 мл
раствора 0,03 г уксуснокислого свин¬
ца (несколько кристалликов). Рас¬
твор набирают в пипетку. Электроды (оба) для платинирования подсо¬
единяют к отрицательному полюсу сухого элемента или аккумулятора
напряжением около 4 в. К положительному полюсу подсоединяют пла¬
Рис. I. Электродные пипетки
/ — платиновый электрод; 2 — ртуть: 3 — мед¬
ный провод для подсоединения электродной
пипетки к прибору: 4 — резиновая пробка с
продетым сквозь нее медным проводом: 5 —
резиновая трубка — колпачок для закрывания
1икжнего конца пипетки
133
тиновую проволочку, другой конец которой погружают в пипетку с рас¬
твором хлорной платины. Через образованную цепь пропускают ток в
течение 5 мин. при первом платинировании и в течение 2—3 мин. при
повторном. При этом на аноде (положительном электроде) должно про¬
исходить выделение пузырьков. Если платинирование проходит нормаль¬
но, то поверхность электродов приобретает черный бархатистый цвет.
После платинирования электроды тщательно промывают дистилли¬
рованной водой и производят восстановление остатков хлорной платины,
удержанной механически. Для этого в пипетку набирают 10%-ный рас¬
твор серной кислоты, в таком же порядке подсоединяют электроды к
источнику тока и пропускают ток в течение 3—5 мин. По окончании
электролиза электродную пипетку тщательно промывают дистиллиро¬
ванной водой. В нерабочем положении пипетки наполняют дистиллиро¬
ванной водой.
При постоянных измерениях повторное платинирование электродов
необходимо производить не реже, чем 2 раза в год.
Существуют и другие способы увеличения удельной поверхности
электродов, например, путем помещения гладкого платинового электро¬
да на несколько минут в расплавленный цинк (при 450—500°) с после¬
дующей обработкой соляной кислотой.
б) Определение константы электродной пипетки.
Удельная электропроводность — это электропроводность столбика ве¬
щества длиной 1 см при поперечном сечении' 1 см2. Следовательно, ве¬
личина удельной электропроводности зависит не только от состава,
свойств раствора и температуры, но также и от геометрических размеров
электродов — от площади платиновых пластинок и расстояния между
ними.
Влияние геометрических размеров электродной пипетки может быть
устранено путем заданных стандартных условий (площадь каждого
электрода должна быть равна 1 см2, а расстояние между электродами —
1 см). Практически это трудно выполнимо. Более простой прием состоит
в определении величины, характеризующей отклонение изготовленной
электродной пипетки от стандартной. При определенных заданных усло¬
виях для каждой электродной пипетки эта величина постоянная и назы¬
вается константой электродной пипетки. Находят её путем определения
и сравнения удельной электропроводности одного и того же раствора,
измеренной в стандартной (данные имеются в справочных таблицах) и
в изготовленной ячейке.
Так, например, уДельная электропроводность (£) 0,01 п раствора
хлористого калия при 25°, измеренная в стандартной ячейке, равна (из
справочников) 14,13-10-4 ом-'-см~1.
Если измерить электропроводность при 25° 0,01 п раствора КС1 в из¬
готовленной пипетке, то константа пипетки (К) может быть найдена из
уравнения:
где Е — удельная электропроводность, 0,01 п КС1 (из таблицы); Ес —
удельная электропроводность 0,01 п КО, полученная при измерении, или
где Rx — удельное сопротивление, цифра, которую получаем непосред¬
ственно при измерении на приборе.
Предположим, что Rx равно 0,32-104 ом, тогда из уравнений (1) и (2)
находим постоянную пипетки
(О
(2)
К = ERX = 14,13 - 10~4 • 0,32 • 10* - 4,52.
(3)
134
Зная постоянную пипетки, можно измерять сопротивление испы¬
туемых растворов и вычислять удельную электропроводность по фор¬
муле:
(4)
Определение поправки на дистиллированную воду
Удельную электропроводность определяют для каждой новой партии
дистиллированной воды, употребляемой при работе. Ен,о рассчитывает¬
ся по формуле (4):
Еи,о =
К
^н,о
Предположим, что удельное сопротивление воды (Rh,o) равно
0,99• 10®, тогда удельная электропроводность ее
£н,о =
4,52
0,99 • 10»
= 0,05 • 10"* ом~1
см'1.
Удельную электропроводность воды вычитают из удельных электропро
водностей всех испытуемых растворов.
Измерение удельного сопротивления растворов
(на Р-38)
К прибору подводят питание. При помощи корректора стрелку галь¬
ванометра устанавливают на нуль. Электродную пипетку прополаски¬
вают исследуемой жидкостью (10—12-часовой водной вытяжкой, приго¬
товленной при обычном соотношении почвы к воде 1:5, или грунтовой
водой) и наполняют ею. Нижний конец пипетки закрывают резиновым
колпачком, и пипетку подсоединяют к зажимам прибора, которые обыч¬
но обозначают через Rx•
При положении переключателя гальванометра «грубо» переключа¬
телем сопротивлений подбирают такое сопротивление, при котором
стрелка гальванометра дает наименьшее отклонение.
Вращением ручки реохорда подводят стрелку гальванометра к нулю
сначала при положении переключателя гальванометра «грубо», а затем
«точно».
Выключают гальванометр, ставят переключатель в положение «КЗ»
и записывают значение сопротивления R и отсчет на шкале (обозначив
■его через М).
Удельное сопротивление измеряемого раствора:
Rx = RM. (5
Удельная электропроводность его (по формуле (4))
(6)
Все измерения проводятся при постоянной температуре, равной
25 ±0,2°.
Постоянство температуры обеспечивается в сосуде емкостью 2—3 л.
Измерение производят через 3—4 мин. после погружения заполненной
электродной пипетки в сосуд. В последнем хорошо поддерживать тем¬
пературу при помощи ультратермостата, а в случае отсутствия послед¬
него просто добавлением горячей или холодной воды.
Пример расчета: К=4,52; Ен,о =0,05 -10-4; /?=105; М=0,70.
Ех =—£н,о—^ 0,05- 10-*=-^-. 10-*—0,05- 10"* «0,60- 10*.
7 * 0,70-10» 7
135
Переход от электропроводности к засоленности
Как указывалось выше, между электропроводностью солевого рас*
твора и его концентрацией существует прямолинейная зависимость (до
определенного предела засоления). Однако на результаты измерений по
электропроводности влияет не только концентрация, но и химический со¬
став солей в данном растворе.
Засоленные почвы разделяются по составу солей в водных вытяжках
в основном на 3 группы: 1) карбонатные и гидрокарбонатные; 2) суль¬
фатные и 3) хлоридные.
Берлинер и Долгополов [1] показали, что при одной и той же общей
концентрации водного раствора величины электропроводности растворов
располагаются в нарастающем порядке для солей: бикарбонатов, суль¬
фатов и хлоридов, т. е. наиболее высокую удельную электропроводность
имеют хлориды, наиболее низкую—бикарбонаты.
Однако ввиду того, что в исследованных нами почвах бикарбонатное
засоление обусловлено наличием бикарбоната натрия (а не кальция),
порядок расположения величин электропроводности иной (рис. 2).
Рассмотрение кривых на рис. 2 показывает, что нельзя рекомендовать
какую-то одну кривую для почв с разным качественным составом солей.
Для каждого типа засоления почв должна быть построена своя калибро¬
вочная кривая.
Выполнение анализа водных вытяжек и грунтовых
вод с применением электрометрического метода
(солемера)
Определения в этом случае ведут следующим образом: сумму солей
(сухой остаток) в граммах — электрометрически на солемере с исполь¬
зованием полученного описанным выше способом графика; сумму анио¬
нов при помощи коэффициента А; ионы СО», НСО$, СГ, Са", Mg'-
обычным химическим анализом; ионы SO, и Na* +К’—расчетом по раз¬
ности, как описано ниже.
Таблица 2
Сравнительные данные по определению сульфат-иона весовым методом
и по разности (электрометрическим)
Место, номер
образца, дата
Глубина,
см
99
S04, мг эке/100 г почвы
весовой по разности
Расхождение,
%
Яванский р-н
10-25
6,00
6,13
+2,1
Р-К
25—42
6,50
6,72
+3,3
9.VI.1968 г.
42-55
21,39
21,99
+2,8
55-70
20,70
21,05
+1.7
100—130
19,85
20,46
+3,1
130—170
21,83
22,08
+1,1
170-210
21,66
22,08
+1.9
210-250
19,60
20,95
+6,8
250—300
19,68
20,02
+1,7
300-350
19,77
20,12
+1,6
350-420
19,52
20,01
+2,5
То же
20-40
0,60
0,59
-1,7
Р—1
40-55
15,41
15,81
+2,6
8.VI.1968 г
55-70
19,43
19,84
+2,1
70-85
19.25
19,55
+1,5
85-100
22,00
22,45
+2,0
100-130
21,83
22,45
+2,9
130-145
19,95
20,78
+4,5
145-175
20,12
20,85
+3,6
175-230
20,29
20,95
+3,2
230-275
19,68
20,56
+4,5
275-320
19,77
20,61
+4,2
320-400
20,04
20,69
+3,2
Среднее
+2,9
136
Коэффициент А, так же как и кривую, рассчитывают для каждого'
типа почв на основании химического анализа их водных вытяжек. Для
каждого образца, проанализированного химическим методом, находят
отношение между суммой анионов и сухим остатком, затем из получен¬
ных величин отношений вычисляют среднюю арифметическую, которая'
и является коэффициентом А.
Например, сумма анионов для первого анализа равна 0,41 мг•
•экв/100 г почвы, соответствующий ей сухой остаток равен 0,027; отсюда'
Л,=
соответственно А2=
0,41
0,027
1,55
0,101
А -°’72
8 “ 0,047 “
л _ О*98 -
50 - 0,064 ‘
= 15,18;
= 15,35;
= 15,32;
= 15,31,
отсюда:
А среднее = Ai+A»+A3 +А,0 _ 15,18+15,35+15,32+ 15,3i
50 50
Умножая величину сухого остатка, отсчитанного по графику на коэф¬
фициент А, находим сумму анионов в мг-экв/100 г почвы. Вычитая из'
суммы анионов хлор и щелочность в мг-экв/100 г почвы, по разности на¬
ходим SO' в мг-экв/100 г почвы. Умножая полученное число на 0,048
(перевод мг-экв SO' в граммы), находим SO' ,в г/ю0 г почвы. Вычитая
из .суммы (в мг-экв) анионов значение кальция и магния (в мг-экв),
получают величину натрия (а точнее — сумму Na+K) в мг-экв/100 г
почвы. Умножив это число на 0,023 (перевод мг-экв Na- в граммы), по¬
лучим содержание натрия в граммах
на 100 г почвы.
Для обеспечения наибольшей ско¬
рости выполнения анализов необхо¬
димо, чтобы каждую партию образ¬
цов (20—25 штук) анализировали
параллельно двое аналитиков. При
этом партию можно выполнить за
1,5 рабочих дня, при условии, что об¬
разцы заранее подготовлены, т. е.
растерты и просеяны. Каждый из
двух аналитиков должен выполнять
определенные функции. Обязанно¬
сти могут быть распределены, на¬
пример, так: во второй половине дня
один из аналитиков берет партию
навесок (50 г воздушно-сухой почвы
пересыпает через воронку в бутыл¬
ку), другой тут же заливает навеску
пятикратным количеством (250 мл)
дистиллированной воды, закрывает
пробкой и взбалтывает 1—2 мин. В таком виде подготовленные образцы
оставляют до следующего утра. Утром один из аналитиков отбирает для
титрования щелочности 10 мл непрофильтрованной отстоявшейся вытяж¬
ки, другой титрует сразу же карбонатную щелочность. В этой же пробе
после того, как во всех пробах карбонатная щелочность определена, он
оттитровывает бикарбонатную щелочность и хлор.
Первый аналитик в это время отфильтровывает вытяжку и набирает
пробы для титрования кальция и магния. После этого второй аналитик,
кончив титровать щелочность и хлор, приступает к определению кальция
и магния, а первый начинает измерять удельную электропроводность.
Рис. 2. Зависимость удельной электро¬
проводности почвенного раствора от его'
концентрации
Тип засоления: I — бикарбонатов нкальциево-
иаггриевое, // — сульфатно-хлорндное, III —
сульфатное
137
При отсутствии сильнозасоленных образцов, требующих дополни¬
тельных затрат времени на разведение вытяжки, и при условии, что все
титрованные и прочие необходимые реактивы приготовлены и проверены
заранее и построена кривая зависимости электропроводность — сухой
остаток, все определения можно выполнить в течение одного рабочего
дня.
Подсчет сухого остатка и суммы анионов по данным электропровод¬
ности для каждого образца можно произвести за то время (3 мин.), в те¬
чение которого каждый последующий образец приобретает постоянную
температуру (т. е. пока электродная пипетка, наполненная очередной
.вытяжкой и погруженная в термостатируемый сосуд приходит в темпе¬
ратурное равновесие).
Все остальные расчеты, составление сводной таблицы результатов
анализа, подсчет и проверку полученных данных можно произвести в
течение первой половины следующего дня, во второй половине которого
берут следующую партию навесок.
В табл. 2 приведены сравнительные данные по определению суль-
фат-иона обычным химическим (весовым) методом и по разности. Опре¬
деление сульфат-иона по разности производят лишь после того, как по-
.строен калибровочный график. Для построения же графика используют
данные химического анализа для всех определяемых ионов, в том числе
и сульфатного.
Литература
1. Берлинер М. А., Долгополов Н. Н. Электрометрическое определение соле-
содержания почв, грунтов и грунтовых вод. Изд. АН СССР, 1954.
2. К р ю к о в П. А. Кондуктометрические методы в гидрохимических исследованиях.
В кн.: Гидрохимические материалы, т. 22. Изд. АН СССР, 1954.
НИИ почвоведения Дата поступления
МСХ ТаджССР 5.Н.1969 г.
R. G. GORBUNOVA
AN ELECTROMETRICAL METHOD OF WATER EXTRACT
AND GROUND WATER ANALYSIS
It has been shown that the electrometrical method is more suitable for water extract
and ground water mass analyses than the routine chemical method. The precision of elec¬
trometrical method is ±5% as compared with the chemical method. The method is not
much labour and time consuming and does not require complicated and dear equipment.
Only a reliable apparatus to measure the resistance and a pipette with platinum electro-
• des are necessary for the electrometrical analysis.
УДК 631.425.3
Б. Н. МАКАРОВ
К МЕТОДИКЕ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ИНТЕНСИВНОСТИ ВЫДЕЛЕНИЯ
С02 ИЗ ПОЧВЫ
Приведен критический разбор методических рекомендаций Карпачев-
ского и Киселевой [2] по определению интенсивности дыхания почвы. По¬
казано, что при определении интенсивности выделения С02 из почвы необ¬
ходимо учитывать содержание СО* в воздухе сосуда-изолятора и его
площадь.
При почвенных и агрохимических исследованиях в последнее время
все большее значение придается изучению газового режима почвы и осо¬
бенно одному из его элементов — дыханию почвы. Выделение углекис¬
лого газа из почвы (дыхание почвы) характеризует биологическую
активность почвы, интенсивность биохимических процессов в почве и
является одним из показателей плодородия почвы и эффективности агро¬
технических приемов. В связи с этим большое значение приобретает при¬
менение простой и надежной методики определения интенсивности дыха¬
ния почвы. Как отмечалось [3—5], наибольшее распространение-полу¬
чили методы обогащения (Люндегорда—Макарова) и абсорбции (Бор-
неман, Хабер, Штатное). Метод абсорбции более простой, не требует
громоздкого оборудования, но, как показали исследования [3], резуль¬
таты определений по методу абсорбции получаются значительно ниже,
чем по методу обогащения, что зависит от площади поглотителя и экспо¬
зиции. Несмотря на заниженные результаты, метод абсорбции вполне
применим при сравнительных исследованиях.
За последнее время появились работы [2, 5], посвященные разбору
метода абсорбции и дальнейшему его совершенствованию. Такие работы
следует приветствовать. Но, к сожалению, в некоторых из них допускают¬
ся неверные рекомендации, что может привести к получению искажен¬
ных данных об интенсивности дыхания почвы.
Так, мы не можем согласиться с рядом положений и рекомендаций
по усовершенствованию метода абсорбции, содержащихся в статье Кар-
пачевского и Киселевой [2].
В отличие от распространенного метода Штатнова ^дальнейшими
модификациями (увеличение площади поглотителя, подставки и др.),
Карпачевский и Киселева предложили применять микроколичества ще¬
лочи (2—5 мл), экспозицию 20 мин., не делать определений исходного
содержания С02 в воздухе сосуда-изолятора и пересчет результатов
определений производить не на площадь сосуда-изолятора, а на площадь
поглотителя (чашки Петри или Коха). По утверждению названных авто¬
ров при таком методе определения дыхания почвы результаты близко
совпадают с результатами, получаемыми по методу обогащения. Однако
в статье сравнительных данных, полученных одновременно двумя мето¬
дами, не приводится. Авторы делают такое заключение, очевидно, только
на основании числовых значений полученных величин.
В связи с тем, что применение новых неверных методических рекомен¬
даций может привести не только к искажению результатов исследований
и неверным выводам, но и сделает несопоставимыми результаты иссле¬
дований отдельных авторов, мы провели в 1969 г. ряд полевых исследо¬
ваний, чтобы убедиться в правильности предложенных Карпачевским и
Киселевой «уточнений» метода абсорбции. Определения проводили на
дерново-среднеподзолистой среднесуглинистой почве под паром (Истрин¬
ский р-н Московской обл.) в соответствии с предложениями Карпачев-
ского и Киселевой (5 мл 0,2 и КОН, титрование 0,05 п H2SO4, экспозиция
20 мин. 1, 2 и 3 часа). Дополнительно были проведены исследования по
139
выяснению влияния концентрации и количества щелочи, площади изоля¬
ции, интенсивности поглощения СОг щелочью из воздуха на результаты
определения интенсивности дыхания почвы.
В табл. 1 приведены результаты определений интенсивности дыхания
почвы по Карпачевскому и Киселевой и пересчет как на площадь сосуда-
изолятора, так и на площадь поглотителя с учетом и без учета началь¬
ного содержания С02 в воздухе сосуда-изолятора. В процессе изучения
этого вопроса нами установлено следующее.
1. Карпачевский и Киселева предлагают не учитывать начальное со¬
держание С02 в воздухе сосуда-изолятора, а за контроль принимать ко¬
личество кислоты, пошедшее на титрование взятого объема щелочи.
Такая же рекомендация содержит в методической работе коллектива
авторов [1].
С такими предложениями никак нельзя согласиться. При определе¬
нии дыхания почвы мы определяем количество С02, которое выделилось-
из почвы в атмосферу, т. е. на сколько увеличилась концентрация С02
в сосуде-изоляторе, в котором уже содержался углекислый газ (0,03—
0,05 объемных %, или 0,6—1,0 мг/л СОг). Поглотитель — щелочь будет
поглощать С02 как бывший в сосуде до постановки опыта, как и выде¬
лившийся из почвы. Поэтому пренебрежение исходным содержанием СО*-
существенно скажется на результатах определений.
Как видно из табл. 1, когда не учитывали содержание С02 в воздухе,
результаты интенсивности дыхания почвы были значительно выше (в 2—
3 раза), чем в том случае, когда одновременно определялось и содержа¬
ние С02 в воздухе сосуда-изолятора.
Необходимость учета содержания 0О2 в воздухе сосуда-изолятора
подтверждается следующими данными: при экспозиции 20 мин. погло¬
щалось щелочью из воздуха сосуда-изолятора 0,7—1,0 мг С02, при
1 час.— 1,4—1,9, при 2 час.— 1,8—2,2, при 3 час.— 2,2—2,7 мг С02. В сред¬
нем это составляло 37, 68, 83 и 97% от содержания С02 в воздухе сосуда-
изолятора. Причем в разные дни при одной и той же экспозиции погло¬
щается неодинаковое количество СОг. что зависит от условий проведения
определений (температуры воздуха, содержания СОг в нем и др.). По¬
этому каждый раз необходимо определять исходное содержание С02 в
воздухе сосуда-изолятора.
Таблица 1
Сравнение результатов определений интенсивности дыхания почвы различными
методами (кг/га С02 в час)
Экспози¬
ция
Способ пересчета на
игощадь
Дата определений
И VIII
l9.VIIl|
20.VIII
26. VIII
28.Vin|
10.IX
среднее \
20 мин.
Сосу да-изо ля то р а
0,72
0,71
0,75
0,96
1,00
1,53
0,94
То же
2,00
1,85
2,35
3,75
2,92
2,96
2,70
Поглотителя
1,29
1,56
1,64
2,11
2,17
3,27
2,00
То же
4,30
4,05
3,28
8,21
6,38
6,50
5,50
1 час.
Сосуда-изолятора
0,72
0,54
0,72
0,83
0,81
1,25
0,81
То же
1,64
1,15
1,42
1,55
2,71
2,01
1,74
Поглотителя
1,55
1.19
1,55
1,80
1,76
2,70
1,75
То же
3,42
2,70
3,06
3,36
3,72
4,67
3,50
2 час.
Сосуд а - и зо лято р а
—
—
0,89
0,77
—
1,18
0,95
То же
—
—
1,47
1,35
—
1,78
1,52
Поглотителя
—
—
1,91
1,67
—
2,56
2,03
То же
—
—
3.17
2,90
—
3,74
3,27
3 час.
Сосуда-изолятора
—
—
0,76
0.54
—
0,86
0,72
То же
—
—
1,23
1,04
—
1,40
1,23
Поглотителя
—
—
1,65
1,17
—
1,90
1,58
То же
—
—
2,76
2,21
~ -
3,20
2,72
Примечание В строках для «сосуда-поглотителя» и «поглотителя» данные приведены с учетов
исходного содержания СО* в воздухе сосуда-изолятора; в строках сто же» — без у«-ета кс: одного содер*
жания СО* в воздухе сосуда-иэо ятора.
140
2. Совершенно необоснованно авторы делают вывод [2] о том, что
•«...величина изолированной площади (при сроках экспозиции 0,2 п КОН
до 24 час.) и даже сама изоляция не оказывает существенного влияния
на поглощение». На основании этого вывода авторы предлагают рассчи¬
тывать интенсивность выделения С02 из почвы не на площадь изоляции,
а на площадь поглотителя. Согласиться с этим никак нельзя. Известно,
что чем больше С02 в воздухе, тем больше его поглотится щелочью. При
хорошей изоляции от атмосферного воздуха может поглотиться или весь
или определенное количество С02, находившегося в сосуде-изоляторе.
Без изоляции к поглотителю будет постоянный приток С02 из окружаю¬
щего воздуха, и поэтому количество поглощенного углекислого газа в
этом случае будет значительно больше, чем при изоляции.'
Для подтверждения этого мы провели несколько определений в 3—
4-кратной повторности. При разной экспозиции чашки Коха (d—9,5 см)
с 0,2 п КОН тщательно изолировали 3-литровыми сосудами от окружаю¬
щего воздуха. Рядом такие же чашки оставляли без изоляции. В сред¬
нем из 15 определений при экспозиции 20 мин. поглощалось из сосуда-
изолятора 0,88, без изоляции 2,8, при экспозиции 1 час. соответственно
1,6 и 5,2, при 2 час. 1,9 и 7,3, при 3 час. экспозиции — 2,2 и 7,7 мг С02,
т. е. без изоляции, как и следовало ожидать, поглощалось С02 щелочью
значительно больше, чем из ограниченного количества воздуха сосуда.
По-видимому, в опытах Карпачевского и Киселевой не было хорошей
изоляции щелочи от окружающего воздуха.
При определении дыхания почвы углекислый газ выделяется из почвы
в сосуд-изолятор, и очевидно, что количество поступающего С02 из почвы
в сосуд-изолятор будет зависеть и от изолируемой площади почвы. Раз
будет больше или меньше поступать С02 в сосуд-изолятор, соответствен¬
но будет меняться и количество поглощенного С02 щелочью, следова¬
тельно, результаты определений интенсивности дыхания почвы будут
зависеть от площади изолированной поверхности почвы.
Так например, для изоляции почвы были взяты сосуды с площадью
1,5 дцм2 и 5 дцм2 и определения проведены одновременно на одном и том
же участке с одинаковыми поглотителями (чашки Коха). Как видно из
табл. 2, четко выявляется влияние площади изоляции на результаты
•определений и вместе с тем неверность расчета на площадь поглотителя.
Эти данные также показывают на важность соотношения между пло¬
щадью сосуда-изолятора и поглотителя, что отмечалось в опубликован¬
ных нами работах [3, 5].
Карпачевский и Киселева правильно пишут, что количество погло¬
щенного С02 щелочью зависит от площади поглотителя. Однако в табл. 1
приведены данные, свидетельствующие о том, что при площади поглоти-
Таблица 2
Влияние площиди сосуда-изоляпора на результаты определений интенсивности
выделения СОг из почвы (кг/га/час)
Экспо¬
зиция
Способ пересчета
на площадь
25.VIII |
28.VIII |
28 VIII
площадь сосуда-изолятора.
дцм*
1.5
5,0
1.5
5.0
1.5
5.0
20 мин.
Сосуда-изолятора
0,87
0,51
0,96
0,46
1,00
0,17
То же
2,66
1,15
3,75
1,31
2,92
0,97
Поглотителя
1,92
3,32
2,11
3,75
2,17
1,25
То же
5,85
9,80
8,21
9,40
6,38
6,85
1 час.
Сосуда-изолято ра
0,85
0,41
0,83
0,25
0,81
0,32
То же
2,15
1,05
1,55
0,69
1,71
0,73
Поглотителя
1,81
2,90
1,80
2,06
1,76
2,19
То же
4,65
7,48
3,36
4,85
3,72
5,00
Пр ииечание. Прием учета СО< см в табл 1.
теля 30 и 78 см2 без изоляции и с изоляцией получились одинаковые ре¬
зультаты, что совершенно не объяснимо.
Таким образом, нельзя согласиться с предложением Карпачевского и
Киселевой рассчитывать результаты определения интенсивности дыха¬
ния почвы на площадь поглотителя.
Как видно из данных в табл. 1 и 2, при таком способе расчета резуль¬
таты определений получаются завышенными в несколько раз. В статье
Карпачевского и Киселевой не приведены сравнительные данные расчета
на площадь сосуда-изолятора и поглотителя.
3. Как отмечалось ранее [3, 4], важное значение при определении ды¬
хания почвы методом абсорбции имеет экспозиция, которая должна
устанавливаться с учетом интенсивности выделения С02 из почвы. При¬
знавая это положение, Карпачевский и Киселева вместе с тем предла¬
гают брать экспозицию 20 мин., которая при слабой интенсивности ды¬
хания почвы крайне мала, так как вследствие небольших различий в
поглощении CQ2 из контрольного сосуда и сосуда, экспонируемого на
почве, будут большие погрешности в определении. Так, при экспозиции
20 мин. разница в титровании щелочи контрольного сосуда (воздух) и
сосуда, экспонируемого на почве, составляет всего 0,2—0,6 мл при боль¬
шой пестроте в повторностях. А 0,1 мм 0,05 п кислоты соответствует
выделению 0,22 кг С02 га/час. Кроме того, при 20-минутной экспозиции
поглощается всего лишь 37% исходного содержания С02 в воздухе сосу¬
да-изолятора.
4. В связи с тем, что в процессе поглощения С02 нейтрализуется 0,5—
1,0 мл щелочи и с целью экономии реактивов, Карпачевский и Киселева
предлагают брать 2—5 мл щелочи, применяя при этом микробюретки.
Экспериментальных же данных по проверке такой рекомендации в статье
не приводится. Применение такого небольшого количества щелочи за¬
труднено тем, что не вся поверхность чашки Коха покрывается равно¬
мерно щелочью, и кроме того, как показали наши определения, при ма¬
лом объеме щелочи уменьшается поглощение С02. Предложение авторов
применять химические стаканчики диаметром 5—6 см противоречит их
же высказываниям, что чем больше площадь поглотителя, тем больше
поглощается С02.
Определение интенсивности выделения С02 из почвы с применением
5 и 10 мл 0,2 п КОН показало, что в среднем из 12 определений при 5 мл
щелочи результат определений равнялся 0,54, а при 10 мл щелочи —
0,97 кг С02 га/час. Такие же результаты получены и при поглощении С02
из воздуха без изоляции. При 5 мл щелочи поглотилось при экспозиции
20 мин. 3,2; при часовой экспозиции 5,6, а при 10 мл щелочи соответ¬
ственно 5,6 и 9,7 мг С02.
Данные результаты согласуются с теоретическими положениями, из¬
ложенными в статье [2]. Таким образом, при определении дыхания поч¬
вы методом абсорбции следует брать 10 мл щелочи, хотя и будет оста¬
ваться большой ее избыток.
Следует согласиться с предложением Карпачевского и Киселевой
применять при определении дыхания почвы 0,2 п раствор КОН. Сравни¬
тельные исследования показали (среднее из 12 определений), что при
применении 10 мл 0,1 л КОН результаты равнялись 0,80 кг СОг га/час,
а при применении 10 мл 0,2 п КОН— 1,17, т. е. почти на 50% были выше.
При определении поглощения С02 из воздуха без изоляции 10 мл 0,1 п
КОН при 20 мин. экспозиции поглотили 3,0 мг С02, при часовой экспози¬
ции 6,2, а 10 мл 0,2 п КОН поглотили соответственно 5,1 и 9,7 мг С02.
Приведенный Карпачевским и Киселевой статистический паспорт [2]
не дает возможности судить о правильности предложенных изменений в
методике определения дыхания почвы, так как нет данных по сравнению
двух методов. Данные, приведённые в табл. 2, в работе этих авторов по¬
казывают только статистическую обработку результатов, полученных
одним методом.
142
Результаты определений интенсивности выделения С02 с поверхности
дерново-подзолистых почв широколиственно-еловых лесов, приведенные
в статье, вызывают сомнение очень высокими показателями, составляю¬
щими даже в осенние месяцы более 10 кг/га/час. Эти высокие показатели
также указывают на неправильность методических рекомендаций Карпа-
чевского и Киселевой.
Карпачевский и Киселева пишут, что первые результаты их опытов
показали, что метод (имеется в виду метод абсорбции) дает явно зани¬
женные величины (в пределах 0,2—0,5 кг С02 га/час) по сравнению с ме¬
тодом Люндегорда — Макарова (8—16 кг С02 га/час). Приведенные ими
различия в величинах СОг, полученные двумя методами, просто неве¬
роятны. К сожалению, в статье не приводятся данные по сравнению двух
методов определения дыхания почвы (абсорбции и обогащения).
Следует указать, что метод абсорбции впервые был предложен Бор-
неманом и Люндегордом, а не Вальтером и Хабером.
На основании всего вышеизложенного определение интенсивности
дыхания почвы методом абсорбции должно проводиться следующим об¬
разом. На поверхность почвы на подставке (треножнике) ставят чашку
Петри или Коха с 10 мл Q,2 п раствора щелочи. Чашку накрывают сосу¬
дом-изолятором, края которого заглубляют в почву на 1,5—2 см. После
экспозиции (экспозиция устанавливается в зависимости от интенсив¬
ности выделения С02 из почвы — для дерново-подзолистых почв она
должна быть не менее 1 час.) сосуд-изолятор снимают и избыток щелочи
оттитровывают 0,05 п кислотой по фенолфталеину.
Одновременно производят определение исходного содержания С02 в
воздухе сосуда-изолятора, для чего чашку со щелочью ставят под сосуд-
изолятор на поддоннике и тщательно изолируют от атмосферного воз¬
духа (подкисленной водой, пластилином и др.). Расчет производят с
учетом площади сосуда-изолятора.
В заключение следует сказать, что при определении интенсивности
выделения С02 из почвы необходимо учитывать исходное содержание
С02 в сосуде-изоляторе и его площадь, применять больший объем щело¬
чи, экспозицию устанавливать в зависимости от интенсивности выделе¬
ния С02 из почвы.
Литература
!. Агрофизические методы исследования почв. «Наука», 1966.
2. Карпачевский Л. О., Киселева Н. К. О методике определения и некоторых
особенностях выделения С02 из почв под широколиственными лесами. Почвоведе¬
ние, 1969, № 7.
3. М а к а р о в Б. Н. Упрошенный метод определения дыхания почвы (и биологиче¬
ской активности). Почвоведение, 1957, № 9.
4. Макаров Б. Н., Мацкевич В. Б. Методы определения состава почвенного воз¬
духа и интенсивности газообмена между почвой и атмосферой. В кн.: Физико-хи¬
мические методы исследования почв. Адсорбционные и изотопные методы. «Наука»,
1966.
5. М и н а В. Н. Опыт сравнительной оценки методов определения интенсивности ды¬
хания почвы. Почвоведение, 1962, № 10.
Почвенный институт Дата поступления
им. В. В. Докучаева 31.Х.1969
В. N. MAKAROV
CONTRIBUTION ТО THE METHODS FOR THE DETERMINATION OF C02
INTENSITY OUTGO FROM SOIL
Critical comments on methodical recommendations of Karpachevsky and Kiseleva-
on soil respiration intensity are presented.
It has been found that it is necessary to estimate the C02 content in the air of the
«vessel-isolator» and its surface area when the intensity of C02 outgo from the soil is
determined.
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1970
Нк 5
ХРОНИКА
СОВЕЩАНИЕ ПО ПРОБЛЕМАМ «РАСТИТЕЛЬНОСТЬ, ПРОМЫШЛЕННЫЕ
ЗАГРЯЗНЕНИЯ И РЕКУЛЬТИВАЦИЯ ЗЕМЕЛЬ,
НАРУШЕННЫХ ПРОМЫШЛЕННОСТЬЮ»
С 26 по 28 ноября 1969 г. в Свердловске состоялось IV Уральское научно-коорди¬
национное совещание по проблемам, указанным в названии статьи. По числу участни-
ikob (Н6 человек), по представительству (присутствовали специалисты из 50 учреж¬
дений различных городов страны) и по широте обсуждаемой тематики совещание было
по существу всесоюзным.
Для обсуждения было представлено более 50 докладов, в которых освещались
вопросы влияния промышленных выбросов предприятий перерабатывающей промыш¬
ленности на почвы и растительность, вопросы восстановления (рекультивации) земель,
нарушенных и загрязненных промышленностью.
На пленарном заседании первым выступил Б. П. Колесников. В своем при¬
ветствии и в докладе он изложил основные задачи и направления исследований по на¬
званным проблемам в целом, а также итоги работы уральских ученых в этой области.
В первый день были заслушаны также доклады по различным вопросам. В дальней¬
шем обсуждение проходило по секциям. На заключительном пленарном заседании под¬
ведены итоги, закончена дискуссия по общим вопросам, разработано и принято реше¬
ние совещания.
Работа совещания проходила в двух секциях.
В работе первой секции основное внимание уделялось загрязнению воды, воздуха
.и почв промышленными выбросами и их влиянию на растительность. Значительная
часть докладов была посвящена вопросам газоустойчивости растений и изменениям,
происходящим в растительном организме под влиянием выбрасываемых предприятия¬
ми пыли, сернистого ангидрида, фенолов, окиси углерода и т. д. (доклады Ю. 3. Ку¬
лагина; С. А. Мамаева, В. М. М а к о г о н о в а, В. И. X о н а х б е е в а, В. П. Та¬
ра бри на; В. В. Фиргер, В. С. Николаевского и др.; Л. К. Серебряко¬
вой ит. д.).
Интересны результаты изучения влияния минерального питания на газоустойчи-
вость растений (доклады В. М. Бабкиной, В. М. Яценко, Т. Н. Кузнецовой,
JVL Т. Андреевой) и последствий загрязнения почвы атмосферными выбросами
предприятий (доклады Г. А. Шестаковой, Г. Г. Казанцевой; В. С. Макого¬
нов а и др.).
Работа второй секции была в основном направлена на обсуждение методов рекуль¬
тивации территорий, поврежденных открытыми и подземными горными разработками,
засыпанных золоотвалами и занятых хвостохранилищами металлургических предприя¬
тий. В тематике докладов можно выделить несколько основных направлений.
1. Обсуждению основных принципов и задач рекультивации, организации, эконо¬
мике и проектированию рекультивационных работ были цосвящены доклады Е. П. До-
р о н е н к о, А. Я. Элькина; И. В. Лазаревой; Л. В. Моториной; В. А. Ов¬
чинникова; Л. В. Е т е р е в с к о й; В. А Панова; И. И. 3 а у д а л ь с к о г о и др.
В докладе Е. П. Дороненко и А. Я. Элькина поднят очень важный вопрос
•о необходимости скорейшего введения земельного кадастра и учета его при проекти¬
ровании и эксплуатации месторождений полезных ископаемых.
Многие участники совещания отмечали необходимость более широкого привлечения
экономистов к решению ряда вопросов по оценке ущерба, наносимого земельным ресур¬
сам, к эффективности рекультивационных работ.
Л. В. Мо торина в своем выступлении отметила заметно возросшее за послед¬
ние годы внимание к проблеме рекультивации земель и возвращению их в хозяйствен¬
ное использование.
Одновременно с накоплением фактических данных по различным районам страны
-назрела необходимость усилить внимание к теоретическим обобщениям по этой быстро
развивающейся проблеме, к разработке единых принципов исследования и унифика¬
ции методик. На необходимость углубления теоретических исследований по этим во-
144
лросам указывали в своих выступлениях также Н. И. Горбунов, Т. С. Чибрик.
Л. М. Моторина обратила внимание участников совещания на обязательность
четкого определения значения и объемов как самого термина «рекультивация», так
и этапов рекультивации («технического» или «горнотехнического» и «биологического»),
отчего во многом зависит правильность организации рекультивационных работ. Введе¬
ние новых недостаточно обоснованных терминов ийи произвольная их замена приводят
к большой путанице В частности, нельзя подменять термином «фитомелиорация» по¬
нятия «рекультивация» в целом или хотя бы ее биологического этапа.
С. С. Трофимов призывал обратить внимание на рациональную реконструк¬
цию ландшафта нарушенных промышленностью территорий, на необходимость восста¬
новления тех элементов ландшафта, которые были нарушены.
2. Изложению результатов изучения минералогического состава, физических и хи¬
мических свойств пород промышленных отвалов, принципам их классификации, а так¬
же мероприятиям по повышению плодородия грунтовых смесей в отвалах были посвя¬
щены доклады Н. И. Горбунова, Б. М. Туник и Э. Л. Д о д а т к о; Г. А. Зай¬
цева, А. И. С а в и ч а; В. М. Попова; Ф. К. Р а г и м - з а д е, С. А. Таранова,
С. С. Трофимова; Л. Райда и др. Оживленную дискуссию вызвало выступление
Н. И. Горбунова по вопросу классификации вскрышных пород на основе изучения
их минералогического состава. Большинство выступавших высказались за необходи-
мость расширения и продолжения этих исследований.
3. В значительной части докладов рассматривались результаты изучения особен*
ностей роста и развития растений на промышленных отвалах. Исследовалась зависи¬
мость развития растений от механического состава, водного режима и химизма грун¬
товых смесей на отвалах открытых буроугольных разработок в Подмосковном бас¬
сейне и влияние растений на состав и свойства грунтов (доклады Л. В. Моториной,
Т. И. Ижевской и В. Н. Чеклиной). Приведены материалы по изучению осо¬
бенностей формирования растительных сообществ в зависимости от характера отвалов
и состава слагающих пород, [в. В. Т а р ч ев с к и й[,Т. С. Чибрик; Н. Б. Логинова;
В. М. Шик; И. И. Шилова, Г. В. Зуева; j В. В. Тарчевский ; Р. В. А в т о-
неева; М. В. Хамидулина; И. А. Добровольский, А. Т. Ефанов и др.
сообщили об анализах состава водорослей, поселяющихся на различных промышлен-
лых отвалах, и осветили их роль на первых этапах зарастания (Л. Б. Неганова).
4. Большой интерес представили доклады, освещавшие опыт использования отва¬
лов под облесение в Кузбассе и Эстонии (Л. П. Баранник, С. С. Трофимов;
Э. К а ар), для возделывания виноградников в Грузии (А. Д. Гогатишви л и),
опыт озеленения шахтных терриконов на Украине (М. Л. Рева, В. И. Бакланов).
5. Особое направление представляют доклады, посвященные условиям проведения
рекультивационных работ на горнотехническом этапе. Докладчики Е. П. Доронен-
ко и А. Я, Элькин подчеркнули, что важнейшим условием в системе рекультнва-
ционных работ являются четкая агрохимическая характеристика пород вскрыши и
составление картосхем распределения плодородных и потенциально плодородных по¬
род вскрыши по территории месторождения. Для обеспечения сохранения почвы, ее
удаления с места выработок, складирования и дальнейшего рационального использо¬
вания необходимо, чтобы все эти работы были обязательным звеном технологического
процесса отвалообразования и предусматривались в сметно-финансовых расчетах
проекта. Ю. И. Денисов и И. Г. Шепелев попытались обосновать возможность
математического моделирования оптимальных почвообразующих смесей горных пород
в отвалах.
Совещание приняло решение, в котором отметило важность и значимость проведен¬
ных исследований и наметило ряд мероприятий по улучшению и расширению научно-ис¬
следовательских и практических работ в этой области.
Совещание обратилось с просьбой к Госкомитету Совета Министров УССР по
охране природы, Украинскому научно-исследовательскому институту почвоведения и
агрохимии им. А. Н. Соколовского взять на себя инициативу созыва на Украине в
1971 г. II Всесоюзного совещания по рекультивации и борьбе с промышленными за¬
грязнениями. Совещание просило также Центральную лабораторию охраны природы
МСХ СССР и Государственный институт земельных ресурсов организовать методиче¬
ское совещание по вопросам рекультивации земель.
Л. В. Моторина, Н. И. Горбунов
Ю Почвоведение, <№ 5
145
ИВАН ПАВЛОВИЧ ГРЕЧИН|
18 сентября 1969 г. на 57-м году жизни в расцвете творческих сил скоропостижно
скончался доктор сельскохозяйственных наук, профессор кафедры почвоведения Мос¬
ковской сельскохозяйственной академии имени Тимирязева Иван Павлович Гречин*
И. П. Гречин родился в 1913 г. в семье рабочего ткацкой фабрики. Трудовой путь
он начал в семнадцать лет: 1930—«1931 гг.; работал счетоводом колхоза и учителем
начальной школы. В 1931 г. И. П. Гречнн поступил в Московскую сельскохозяйствен¬
ную академию нм. Тимирязева» которую окончил с отличием в 1936 г.
Вся дальнейшая работа И. П. Гречина была связана с кафедрой почвоведения
Московской сельскохозяйственной академии им. К* А. Тимирязева. Здесь он окончил
аспирантуру и защитил в 1947 г. кандидатскую диссертацию на тему «Лесостепные
почвы Шацкого района Рязанской области и Мценского района Орловской области»,,
работал ассистентом, доцентом и после защиты в 1965 г. докторской диссертации про¬
фессором. В течение ряда лет И. П. Гречин заведовал кафедрой почвоведения Тими¬
рязевской академии и вложил много сил в совершенствование педагогического про¬
цесса.
В 1941—1945 гг. И. П. Гречин был в рядах Советской Армии.
Научную работу И. П. Гречин начал студентом академии и продолжал ее до по¬
следнего дня своей жизни. Научная деятельность его была весьма многообразной. Он
уделял много внимания географическим исследованиям северо-таежной зоны европей¬
ской части СССР и Дальнего Востока. В течение многих лет И. П. Гречин был науч¬
ным руководителем почвенно-геоботанической экспедиции Тимирязевской академии,,
работающей в различных областях таежно-лесной зоны СССР. И. П. Гречин принимал
активное участие в редактировании и подготовке к изданию 12-томного собрания сочи¬
нений академика В. Р. Вильямса.
Основное направление исследований И. П. Гречина связано с изучением воздуш¬
ного режима почв. Им проведены оригинальные полевые и лабораторные исследования
по динамике кислорода и углекислого газа почвенного воздуха и выяснению их роли
в почвенных процессах и продуктивности растений. Эти исследования им обобщены и
докторской диссертации «Свободный кислород и его роль в почвенных процессах таеж¬
но-лесной зоны европейской части СССР». Они значительно обогащают наши пред¬
ставления о газовом режиме почв, имеют исключительно большое значение в разра¬
ботке ряда теоретических проблем почвоведения, а также важное значение для прак¬
тики земледелия.
146
И. П. Гречин всегда стремился сочетать теоретические исследования с эффектив¬
ным решением практических вопросов земледелия нечерноземной полосы. В последние
годы Иван Павлович был полон творческих замыслов, он усиленно работал со своими
учениками над изучением почвообразования в условиях интенсивного использования
почв в сельскохозяйственном производстве. И. П. Гречин отдал много труда и энергии
подготовке молодых специалистов и научных работников в области сельского хозяй¬
ства. Он был одаренным педагогом, прекрасным методистом и хорошим организато¬
ром. И. П. Гречин является автором и редактором многих учебных пособий и учебни¬
ков по почвоведению для сельскохозяйственных вузов страны. Под руководством
И. П. Гречина выполнено несколько кандидатских диссертаций.
Научное наследие И. П. Гречина составляет свыше 50 опубликованных работ*
Научную и педагогическую деятельность И. П. Гречин умело сочетал с большой
общественной работой. Он в течение многих лет бессменно был парторгом кафедры.
Несколько раз его избирали в состав партбюро факультета и парткома академии.
И. П. Гречин принимал активное участие в работе Высшей аттестационной кюшюоии
и Всесоюзного общества почвоведов.
Заслуги И. П. Гречина как ученого, педагога и общественного деятеля были вы¬
соко оценены правительством — он награжден орденом «Знак Почета» и медалями.
В лице И. П. Гречина почвоведение потеряло прекрасного человека, неутомимого
труженика, отдавшего много сил и энергии отечественному почвоведению.
За высокую принципиальность, честность, трудолюбие, доброжелательное отноше¬
ние к людям И. П. Гречина глубоко уважали все, кто работал или общался с ним.
Память об И. П. Гречине — ученом-почвоведе, талантливом педагоге навсегда со¬
хранится в сердцах его друзей, товарищей и учеников.
Коллектив кафедры почвоведения ТСХА
и Почвенно-агрономического музея им. В. Р. Вильямса
[ВАСИЛИЙ ФЕДОРОВИЧ ШУБИН
7 декабрА 1969 г. скоропостижно скончался доктор сельскохозяйственных наук,
профессор; заведующий кафедрой общего земледелия Волгоградского сельскохозяй¬
ственного института Василий Федорович Шубин.
Василий Федорович родился 25.IV 1908 г. в селе Алешкове, Богородского р-на.
Горьковской обл., в семье крестьянина-бедияка.
В 1929 г. В. Ф. Шубин окончил агрономический факультет б. Нижегородского госу¬
дарственного университета по специальности ученого агронома.
В июне 1937 г. ему была присуждена ученая степень кандидата сельскохозяйствен¬
ных наук, а в июне 1949 г. он успешно защитил докторскую диссертацию на тему «При¬
родные условия пустыни Гоби и опыт ее земледельческого освоения».
С 1940 по 1945 г. В. Ф. Шубин находился на работе в Монгольской Народной
Республике консультантом Комитета наук при Совете Министров МНР.
По возвращении на Родину он работал доцентом кафедры общего земледелия и
декаиом агрономического факультета Горьковского сельскохозяйственного института.
В 1947 г. В. Ф. Шубин был назначен директором Горьковского сельскохозяйствен¬
ного института.
С 1951 г. до конца своей жизни В. Ф. Шубин заведовал кафедрой общего и оро¬
шаемого земледелия Волгоградского сельскохозяйственного института.
В. Ф. Шубин внес большой вклад в развитие теории и практики земледелия. Его
перу принадлежат более 100 крупных работ. Лично им и под его руководством были
проведены большие научные исследования в области интенсификации орошаемого
земледелия Нижнего Поволжья, освоения целинных и залежных земель, развития
научных основ построения севооборотов, использования сточнЬ-промышленных вод в
сельском хозяйстве.
Имя Василия Федоровича связано с становлением земледелия в МНР. Его труд
«Земледелие МНР» является настольной книгой каждого специалиста и ученого мон¬
головеда.
Свой богатый опыт и знания Василий Федорович щедро, без остатка отдавал на¬
родам и других социалистических стран. Широко известны его исследования по сель¬
скому хозяйству Кубы, в которых ой сосредоточил главное внимание на вопросах
интенсификации сельского хозяйства этой страны.
Имя В. Ф. Шубина широко известно и за рубежом, где он неоднократно на все¬
мирных конгрессах достойно представлял нашу сельскохозяйственную науку. Как член
Международного общества почвоведов, В. Ф_ Шубин принимал активное участие в
Щ
международных конгрессах почвоведов: в 1960 г. на VII конгрессе в США, в 1964 г.
на VIII конгрессе в Бухаресте.
В. Ф. Шубиным в ряде статей в центральных журналах по результатам его загра¬
ничных поездок были освещены основные итоги работы Ротамстедской станции, ста¬
рейшего опытного учреждения и были опубликованы статьи о сельском хозяйстве
Англии, об особенностях системы сухого земледелия в США, о водной эрозия
в США и др.
Большую работу проделал В. Ф. Шубин в области подготовки научных кадров.
В молодой смене ученых он видел всегда залог дальнейшего роста и успехов поч¬
воведения. Им подготовлено 12 кандидатов и докторов наук. Он был страстным пропа¬
гандистом всего передового и нового в сельском хозяйстве. Деятельность ученого и
педагога он »всепда ставил на службу тесного и 0(рганического союза науки с колхоз¬
но-совхозным производством.
В. Ф. Шубин, состоя около 40 лет в рядах КПСС, всегда был примером активного
участия в партийной и общественной работе. Его избирали членом Горьковского и
Волгоградского обкомов партии и делегатом XXII съезда КПСС.
Многосторонняя деятельность Василия Федоровича Шубина высоко оценена Со¬
ветским правительством. Он был награжден орденом Трудового Красного Знамени,
орденом «Знак Почета» и медалями. Его работа в Монголии отмечена высшей награ¬
дой МНР — орденом «Полярная Звезда».
Светлая память о Василии Федоровиче Шубине навсегда сохранится в сердцах
его товарищей и учеников.
По поручению Волгоградского отделения Всесоюзного общества почвоведов.
А. С. Радов, П. П. Бегучее, А. М. Гаврилов
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
1970
J* 5
БИБЛИОГРАФИЯ
ФАКТОРЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ, ГЕНЕЗИС, ГЕОГРАФИЯ,
КАРТОГРАФИЯ ПОЧВ
Алтае-Саянская горная область. М., Изд. «Наука», 1969. 415 стр. с илл. и карт. (АН
СССР. Сиб. отд-ние. Ин-т геологии и геофизики. История развития рельефа Сибири
и Дальнего Востока. Библ. стр. 377—412.
Березин А. М., Вавилов Е. И. и Григорьев Ал. Г. Индикационная роль лес¬
ной растительности при дешифрировании почв и четвертичных отложений. Л. Изд.
«Наука», Ленингр. отд-ние, 1969. 128 стр. с илл. (АН СССР. Лаборатория аэро¬
методов М-ва геологии СССР). Библ. стр. 124—27.
Б л ю м и н М. А. Опыт создания фотокарт масштаба 1:25 000 на болотные районы.
Геод. и картография, 1969, N® 4, стр. 57—59.
Гедеонов А. Д. О колебаниях климата в северном полушарии. Тр. Гл. геофиз. об-
серв., вып. 227, 1968, стр. 71—81. Библ. 13 назв.
Дибцев Е. Н. Классификация ландшафтов и урочищ Сосьвинского Приобья. Докл.
Ин-та географии Сибири и Дальн. Востока, вып. 13, 1966, стр. 3—11.
Жизнь Земли. Сборник Музея землеведения МГУ. № 5. (Ред. коллегия: Б. А. Савельев
(глав, ред.) и др.). М., Изд. Моек, ун-та, 1969. 275 стр. с илл. и карт. Библ. в конце
статей.
Закиров Р. С. Некоторые закономерности переноса песка в ветропесчаном потоке.
Пробл. освоения пустынь, 1969, К® 1, стр. 73—77. Рез. на англ. яз. Библ. 9 назв.
Казахстан. (Отв. ред. Б. А. Федорович и О. Г. Назаревский). М., Изд. «Наука»,
1969, 482 стр. с илл. и карт. (АН СССР. Ин-т географии. Природные условия и
естест* ресурсы СССР. Ред. коллегия: И. Ц. Герасимов (пред, и др.). Библ.
стр. 457—69.
Караваева Н. А. Основные особенности почвенного покрова средней тайги лево¬
бережья р. Оби. Докл. Ин-та географии Сибири и Дальн. Востока, вып. 13, 1966,
стр. 24—30. Библ. 13 назв.
К о г а й Н. А. Физико-географическое районирование Туранской части Средней Азии.
(Некоторые вопросы методики районирования). Ташкент «ФАН», 1969. 131 стр.
(М-во высш. и сред. спец, образования УзССР. Ташк. ун-т им. В. И. Ленина).
Библ. 282 назв.
К р у п к и и П. И. Формирование каштановых почв. Тр. Краснояр. н.-и. ин-та с. х-ва,
т. 4, 1967, стр. 118—25 Библ. 10 нязв.
Лавров А. П. Почвы Заунгузья. Пробл. освоения пустынь, 1969, № 1, стр. 64—72.
Рез. на англ. яз. Библ. 7 назв.
Максимович Г. А. и др. К вопросу формирования химического состава подземных
вод Пермской области. Тр. Всес. н.-и. геол.-развед. нефт. ин-та, вып. 65, 1967,
стр. 397—405. Библ. 24 назв.
Мезенцев В. С. и Карнацевич И. В. Увлажненность Западно-Сибирской рав¬
нины. Л., Гидрометеоиздат, 1969. 108 стр. с черт, и карт. Библ. стр. 141—50.
Могилевец Ю. К. и Юзеев А. Г. Свойства такыровидных почв. С. х. Туркмени¬
стана, 1969, N® 3, стр. 30—32.
Плотников В. Т. и др. Почвы Луганской области. Луганск, Изд. «Донбасс», 1969.
67 стр. с илл. (М-во с. х-ва УССР. Респ. проектн. ин-т по землеустр. «Укрзем-
проект». Луган. экспедиция землеустройства). На укр. яэ.
Почвенные режимы на Полярном Севере. (Сборник статей. Отв. ред. А. В. Баранов¬
ская). Л., Изд. «Наука», Ленингр. отд-ние, 1969. 40 стр. с черт., 2 л. илл. (АН
СССР. Кольский фил. им. С. М. Кирова. Полярно-альпийский ботан. сад). Библ
в конце статей.
Почвоведение. Под ред. И. С. Кауричева, И. П. Гречина. М., Изд. «Колос», 1969,
543 стр. с илл. (Учебники и учебн. пособия для высш. с.-х. учебн. заведений).
Библ. стр. 536—38.
Проблемы ботаники. (Сборник статей). Вопросы ценологии, географии, экологии и ис¬
пользования растительного покрова СССР. (Отв. ред. В. Д. Александрова). Л.,
150
Изд. «Наука», Ленингр. отд-ние, 1969, 348 стр. с илл. (АН СССР. Всес. ботан. о-во).
Библ. в конце статей.
СвинцовИ. П. О движении песков в западной части Низменных Кара-Кумов. Пробл.
освоения пустынь, 1969, № 1, стр. 12—19. Рез. на англ. яз. Библ. 16 назв.
Сырыльник Г. П. и Тимофеев Д. А. Г рядово-бугристые торфяники и' мерзлот¬
ные образования в среднем течении р. Ляпина. Докл. Ин-та географии. Сибири
и Дальн. Востока, вып. 13, 1966, стр. 35—41. Библ. 15 назв.
С тешен ко А. П. и др. Комплексное изучение эдификаторов высокогорных пустынь
Памира. Пробл. освоения пустынь, 1969, № 1, стр. 32—42. Рез. на англ. яз. Библ.
52 назв.
Судакова С. С. и Толстоухов А. С. Применение метода ландшафтного деши¬
фрирования аэроснимков при картографировании таежно-заболоченных районов.
Геол. и картография, 1969, № 4, стр. 51—57.
Чалидзе Ф. Н. Растения — индикаторы гранулометрического состава, аллювия в
дельте Сыр-Дарьи. Пробл. освоения пустынь, 1969, № 1, стр. 43—48. Рез. на англ,
яз. Библ. 5 назв.
Щеклейн С. Л. Почвы. В кн.: Природа Кировской области. Сб. статей. Киров. Вол¬
го-Вятское кн. изд., 1967, стр. 146—79.
AsvadurovH., Vasilescu Р. Asupra originii materfa lului parental al orizonturilor
eluviale la unele soluri silvestre podzoliie din Romania. $Шп(а Solului, v. 6, № 1,
1968, стр. 35—31. Рез. на русск., англ, и франц. яз. Библ. 8 назв.— О происхожде¬
нии материнской породы элювиальных горизонтов некоторых лесных почв «lessive»
в Румынии.
Balaceanu V. a. oth. On Acid Brown Soils Developed on Crystalline Rocks in Roma¬
nia. §tiin{a Solului, v. 6, № 2/3, 1968, стр. 185—93. Библ. 8 назв.— Кислые бурые
почвы, развитые на кристаллических породах в Румынии.
Bauzon D. et autres. Caracterisation respirom£trique des horizons de surface des sols
forestiers. Sci. du Sol, JSIs 2, 1968, стр. 55—78. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 77.— Рео-
пирометрическая и энзиматическая характеристика верхних горизонтов лесных почв.
Brinkman R. a. Pons L. J. A Pedo-Morphological Classification and Map of the Ho¬
locene Sediments in the Coastal Plain of the Three Guianas. Soil Survey Papers № 4.
Wageningen, Netherlands Soil Survey Institute, 1968, 40 стр.— Почвенно-морфоло¬
гическая классификация и карта голоценовых отложений в прибрежной равнине
трех Гвиан.
Buringh Р. Introduction to the Study of Soils in Tropical and Subtropical Regions.
Wageningen, Netherlands, Centre for Agric. Publ. a. Docum., 1968, 118 стр.—Вве¬
дение в изучение почв в тропических и субтропических областях.
CanaracheA. a. oth. A Technique to Calculate Average Statistical Profiles of Soil
Taxonomic Units. $tiin{a Solului, v. 6, JSf® 2/3, 1968, стр. 161—168. Библ. 15 назв.—
Метод подсчета среднего статистического профиля почвенных таксономических
единиц.
CheverryC. Role original de la predomen£se sur la nature et le mode de Taccumula-
tion saline dans certains milieux confines en region subaride (Polders des bordures
du lac Tchad). Sci. du Sol, № 2, 1968, стр. 33—53. Pep. на англ. яз. Библ. стр. 53-
Особенности влияния почвообразования на природу и характер накопления солей
в некоторых почвах, граничащих с субаридной областью (польдеры побережья
озера Чад).
С h i г i t а С. D. Vorschlage fur internationale Kriterien zur Klassifikation und Nomenkla-
tur der forstlichen Standorte. §tiin{a Solului, v. 6, N® 2/3, 1968, стр. 135—45. Библ.
9 назв.— Предложения для международного критерия по классификации и номен¬
клатуре лесных почв.
С о n е a A. Some Features of Loess-Soil Parent Material in Central and South Dobrogea.
$Шп(а Solului, v. 6, N® 2/3, 1968, стр. 177—84. Библ. 10 назв.— Некоторые черты
, материнских пород лёссовых почв в центральной и южной Добруджи.
D е М е n t J. А. а. В а г t е 11 i L. J. The Role of Vertic Subgroups in the Comprehensive
Soil Classification System. Soil Sci. America Proc., v. 33, N® 1, 1969, стр. 129—31.
Библ. 7 назв.— Роль подгрупп Vertic в американской системе почвенной класси¬
фикации.
Du til Р. et Ballif J. L. Sur la presence frequente en Champagne crayeuse de rend-
zines developp£es sur paleosols cryoturbes. Sci. du Sol, № 2, 1968, стр. 79—91. Рез.
на англ. яз. Библ. стр. 90.— О частой встречаемости в меловых породах Шампани
рендзин, развитых на погребенных почвах с криотурбацией.
Fedoroff N. Genese et morphologie de sols к horizon В textural en France Atlantique.
Sci. du Sol., № 1, 1968, стр. 65. Рез. на антл. яз. Библ. стр. 63. Генезис и
морфология структурного горизонта в почвах Атлантического побережья
Франции.
Flore а N. Distribution des sols dans les plaines loessiques de Roumanie. §tiin{a Solu¬
lui, v. 6, N® 2/3, 1968, стр. 146—55. Библ. 12 назв.— Распределение почв на лёссо¬
вых равнинах Румынии.
Hemes М. et al. Pollen Analysis of the Subalpine Soils on Vladeasa Mountain. $tiin(a
Solului, v. 6, № 2/3, 1968, стр. 169—76. Библ. 7 назв.— Пыльцевой анализ субаль¬
пийских почв на горе Владеаза.
151
belong F. La diversite devolutions geochimiques dans les sols «ferralitiques» forestiers
de Guyane Frangaise: influence de la roche mere. Sci. du Sol, № 2, 1968, стр. 93—
103. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 103.— Разнообразие геохимических эволюций в
лесных «ферралитных» почвах Французской Гайаны: влияние материнской породы.
Мара de Suelos de Esipana. Madrid, 110 стр. Почвенная карта Испании.
Nettle ton W. D. a. oth. Argillic Horizons without Clay Skins. Soil Sci. Soc. America
Proc., v. 33, N® 1, 1969, стр. 121—25. Библ. 12 назв.— Аргиллитовые горизонты, не
содержащие глину.
Oprls М. On the Genesis of Podzolic Brown Soils and Podzols of East Carpathians.
§tinfa Solului, v. 6, J\f® 2/3, 1968, стр. 194—98. Библ. 20 навз.— Генезис подзолистых
бурых почв и подзолов в Восточных Карпатах.
Sieffermann G. et autres. Evolution et degradation des phyllites dans les vieux sols
ferrallitiques sur basaltes du Centre Cameroun. Sci. du Sol., N® 2, 1968, стр. 105—,17.
Рез. на анг. яз. Библ. стр. 117.— Эволюция и деградация филлитов в древних фер¬
ралитных почвах иа базальтах в центральном Камеруне.
Т е а с i D. The Morphochromatic Diagnosis of Gley and Gleyed Horizons and Soils.
§Шп(а Solului, v. 6, N® 2/3, 1968, стр. 156—60.—Морфохроматический диагноз глее-
вых и оглеенных горизонтов и почз.
Т г о е h F. R. Noteworthy Features of Uruguayan Soils. Soil Sci. Soc. America Proc. v. 33,
№ 1, 1969, стр. 125—28. Библ. 8 назв. Особенности уругвайских почв.
МИНЕРАЛОГИЯ ПОЧВ
Дикарев В. Г. и Паздубный Н. Н. Минералогический состав подзолистых чер¬
ноземных почв различной степени окультуренности. Изв. Тимирязевск. с.-х. акад.,
1969, вып. 2, стр. 107—20. Рез. на англ. яз. Библ. 13 назв.
Щ е т н и к о в а И. Л. и др. Минералогические особенности глин Трошковского место¬
рождения. Тр. Воет, ин-та огнеупоров, вып. 7, 1968, стр. 25—45. Библ. 22 назв.
Bampo-Addo A. a. oth. Clay Mineral Status of Some Major-Soil Series in Ghana.
Soil Sci., v. 107, N® 2, 1969, стр. 119—25. Библ. 11 назв.—Содержание глинистых
минералов в некоторых важнейших почвенных сериях Ганы.
Barnhisel R. I. Changes in Specific Surface Areas of Clays Treated with Hydroxy-
Aluminum. Soil Sci., v. 107, N® 2, 1969, стр. 126—30. Библ. 16 назв.— Изменение
площади удельной поверхности глин, обработанных гидроокисью алюминия.
Chichester F. W. a. oth. Clay Mineralogy of Soils Formed on Mazama Pumice. Soil
Sci. Soc. America Proc., v. 33, J\f® 1, 1969, стр. 115—20. Библ. 24 назв.— Глинистые
минералы почв, образованных на пемзовых породах.
G a s t R. G. Standard Free Energies of Exchange for Alkali Metal Cations on Wyoming
Bentonite. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 37—41. Библ. 18 назв.—
Стандартные свободные энергии обмена катионов щелочных металлов иа вайо-
мингском бентоните.
Gat5 Gh., Gala Е. Mineralogic Nature of Carbonates from Some Loesses of Dobrogea.
Stiinfa Solului, v. 6, № 2/3, 1968, стр. 40—44. Библ. 12 назв.— Минералогическая
природа карбонатов некоторых лёссов Добруджи.
Miller D. Е. Use of Metal Lathe for Making Thin Sections of Silty and Clayey Soils.
(Note). Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, N® 1, 1969, стр. 151—52.— Применение
металлической сетки для получения шлифов пылеватых и глинистых почв (за¬
метка).
Sawhney В. L. Regularity of Interstratification as Affected' by Charge Density in
Layer Silicates. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 42—46. Библ.
26 назв.— Влияние плотности заряда на упорядоченность переслаивания в слои¬
стых силикатах.
Twiss Р. С. a. oth. Morphological Classification of Grass Phytoliths. Soil Sci. Soc.
America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 109—15. Библ. 28 назв.— Морфологическая
классификация фитолитов злаковых трав.
W о о I s о n Е. А. а. А х I е у J. Н. Clay Separation and Identification by a Density Gra¬
dient Procedure. Soil Sci. Soc. America Proc. v. 33, № 1, 1969, стр. 46—48. Библ.
20 назв.— Разделение и идентификация глин методом градиента плотности.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОЧВ, МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Галямин Е. П. Аккумуляция тепла в протаивающих почво-грунтах на мелиорируе¬
мых землях. Вести, с.-х. науки, 1969, № 5, стр. 89—92. Рез. на англ., нем. я
франц. яз.
Долгов С. И., Шмидт Г. Н., Голобородько С. П. Влияние влажности почвы
и агрофона на экстремальное значение температуропроводности дерново-подзоли¬
стых почв Дона. ТСХА, вып. 147, 1969, стр. 151—55. Библ. 8 назв.
Королев А. В. и Малышкин Ю. В. Дифференцированное изучение сложения па¬
хотного слоя почвы. Вести, с.-х. науки, 1969, N® 5, стр. 112—18. Рез. на англ., нем.
и франц. яз. Библ. 10 назв.
Куртенер Д. А. и Чудновский А. Ф. Расчет и регулирование теплового режима
в открытом и защищенном грунте. Л., Гидрометеоиздат, 1969. 229 стр. с илл. Рез*
на англ. яз. Библ. в конце глав.
152
Лисенков А. Ф. Скорость передвижения воды в темно-серых лесных почвах в лист¬
венничных лесах Хакассии. Изв. высш. учебн. завед. Леси, ж., 1969» № 1»
стр. 157—59.
Макарова Н. А. Интенсивность дыхания почвы под картофелем при размещении
его по различным предшественникам. Докл. ТСХА, вып. 147, 1969, стр. 27—30.
Наумов С. А. Оптимальная плотность пахотного слоя серой лесной почвы для яро¬
вых культур. Сб. научи, работ Рязанск. с.-х. ин-та, вып. 15, 1967, стр. 37—41.
Орловский Н. С. Испарение с водной поверхности малых водоемов Туркме¬
нии. Пробл. освоения пустынь, 1969, N® 1, стр. 49—56. Рез. на англ. яз. Библ.
13 назв.
Потапов В. П. и Селянина В. Г. Некоторые результаты изучения водопроницае¬
мости песчаников яснополянского надгоризонта Пермского Прикамья, тр. Всес.
н.-и. геол.-развед. нефт. ии-та, вып. 65, 1967, стр. 356—63. Библ. 6 назв.
Саханов В. В. и Ярославцев И. Н. Отражение ближних инфракрасных лучей
солнца различными почвами и водоемами. Сб. научи, работ Рязанск. с.-х. ин-та,
вып. 15, 1967, стр. 97—100.
Фокин А. Д. Использование изотопного обмена в почвенных исследованиях. Изв.
Тимирязевск. с.-х. акад.» 1969, вып. 2, стр. 94—<106. Рез. на англ. яз. Библ.
53 назв.
Ч и ж и к о в В. В. Передвижение воды в почве под влиянием температурного градиен¬
та. Тр. Красноярск, н.-и. ин-та с. х-ва, т. 4, 1967, стр. 135—37.
Чижиков В. В. Температурный режим выщелоченных черноземов и серых лес¬
ных почв Канской лесостепи. Там же, стр. 49—52.
ЧудиоЬский А. Ф. и Макарычев И. Н. Физическое обоснование методов ком¬
плексного исследования процессов энерго- и массообмеиа в системе «растение —
почва — воздух». Вести. с.-х. науки, 1969, № 5, стр. 118—24. Рез. на англ., нем.
и франц. яз.
Шахова О. В. Зависимость суммарного испарения травяно-моховым покровом от
метеорологических условий. Лесоведение, 1969, № 3, стр. 47—57. Рез. на англ. яз.
Библ. 5 назв.
De Backer L. W. et Boersma L. Une relation entre l’eau du sol et la planted
le facteur d’exploration radiculaine. Sci. du Sol., № 2, 1968, стр. 3—20. Рез. на англ. яз.
Библ. стр. 20.— Связь между водой почвы и растением: скорость перемещения зо¬
ны максимальной активности корней вниз по профилю почвы (фактор эксплорации
корней).
Bally R. J. On Water Seepage and Migration through Loess. §tini(a Solului, v. 6,
N® 2/3, 1968, стр. 3—13. Библ. 8 назв.— Просачивание и передвижение воды через
лёсс.
Н a m d i Н. et al. Hydraulic Conductivity and Certain Soil Characteristics of Subsoils
with Special Reference to Drainage Desigh in the Alluvial Soils of U. A. R. J. Soil
Sci. U. A. R., v. 8, N*® 1, 1968, стр. 51—70. Рез. на араб. яз. Библ. стр. 69—Ж—»
Водопроводимость и некоторые свойства подпочв, главным образом, дренирующей
способности аллювиальных почв б ОАР.
Lagerwerff J. V. a. oth. Hydraulic Conductivity Related to Porosity and Swelling
of Soil. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, N® 1, 1969, стр. 3—11. Библ. 29 назв.—
Водопроводимость, связанная с порозностью и набуханием почвы.
L е t е у J. a. oth. The Effect of Osmotic Pressure Gradients on Water Movement in Unsa¬
turated Soil. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, JST® 1, 1969, стр. 15—18. Библ.
6 иазв.— Влияние градиентов осмотического давления на движение воды в нена¬
сыщенной почве.
Letey J. a. Kemper W. D. Movement of Water and Salt through a Clay-Water Sy¬
stem : Experimental Verification of Onsager Reciprocal Relation. Soil Sci. Soc. Ame¬
rica Proc., v. 33, IN® 1, 1969, стр. 25—29. Библ. 12 назв.— Движение воды и солей
через систему глина —вода. Экспериментальная проверка обратимой зависимосги
Онзагера.
I. у d a S. D. a. Robinson G. D. Soil Respiration Activity and Organic Matter Deple¬
tion in an Arid Nevada Soil. Soil Sci. America Proc., v. 33, N® 1, 1969, стр. 92—94.
Библ. 12 назв.— Влияние разрушения органического вещества на дыхательную
активность почвы в аридной области Невады.
Meriaux S. et Lefebre-Drouet Е. Interpretation des courbes de fractionnement
densimfctrique de diff§rents types de sol. Sci. du Sol, N® 1, 1968, стр. 91—104. Рез.
на англ. яз. Библ. стр. 104.— Интерпретация кривых распределения плотностей
различных почвенных типов.
Meriaux S. Dynamique de Геаи sous prairie en sol argileux. Sci. du Sol, N® 1, 1968,
стр. 105—15. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 115 — Динамика воды в глинистой почве
в степных условиях.
Р г i h а г S. S. a. Y е г m а К. S. A Rapid Method for Direct Determination of Air Poro¬
sity on Soil. (Note). Soil Sci., v. 107, № 2, 1969, стр. 145—47. Библ. 2 назв.— Бы¬
стрый метод прямого определения воздушной порозности почвы (заметка).
Roman R. et Navarro М. С. Relation entre tossement, humidite et texture. Sci. du
Sol, N® 1, 1968, стр. 117—24. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 123.— Зависимость между
уплотнением, влажностью и структурой почвы.
153
Savage S. M. a. oth. Contribution of Humic Acid and a Polysaccharide to Water Re-
pellency in Sand and Soil. (Note). Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Ns 1, 1969,
стр. 149—51. Библ. 16 назв.— Роль гуминовой кислоты и полисахаридов, как водо¬
отталкивающих средств в песке и почве (заметка).
VS h а г m е М. L. a. oth. Thermodynamic Properties of Water Adsorbed on Dry Soil Sur¬
face. Soil Sci., v. 107, Ns 2, 1969, стр. 86—93. Библ. 23 назв.— Термодинамические
свойства воды, адсорбированной на сухой почвенной поверхности.
'Waequant J.-P. L'analyse au laboratorie de la densite apparente des terres en vue de
Interpretation volumique des resultats d*analyses edaphiques. Sci. du Sol, № 2, 1968,
стр. 119—35. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 135 — Лабораторное определение объем¬
ного веса почв для интерпретации результатов почвенных анализов.
Whisler F. D. Analyzing Steady-State Flow in an Inclined Soil Slab with an Electric
Analog. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Ns l, 1969, стр. 19—25. Библ. 17 назв.—
Анализ установившегося потока в наклонном куске почвы с помощью электриче¬
ского аналога.
Zein el Aberdine A. et al. Water Permeability in the Soils of Egypt II. The Rela¬
tion to Salt Content of Irrigation Water. J. Soil Sci. UAR, v. 8, Ns 1, 1968, стр. 1—6.
Рез. на араб. яз. Библ. стр 5.—Водопроницаемость почв Египта. II. Влияние со¬
держания солей в орошающих водах.
ХИМИЯ ПОЧВ, МЕТОДЫ АНАЛИЗА
.Антипина Л. П. Изменение в содержании кислотнорастворимого фосфора в период
парования и при лабораторном высушивании черноземов Канской лесостепи. Тр.
Краснояр. н.-и. ин-та с. х-ва, т. 4, 1967, стр. 126—34. Библ. 20 назв.
Гинзбург Е. К. Определение общего содержания минеральных и органических фос¬
фатов почвы. Агрохимия, 1969, № 5, стр. 122—31. Библ. 38 назв.
Л и н е в А. Ф. Содержание подвижного марганца меди, молибдена, кобальта, цинка
в почвах опытно-показательного хозяйства Красноярского НИИГХ. Тр. Краснояр.
н.-и. ин-та с. х-ва, т. 4, 1967, стр. 113—17. Библ. 5 назв.
Медведева А. С. и Жориков Е. А. Содержание подвижного молибдена и бора
в серых лесных почвах Рязанской области. Сб. иаучн. работ Рязанск. с.-х. ин-та,
вып. 15, 1967, стр. 17—20.
Обухова В. А. и Гололобов А. Д. Содержание йода в почвах, природных водах
и кормах Москворецко-Окской равнины. Агрохимия, 1969, Ns 5, стр. 106—10. Библ.
12 назв.
Поляков Ю. А. и Граковский В. Г. Диффузия ионов стронция-90 в почвах.
Тр. Дарвинск. заповедника, вып. 8, 1968, стр. 164—75. Библ. 6 назв.
'Соломииская Б. А., Колосов И. В. и Андреева 3. Ф. Выделение из почв
малозольных препаратов гуминовых кислот и фульвокислот. Изв. Тимирязевск.
* с.-х. акад., 1960, вып. 2, стр. 175—78. Рез. на англ. яз. Библ. 10 назв.
Abdel Salam М. A. a. Sabet S. A. Evaluation of Available Phosphorus in Some
Desert Soils in Egypt (UAR). J. Soil Sci. U. A. R., v. 8, № 1, 1968, стр. 25—33. Рез.
на араб. яз. Библ. стр. 32.— Оценка доступного фосфора в некоторых пустынных
почвах Египта (ОАР).
В i 11 о n G. et Ouellette G. J. Contenu en magnesium total et echangeable des sols
du Quebec. Sci. du Sol, Ns 1, 1968, стр. 11—17. Рез. на англ. яз. Библ. стр. П.-
Содержание общего и обменного магния в почвах Квебека.
Blanchar R. W. and Hossner L. R. Hydrolysis and Sorption Reactions of Orthop¬
hosphate, Pyrophosphate, Tripolyphosphate, and Trimetapnosphate Anions Added to
an Elliot Soil. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Ns 1, 1969, стр. 141—44. Библ.
18 назв.— Гидролиз и адсорбция анионов ортофосфата, пирофосфата, триполифос-
фата и триметафосфата, внесенных в почву Elliot.
BondurantJ. A., Worstell R V.v a Brockway Ch. E. Plastic Casings for Soil
Cores. (Note). Soil Sci. v. 107, Ns 1, 1969, стр. 70—71.— Пластмассовые контейнеры
для буровых образцов почвы (заметка).
*В о г 1 a n Z. a. oth. Influence of Physical Factors and Soil Reaction on the Mobility of
Phosphates and Some Cations. $tinifa Solului, v. 6, № 2/3, 1968, стр. 95—102. Библ.
14 назв.— Влияние физических факторов и почвенной реакции на подвижность
фосфатов и некоторых катионов.
vBottner Р. Fractionnement des acides humiques du sol par electrophorese continue
sur papier fibres de verre. Sci. du Sol, Ns 2, 1968, стр. 21—32. Рез. на англ, яз., Библ.
стр. 32.— Фракционирование гуминовых кислот почвы при помощи непрерывного
электрофореза на бумаге.
В г о w n J. С. Agricultural Use of Synthetic Metal Chelates. Soil Sci. Soc. America Proc.,
v. 33, № 1, 1969, стр. 59—61. Библ. 19 назв.— Применение в сельском хозяйстве
синтетических металлических хелатов.
Bruckert S., Dommergues Y. Importance relative de rimmobilisation physico-
chimique et de rimmobilisation biologique du fer dans les sols. Sci. du Sol, Ns 1,
1968, стр. 19—27. Рез. на англ. яз. Библ. стр. 26—27.— Относительное значение
физико-химической и биологической иммобилизации железа в почвах.
СИru 1 ak S. D. Spectroscopic Evidence of Phthalates in Soil Organic Matter. Soil Sci.,
154
у. 107, № 1, 1969, стр. 63—69. Библ. 9 назв.— Определение фталатов в органиче¬
ском веществе почвы спектроскопическим методом.
С1 а г k J. S. a. Turner R. С. An Examination of the Resin Exchange Method for the
Determination of Stability Constants of Metal-Soil Organic Matter Complexes. Soil
Sci., v. 107, № 1, 1969, стр. 8—11. Библ. 11 назв.— Проверка метода обмена на
смолах для определения констант стабильности органо-металлических почвенных
комплексов.
Fuller W. Н. a. L’Annunziata М. F. Movement of Algal- and Fungal-Bound Radio-
strontium as Chelate Complexes in a Calcareous Soil. Soil Sci., v. 107, № 3, 1969,
стр. 223—30. Библ. 7 назв.— Движение, связанного с водорослями и грибами, ра¬
диостронция, в виде хелатных комплексов в карбонатных почвах.
OeeringH. R. a. Hodgson J. F. Micronutrient Cation Complexes in Soil Solution:
III. Characterization of Soil Solution Ligands and their Complexes with Zn2+ and
Cu2+. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 54—59. Библ. 12 назв.—
Комплексы микроэлементов в почвенном растворе: III — Характеристика лиганд
почвенного раствора и их комплексов с Zn** и Си.
Peering Н. R. a. oth. Micronutrient Cation Complexes in Soil Solution: IV. The Che¬
mical State of Manganese in Soil Solution. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, 1969,
crp. 81—85. Библ. 26 назв.— Комплексы микроэлементов в почвенном растворе:
IV. Химическое состояние марганца в почвенном растворе.
Н a m d i Н. et al. Studies on the Effect of Saline Irrigation Water on the Chemical
Composition of a Clay Loamy Soil. J. Soil Sci. U.O.R., v. №, 1968, стр. 7—23. Рез. на
араб. яз. Библ. стр. 22.— Изучение влияния засоленных ирригационных вод на
химический состав одной тяжелой суглинистой почвы.
Hansen Е. Н. a. Schnitzer М. Zn-Dust Distillation and Fusion of a Soil Humic
and Fulvic Acid. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1,' 1969, стр. 29—36. Библ.
25 назв.—Возгонка и сплавление почвенных гуминовых и фульвокислот с цинко¬
вой пылью.
.Hodgson J. F. Contribution of Metal-Organic Complexing Agents to the Transport
of Metals to Roots. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № \t 1969, стр. 68—75. Библ.
9 назв.— Роль агентов, образующих металлоорганические комплексы, в переносе
металлов к корням растений.
Holowaychuk N. a. oth. Slrontium-90 Content of Soils Near Cape Thompson, Ala¬
ska. Soil Sci., v. 107, № 2, 1969, стр. 137—44. Библ. 11 назв.— Содержание строн¬
ция-90 в почвах близ мыса Томпсона, Аляска.
Jambu Р. Observations sur l’humufication en milieu calcique hydromorphe. Cas des
sols du Marais Poitevin (Marais Mouille). Sci. du Sol, № 1, 1968, стр. 67—89. Рез.
на англ. яз. Библ. стр. 89.— Исследование гумификации в гидроморфной карбонат¬
ной среде на примере почв Маре Пуатвэн (Маре Муйе).
Lindsay W. L. а. N о г v е 11 W. A. Equilibrium Relationships of Zn2+; Fe3+, Ca2+,
and H+ with EDTA and DTPA in Soils. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1,
1969, стр. 62—68. Библ. 5 назв.— Равновесные условия ионов Zn *, Fe , Са * и Н*
с этилендиаминтетраацетатом и диэтилентриаминпентаацетатом в почвах.
Livingston S. D. а. Мое Р. G. The Effect of Temperature and pH on the Nitrogen
Composition of Soil Organic Matter Extracts. Soil Sci., v. 107, № 2, 1969, стр. 108—
13. Библ. 8 назв.— Влияние температуры и pH на состав азотных соединений в
вытяжках органического вещества почвы.
Moir W. Н. a. Grier Н. Weight and Nitrogen, Phosphorus, Potassium, and Calcium
Content of Forest Floor Humus of Lodgepole Pine Stands in Colorado. Soil Sci. Soc
America Proc., v. 33. № 1, 1969, стр. 137—40. Библ. 17 назв.— Вес и процентное со¬
держание азота, фосфора, калия и кальция в гумусе лесного опада, в борах сосны
скрученной (Pinus contorta vas. latifolia) в Колорадо.
N о г v е 11 W. A. a. L i n d s а у W. L. Reactions of EDTA Complexes of Fe, Zn, Mn and
Cu with Soils. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 86—91. Библ.
14 назв.— Реакции этилендиаминтетраацетатовых комплексов Fe, Zn, Mn и Си с
почвами.
Nyborg М. Fixation of Gaseous Ammonia by Soils. Soil Sci., v. 107, № 2, 1969,
стр. 131—36. Библ. 21 назв.— Фиксация газообразного аммиака почвами.
Schnitzer М. Reactions between Fulvic Acid, a Soil Humic Compound and Inorganic
Soil Const!tutents. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 75—81. Библ.
22 назв.— Реакции между фульвокислотой, гуматами и неорганическими компо¬
нентами почвы.
Singer М. J. a. Hansen L. Lead Accumulation in Soils near Highways in the Twin
Cities Metropolitan Area. (Note). Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Mb 1, 1969,
стр. 152—53. Библ. 11 назв.— Накопление свинца в почвах около шоссейных дорог
На территории Твин Ситиз Метрополитен (заметка).
Singh S. S. a. Brydon J. Е. Solubility of Basic Aluminum Sulphates at Equilibrium
in Solution and in the Presence of Montmorillonite. Soil Sci., v. 107, № 1, 1969,
стр. 12—16. Библ. 17 назв.— Растворимость основных сульфатов алюминия при
равновесии в растворе и в присутствии монтмориллонита.
Tabatabai М. A. a. Hamway J. J. Potassium Supplying Power of Iowa Soils at
their «Minimal» Levels of Exchangeable Potassium. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33,
155
Ns 1, 1969, стр. 105—09. Библ. 13 назв.— Доступность калия в почвах Айовы прч1
«минимальных» уровнях обменного калия.
Taylor A. W. The Selectivity Coefficient of Slowly Exchangeable Ca’cium and Stron¬
tium. Soil Sci., v. 107, № 1, 1969, стр. 58—62. Библ. 4 назв.—Коэффициент селек¬
тивности медленно обменивающихся кальция и стронция.
Takkar Р. N. a. oth. Distribution of Iron and Manganese Forms in Calcareous Soils
of the Punjab and Maryana — 111. Agrochimica, v. 13, Ns 1/2, 1968/1969, стр 56—
63. Рез. на франц., нем., исп. и итал. яз. Библ. 25 назв.— Распределение различных
форм железа и марганца в карбонатных почвах Тунджаба и Хариаты. III.
Trierweiler J. F. a. Lindsay W. L. EDTA — Ammonium Carbonate Soil Test for
Zinc. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Ns 1, 1969, стр. 49—54. Библ. 11 назв.—
Этилендиаминтетрацетатно-карбонатно-аммонийная проба на цинк в почве.
БИОЛОГИЯ» МИКРОБИОЛОГИЯ ПОЧВ
Гамкрелидзе Л. И. Микробиологическая характеристика по профилю краснозем*
ных почв Грузии. Субтроп, культуры, 1969, Ns 1, стр. 175—80.
Нестерова И. М. и Шильникова В. К. О связи кислотно(щелоче-) образую¬
щей способности клубеньковых бактерий с их экологической приспособленностью
к pH почвы. Изв. Тимирязевск. с.-х. акад., 1969, вып. 2, стр. 22—26. Рез. на англ,
яз. Библ. 5 назв.
Никитина 3. И. Биологическая активность низинного торфа и смесей, приготов¬
ленных на его основе. Сб. научн. работ Рязанск. с.-х. ин-та, выл. 15, 1967,
стр. 28—ЗГ.
Орлова Л. М. К методике определения нитрификационной способности почв. Агро¬
химия, 1969, Ns 5, стр. 116—21.
A d a m s Р. В. An Essay for Comparing the Fungistatic Level of Soils. Biol, du sol, Ns 9,
1968, стр. 12—13. Библ. 4 назв.— Опыт сравнения фунгистатического уровня почв.
В а 11 о n i W. et Р е 1 о s i Е. Sur une nouvelle technique pour Penrichissement en CO*-
des ensemencements en boftes Petri pour Pisolement en culture pure des microalques
vertes. Biol, du sol, Ns 9, 1968, стр. 16—17.— О новом методе обогащения СО*
посевов на чашках Петри для изоляции чистых культур зеленых микро¬
водорослей.
Cernescu N., Papacostea Р. Bestimmung des leichtzuganglichen Kaliums mit*
tels der A. niger-Methode im Zusammenhang mit dem Bodengenalt an austauschfa-
higen Kalium. (Vergleichende Untersuchungen). $tiin(a Solului, v. 6, Ns 2/3, 1968,
стр. 71—77. Библ. 18 назв.— Определение доступного калия методом Aspergillus
niger в зависимости от содержания в почве обменного калия. (Сравнительное ис¬
следование) .
Ganr А. С. a. oth. In vitro Nitrogen Fixation by Azotobacter as Influenced by Plant
Extracts. Agrochimica, v. 13, Ns 1/2, 1968/1969, стр. 81—84. Рез. на франц., нем., исп.
и итал. яз. Библ. 4 назв. Влияние растительного материала и вытяжек из него на
фиксацию азота азотобактером in vitro.
Kiss St., Dragan-Bularaa M. Studies on Soil Levansucrase and Levanase Acti¬
vity. §Шп(а Solului, v. 6, № 2/3, 1968, стр. 54—59. Библ. 10 назв.— Изучение актив¬
ности почвенной левансахаразы и леваназы.
Ottow J. С. G. and Glathe Н. The Enumeration of Acid-Producing Facultative Ana¬
erobic Bacillaceae from Soil Using a Reinforced Cysteine Plate-Medium. Biol, du
sol, № 9, 1968, стр. 10—11. Библ. стр. 11 — Подсчет вырабатывающих кислоту,
факультативно-анаэробных бацилл из почвы путем применения усиленной цистеи¬
новой среды для чашек.
Ра гг J. F. Retention of Anhydrous Ammonia by Soil. 4. Recovery of Microbiological
Activity and Effect of Organic Amendments. Soil Sci, v. 107, Ns 2, 1969, стр. 94—104.
Библ. 22 назв.— Удержание безводного аммиака почвой: 4. Восстановление мик¬
робиологической активности и действие органических удобрений.
Sobieszczanski J. Field-Laboratory Method Applied in Examining the Influence
of Herbicides upon Cellulolytic Microorganisms. Biol, du sol, Ns 9, 1968, стр 5—6*
Библ. стр. 6.— Полевой и лабораторный метод, применяемый при изучении влия¬
ния гербицидов на целлюлозолитические микроорганизмы.
Soriano S. Simplified Method for Soil Microbiological Analysis. Biol, du sol, № 9,
1968, стр. 7—8. Библ. стр. 8.— Упрощенный метод почвенного микробиологического*
анализа.
Soriano S. a. oth. A Microbiological Method for the Study of Nutrient Deficiencies
in the Soil. Biol, du sol, Ns 9, 1968, стр. 9 — Микробиологический метод для изуче¬
ния недостатка питательных элементов в почве.
Soul ides D. A. Antibiotic Tolerance of the Soil Microflora in Relation to Type of Clay
Minerals. Soil Sci., v. 107, Ns 2, 1969, стр. 105—07. Библ. 6 назв.— Стойкость к ан¬
тибиотикам почвенных микроорганизмов в зависимости от типа глинистых мине¬
ралов.
Stefanic G., Dumitru L. Contributions to the Method for the Determination of Ri*
zosphere Effect. $tiin(a Solului, v. 6, Ns 2/3, 1968, стр. 60—70. Библ. 6 назв.—
К вопросу о методе определения роли ризосферы.
156
ПЛОДОРОДИЕ ПОЧВ, УДОБРЕНИЯ, ОБРАБОТКА
Адерихин П. Г., Тикова Е. П. и Чурилина Ю. Г. Влияние удобрений на фи¬
зико-химические свойства и фосфатный режим выщелоченного чернозема. Агро¬
химия, 1969, № 5, стр. 55—57.
Б а л е в П. М., 3 а н к е в и ч Н. П. Изменение форм калия в дерново-подзолистых поч¬
вах различного механического состава при длительном применении удобрений.
Докл. ТСХА, вып. 147, стр. 99—104. Библ. 6 назв.
Береснев Б. Г. Влияние пропашных культур на баланс органического вещества в
прифермских севооборотах. Там же, стр. 131—35.
Беридзе А. Е. Актуальные вопросы химизации субтропического хозяйства Грузии.
Субтроп, культуры, 1969, № 1, стр. 125—39.
Волошин А. С. Влияние длительного применения удобрений и севооборота на не¬
которые свойства почвы. Докл. ТСХА, вып. 147, 1969, стр. 111—16. Библ. 10 назв.
Воробьев С. и Гординский Я. Классификация севооборотов. Земледелие, 1969,
JST® 5, стр. 6—9.
Дмитриева А. И. Эффективность различных доз и сроков внесения осадков сточ¬
ных вод. Тр. ВИУА, вып. 146, 1969, стр. 230—39. Библ. 7 назв.
Доспехов Б. А. и Баров В. Б. Статистическая оценка данных многолетних мно¬
гофакторных полевых опытов. Изв. Тимирязевск. с.-х. акад., 1969, вып. 2, стр. 51—
58. Рез. на англ. яз. Библ. 8 назв.
Журек И. К. О доступности 'поглощенных почвой фосфатов. Агрохимия, 1969, № б,
стр. 140—43. Библ. 6 назв.
Иванов Ю. Д. Баланс азота в севообороте и при бессменном возделывании озимой
пшеницы и гороха на дерново-слабоподзолистой почве. Докл. ТСХА, вып. 147, 1969,
стр. 117—23. Библ. 8 назв.
Иванова Р. М. К вопросу о значении микроневыравнениости распределения удоб¬
рений в почве. Агрохимия, 1969, № 5, стр. 111—15.
Карпова К. А. Эффективность азотных удобрений при орошении пастбища на су¬
песчаных почвах Московской области. Докл. ТСХА, вып. 147, 1969, стр. 233—37,
Библ. 3 назв.
Колянда Н. К. Формы фосфатов в длительно удобряемой известкованной и неиз-
юесткованной почве. Там же, стр. 91—97. Библ. 13 назв.
Куделя П. Г. Влияние агротехнических приемов на поглотительные свойства дерно¬
во-подзолистой почвы в длительйом опыте. Там же, стр. 105—10. Библ. 9 назв.
Кудрявцева С. В. Влияние предшественников и удобрений на пищевой режим дер¬
ново-подзолистой почвы. Там же, стр. 125—30.
Л исютинВ. А. и Жориков Е. А. Эффективность применения удобрений на
Пойменных землях. Сб. научн. работ Рязанск. с. х. ин-та, вып. 15, 1967, стр.
стр. 25—27.
М а м ы т о в А. М. и Опенлендер И. В. Агрохимические свойства почв Киргизии.
Фрунзе, «Илим», 1969. 134 стр. (АН Кирг. ССР. Кирг. филиал Всес. о-ва почво¬
ведов. Кирг, НИИ почвоведения). Библ. стр. 125—32.
Микроэлементы в сельском хозяйстве и медицине. Докл. V Всес. совещания 22—26 авг.
1966 г. Иркутск (Ред. коллегия Я. В. Пейве (отв. ред.) и др.). Улан-Удэ, Бурят,
кн. изд., 1968. 835 стр. с илл. (АН СССР. Сиб. ин-т физиол. и биохимии растений).
Библ. в конце докл.
Мирошникова Л. С. Влияние травяного пласта на урожай полевых культур на
тяжелосуглинистых дерново-подзолистых почвах. Тр. ВИУА, вып. 46, 1969,
стр. 208—17. Библ. 8 назв.
Михалев Н. Н. Эффективность молибдена в зависимости от окультуренности дер¬
ново-подзолистой почвы. Там же, стр. 167—77. Библ 12 назв.
Мовсумов 3. Г. Потеря азота в виде аммиака из внесенных в карбонатные почвы
азотных удобрений. Агрохимия, 1969, '№ 5, стр. 25—28. Библ. 10 назв.
Наумов С. А. и Перегудов В. И. Влияние предпосевного уплотнения на некото¬
рые свойства серой лесной почвы и урожай яровых культур. Сб. научн. работ
Рязанск. с.-х. ин-та, вып. 15, 1967, стр. 49—59.
Наумове А. Выравненная зябь и полупаровая обработка серых лесных почв. Там
же, стр. 66—68.
Овчинников И. А. Эффективность удобрений при коренном улучшении эродиро¬
ванных склонов балок. Агрохимия, 1969, № 5, стр. 62—68. Библ. 7 назв.
Петербургский А В. Применение комплексных удобрений за рубежом и в СССР.
Изв. Тимирязевск. с.-х. акад. 1969, вып. 2, стр. 67—81. Рез. на англ. яз. Библ.
28 назв.
Петербургский А. В. Шестой Международный конгресс по удобрениям в Лис¬
сабоне. (Окт. 1968 г.). Агрохимия, 1969, № 5, стр. 159—63.
Превращения фосфорных и калийных удобрений в почве и повышение их усвояемости.
М, 1969. 73 стр. (М-во с. х-ва СССР. ВИНТИ по с х-ву. Обзор лит-ры). Библ.
224 назв.
Рыбакова В. Д. Совещание о научных основах обработки почвы. (По материалам
Всесоюз. совещания. Ленинград, Дек 1968 г). Вести, с.-х. науки, 1969, J4? 4,
стр 136—43.
157
Севастьянов Н. Ф. Эффективность удобрений на эродированных почвах склонов»
Агрохимия, 1969, Nfe 5, стр. 69—76. Библ. 7 назв.
Сигаркин С. С. Опыт изучения систем удобрения- полевого севооборота на дерново-
подзолистой тяжелосуглинистой сильно кислой истощенной почве. Тр. ВИУА„
вып. 46, 1969, стр. 3—27.
Скворцов В. Ф. О месте внесения молибденового суперфосфата. Там же, стр. 190—
95. Библ. 5 назв..
Скворцов В. Ф., Сонина К. И. Сравнительная эффективность шлаков металлур¬
гической промышленности и цементной пыли как известковых удобрений. Там же,
стр. 161—66.
Скворцов В. Ф. Эффективность отходов металлургической промышленности как
известковых удобрений. Там же, стр. 157—60.
ТолстоусовВ. Агрохимслужба страны. Земледелие, 1969, Ms 5, стр. 20—21.
Туликов А. М. Некоторые результаты изучения динамики гумуса почвы при систе¬
матическом применении удобрений (длительные опыты в ГДР). Докл. ТСХА,.
вып. 147, 1969, стр. 157—62. Библ. 14 назв.
Шашкова Г. Д. Характер изменчивости пестроты почвенного плодородия и распо¬
ложение вариантов в полевом опыте. Там же, стр. 163—67.
Armagescu I. Modificarea proprietafilor solului dupa derfisarea plan ta^ilor de vii ba-
trine $i Intelenirea terenului. $tiinta Solului, v. 6, Ms 1, 1968, crp. 19—24. Рез. на
русск., англ, и франц. яз. Библ. 10 назв.— Изменение свойств почвы под влиянием
старых виноградных плантаций и ее задернения.
А х е п о v а I. et al. Dynamics of Soil Nutrients and Salts and Rice Production during
the Reclamation of a Secondary Saline Soil of the Danube Flood-Plain. $tiin(a So¬
lului, v. 6, Ms 2/3, 1968, стр. 34—39. Библ. 8 назв.— Динамика питательных веществ*
почвы и солей и возделывание риса при мелиорации вторичной засоленной почвы
в пойме Дуная.
Davidescu D., Reichbuch L. L-efficience des engrais dans une rotation de quatre-
ans. $tiinta Solului, v. 6, Ms 2/3, 1968, стр. 78—94. Библ. 7 назв.— Эффективность
удобрений в четырехпольном севообороте.
Fassbender W. Forms of Phosphate after Nine Years of Superphosphate Fertili¬
zation of Cacao. Agrochimica, v. 13, Ms 1/2, 1966/1969, стр. 39—43. Рез. на франц.,
нем., исп. и итал. яз. Библ. 12 назв.—Формы фосфатов после девяти лет удобре¬
ния суперфосфатом какао.
Giordano Р. М. a. Mortvedt J. J. Response of several Corn Hybrids to Level of
Water-Soluble Zinc in Fertilizers. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, Ms 1, 1969,
стр. 145—48. Библ. 16 назв.— Отзывчивость некоторых гибридов кукурузы на со¬
держание воднорастворимого цинка в минеральных удобрениях.
Harris J. D. and Branson D. Resorcinol as a Selective Inhibitor for Isolation of
Molds. Biol, du sol, Ms 9, 1968, стр. 19. Библ. 1 назв.— Резорцинол как селективный
ингибитор для изоляции плесневых грибков.
К h а 1 i f а Е. М. а. В и о 1 S. W. Studies of Clay Skins in a Cecil (Tvpic Kapludult) Soil-
II Effect on Plant Growth and Nutrient Uptake. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33,
M’s 1, 1969, стр. 102—05. Библ. 20 назв.— Изучение глинистых пленок в почве cecil.
II. Влияние на рост растений и поглощение питательных веществ.
Korber W. u. Hoffmann К. Probleme und Erfahrungen bei der Flurneugestaltung
im Zusammenhang mit der Schaffung komplexer Meliorations- und Ackerbausysteme»
Z. Landeskultur, Bd. 10, Ht 2, 1969, стр. 101—11. Рез. на русск. и англ. яз. Библ.
стр. 111.— Проблемы и опыты при новой нарезке полей в связи с созданием ком¬
плексной системой мелиорации и земледелия.
L а п с е J. С. a. Pearson R. W. Effect of Low Concentrations of Aluminum on Growth
and Water and Nutrient Uptake by Cotton Roots. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33,
Ms 1, 1969, стр. 95—98. Библ. 18 назв.— Влияние низких концентраций .алюминия
на рост и поглощение воды и питательных веществ корнями хлопка.
Pintilie С. et al. Relations between Soil Properties as Affected by its Tilling Method
and Maize Production. §Шп(а Solului, v. 6, Ms 2/3, 1968, стр. 23—33. Библ. 13 назв.—
Зависимость между урожайностью кукурузы и различной обработкой почвы, влияю¬
щей на свойства последней.
МЕЛИОРАЦИЯ ПОЧВ
Алексеевский В. Е. Организация режимных наблюдений на осушаемых массивах
Волынской области. Гидротехн. и мелиорация, 1969, Ms 4, стр 29—34.
Боровский В. М. и Джамалбеков Е. Почвы полуострова Мангышлак как
объект мелиорации. Вести. АН КазССР, 1969, M’s 3, стр. 3—10. Рез. на каз. яз. Библ.
13 назв.
Воднобалансовые исследования на орошаемых землях. (Сборник статей). Под ред.
С. И. Харченко. Л., Гидрометеоиздат, 1969. 179 стр. (Главн._упр. гидрометеорол.
службы при Сов. Мин. СССР. Гос. гидрол. ин-т. Труды. Вып. 158). Библ. в конце
статей.
Джаббаров Н. Н. К вопросу хозяйственного освоения земель нового орошения.
(На примере УзССР). Уч. зап. Ташкентск. ин-та нар. х ва, вып. 33, 1968, стр. 42—51.
158
Дмитриев В С. и Кузнецов В. Н. Экономическая эффективность мелиоратив^
ной науки. Гидротехн. и мелиорация, 1969, № 4, стр. 67—72.
Каленов Г. С., Атаев Э. А. и Байрамов С. Динамика растительности солон¬
чаков в южной части Низменных Кара-Кумов. Пробл. освоения пустынь, 1969»
№ 1, стр. 27—31. Рез. на англ. яз. Библ. 8 назв.
Крупкин П. И. Влияние натриевых и кальциевых солей на процесс солонцеобразо-
ваиия. Тр. Краснояр. н.-и. ин-.та с. х-ва, т. 4, 1967, стр. 53—58.
Лепорский Д. В. и Назаров И. А. Орошение сточными водами на Украине.
Гидротехн. и мелиорация, 1969, № 4, стр. 98—102.
Лыч Г. М. и Геращенко А. Н. Результативность мелиоративных работ в Белорус¬
ском Полесье. Вести. с.-х. науки, 1969, № 5, стр. 83—88. Рез. на англ., нем. и
франц. яз.
Налоандян А. М. О подкомандных почвах Далминского канала. Научн. тр. (Ере-
ванск. арм. пед. ин-та). Сер. геогр. наук, № 3, 1968, стр. 51—69. Рез. на груз. яз.
Овезлиев А. Мелиоративные лесные насаждения на песчаных берегах Каракумского
канала. Пробл. освоения пустынь, 1969, № 1, стр. 20—26. Рез. на англ. яз. Библ.
15 назв.
Петров Г. Н. Об использовании земель, подтопленных водохранилищ Волжского*
каскада. Гидротехн. и мелиорация, 1969, № 4, стр. 72—79. Библ. 5 назв.
Усов Д. А. Практическое руководство по лиманному орошению. Алма-Ата, Изд.
«Кайнар», 1969. 199 стр. с илл. Библ. 65 назв.
Харин Н. Г. Всесоюзная научная конференция по комплексному изучению и освое¬
нию пустынь Средней Азии и Казахстана. (Ашхабад, Окт. 1968 г.). Пробл. освое¬
ния пустынь, 1969, № 1, стр. 93—95.
Hamdi Н. et al. Salts Movement in a Saline Soil of the U. A. R. J. Soil Sci. U. A. R.,
v. 8, № 1, 1968, стр. 35—49. Рез. на араб. яз. Библ. стр. 48.— Движение солей в
засоленной почве ОАР.
Usselmann Р. et Hhobzi J. Etude frequentielle des besoins en cours d’irrigation on
France metropolitaine. Compt rend. Acad, agric. France, t. 52, № 14, 1966, стр. 1049—
051.— Многократные исследования потребности почв в орошении во Франции.
Vlas I. et al. Resultatele aplicarii mid de amendamentepe solurile alcalice de la Soco-
dor. §tiin(a Solului, v. 6, № 1, 1968, стр. 4—11. Рез. на русск. англ, и франц. яз.
Библ. 7 назв.— Дозы мелиорирующих веществ, необходимых для восстановления*
плодородия солонцовых почв в Сокодоре.
ЭРОЗИЯ ПОЧВЫ И БОРЬБА С НЕЮ
Бурыкии А. М. Эрозия почв в Рязанской области и основные пути борьбы с ней.
Сб. научн. работ Рязанск. с.-х. ин-та, вып. 15, 1967, стр. 91—96.
Вопросы эрозии и повышения продуктивности склоновых земель Молдавии. (Сборник-
статей. Ред. коллегия: М. Н. Заславский (отв. ред.) и др.), т. 6. Кишинев, Изд.
«Картя молдавеняскэ», 1969. 205 стр. с илл. (М-во с. х.-ва МССР. НИИ почвове¬
дения и агрохимии им. Н. А. Димо). Библ. в конце статей.
Иванов А. Е. Ветровая эрозия песков песчаных и супесчаных почв и меры борьбы*
с ней в СССР. М., 1969, 58 стр. (М-во с.х. СССР. ВИНТИ по с. х-ву. Обзор лит¬
ры). Библ. 81 назв.
Молдавский Д. Д. и Селезнев Г. А. Защита почв от ветровой эрозии. М., Рос-
сельхозиздат. 1969. 112 стр. с илл. Библ. стр. 111.
Пособие по противоэрозионной организации территории в условиях Кировской области.
Киров («Кировская правда»), 1969, 80 стр. с илл. (Кировский с. х. ин-т. Кировская
экспедиция ин-та «Росгипрозем». Кировское обл. упр. лесн. х-ва).
Lixandru Gh. Contributii la stabilirea distan(ei critice de eroziune. Stiinta Solulii»
v. 6. JSTs 1,Л968, стр. 12—18. Рез. на русск., англ, и франц. яз. Библ. 8 назв.—Опре¬
деление критического расстояния эрозии.
Wischmeier W. Н. a. Mannering J. V. Relation of Soil Properties to its Erodi-
bility. Soil Sci. Soc. America Proc., v. 33, № 1, 1969, стр. 131—37. Библ. 17 назв.—
Связь между'свойствами почвы и подверженности ее эрозии.
ЛЕСНОЕ ПОЧВОВЕДЕНИЕ
Альбицкая М. А. и Маймур Л. С. Засеменность почвы пойменных лесов Сред¬
него Днепра. Изв. высш. учебн. завед. Лесн. ж., 1969, № 1, стр. 37—38, с табл.
Ботман К* С. Лесная подстилка в искусственных горных насаждениях и ее мелио¬
ративное значение. Там же, стр. 142—4о, с табл.
Зоин С. В., Сапожников А. П. и Мусорок Г. Г. Некоторые аспекты изучения
почв как компонентов лесных биогеоценозов на примере Дальневосточного При¬
морья. Лесоведение, 1969, № 3, стр. 3—16. Рез. на англ. яз. Библ. 14 назв.
Калиниченко Е. П. Некоторые изменения водного режима хвойных пород Юж¬
ного Приморья при искусственном иссушении почвы. Тр. Ин-та экологии растений
и животных (Уральский филиал АН СССР), вып. 62, 1968, стр. 1(33—38. Библ.
7 назв.
15Э
Лиховид Н. И. Опыт полезащитного лесоразведения на богарных землях степной
зоны Хакассии. Тр. Краснояр. н.-и. ин-та с. х-ва, т. 4, 1967, стр. 189—93.
Медведева А. А. О развитии травяного покрова на гарях в темнохвойных лесах
Западной Сибири. Лесоведение, 1969, № 3, стр. 58—65. Рез. на англ. яз. Библ.
15 назв.
Молчанов А. А. Лес и наука о нем. Леей, х-во, 1969, № 4, стр. 14—17.
Репневская М. А. Режим влажности почв в сосновых лесах Кольского полуострова.
Лесоведение, 1969, JSfe 3, стр. 78—82. Рез. на англ. яз. Библ. 14 назв.
Федорова А. И. и Елагина Н. Н. Влагообеспеченность полезащитных лесных
полос, созданных шахматным способом в Северном Казахстане. Там же, стр. 66—
74. Рез. на англ. яз. Библ. 5 назв.
ОБЩЕЕ» ИСТОРИЯ ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Б е р д ш е в О. Древнейшие земледельцы Южного Туркменистана. Отв. ред. В. М. Мас¬
сон. Ашхабад, «Ылым», 1969. 102 стр. с илл. (АН ТССР. Ин-т истории им. Ш. Ба¬
тырова) .
Горчаковский П. Л. Основные проблемы исторической фитогеографии Урала.
Свердловск, 1969. 286 стр. с илл. и карт. (АН СССР. Уральск, фил. Тр. Ин-та эко¬
логии растений и животных. Вып. 66). Рез. на англ. яз. Библ. стр. 267—76.
Yanse A. R. Р. §Шп(а solului in Olanda. $tiin(a Solului, v. 6, № 1, 1968, стр. 32—47-
Почвоведение в Голландии.
Scientific Contributions of Selman A. Waksman Ed. by N. B. Woodruff. New Brunswick.
N. J„ Rutgers Univ. Press, 1968. 391 стр.— Научная деятельность Сельмана
А. Ваксмана.
Редколлегия: Я. В. Пейве (главный редактор)
И. П. Герасимов, Я. Я. Горбунов,
К. П. Горшенин, В. В. Егоров, С. В. Зонн (зам. главного редактора),
Я. К. Крупский, П. А. Летунов, С. Я. Рыжов (зам. главного редактора),
И. П. Карпинский, Я. А. Качинский, В. М. Клечковский, В. А. Ковда, М. Af. Кононова,
А. В. Соколов, В. П. Сотников, И. Я. Скрынникова (ответственный секретарь)
Адрес редакции: Москва, Пыжевский пер , 7
Почвенный институт им. В. В Докучаева
Технический редактор Я. С. Максюта
Сдано в набор 13/ПМ970 г Т-07029 Подписано к печати 29;iV 1970 г Тираж 4965 экз
Зак. 4091 Формат бумаги 70Xl08‘/ie Уел печ л. 14,0 Бум. л 5 Уч-изд листов 15,8
2-я типография издательства «Наука». Москва, Шубинский пер, 10