/
Автор: Глазовская М.А. Геннадиев А.Н.
Теги: физическая география география почвоведение
ISBN: 5-06-004792-X
Год: 2005
Текст
Московский государственный уни
тчднпгя
IAI-JPaw
^^^^^^в
КЛАССИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
А.Н. Геннадиев М.А. Глазовская
ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
С ОСНОВАМИ
ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Серия
КЛАССИЧЕСКИЙ
УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
основана в 2002 году по инициативе ректора
МГУ им. М.В. Ломоносова
академика РАН В.А. Садовничего
и посвящена
250-летию
Московского университета
КЛАССИЧЕСКИЙ
УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
Редакционный совет серии:
Председатель совета
ректор Московского университета
В.А. Садовничий
Члены совета:
Виханский О.С, Голиченков А.К., Гусев М.В.,
Добренькое,В.И., Донцов А.И., Засурский Я.Н.,
Зинченко Ю.П. (ответственный секретарь),
Камзолов А.И. (ответственный секретарь),
Карпов СП., Касимов Н.С, Колесов В.П.,
Лободанов А.П., Лунин В.В., Лупанов О.Б.,
Мейер М.С., Миронов В.В. (заместитель председателя),
Михалев А.В., Моисеев Е.И., Пушаровский Д.Ю.,
Раевская О.В., Ремнева М.Л., Розов Н.Х.,
Салеикий А.М. (заместитель председателя),
Сурин А.В., Тер-Минасова С.Г.,
Ткачук В.А., Третьяков Ю.Д., Трухин В.И.,
Трофимов В.Т. (заместитель председателя), Шоба С.А.
Московский государственный университет имени МБ. Ломоносова
А.Н. Геннадиев, М.А. Глазовская
ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
С ОСНОВАМИ
ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Рекомендовано Министерством образования и науки
Российской Федерации в качестве учебника
для студентов высших учебных заведений,
обучающихся по географическим специальностям
Москва
«Высшая школа»
2005
УДК 911.2
ББК 26.82
Г34
Рецензенты:
кафедра геоэкологии и рационального природопользования
Белгородского государственного университета
(зав кафедрой, д-р геогр. наук, проф. Ф.Н. Лисецкий);
д-р геогр. наук, ведущий научный сотрудник
Института географии РАН НА, Караваева
Геннадиев, А.Н.
Г34 География почв с основами почвоведения: Учебник / А.Н.
Геннадиев, М.А. Глазовская. — М.: Высш. шк., 2005. — 461 с:
ил. — (серия «Классический университетский учебник»).
ISBN 5-06-004792-Х
В учебнике, написанном в соответствии с Государственным
образовательным стандартом, рассмотрены предмет и задачи географии почв и в более
широком плане — почвоведения. Раскрыта роль компонентов
географической среды как факторов почвообразования. Дана характеристика состава и
свойств твердой, жидкой и газовой фаз почвы. Изложены принципы
классификации почв На основе описания географии, генезиса и свойств основных
почв мира проанализированы закономерности их распространения и
организации строения почвенного покрова Земли. Даны представления о
почвенных ресурсах мира, их охране и мелиорации.
Для студентов-географов, почвоведов, экологов.
УДК 911.2
ББК 26.82
ISBN 5-06-004792-Х © ФГУП «Издательство «Высшая школа», 2005
© МГУ им. М.В. Ломоносова, художественное
оформление, 2005
Оригинал-макет данного издания является собственностью издательства
«Высшая школа», и его репродуцирование (воспроизведение) любым способом без
согласия издательства запрещается.
Уважаемый читатель!
Вы открыли одну из замечательных книг, изданных в серии
«Классический университетский учебник», посвященной 250-летию
Московского университета. Серия включает свыше ISO учебников и
учебных пособий, рекомендованных к изданию Учеными советами
факультетов, редакционным советом серии и издаваемых к юбилею по
решению Ученого совета МГУ.
Московский университет всегда славился своими профессорами и
преподавателями, воспитавшими не одно поколение студентов,
впоследствии внесших заметный вклад в развитие нашей страны,
составивших гордость отечественной и мировой науки, культуры и
образования.
Высокий уровень образования, которое дает Московский
университет, в первую очередь обеспечивается высоким уровнем написанных
выдающимися учеными и педагогами учебников и учебных пособий, в
которых сочетаются как глубина, так и доступность излагаемого
материала. В этих книгах аккумулируется бесценный опыт методики и
методологии преподавания, который становится достоянием не только
Московского университета, но и других университетов России и всего
мира.
Издание серии «Классический университетский учебник»
наглядно демонстрирует тот вклад, который вносит Московский университет
в классическое университетское образование в нашей стране и,
несомненно, служит его развитию.
Решение этой благородной задачи было бы невозможным без
активной помощи со стороны издательств, принявших участие в издании
книг серии «Классический университетский учебник». Мы
расцениваем это как поддержку ими позиции, которую занимает Московский
университет в вопросах науки и образования. Это служит также
свидетельством того, что 250-летний юбилей Московского университета -
выдающееся событие в жизни всей нашей страны, мирового
образовательного сообщества.
Ректор Московского университета rj Lb^0 ^*cw
академик РАН, профессор J' В. А. Садовничий
ПРЕДИСЛОВИЕ
Курс «География почв с основами почвоведения» читается
студентам географических факультетов университетов в первый (по
некоторым учебным планам — во второй) год обучения в числе
ряда других основополагающих курсов лекций (Геология,
Геоморфология, Гидрология, Метеорология, Биогеография),
закладывающих в совокупности фундаментальные основы географического
образования. Все эти курсы связаны между собой определенным
методологическим подходом к рассматриваемым природным явлениям
и процессам. Их задача — ознакомить студентов с необходимым
кругом понятий, а также раскрыть на конкретных примерах
всеобщую связь и взаимодействие в природе.
Курсу «География почв с основами почвоведения» принадлежит
в цикле наук о Земле существенная методологическая роль, которая
предопределяется самим предметом науки — почвой. Почвы — это
природные тела, возникшие в результате сложного взаимодействия
большого числа природных и антропогенных факторов, и вместе с
тем — динамические системы, в которых это взаимодействие
осуществляется в настоящее время.
В задачу курса входит также раскрытие принципов
рационального использования почвенных ресурсов и обоснование
необходимости эффективной защиты от разрушения и деградации
почвенного покрова — этой необходимой для человечества тонкой и
легкоранимой пленки, одевающей поверхность Земли.
Впервые учебник по почвоведению и географии почв для
географических факультетов университетов (И.П. Герасимов, М.А. Гла-
зовская. Основы почвоведения и география почв) вышел в 1960 г.
В 1981 г. вышла книга М.А. Глазовской «Общее почвоведение и
география почв». С 1982 г. данный курс читает А. Н. Геннадиев, и в
1995 г. был опубликован учебник М.А. Глазовской и А.Н. Геннади-
ева «География почв с основами почвоведения».
Настоящее издание во многом основывается на последнем
учебнике, но авторами усовершенствована структура книги,
переработаны отдельные разделы, несколько изменен порядок изложения
материала, добавлены новые фактические данные и теоретические
представления. Во введении традиционно рассматриваются
история, предмет и задачи науки.
6
Первая часть книги посвящена компонентам географической
среды как факторам почвообразования. Здесь идет речь об
энергетике и материальной основе почвообразования, сущности
почвообразовательного процесса, его циклическом и поступательном
характере. Завершается часть анализом общего строения почвенного
профиля и описанием основных морфологических свойств почв.
Во второй части рассматриваются состав и свойства твердой,
жидкой и газовой фаз почвы, анализируются географические
факторы, обусловливающие изменение этих свойств и их состояний в
пространстве и времени.
В третьей части изложены принципы классификации почв,
излагаются основы почвенно-географического районирования,
приводится последовательное описание основных почв мира — их
географии, генезиса, эволюции, особенностей строения профиля,
морфологических, химических и физических свойств. Дается оценка
их плодородия, указаны пути их рационального использования и
охраны.
Четвертая часть посвящена глобальной и региональной
организации почвенного покрова. В ней раскрыты основные факторы и
закономерности распределения почв на земной поверхности,
описан почвенный покров материков.
В пятой части даны представления об экологических функциях
почв и состоянии почвенных ресурсов мира. Охарактеризованы
принципы и подходы к охране почв.
В конце учебника дается список литературы, в который
включены современные учебники и учебные пособия по почвоведению и
географии почв и наиболее общие принципиальные работы по
отдельным разделам курса.
Авторы выражают благодарность З.С. Игнатовой за
техническую помощь при подготовке книги к изданию.
Авторы
Введение
ПОЧВОВЕДЕНИЕ
КАК ОТРАСЛЬ ЕСТЕСТВОЗНАНИЯ:
ИСТОРИЯ, ПРЕДМЕТ И ЗАДАЧИ
Почвоведение — наука о происхождении, свойствах, динамике
почв как естественно-исторических образований, а также объектов
труда и средств производства. В качестве самостоятельной отрасли
естествознания наука о почвах оформилась немногим более ста лет
тому назад. Основоположником научного почвоведения,
определившим его предмет и основные методы исследования, был русский
ученый Василий Васильевич Докучаев (1846—1903). Ранее
почвоведение рассматривалось только лишь как часть агрономии или
геологии.
Чтобы понять значение трудов В. В. Докучаева в становлении и
развитии почвоведения, необходимо познакомиться с
представлениями о почвах и почвоведении, которые существовали в «додоку-
чаевский период».
Толчком к развитию почвоведения, как и всякой другой науки,
послужила практическая деятельность людей. Самый верхний слой
земли, на котором человек жил, строил жилища и выращивал
урожай, стал объектом труда и средством производства на много тысяч
лет раньше, чем возникло научное представление о почве.
Понадобился практический опыт многих поколений людей, чтобы
в конце XVIII — начале XIX в. возникла агрономия — наука о
приемах обработки почв и выращивании культурных растений.
Научная агрономия стала развиваться раньше всего в Германии.
В начале XIX в. немецкий ученый А. Тэер выдвинул теорию
органического питания растений. В связи с этим ряд крупных химиков
того времени (И. Берцелиус, К. Шпренгель и др.) стали заниматься
изучением органического вещества почвы, получившего название
«гумуса». Ими было установлено, что почвенный гумус — сложное
образование, включающее в себя несколько групп органических
веществ, которые обладают различным химическим составом и
свойствами. Влияние гумуса на плодородие почв было признано
несомненным. Вместе с тем были выявлены и другие факторы,
обеспечивающие в почве условия жизни растительных организмов. В этой
8
связи получила развитие теория минерального питания растений,
которая была изложена в книге немецкого ученого Ю. Либиха
(Химия в приложении к земледелию и физиологии, 1840). Эти
взгляды послужили основой для возникновения и развития агрикультур-
химии.
Почву агрикультурхимики рассматривали как смесь
минеральных и органических соединений, как среду, в которой развиваются
корни растений. Мощность почвы они ограничивали пахотным
слоем, а свой объект исследования называли «пахотной почвой»
(ackerboden). Почвы делились по качеству на хорошие, средние,
плохие, овсяные, пшеничные, картофельные и т. д.
Независимо от агрикультурхимического направления в
почвоведении в это же время развивалось геологическое направление,
связанное с именами немецких геологов Ф. Фаллу, Г. Берендта,
Ф. Рихтгофена.
Г. Берендт (1877) писал: «Почва — это оболочка выветривания
всякой горной породы, а почвоведение —- учение об образовании,
составе и развитии коры выветривания на современной
поверхности, находящейся в соприкосновении с воздухом».
Ф. Фаллу (1865) относил к почве как остаточные, так и
переотложенные продукты выветривания (щебень, хрящ, песок), а Ф. Рихтго-
фен (1865) причислял сюда еще и химические осадки — известняки
и мергели.
Таким образом, в середине XIX в. в Европе одновременно
существовали два различных представления о почве и два
«почвоведения» (агрономическое и геологическое).
Вместе с тем геологи, рассматривая почву как землистую
горную породу, содержащую примесь органических веществ, были
вынуждены исследовать и ее агрономические свойства. В результате
оформилось агрогеологическое направление, которое из Германии
распространилось в другие страны Европы и в Америку.
Иным путем развивалось почвоведение в России. В 1765 г. в
Петербурге было основано Вольное экономическое общество —-
первое сельскохозяйственное общество России. Оно видело своей
задачей «сообщать любезным своим согражданам» новые полезные
сведения в области земледелия и экономики, а также ставить
опыты по проверке тех или иных приемов, изобретенных
«чужестранными народами».
Особое внимание российских естествоиспытателей и
экономистов второй половины XVIII—XIX вв. привлекал русский чернозем —
плодороднейшая почва, источник богатств страны: на нем
выращивалась пшеница, являвшаяся одним из главных предметов торговли
9
России с Европой. В чем причина плодородия чернозема, как его
сохранить, каким образом образовалась эта почва — вот вопросы,
интересовавшие крупнейших российских ученых с давних пор.
Одна из первых научных гипотез о происхождении чернозема
была высказана еще в 1763 г. М.В. Ломоносовым в книге «О слоях
земных»: «Его происхождение не минеральное, но из двух прочих
царств натуры, из животного и растительного, всяк признает».
Рассмотрев свойства чернозема, М.В. Ломоносов приходит к
заключению: «Из доказательных обстоятельств заключили мы, что
чернозем из согнития животных и растущих тел происходит». Именно эта
идея, как будет показано далее, нашла через сто лет свое
подтверждение и развитие в трудах В.В. Докучаева.
В программу деятельности Вольного экономического общества
входил сбор материалов об агрономическом достоинстве различных
почв. Для этого по губерниям и уездам рассылались специальные
вопросники. В одном из них, относящемся к 1790 г., предлагалось
составить «показания обрабатываемой в каждом уезде земли»,
описать «состояние почвы, чернозем ли, глинистая, песчаная и
неплодородная, и как по доброте ее в каждом уезде различается».
Наряду с Вольным экономическим обществом сведения о
почвах собирали статистики Департамента сельского хозяйства
Министерства государственных имуществ.
Накопленные материалы позднее были обобщены К.С. Весе-
ловским. Им была составлена первая «Почвенная карта
Европейской России» (масштаб 200 верст в 1 дюйме). На ней были выделены
почвы черноземные, болотистые, тундровые, солонцеватые,
глинистые, суглинистые, супесчаные, песчаные, иловатые, меловые,
каменистых мест, т. е. в основу выделения почв были положены
различные признаки: в одних случаях — наличие органического
вещества (черноземы), в других — характер растительности (тундровые,
болотистые), в третьих — механический состав (песчаные,
глинистые и т. д.). В 1879 г. появилась более крупная по масштабу и более
детальная почвенная карта Европейской России, составленная для
налогового обложения В.И. Чаславским. В ее основу также были
положены статистические данные, собранные опросным путем. Обе
эти карты (К.С. Веселовского и В.И. Чаславского) имели
определенную ценность в то время, но им недоставало общей
руководящей идеи, которая помогла бы раскрыть основные закономерности
распространения картируемых объектов. Так, В.В. Докучаев по
поводу карты В.И. Чаславского писал: «<...> Карта 1879 г. поражает
нас своей удивительно беспорядочной пестротой. Никакой
причинности существования здесь и там тех или других почв, никакой ге-
10
нетической связи между ними, никакой правильности, никакой
закономерности в их распределении мы не видим на карте».
В значительно лучшем состоянии по сравнению с картографией
почв находилось в то время в России агрономическое
почвоведение. Наиболее известным и ярким его представителем был крупный
ученый-агроном профессор Лесного института Павел Андреевич
Костычев (1845—1895) — автор первого учебника «Почвоведение»,
изданного в 1886 г. В отличие от господствовавших в Западной
Европе агрогеологических представлений о почвах П.А. Костычев
связывал свойства почв прежде всего с жизнедеятельностью растений
и микроорганизмов. В центре его внимания находились плодородие
почв, способы его сохранения и повышения, а особое внимание
уделялось черноземам. В работе «Почвы черноземной области
России» (1886) им рассмотрены факторы и процессы образования
гумуса, хорошей водопрочной структуры черноземов и изложена
система мероприятий по сохранению и увеличению плодородия этих
почв.
«Мы, — писал П.А. Костычев, — выделяем верхний слой
земли до той глубины, до которой доходит главная масса
растительных корней, и называем этот слой почвой». Мощность почвы, по
Костычеву, зависит от рода выращиваемых растений. Он пишет:
«<...> Когда хозяин наших черноземных мест разводит лес и
притом такие древесные породы, которые имеют глубокие корни, то он
по необходимости под лесом должен считать почвой слой более
глубокий, чем при возделывании полевых культурных растений», т. е.
П.А. Костычев рассматривал почвоведение лишь как прикладную
агрономическую науку. Ему принадлежит первенство в разработке
ряда крупных проблем почвоведения как части агрономии.
Несмотря на внимание к черноземам со стороны агрономов
и ряда крупных естествоиспытателей-путешественников XIX в.
(натуралист Б.С. Паллас, палеонтолог Э.И. Эйхвальд, геоботаник
Ф.И. Рупрехт) свойства, распространение, истинное
происхождение, а главное — причины уменьшения при длительной распашке и
бессменной культуре пшеницы плодородия этих уникальных почв
оставались к 80-м гг. XIX в. почти неизвестными. В связи с этим
Вольное экономическое общество организовало в 1876 г.
специальную Черноземную комиссию. В эту комиссию был приглашен
молодой геолог, работавший на кафедре геологии и минералогии
Петербургского университета, В.В. Докучаев. Он был известен как
активный член Вольного экономического общества, Петербургского
общества естествоиспытателей, Минералогического общества, на чьи
небольшие средства он осуществлял экспедиции по изучению чет-
И
вертичных отложений, строения и истории развития речных долин
и оврагов. В многочисленных докладах, в ряде статей
(«Предполагаемое обмеление рек Европейской России», «Овраги и их значение»,
«По вопросу осушения болот вообще и в частности об осушении
Полесья») и в фундаментальной работе «Способы образования
речных долин Европейской России», защищенной в 1878 г. в качестве
магистерской диссертации, В.В. Докучаев выступал как вдумчивый
и разносторонний исследователь.
В.В. Докучаев разработал программу работ Черноземной
комиссии, включающую геолого-географические и физико-химические
исследования чернозема. Полевые геолого-географические
исследования проводились самим В.В. Докучаевым в летние каникулы
1877 и 1878 гг. Он проехал по черноземным областям (главным об-*
разом на лошадях) около 10 000 верст, провел сотни описаний
почвенных разрезов, геологии, рельефа, растительности и собрал
многочисленные образцы почв и почвообразующих пород для анализов.
В статье «Ход и главнейшие результаты предпринятого
Вольным экономическим обществом исследования русского чернозема»
В.В. Докучаев в 1881 г. писал: «Мне предстояло решить такие
коренные задачи: что вообще следует называть почвой? Какая ее
толщина, строение и положение должны быть признаны
нормальными? Что такое самое название чернозем? На какие естественные
типы он может быть подразделен? Следует ли при научном
определении и классификации чернозема, равно как и других почв, брать
во внимание все, хотя бы и случайные, так сказать аномальные,
вторичные, по месту залегания, почвы уже с сильно измененными
свойствами? Какие общие законы руководили распределением
чернозема и других почв по Европейской России? Какие принципы
должны лечь в основу при составлении черноземных карт? Какой, в
конце концов, способ происхождения данной почвы и почему нет
ее на огромных пространствах северной, центральной и
юго-восточной России? Где виновники действительно замечательного
плодородия чернозема?». И далее В.В. Докучаев писал: «Я
исключительно преследовал общие задачи и стремления, по возможности,
изучить чернозем с научной, естественно-исторической точки
зрения. Мне казалось, что только на такой основе и после твердой
установки этой основы и могут быть построены различного рода
действительно практические меры к поднятию сельского хозяйства
черноземной полосы России».
В 1881 г. В.В. Докучаев завершил исследование черноземов, а
в 1883 г. была опубликована его монография «Русский
чернозем». В результате проведенных исследований он не только выяс-
12
нил происхождение черноземов, их свойства, изменчивость в
пространстве и пределы распространения, но и пришел к новым пред-
ставлениям о почвах вообще, заложил основы особого,
сравнительного почвенно-географического метода исследования. В.В.
Докучаев показал, что почва представляет собой сложное образование,
морфологически и химически хорошо отличимое от рыхлых
отложений, из которых она образовалась, и мощность ее отнюдь не
ограничивается пахотным или наиболее корнеобитаемым слоем. Она
состоит из совокупности горизонтов и постепенно переходит на
глубине 1,60—2,00 м и более в неизменную породу. Для черноземов
типичны мощный, темноокрашенный, обогащенный органическим
веществом гумусовый горизонт А, переходный горизонт В с
отдельными гумусовыми пятнами и карманами, ходами землероев
(кротовинами) и многочисленными прожилками и округлыми
стяжениями извести (названными им белоглазкой), сменяющимся
материнской или почвообразующей породой С.
В.В. Докучаев установил, что распространение черноземов
ограничено степной зоной и что на всем протяжении зоны в почвах
сохраняется черноземный тип профиля, хотя мощность горизонтов,
особенно гумусового, изменяется в связи с изменениями климата и
положения почвы на том или ином элементе рельефа. Мощность
гумусового горизонта и содержание гумуса в черноземах
уменьшаются с севера на юг параллельно увеличению сухости климата. Эту
закономерность он продемонстрировал на специальной карте изо-
гумусовых полос. Также В.В. Докучаев выяснил, что в одних и тех
же условиях рельефа и климата мощность горизонтов и содержание
гумуса изменяются в зависимости от материнских пород: на лёссах
(при прочих равных условиях) черноземы мощнее и более гумусны,
чем, например, на элювии гранитов, хотя и в последнем случае
сохраняется типичный профиль чернозема. Лишь при смене степной
растительности на лесную профиль почвы и характер горизонтов
существенно изменяются.
Многочисленные факты, их сопоставление и последовательный
логический анализ привели В.В. Докучаева к выводам большого
теоретического значения. На примере чернозема он доказал, что
почвы представляют собой особые естественно-исторические тела
подобно минералам, растениям и животным, и дал определение
понятию «почва»: «Я предложил бы разуметь под почвой исключительно
только те дневные или близкие к ним горизонты горных пород (все
равно каких), которые были более или менее естественно изменены
взаимным влиянием воды, воздуха и различного рода организмов —
живых и мертвых, что и сказывается известным образом на составе,
13
структуре и цвете таких продуктов выветривания. Где этого условия
нет, там нет и естественных почв, а есть или искусственная смесь,
или горная порода».
В.В. Докучаев установил, что почвы имеют определенный
генетический профиль, особенности которого определяются
климатическими условиями, характером растительности, деятельностью
населяющих почву животных, составом и свойствами материнской
породы, условиями рельефа, в которых образуется почва, а также
продолжительностью почвообразования, или возрастом почвы
(«фактором времени», как его назвал Докучаев). Если все «почвообразова-
тели» на определенной территории одинаковы, то и образующиеся
при их взаимодействии почвы будут одинаковыми. При изменении
хотя бы одного из них наблюдаются большие или меньшие
изменения и в почвах. Следовательно, почвы распространены на земной
поверхности не беспорядочно, а находятся в соответствии с
распределением и определенными сочетаниями факторов почвообразования.
Из этих теоретических положений, совершенно по-новому
раскрывающих объект исследования, вытекали и основные методические
приемы изучения почв, впервые разработанные и примененные В.В.
Докучаевым. Основа метода — сравнительно-географическое
изучение почв в совокупности с факторами почвообразования — климатом,
геологией местности, формами, генезисом и возрастом рельефа,
растительностью и животным населением, со всеми компонентами
ландшафта, а на распаханных территориях — и способами
использования земель.
Разработанный В.В. Докучаевым комплексный сравнительно-
географический метод исследования почв и поныне является
руководящим при изучении генезиса и географии почв и составлении
почвенных карт. Исследователи еще до проведения полевых работ
собирают сведения об условиях почвообразования: изучают
специальные карты (геологические, четвертичных отложений,
геоморфологические, растительности, гидрогеологические) и соответствующую
литературу. Собирают и анализируют данные метеорологических
станций, тщательно анализируют топографические карты,
аэрофотоснимки, а в последнее время и космические снимки.
На изучаемой территории почвенные разрезы закладывают
таким образом, чтобы были охарактеризованы почвы на различных
элементах рельефа, на различных породах, под различной
естественной растительностью и на сельскохозяйственных угодьях с той или
иной системой использования.
Сопоставление особенностей морфологического профиля почв,
их химических и физических свойств с изменением того или ино-
14
го фактора или их совокупности позволяет установить
определенные связи между морфологией и свойствами почв, с одной
стороны, и факторами почвообразования, с другой, вскрыть причины,
приведшие к образованию тех или иных свойств почв, выявить
закономерности изменения в пространстве самих факторов и
связанных с ними почв. Лишь на основании такого всестороннего
сравнительно-географического анализа можно составить
почвенную карту со строго обоснованными, а не случайными
почвенными контурами, вскрывающую все разнообразие свойственных
данной территории почв.
Перечисленные принципы были положены В.В. Докучаевым в
основу составленной им «Схематической почвенной карты
черноземной полосы Европейской России» (1882). Это была первая
настоящая почвенная карта, разработанная на основании полевых
исследований, профильного изучения почв и глубокого
сравнительно-географического анализа.
В.В. Докучаевым было открыто «четвертое царство природы»,
как он сам его назвал, царство природных тел, в которых сложно
сочетаются и взаимодействуют элементы живой и неживой
природы — живые растения и животные, продукты их разложения,
минералы горной породы, вода и воздух. В результате их взаимодействия
изменяются окраска, структура, состав поверхностных горных
пород, их первоначально однородная толща расчленяется на
горизонты, среди которых постоянно присутствует обогащенный
специфическим органическим веществом гумусовый горизонт, венчающий
почвенный профиль.
Работу «Русский чернозем» В.В. Докучаев защитил в качестве
докторской диссертации. Он получил степень доктора геогнозии и
минералогии и возглавил в Петербургском университете кафедру
минералогии и кристаллографии.
В 1882 г. В.В. Докучаев с группой студентов (своих учеников) по
предложению Нижегородской земской управы начал почвенные
исследования в Нижегородской губернии. Задачей исследований
было составление почвенной карты всей территории губернии и
оценка земель для исчисления поземельного налога. Это была
первая работа, выполненная новыми методами по широкой
комплексной программе для определенных практических целей. В процессе
ее выполнения отрабатывалась намеченная В.В. Докучаевым
методика исследования, углублялись и расширялись знания о почвах и
их связях с факторами почвообразования. Последнему
благоприятствовало разнообразие природных условий и положение
Нижегородской губернии на стыке степной, лесостепной и лесной зон. Ре-
15
зультаты работы были опубликованы в 14 томах под общим
названием «Материалы Нижегородской экспедиции». В первом томе были
изложены основные теоретические положения почвоведения, дано
определение понятия «почва» и приведена основанная на новых
генетических принципах классификация почв.
Нижегородские работы послужили образцом для организации
почвенных исследований губернскими земствами в Полтавской,
Новгородской, Псковской, Владимирской, Ярославской,
Самарской и Саратовской губерниях. Почвенные исследования в
Полтавской губернии проводились также под руководством В.В. Докучаева,
а затем к руководству работами стали привлекаться молодые кадры,
прошедшие Докучаевскую школу почвенных исследований.
В 1888 г. при Вольном экономическом обществе под
председательством В.В. Докучаева была создана специальная Почвенная
комиссия, которая объединила не только его университетских
учеников, но и многих специалистов, работавших в смежных с
почвоведением областях. Комиссия начала работу по составлению почвенной
карты Европейской России, которую закончила в 1902 г. В 1899 г.
Почвенная комиссия стала издавать журнал «Почвоведение»,
который выходит и в настоящее время, являясь одним из старейших
•журналов Российской академии наук.
В 1891 г. большую часть черноземных областей России постигла
жестокая засуха. Выяснению причин периодических засух и
рассмотрению комплекса мероприятий по их предотвращению В.В. Докучаев
посвящает книгу «Наши степи прежде и теперь». Причины усиления
засух и истощения черноземов В.В. Докучаев видел в неправильном
ведении сельского хозяйства. Он писал, что экономическая отсталость
России привела к истощению почв, что русское сельское хозяйство
имеет характер азартной биржевой игры. В 1892 г. он организует при
Лесном департаменте «Особую экспедицию по учету различных
способов и приемов лесного и водного хозяйства в степях России».
Программа работ экспедиции, составленная В.В. Докучаевым и Н.М. Си-
бирцевым, предусматривала выбор в различных частях степной зоны
участков для организации метеорологических станций и проведения
опытов по влагозадержанию и защитному лесоразведению.
Изучение динамики почвенных процессов, способов
сохранения и повышения плодородия черноземных почв, защиты их от
эрозии проводятся на организованных В.В. Докучаевым опытных
станциях уже более 100 лет.
С 1892 по 1895 г. В.В. Докучаев был директором
Ново-Александрийского сельскохозяйственного института. За это время он
существенно улучшил систему преподавания учебных дисциплин в соот-
16
ветствии с требованиями практики и организовал первую
самостоятельную кафедру почвоведения.
В 1898—1900 гг. В.В. Докучаев изучает почвы Кавказа,
посещает Туркестан, Закаспийскую низменность, эти поездки дают
дополнительный материал для обоснования законов горизонтальной
и вертикальной зональности ландшафтов и почв. Учение о
зональности было изложено им как целостная научная теория в работах
1898—1899 гг.: «Место и роль современного почвоведения в науке и
жизни», «Почвенные зоны вообще и почвы Кавказа в
особенности», «О зональности в минеральном царстве» и «К учению о зонах
природы. Горизонтальные и вертикальные почвенные зоны».
Иллюстрацией закона зональности стала «Схема почвенных зон
Северного полушария», составленная В.В. Докучаевым для
Всемирной Парижской выставки 1900 г., на которой она
демонстрировалась вместе с коллекцией российских почв. Схема получила
Почетный диплом — высшую награду выставки.
Идея зональности почв была отражена и на почвенной карте
Европейской России, опубликованной в 1900 г. В.В. Докучаевым
было выделено в Северном полушарии пять горизонтальных
почвенных зон, которые он рассматривал одновременно и как зоны
естественно-исторические, или природные, а также и как зоны
различных способов ведения сельского хозяйства: бореальная, или
тундровая; таежная с «подзолами», «белунами» и массой болот;
черноземная зона с черноземами и каштановыми почвами; зона «аэраль-
ная» с лёссовыми, каменистыми, песчаными и засоленными почвами
и зона краснозема, или латерита. Вертикальные почвенные зоны в
направлении от подножий гор к вершинам повторяют на карте
горизонтальные зоны в обратном порядке.
Почвенные карты Докучаева были, конечно, схематизированы.
Он сам предвидел более поздние почвенно-картографические
разработки, направленные на уточнение и детализацию строения
почвенного покрова. Он писал, что «<...> начерченная картина
горизонтальных почвенных (а следовательно, и естественно-исторических)
зон есть схема, если угодно, закон, но, к счастью для человечества
вообще и великой России в особенности, к счастью для культуры,
такого мертвящего, сухого, так сказать, математического
однообразия нет в природе». Изрезанность береговой линии материков,
наличие возвышенностей создают «иное распределение климата, осадков,
теплоты, а вместе с этим и иное местное географическое
распределение растительных и животных организмов. Поэтому уже a priori нужно
было ожидать, что горизонтальные почвенные и
естественно-исторические зоны должны там и здесь претерпевать более или менее
3-S046 17
существенные отклонения и нарушения их идеальной
правильности». Как показали последующие исследования почвоведов и
географов, проявления горизонтальной и вертикальной зональности на
различных континентах и их отдельных частях действительно
оказались весьма многообразны.
В своей статье «К учению о зонах природы» (1899) В.В. Докучаев
писал: «Не подлежит сомнению, что познание природы — ее сил,
стихий, явлений и тел — сделало в течение XIX столетия такие
гигантские шаги, что самое столетие нередко называется веком
естествознания, веком натуралистов <...> Всматриваясь внимательнее
в эти величайшие приобретения человеческого значения <...>, нельзя
не заметить одного весьма существенного и важного недочета <...>
Изучались главным образом отдельные тела — минералы, горные
породы, растения и животные — явления, отдельные стихии — огонь
(вулканизм), вода, земля, воздух <...> но не их соотношения, не та
генетическая, вековечная и всегда закономерная связь, какая
существует между силами, телами и явлениями, между мертвой и живой
природой <...> А между тем именно эти соотношения, эти
закономерные взаимодействия и составляют сущность познания естества <...>
лучшую и высшую прелесть естествознания».
В.В. Докучаев отчетливо представлял естественнонаучное
значение созданной им науки о почвах. В статье «Место и роль
современного почвоведения в науке и жизни» он писал: «Как известно, в
самое последнее время все более и более формируется и
обособляется одна из интереснейших дисциплин <...> именно — учение о
тех многосложных и многообразных соотношениях и
взаимодействиях, а равно и о законах, управляющих вековыми изменениями
их, которые существуют между так называемой живой и неживой
природой, между: а) поверхностными горными породами, Ь)
пластикой земли, с) почвами, d) наземными и грунтовыми водами, е)
климатом страны, f) растительными и g) животными организмами
(в том числе и даже главным образом низшими) и человеком,
гордым венцом творения <...> Эта еще очень юная, но зато
исполненная чрезвычайного, высшего научного интереса и значения
дисциплина с каждым годом делает все новые и новые успехи <...>
приобретает себе все более и более деятельных, энергичных и, главное,
страстно любящих свою науку работников и адептов; и уже
недалеко то время, когда она по праву и великому для судеб человечества
значению займет вполне самостоятельное и почетное место, со
своими собственными, строго определенными задачами и методиками,
не смешиваясь с существующими отделами естествознания ни, тем
более, с расплывающейся во все стороны географией».
18
Критическое отношение В.В. Докучаева к географии конца XIX в.
было вполне понятно, так как в те времена география была в
значительной мере описательной наукой и связи между отдельными
ветвями географии были слабыми.
В.В. Докучаев стал основоположником нового направления в
географии. Именно такую оценку дал его творчеству российский
географ Л.С. Берг в книге «Очерки по истории русских
географических открытий». Другой крупнейший географ и почвовед
академик Б.Б. Полынов, рассматривая значение работ В.В. Докучаева в
развитии современного естествознания, писал: «В.В. Докучаев <...>
стремился к познанию через почву динамики ландшафта и поэтому —
если он и был географом, то географом, далеко опередившим
современную ему географию, представителем того течения в
географии — в учении о ландшафтах, которое получило развитие лишь в
последнее время и которое стремится не к инвентаризации
географических объектов, а к изучению сложной взаимосвязи между ними.
Эта география перестает быть исключительно хорологической
наукой, ибо, изучая происхождение и развитие ландшафта, она
вынуждена познавать процессы, т. е. считаться не только с пространством,
но и со временем. Эта география вынуждена вести свою работу путем
комплексных исследований, и В.В. Докучаев был ярким
представителем этой современной не ему, а нам, географии».
В.В. Докучаев умер в 1903 г. За четверть века научной
деятельности в области почвоведения им была создана новая наука о
почвах с развитой фундаментальной теорией, со своими методами
исследования, нашедшая уже в те времена огромное практическое
применение.
Из поколения первых докучаевцев, принимавших участие в
нижегородских, полтавских и других работах и образовавших ядро до-
кучаевской научной школы, вышел ряд крупных российских
ученых с мировым именем не только в почвоведении, но и в ряде
смежных областей естествознания.
Среди них почвоведы Н,М. Сибирцев и К.Д. Глинка;
крупнейший русский минералог и геохимик, творец учения о биосфере
В.И. Вернадский; крупный петрограф, академик Ф.Ю. Левинсон-
Лессинг; почвовед и минералог П.А. Земятченский; известные
ботаники-географы — А.Н. Краснов и Г.И. Танфильев; гидрогеолог
П.В. Отоцкий, гидролог Г.Н. Высоцкий, агрономы П.Ф. Барков и
НА. Адамов.
Николай Михайлович Сибирцев (1860—1900) — русский ученый,
ближайший сподвижник и ученик В.В. Докучаева, научные
исследования которого касаются вопросов геологии, географии, почво-
2* 19
ведения и агрономии. Из наиболее значительных его работ в
области почвоведения следует отметить доклад на Международном
геологическом конгрессе в 1897 г., в котором содержится
характеристика главных типов русских почв в свете учения В.В. Докучаева, а
также две более ранние статьи: «Об основах генетической
классификации почв» и «Краткий обзор главнейших почвенных типов
России».
Наиболее фундаментальным трудом Н.М. Сибирцева (1899) стал
курс «Почвоведение», состоявший из трех частей: в первой
излагается учение о почвообразовании; во второй — учение о почве как о
массе (минеральная часть почвы, химический состав, органическая
часть, поглощение растворимых веществ почвами, физические
свойства почв) и в третьей — описательное почвоведение
(классификация почв, зональные и интразональные почвы, география,
картография и бонитировка почв). В этом труде впервые систематически
были изложены основы докучаевского почвоведения для учебных
целей.
Гавриил Иванович Танфильев (1857—1928) — русский географ, автор
ряда известных трудов в области физической географии,
геоботаники и почвоведения, один из ближайших учеников и сотрудников
В.В. Докучаева, развивавший его идеи в географических науках.
Главными научными трудами Г.И. Танфильева являются
«Пределы лесов на юге России», «Болота и торфяники Полесья»,
«География России, Украины и прилегающих к ним с запада
территорий» и др. Все работы Г.И. Танфильева характеризуются глубоким
географическим содержанием, включают множество
географических сведений, мастерски используемых для обоснования общего
вывода или теории географического характера. Так, например, в книге
«Пределы лесов на юге России» на основании детального
рассмотрения взглядов на причины безлесья степей, описания главных
свойств почв и растительности черноземной степи и отношения леса
к степи выдвигается новый и оригинальный для того времени взгляд,
объясняющий безлесье степей засоленностью (карбонатностыо)
лёссовых грунтов.
В очерке «Физико-географические области Европейской
России» приводится одна из самых ранних схем географического
разделения Русской равнины. В обширной монографии «География
России, Украины и прилегающих к ним с запада территорий»
Г.И. Танфильев дает всестороннюю сводку сведений о рельефе и
водах европейской части России, основанную на глубоких, геогра-
фо-генетических идеях. Эта работа вызывает до настоящего
времени интерес как крупный и оригинальный методологический опыт.
20
Георгий Николаевич Высоцкий (1865—1940) — ученик ВВ.
Докучаева, русский ученый-лесовод, исследователь-географ,
расширивший и углубивший сравнительно-географический метод В.В.
Докучаева в области геоботаники, почвоведения и физической
географии. Научные труды Г.Н. Высоцкого посвящены вопросам ботаники,
почвоведения, метеорологии, гидрологии, физической географии,
лесоводства и агрономии. Очень большую роль в
исследовательской деятельности ученого играли полевые, преимущественно
стационарные исследования и наблюдения в различных, главным
образом в степных, районах европейской части России. Изучение
динамики природных ландшафтов Г.Н. Высоцкий тесно связывает
с разрешением крупных практических задач.
В области почвоведения Г.Н. Высоцкий углубил и разработал
вопрос о значении водного режима в образовании различных почв,
выявил основные типы водно-солевого профиля степных и лесных
почв и показал роль рельефа (в частности, микрорельефа) в
развитии почвенного покрова.
Константин Дмитриевич Глинка (1867—1927) — русский ученый-
почвовед, географ и ученик В.В. Докучаева, развивший
петрографическое и географическое направления в почвоведении, известен
как руководитель и организатор крупнейших экспедиционных
почвенных изысканий. Накопленный им громадный и разнообразный
географический материал не потерял своего значения до сих пор.
К.Д. Глинка — автор фундаментального учебного руководства по
почвоведению, изданного в 1914 г. и много раз переиздававшегося
позднее. Часть, касающаяся типов почв и их географического
распространения, была переведена на немецкий язык, а в 1927 г. — на
английский. Этот труд сыграл очень большую роль в
распространении идей русского докучаевского почвоведения во всем мире.
Широко известны и его работы по выветриванию, генезису и
классификации почв.
Велики заслуги К.Д. Глинки и на поприще общественно-научной
работы. Начиная с 1900 г. он заведовал кафедрами почвоведения в
различных высших учебных заведениях, был одним из главных
организаторов первых в России специальных научных учреждений, в
частности Докучаевского почвенного комитета и Почвенного
института им. В.В. Докучаева Академии наук СССР. К.Д. Глинка первым
из советских почвоведов был избран в действительные члены
Академии наук СССР.
Владимир Иванович Вернадский (1863—1945) — академик,
русский ученый-естествоиспытатель и мыслитель, представитель
школы В.В. Докучаева. Он является основателем современной геохи-
21
мии и учения о биосфере — крупнейшего обобщения в области
современного естествознания. Биосфера в понимании В.И.
Вернадского — это особая охваченная жизнью оболочка Земли, включают
щая всю гидросферу до максимальных глубин океана, верхнюю часть
литосферы — до глубины 2—3 км и всю тропосферу.
В.И. Вернадский ввел в науку новое интегральное понятие —
«живое вещество». Он собрал и проанализировал все
существовавшие данные о живом веществе, определил его суммарную массу в
биосфере и пришел к выводу о том, что сейчас на нашей планете
она составляет от 1000 до 10000 трлн т. Он показал геохимическое
значение живого вещества в истории Земли и создании
вещественного состава наружных оболочек планеты. В.И. Вернадский был
первым, кто понял планетарное геохимическое значение научной,
производственной и общественной деятельности человечества в
геологической истории Земли — преобразовании биосферы в
ноосферу» реальную материальную оболочку планеты, создаваемую на
определенном этапе ее геологического развития и эволюции
жизни под влиянием научной мысли и разумной деятельности
человечества.
Главные научные труды В.И. Вернадского — «История
минералов земной коры», «Биосфера», «Размышления натуралиста»,
«Научная мысль как планетарное явление», «Проблемы биогеохимии».
Дальнейшее развитие генетического почвоведения и
географии почв в России в XX в. связано с именами К.К. Гедройца,
С.С. Неуструева, Б.Б. Полынова, Л.И. Прасолова, И.П.
Герасимова, В.А. Ковды и других выдающихся ученых.
Константин Каэтанович Гедройц (1872—1932) —
ученый-почвовед и физико-химик, обогативший докучаевское почвоведение
трудами первостепенной важности. Основной его заслугой является
введение в почвоведение точных химических и физико-химических
методов исследования свойств почв. На этой основе К. К. Гедройц
развил лабораторно-экспериментальное направление в
почвоведении и создал учение о физико-химических (коллоидных) явлениях
в почвообразовании. Наибольшее внимание ученого привлекало
изучение поглотительной способности почв. Установив ее сущность,
он широко использовал результаты своих лабораторно-экспери-
ментальных исследований для объяснения основных вопросов
генезиса почв и разработки различных способов мелиорации.
Работы К. К. Гедройца открыли новый этап в развитии докучаевского
почвоведения, а их результаты легли в основу современных
взглядов на физико-химическую сущность процессов почвообразования
и различных способов повышения продуктивности почв.
22
Главные научные труды К.К. Гедройца — научно-методическое
руководство «Химический анализ почвы», очерк «Почвенный
поглощающий комплекс и почвенные поглощенные катионы как
основа генетической почвенной классификации», а также «Учение о
поглощающей способности почв».
Сергей Семенович Неуструев (1874—1928) — ученый-географ,
почвовед и геолог, один из наиболее ярких и блестящих русских почво-
ведов-докучаевцев «второго» поколения. Научные работы С.С. Не-
уструева имеют преимущественно географический характер. Так,
например, ему принадлежит ряд региональных почвенно-географи-
ческих очерков и монографий, в которых содержатся ценнейшие
сведения и выводы географического характера.
В своих работах он выдвигал и разрабатывал различные научно-
теоретические проблемы и вопросы из области почвоведения,
геоморфологии, палеогеографии и физической географии.
Основные научные труды С.С. Неуструева — «Почвы и циклы
эрозии», «Элементы географии почв».
Борис Борисович Полынов (1877—1952) — академик, почвовед,
географ и геохимик. Его почвенно-географические исследования на
Дальнем Востоке, в бассейне Дона, в Монголии, проведенные в
докучаевских традициях, дали богатый материал для широких
географических обобщений, касающихся истории развития
ландшафтов и почв этих регионов. В 1932—1934 гг. Б.Б. Полынов руководил
почвенно-мелиоративными исследованиями в Прикаспийской
низменности — области аккумуляции легкорастворимых солей. В эти
же годы он проводит исследования почв и красноцветной древней
коры выветривания во влажных субтропиках Закавказья.
Обобщение всех этих обширных материалов завершилось созданием учения
о коре выветривания, ее развитии во времени и дифференциации
продуктов выветривания в пространстве. Эти исследования
положили начало геохимическому подходу к изучению и объяснению
различных особенностей географической среды. Б.Б. Полынов
разработал методологию и методику системного анализа взаимосвязи и
взаимодействия в ландшафтах на основе изучения миграции и
аккумуляции в их компонентах (породах, почвах, водах, растениях)
химических элементов. В более поздних работах («Основные идеи
учения о генезисе элювиальных почв в современном освещении»,
«Руководящие идеи современного учения об образовании и
развитии почв» и др.) очень ярко и убедительно развивается
представление о решающей роли биогеохимических явлений в процессах
выветривания и почвообразования и утверждается, таким образом,
новое, весьма перспективное направление в науке о почвах. Геохи-
23
мическое изучение всех компонентов ландшафта как единой
системы позволило Б. Б. Полынову развить новое направление в ланд-
шафтоведении — геохимию ландшафта, что нашло отражение в его
трудах «Кора выветривания», «Геохимические ландшафты» и др.
Леонид Иванович Прасолов (1875—1954) — ученый-почвовед и
географ, сыгравший важную роль в деле развития географического
почвоведения в СССР. Л.И. Прасолову принадлежит ряд
фундаментальных региональных почвенно-географических трудов,
основанных на результатах полевых экспедиционных исследований,
которые проводились в различных районах нашей страны. К числу
подобных классических работ относятся почвенно-географические
монографии по Поволжью, Тянь-Шаню, Восточной Сибири,
Кавказу и некоторым другим районам. На основании этих
исследований Л.И. Прасолов установил важные общие почвенно-генетичес-
кие и почвенно-географические закономерности. В частности, он
обосновал представления о почвенных провинциях и других
единицах почвенно-географического районирования. Л.И. Прасолов
возглавлял работы по научному обобщению почвенно-географических
материалов и созданию ряда значительных почвенно-картографичес-
ких произведений, характеризующих территорию СССР и всего мира.
В течение длительного времени Л.И. Прасолов руководил
Почвенным институтом АН СССР и журналом «Почвоведение» и
являлся, таким образом, общепризнанным главой отечественного
почвоведения.
Основные научные труды Л.И. Прасолова — «Почвенные
области Европейской России», «О черноземе Приазовских степей»,
«Земельный фонд для растениеводства в СССР».
Иннокентий Петрович Герасимов (1905—1985) — академик,
ученый, почвовед и географ, чья научная, научно-организационная и
педагогическая деятельность имела большое значение для развития
географии почв, физической географии, палеогеографии,
четвертичной геологии и геоморфологии.
Комплексные региональные почвенно-ботанические, почвенно-
геоморфологические исследования в начале творческого пути и
многочисленные научные путешествия Герасимова, охватившие все
континенты планеты, были основой широты его научных взглядов
и глубокого подхода к познанию различных явлений и процессов в
пределах физико-географической сферы Земли.
И.П. Герасимов обладал исключительной научной интуицией,
острой наблюдательностью, способностью выделять главные
причинно-следственные связи между явлениями и процессами и
определять основные направления и методы их исследования.
24
И.П. Герасимов — инициатор и руководитель многих
региональных комплексных исследований, позволивших создать серии
почвенных, общегеографических и специальных карт и атласов. В
каждую из названных областей географии, так же как и в почвоведение,
И.П. Герасимов внес заметный фундаментальный теоретический
вклад. В почвоведении он известен как один из главных создателей
факторно-генетической классификации почв и инициатор
совершенствования этой классификации путем введения в число
критериев выделения таксономических единиц не только факторов, но и
процессов почвообразования.
Одним из направлений теоретических исследований И.П.
Герасимова были проблемы эволюции ландшафтов и почв в
четвертичное время и в общей геологической истории Земли. В области
современной геоморфологии И.П. Герасимову принадлежит разработка
научных основ структурной геоморфологии, введение понятий о
морфоструктуре и морфоскульптуре земной поверхности и
выделение особого геоморфологического этапа развития Земли.
Основные научные труды И.П. Герасимова — «Ледниковый
период на территории СССР» (совместно с К.К. Марковым),
«Некоторые общие проблемы палеогеографии внеледниковых районов
СССР», «Основные этапы развития рельефа Турана», «Новые пути
в геоморфологии и палеогеографии», учебник «Основы
почвоведения и географии почв» (соавтор —- М.А. Г^лазовская).
И.П. Герасимов был основателем кафедры географии почв на
географическом факультете МГУ им. М.В. Ломоносова и
многолетним директором Института географии АН СССР.
Виктор Абрамович Ковда (1904—1982) — член-корреспондент АН
СССР, почвовед, организатор науки, ученый с мировой
известностью. В своей научной и научно-практической деятельности В.А. Ковда
был последователем великих русских ученых —- В.В. Докучаева и
В.И. Вернадского. Вся научная деятельность В.А. Ковды была
направлена на решение острейших современных проблем
рационального природопользования, охраны почв и почвенного покрова
планеты от порчи и разрушения. Подобно своим великим
предшественникам, В.А. Ковда считал, что только глубокое понимание процессов
взаимосвязи и взаимодействия в природе является теоретической
основой для практических действий. Одним из направлений
научной деятельности В.А. Ковды была разработка теории соленакоп-
ления в аридных ландшафтах. Результаты этих исследований
послужили основой для осуществления ряда крупных
мелиоративных проектов и практических мероприятий по предотвращению
процессов вторичного засоления орошаемых почв.
25
Главным направлением научного творчества В.А. Ковды были
разработка общей теории почвообразования и концепции педосфе-
ры (глобальной почвенной оболочки) — ее планетарном значении в
истории развития Земли, незаменимости педосферы в
регулировании современных процессов миграции и аккумуляции вещества и
энергии в окружающей среде. Этапами этой работы были
исследования биогеохимических циклов элементов в природных и
антропогенных ландшафтах, изучение поведения микроэлементов в
почвах и их роли в плодородии почв и др.
Основные научные труды В.А. Ковды — «Солонцы и
солончаки», «Почвы Прикаспийской низменности», «Происхождение и
режим засоленных почв», «Геохимия пустынь СССР», «Очерки
природы и почв Китая», «Аридизация суши и борьба с засухой»,
«Основы учения о почвах», «Биосфера, почвы и их использование»,
«Биогеохимия почвенного покрова», «Почвенный покров, его
улучшение, использование и охрана», «Проблемы защиты почвенного
покрова и биосферы планеты».
В.А. Ковда был основателем Институа почвоведения и
агрохимии АН СССР.
Под влиянием научных идей русского генетического
почвоведения возникли и развились современные зарубежные научные
школы. Так, в Германии в 20-е гг. XX в. большое значение приобрели
работы Э. Раманна, а позднее — Г. Штремме и В. Кубиены; в США
большую роль в развитии современного почвоведения имели труды
В.В. Гильгарда.
Еуген Гильгард (1833—1916) — почвовед и агроном, профессор
Калифорнийского университета, ученый с мировой известностью,
автор более 150 научных статей, учебника-монографии «Почвы, их
образование, свойства, состав и отношение к климату и росту
растений во влажных и сухих областях». Особое значением
формировании почв он придавал влиянию климата и растительности.
Е. Гильгард воспитал в США многие поколения специалистов
в области почв. Он является создателем американской школы
почвоведов, очень близкой к школе Докучаева. В ряду наиболее
известных представителей этой школы — выдающиеся ученые
К. Марбут, Г. Иенни, Ч. Келлог.
Идеи и методы докучаевского почвоведения были восприняты
ведущими почвоведами Франции, Австралии, Японии и других стран.
Большое значение в распространении научных представлений и
методов Докучаева имел перевод книги К.Д. Глинки
«Почвоведение» и монографии Б.Б. Полынова «Кора выветривания» на
английский язык.
26
Интересным свидетельством глубокого влияния русской науки
на зарубежное почвоведение может служить факт
интернационального употребления в настоящее время в науке таких народных
русских названий почв, как podzol, chernozem, solonetz и др.
Почвоведению как самостоятельной науке лишь немногим
более 100 лет, за этот период оно превратилось в развитую отрасль
естествознания. Этому в значительной мере способствовала
правильная методологическая основа, на которой развивалось
теоретическое почвоведение: последовательный историзм, генетический
подход к анализу почвенных явлений и рассмотрение их в тесной
взаимосвязи и взаимодействии с остальными компонентами
природной среды.
В системе естественных наук теоретическое почвоведение тесно
связано с физико-математическими, химическими,
биологическими, геологическими и географическими науками и опирается на
разработанные ими фундаментальные законы (рис. 1).
Самостоятельными отраслями почвоведения стали: физика,
химия, биология и минералогия почв, учение о динамике почв и
почвенных режимах, география и картография почв. Развивается
математическое моделирование почвенных процессов, изучаются
балансы вещества и энергии в почвах как части экосистем. Наряду с
химическими анализами широко применяются различные
физические методы исследования химического и минералогического
состава почв: спектральный, атомно-адсорбционный,
полярографический, термический, рентгеновский, электронно-микроскопический
и др. В картографии почв, особенно при составлении
крупномасштабных почвенных карт, применяются методы дешифрования
аэроснимков, интерпретации почвенного покрова по спектрозональным
снимкам с космических спутников, планомерно исследуются
структуры почвенного покрова. Для составления карт используются
компьютерные банки данных и геоинформационные системы.
В системе географических наук почвоведение тесно связано с
общей физической географией — это география почв, с
картографией — картография почв, с геоморфологией — учение о структуре
почвенного покрова и почвенно-геохимических катенах, с
гидрологией и климатологией — гидрология и климатология почв, с
палеогеографией — палеопочвоведение, наконец, с циклом экономико-
географических наук — изучение и оценка почвенных ресурсов.
Оформились и крупные прикладные отрасли почвоведения,
тесно связанные с сельским и лесным хозяйством, ирригацией,
гражданским и промышленным строительством, транспортом,
поисками полезных ископаемых, здравоохранением и охраной окружаю-
27
§
Лесоводство
Т
Поиски полезных
ископаемых
Лесное
почвоведение
Биохимические
методы поисков
к
§
елиора
Г
.Л
мел
"
Г^
л
•о
5
й
»
°
Г8
LI
£
•о
Рис. 2. Почвоведение в системе прикладных наук
щей среды (рис. 2). Это агропочвоведение и агрохимия, лесное
почвоведение, мелиоративное почвоведение, грунтоведение,
экологическое почвоведение, мониторинг почв и др. Почвенная карта —
один из главных документов для учета земельных фондов,
районных планировок, землеустройства, планирования инженерных
сооружений и транспортной сети, организации ирригационных
систем, рекреационного планирования, разработки природоохранных
мероприятий.
Теоретическое почвоведение и география почв с самого начала
своего становления были ориентированы на решение крупных
практических задач, что способствовало успешному развитию не только
прикладных отраслей науки о почвах, но и целого ряда ее
теоретических разделов.
Почвоведение, география и картография почв обслуживают
самые различные отрасли человеческой деятельности, а
географы-почвоведы находят практическое приложение своим
профессиональным знаниям в различных хозяйственных сферах.
Часть I
ФАКТОРЫ И СУЩНОСТЬ
ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Глава 1
КОМПОНЕНТЫ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
КАК ФАКТОРЫ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Почвенный покров Земли образуется, существует и развиваетсй
во времени как результат взаимодействия различных частей
географической оболочки — атмосферы, гидросферы, литосферы и тонкой
«пленки» живого вещества, сосредоточенной в основном у земной
поверхности. Каждая из этих субоболочек представлена в почвенном
покрове материально-почвенным воздухом, почвенной влагой,
почвенными минералами, внутрипочвенной биотой и поэтому мир почв
по своему вещественному составу и структурному разнообразию
подобен слепку со всей геосферы. Почва является средоточием
многих энергетических и материальных потоков, которые пронизывают
географическую оболочку. В динамике «жизни» почвы отражается
динамика всей географической среды.
Именно поэтому, изучая почвы, можно получить ответы на
многие вопросы, касающиеся более сложных и обширных
географических систем. Не случайно основоположник современного
почвоведения В.В. Докучаев называл почву «зеркалом ландшафта». Но, с
другой стороны, понимание сущности почвообразовательных процессов,
особенностей строения почв и закономерностей их распространения
на земной поверхности возможно лишь на основе специального
целенаправленного исследования всех компонентов географической
среды — той обстановки, в которой зарождался, эволюционировал и
существует в настоящее время почвенный покров.
В многочисленных трудах В.В. Докучаева, развивающих основы
почвоведения, содержится несколько определений того, что такое
почва. И в каждом из этих определений в той или иной форме
обязательно фигурируют факторы почвообразования — такие
составляющие географической среды, как горные породы,
растительные и животные организмы, рельеф и климат. Практически
30
всегда также в докучаевских определениях указывалось на важное
значение возраста местности, к которой приурочена почва. При этом
В.В. Докучаев подчеркивал, что «все эти агенты-почвообразовате-
ли, в сущности, совершенно равнозначные величины и принимают
равноправное участие в образовании нормальной почвы, <...>
Следовательно, чтобы изучить почву — эту функцию, результат
совокупной деятельности вышеупомянутых почвообразователей,
необходимо исследовать и все вышеуказанные почвообразователи».
В своей теоретической и экспериментальной работе В.В.
Докучаев неуклонно следовал этому правилу. Разработанный им
комплексный сравнительно-географический метод исследования почв
органично включал в себя предварительное камеральное и
полевое изучение литологического, биологического, климатического,
геоморфологического и хронологического факторов
почвообразования. С этой методологией связаны все основные достижения до-
кучаевской школы географо-генетического почвоведения и многие
фундаментальные положения современного учения о почвах.
Поэтому, начиная изложение основ почвоведения и географии
почв, целесообразно в самом начале сосредоточиться на тех
сведениях, которые характеризуют основные компоненты
географической среды, оказывающие воздействие на процесс
почвообразования, а именно: рассмотреть в данном аспекте горные породы,
растительный и животный мир, рельеф, составляющие климатического
фактора (лучистую энергию солнца, атмосферные осадки и воздух),
а также место возраста почв (времени) в системе факторов
почвообразования.
Горные породы
и их влияние на почвообразование
Почва образуется при воздействии биологических и
климатических агентов почвообразования на горные породы. Горные
породы, которые выходят на земную поверхность и в толще которых
развивается почва, называют почвообразующимщ или материнскими,
породами. Почвообразующие породы обусловливают многие
свойства почв. От их состава зависят минералогический и химический
составы почвы. Плотность или рыхлость пород определяют
характер сложения почв. С породами связана мощность почвы,
особенности ее строения по вертикали и горизонтали, тепловые и водно-
физические свойства почв.
Исходные характеристики материнской породы в разной
степени преобразуются в процессе почвообразования. Одни из них прак-
31
тически без изменений наследуются почвой (наиболее устойчивые
минералы, каменистые компоненты, основные черты
гранулометрического состава), другие трансформируются значительно, в
результате чего почва приобретает своеобразные свойства. Почвы
молодого возраста близки по составу и строению к материнским
породам. Чем старше почвы, чем дольше в них идут процессы
почвообразования и выветривания, тем больше возникает различий
между почвами и исходными почвообразующими породами.
Множественность вариантов петрографического состава пород
является одной из причин разнообразия почв в природе. В одних и
тех же биоклиматических и геоморфологических условиях почвы
могут быть разными, если они приурочены к неодинаковым
породам. Это обусловлено тем, что на породах с различными свойствами
воздействие однотипных климатических и биологических агентов
выражается в разных явлениях почвообразования.
Для понимания сущности почвообразовательного процесса
необходимо в полной мере представлять себе, каким образом те или
иные материнские породы влияют на формирование почв. Обычно
выделяются три группы пород:
— массивно-кристаллические магматического и
метаморфического происхождения;
— плотные осадочные;
— рыхлые осадочные.
Массивно-кристаллические породы образовались в глубоких
недрах Земли, при очень большом давлении и высоких температурах, т. е.
в термодинамической обстановке, существенно отличающейся от той,
которая характерна для земной поверхности.
Массивно-кристаллические породы представлены магматическими (изверженными, или
интрузивными, и излившимися, или эффузивными) и
метаморфическими образованиями. При выходе на земную поверхность, в сферу
выветривания и почвообразования массивно-кристаллические
породы оказываются весьма неустойчивыми и претерпевают глубокие
изменения. Они теряют свою монолитность и дезинтегрируются,
распадаясь на механические отдельности различной величины и
формы — от крупных каменистых обломков до мелких частиц. При
этом меняется их минералогический и химический состав. Вместо
первичных минералов образуются разнообразные вторичные
минералы, часть химических элементов выносится за пределы зоны
выветривания, другая часть образует новые соединения. Скорость и
направленность превращений массивно-кристаллических пород
зависят как от внешних условий, так и от их первоначального химико-
петрографического состава, от соотношения в них более устойчивых
32
и менее устойчивых первичных минералов. По общим особенностям
своего состава массивно-кристаллические породы подразделяются на
кислые, основные и переходные между ними (табл. 1.1)
Таблица 1 1
Главные горные породы магматического происхождения
Типы
Кислые
Переходные
Основные
Кварц
Много
Небольшое
количество или
отсутствует
Отсутствует
Полевые шпаты
Преобладает
ортоклаз
Риолит
Гранит
Трахит
Порфир
Сиенит
Ортоклаза
и плагиоклазов
примерно
одинаково
Риодацит
Гранодиорит
Трахиандезит
Базальт
Диабаз
Габбро
Преобладают
плагиоклазы
Дацит
Кварцевый
диорит
Андезит
Порфирит
Диорит
Примечание Интрузивные породы набраны курсивом
Кислые породы (гранит, дацит и др.) отличаются высоким
содержанием устойчивых минералов, богатых кремнеземом — кварца
и кислых полевых шпатов (табл. 1.2). В них относительно меньше
оксидов железа и алюминия. Основные породы (например, базальт,
габбро и др.), напротив, содержат более легко разлагаемые
минералы с меньшим содержанием Si02, чем в кислых породах, и много
минералов с повышенным количеством железа и алюминия.
В силу этого почвы, развивающиеся на кислых
массивно-кристаллических породах, оказываются более каменистыми, в них
долгое время остается много первичных минералов (особенно кварца).
На основных же породах при прочих равных условиях почвы
быстрее приобретают специфический состав, обусловленный
накоплением продуктов выветривания.
Плотные осадочные породы — это сцементированные продукты
измельчения и преобразования массивно-кристаллических пород,
химические и биологические осадки, а также образования
вулканического происхождения.
Плотные осадочные породы имеют как континентальное, так и
морское происхождение. В последнем случае в водной среде к ма-
3 - $046 33
Таблица 1.2
Химический состав некоторых горных пород, %
Оксиды
Si02
А1203
*А
FeO
СаО
MgO
Na20
KjO
Кварцит
81,20
8,77
0,44
1,67
0,25
1,12
1,89
1,98
Гранит
75,92
12,96
0,33
1,40
0,15
Следы
4,60
4,15
Базальт
53,83
15,85
6,87
4,09
7,68
5,56
3,02
0,72
Габбро
47,97
22,16
1,12
4,10
11,96
4,58
3,23
0,29 !
териалу, имеющему терригенный характер, т. е. привнесенному с
суши, добавлялись вещества, связанные с деятельностью или
отмиранием живых организмов (раковины, микроскелеты), а также
химические соединения, выпадающие из растворов (простые соли,
оксиды железа и алюминия, кремнезем). Под тяжестью
вышележащих слоев первоначально рыхлые отложения становились все более
и более плотными, цементировались, в них происходили
перекристаллизация и структурные превращения. По химическому составу
плотные осадочные породы делятся на углистые, глиноземные,
железистые, силикатные, карбонатные и засоленные. По
особенностям слагающих их физических компонентов они подразделяются на
конгломераты, брекчии, песчаники, алевриты, глины, известняки,
мергели, доломиты и др.
Плотные осадочные породы обусловливают несколько иной
характер почвообразования по сравнению с
массивно-кристаллическими породами. В плотных осадочных породах из первичных
минералов сохраняются, как правило, лишь наиболее устойчивые — кварц
и кислые полевые шпаты. Оказываясь в почвах, они продолжают
оставаться малоизмененными долгое время. Из вторичных
минералов во многих типах плотных осадочных пород присутствуют
глинистые образования. Они возникли в условиях довольно схожих с
теми, в которых существуют почвы. Поэтому в почвенной толще
глинистые минералы часто не подвергаются коренному
преобразованию и могут ассимилироваться почвой.
34
Таким образом, почвообразование, протекающее на плотных
осадочных отложениях, характеризуется более высокой степенью
преемственности минеральной части по отношению к
материнскому субстрату. Вместе с тем в некоторых плотных осадочных породах
(известняках, мергелях, доломитах) содержится большое количество
минералов простых солей, которые очень легко разрушаются,
растворяются и выносятся в процессе почвообразования, особенно во
влажных районах. При этом относительно увеличивается доля
включенного в водные осадки терригенного материала.
Рыхлые осадочные породы занимают наибольшие площади на
поверхности Земли и поэтому они чаще других оказываются
непосредственным почвообразующим субстратом. Рыхлые осадочные
породы наиболее молоды, они имеют главным образом четвертичный
возраст и образованы преимущественно в континентальных
условиях. Их генезис связан с процессами накопления и переотложения
продуктов дезинтеграции и выветривания
массивно-кристаллических и плотных осадочных пород. По своему происхождению
рыхлые наносы делятся на гравитационные (отложения осыпей,
оползней, обвалов), водные (делювиальные, аллювиальные,
водно-ледниковые, озерные и др.), ледниковые, или моренные, эоловые и др.
Каждый из этих генетических типов рыхлых осадочных пород
характеризуется определенным комплексом свойств (размерами
частиц, слагающих породу, степенью их окатанности и уровнем вывет-
релости минералов), и в зависимости от этого оказывает
воздействие на формирование почв.
Так, одним из важнейших факторов, обусловливающих
направленность почвообразования, является гранулометрический состав
пород. Рыхлые осадочные породы могут быть глинистыми,
суглинистыми, песчаными, супесчаными, гравийными, щебневыми, га-
лечниковыми и валунными, что сказывается на приуроченных к ним
почвах, в частности на характере водопроницаемости последних.
Поскольку рыхлые осадочные породы прошли длительный цикл
развития в условиях земной поверхности, испытали на себе
воздействие разнообразных агентов выветривания и, как правило,
многократно переоткладывались, то их состав отличается относительно
небольшой долей первичных минералов и, напротив, высоким
содержанием вторичных. Таким образом, развитые на этих породах
почвы уже на начальных стадиях своего существования выделяются
глубокой трансформированностью минеральной части и обилием
новообразованных соединений.
Без специального изучения материнских пород невозможно
правильное понимание сущности почвообразования.
з* 35
Основные функции биологического фактора
в почвообразовании
Деятельность растений, животных и микроорганизмов является
неотъемлемой частью процесса формирования почв. Почвы не
могут существовать вне биологического воздействия. Многие живые
организмы и продукты их функционирования непосредственно
входят в состав почвы.
Велика роль в почвообразовании высших зеленых растений,
которые являются основными продуцентами и поставщиками
органического вещества в почву. Образуясь у поверхности земли в
процессе фотосинтеза, растительная масса после отмирания в виде
надземных и подземных остатков поступает в почвенную толщу, где
подвергается разложению под воздействием различных агентов,
главным образом микроорганизмов. Часть растительного опада
превращается в простые соединения — углекислоту, воду, оксиды азота, и
либо выносится из почвы, либо вовлекается в новые циклы
жизнедеятельности биоты. В процессе разложения освобождаются также
элементы минерального питания растений (зольные элементы).
Другая же часть органических остатков трансформируется в
соединения специфической природы — гумусовые вещества, которые
накапливаются в почве, придавая ей определенные химические и
физические свойства.
В почвенном гумусе аккумулируется энергия,
ассимилированная в растениях при фотосинтезе. Гумусовые кислоты, воздействуя
на первичные и вторичные минералы почв, вызывают их распад и
способствуют образованию органо-минеральных веществ.
Благодаря гумусовым соединениям отдельные частицы почвы склеиваются
в структурные агрегаты.
Количество и характер надземных и подземных остатков,
направленность гумусообразования и свойства гумусовых веществ в
значительной мере зависят от типа растительности и
гидротермических условий ее произрастания. Различные характеристики
биологической продуктивности основных типов растительности
приведены в табл. 1.3.
Как видно из табл. 1.3, наибольшая биомасса характерна для
лесной растительности (до 4000—5000 ц/га). В саваннах, степях и кустар-
ничковых тундрах эта величина находится в пределах 250—650 ц/га.
Минимальная общая биомасса отмечается в полярных и
тропических пустынях — менее 50 ц/га. Между различными типами
растительности весьма отчетливо проявляется разница в структуре
биологической продуктивности. Так, в лесной зоне велика доля назем-
36
Таблица 1.3
Биологическая продуктивность основных типов растительности
(по Л.Е. Родину и Н.И. Базилевич)
Типы растительности
Арктические тундры
Кустарниковая тундра
Сосняки северной тундры
Сосняки южной тайги
Ельники северной тайги
Ельники южной тайги
Дубравы
Степи луговые
Степи умеренно
засушливые
Степи сухие
Пустыни
полукустарниковые
Пустыни эфемерово-
полукустарниковые *
Субтропические
лиственные леса
Саванны сухие
Саванны
Влажные тропические
леса
общая
60
280
807
2800
1000
3300
4000
250
250
100
43
125
4100
268
666
5000
Биомасса, ц/га
зеленая часть
15
32
62
140
80
165
40
80
45
15
1
18
120
29
83
400
многолетняя надземная
10
17
567
2024
700
2400
3000
0
0
0
4
3
3160
126
544
3700
корни
35
231
178
635
220
735
960
205
205
85
38
104
820
ИЗ
39
900
Годовой прирост, ц/га
10
25
33
61
45
85
90
137
112
42
12,2
95
245
73
120
325
Истинный годовой прирост, ц/га
0,5
1
—
14
10
30
25
—
—
—
0,2
1
35
5
13
20
Лесная подстилка или степной
войлок, ц/га
35
835
462
448
300
350
150
120
62
15
—
—
100
13
0,2
0,1
37
ной биомассы, значительная часть растительных остатков
накапливается в подстилке на поверхности почвы. В степных, тундровых,
пустынных фитоценозах, напротив, основное количество биомассы
приходится на корневые системы, при их отмирании органическое
вещество поступает непосредственно в толщу почвы.
Высшие зеленые растения воздействуют на почву не только
посредством отмерших органических остатков. Еще при жизни из них
попадают в почву разнообразные органические и минеральные
компоненты. Корневые системы растений выделяют в окружающую среду
органические кислоты, ионы ОН", Н+, НС03_, углекислый газ.
Заметное количество химических элементов вымывается
атмосферными осадками из живых надземных частей растений (хвои,
листьев). В основном это катионы кальция, магния и калия. Есть данные
о том, что ежегодно из крон деревьев может вымываться кальция до
10 кг/га и более.
Прижизненные выделения веществ из растений в почву имеют
обменную основу. Обогащая почвы теми или иными
соединениями, растения через тончайшие корневые волоски поглощают из
почвенных растворов эквивалентное количество элементов
минерального питания — Са, Mg, К, Р, S и др. Корни могут получать
необходимые компоненты и из твердой фазы почв, разрушая
кристаллические решетки первичных и вторичных минералов.
Поглощенные химические элементы поступают в живые растительные
ткани и принимают участие в физиологических процессах. После
того как растения целиком или отдельные его части отмирают,
химические элементы вновь возвращаются в почвенную толщу.
Таким образом, в системе растение—почва постоянно
осуществляется биологический круговорот веществ, в котором растения
выступают инициатором и активным участником. Емкость
биокруговорота, т. е. количество вовлекаемых в него веществ, сильно
колеблется в различных ландшафтах. Так, фитоценозы хвойных
лесов бореального пояса ежегодно вовлекают и возвращают в почву
до 100 кг/га минеральных компонентов. В ландшафтах низинных
лугов и прерий эта величина может достигать 1000 кг/га и более.
И наконец, во влажных тропических лесах, по некоторым данным,
растительность отдает почвам в год 5000 кг/га и более минеральных
веществ.
Высшие растения влияют на передвижение влаги в почвах. При
нагревании надземных частей растений, главным образом листьев,
с их поверхности испаряется влага (процесс транспирации). Внутри
растений создается всасывающее давление, в результате чего корни
поглощают влагу из верхней части почв. Это в свою очередь
привозе
дит к тому, что в почвах благодаря появлению градиента сосущей
силы возникают восходящие токи влаги — из нижних, более
влажных, слоев к верхним, более сухим.
Растения оказывают и другие воздействия на почву. Они
затеняют ее поверхность, участвуя в формировании микроклимата.
Ослабляют силу ветра непосредственно у земли, препятствуя эрозии и
дефляции почв. С корневыми системами растений связано
формирование структуры почв, возникновение в ней порозности.
Весьма многообразны почвообразовательные функции
микроорганизмов, плотность населения которых в почвах очень велика. Они
рассеяны во всей толще почв, но основная их масса приурочена к
верхнему корнеобитаемому и богатому отмершими растительными
остатками слою. Здесь в приповерхностном (20—25 см) слое почвы
общая масса микроорганизмов может достигать 10 т/га и более.
Самая обильная и разнообразная группа почвенных
микроорганизмов — бактерии (рис. 1.1, я). В 1 г почвы содержится несколько
сотен миллионов особей бактерий. Содержание других групп
микроорганизмов (актиномицетов, грибов и водорослей) достигает
десятков и сотен тысяч на 1 г почвы (рис. 1.1, б— г).
Численность и активность микроорганизмов в почвах
изменяется в значительных пределах в зависимости от климатических
условий, характера почвообразующей породы и типа растительности
(табл. 1.4).
Таблица 1.4
Количество микроорганизмов в некоторых почвах
(по данным прямого счета под микроскопом)
Ландшафтная зона и почвы
Средняя тайга, подзолы
Смешанные леса, дерново-подзолистые почвы
Умеренно засушливые степи, черноземы
Полупустыни, сероземы, бурые пустынно-
степные почвы
Общее
количество, млн/г почвы
(по Е.Н. Мишус-
тину)
300-600
600—1000
2000-2500
1200-1600
Водоросли,
тыс/г почвы
(по Э.А. Штина)
5-30
12-220
25-120
95
Одна из главнейших функций микроорганизмов в почвах —
разложение растительных и животных остатков. В процессе своей
жизнедеятельности микроорганизмы выделяют различные ферменты-
катализаторы, которые ускоряют превращение отмершего органи-
39
Рис 11 Микроорганизмы в почвах (по Д М Новогрудскому)
а — бактерии, б — низшие почвенные грибы,
в — актиномицеты, г — диатомовые водоросли
ческого вещества в гумусовые кислоты и простые соединения типа
Н20, H2S, C02 и др. При участии микроорганизмов в почвах
происходит окисление и восстановление соединений железа и марганца,
процессы нитрификации и денитрификации, сульфуризации и де-
сульфуризации. Гидролиз и полный распад минералов в почвах идут
также под непременным воздействием микроорганизмов, которые
выделяют в окружающую среду различные агрессивные
органические вещества кислотной и щелочной природы, комплексообразова-
тели и реагенты, обладающие сильными окислительными или
восстановительными свойствами.
40
С другой стороны, микроорганизмы синтезируют разнообразные
новые минеральные образования в почвах. Такой синтез
осуществляется путем непосредственного захвата микроорганизмами
минеральных веществ из среды обитания и построения из этих элементов
скелетов, которые после отмирания и минерализации органического
вещества остаются в почве в виде особых биогенных минералов —
биолитов (например, кремниевых скелетов диатомовых водорослей).
Ряд вторичных минералов (гидроксиды железа, марганца и др.)
концентрируются в результате жизнедеятельности микроорганизмов в
микробных колониях. Это наблюдается у железобактерий и
некоторых других специализированных почвенных микроорганизмов.
Важной функцией микроорганизмов в почвах является
фиксация атмосферного азота. Микроорганизмы-азотфиксаторы (особенно
специализированные бактерии, а также некоторые грибы и синезе-
леные водоросли) способствуют накоплению в почвах одного из
главных элементов питания растений — азота.
Животные, населяющие почву, также разносторонне действуют на
нее: ускоряют разложение органических остатков, перемешивают и
разрыхляют почву, способствуют образованию зоогенной структуры.
В почве обитают многие тысячи видов животных, значительно
различающихся по размерам, формам жизнедеятельности и
воздействию, оказываемому на почву (рис. 1.2). Они представлены: нано-
фауной — простейшими организмами, живущими во влажной
среде, микрофауной — мельчайшими насекомыми (ногохвостки,
клещи, коловратки), мезофауной (мокрицы, пауки, многоножки, мелкие
моллюски) и макрофауной, включающей дождевых червей, крабов,
змей, грызунов (рис. 1.3—1.5).
На каждом квадратном метре почвы обитают десятки и сотни
дождевых червей, тысячи и миллионы микроскопических
беспозвоночных. Число нор грызунов достигает 3—4 тыс. на 1 га.
В цепи внутрипочвенных превращений органических остатков
фауна выполняет важную функцию разрушения и измельчения
растительной массы и остатков животного вещества. При
прохождении через кишечный тракт животных почвенная масса подвергается
обработке ферментами, ускоряющими гидролиз и окисление, в ней
интенсифицируются органо-минеральные взаимодействия, она
обогащается продуктами животного метаболизма и приобретает ос-
труктуренность. Вначале позвоночные, а затем беспозвоночные
подготавливают материал для последующей «обработки»
микроорганизмами. По типу пищевого потребления почвенная фауна делится на:
фитофагов, которые используют в пищу ткани живых растений
(нематоды, грызуны), сапрофагов — питаются тканями мертвых расте-
41
Нанофауна
[простейшие
0,04 0,
1 1
Микрофауна
ногохвостки
клещи
нематоды
тихоходки
коловратки
16 0,64
1
Мезофауна
Макрофауна 1
грызуны
насекомоядные 1
земляные черви |
моллюски |
мокрицы
насекомые
энхитреиды
многоножки
пауки
2,56 1С
i
1
,2 40,8
i
1 1
0,02 0,08 0,32 1,28 5,12 20,4 81,6 мм
Рис. 1.2. Размерные группы почвенных животных
(по И.П Бабье вой, Г.М. Зеновой)
^JSS5u>
и с 1.3 Разные виды почвенных ногохвосток (коллембол)
(поДА Криволуцкому)
Рис 14. Представители почвенной Рис 15. Хищные почвенные
мезофауны (по Д.А Криволуцкому): личинки жуков-жужелиц
а — скорпион, б — ложноскорпион, (по Д.А. Криволуцкому)
в — мокрица, г — кивсяк,
ний (черви, муравьи, многоножки), некрофагов — поедают трупы
животных (жуки, личинки мух), хищников — питаются живыми
особями (клещи, скорпионы, простейшие) и копрофагов —
специализируются на выбросах других животных (микроартроподы, мухи,
некоторые жуки).
Значительны масштабы механической работы почвенных
животных. Вследствие изменения термических условий и условий
увлажнения, в поисках пищи и для закладки нор многочисленные
представители фауны мигрируют в почве, перемешивая ее массу, создавая в
ней пустоты различных размеров, участвуя в агрегации
органического и минерального материалов. Объем почвенной массы,
вертикально перемещаемой, например, грызунами, — сотни кубических
метров на 1 га/год. В некоторых почвах дождевые черви выбрасывают
ежегодно на поверхность до 100 т/га копрогенного материала.
Термиты создают надземные сооружения высотой в несколько метров и
подземную сеть ходов на глубину в несколько десятков метров.
Многие свойства почв, отличающие ее от исходной породы,
возникают в значительной степени благодаря роющей деятельности
почвенной фауны. Так, в почвах значительно ослабляется литоген-
ная (например, аллювиальная) слоистость, изменяется характер
распределения каменистых компонентов, улучшаются аэрация и
водопроницаемость толщи.
43
Лучистая энергия Солнца, атмосферные
осадки и воздух как составляющие
климатического фактора почвообразования
Климат является многоаспектным фактором, который так или
иначе управляет практически всеми явлениями почвообразования.
Климатические условия формирования почв выражаются в
количестве солнечной радиации, поступающей на земную поверхность, и
в уровне увлажненности почвы, определяемом количеством
атмосферных осадков. Кроме того, климатическим закономерностям
подчиняется обмен газами и твердыми частицами между почвой и
атмосферой (пылью и солями) (табл. 1.5).
Солнечная радиация — это основной источник энергии для
большинства процессов, происходящих в географической оболочке, в
том числе в почвенном покрове. От величины лучистой энергии
Солнца при достаточном увлажнении зависят интенсивность
выветривания и синтеза почвенных минералов, темпы и
направленность разложения органических остатков, состав и характер внут-
рипочвенного функционирования биоты. Существует определенная
зависимость между солнечной энергией, поступающей в почву, и
мощностью последней, а также глубиной преобразования исходной
материнской породы.
В связи с тем, что приход солнечной энергии на земную
поверхность подчиняется ритмам различной продолжительности (суточным,
сезонным, годовым, многолетним), в почве чередуются процессы
нагревания и охлаждения, промерзания и оттаивания. Различные
комбинации этих процессов в совокупности с конкретными
температурными характеристиками формируют тепловые режимы почв.
Очевидно, что в почвах, которые большую часть года находятся
в промерзшем состоянии, возможности для проявления
почвообразовательных процессов значительно сужаются во времени — при
низких температурах замедляются или прекращаются вовсе
химические реакции, резко падает активность живых организмов,
приостанавливаются токи почвенных растворов. Напротив, длительные
периоды с достаточно высокими положительными температурами в
почвах благоприятствуют различным формам почвообразования.
Тепловой режим почв определяется не только характером
прихода прямой солнечной радиации, но и особенностями циркуляции
атмосферы, адвекцией тепла или холода.
Климатический фактор определяет поступление атмосферных
осадков в почву. От их годовой суммы, распределения по сезонам и
величины испаряемости зависят степень промачиваемости почвы,
44
ю
ч
ю °
(О ><
■- £
о
о
X
S
&
2
S
\0
X
2
X
а
l-i
о 2
8*
§5
2
Ф
СО
S
a
с
s
2
W
о
ф
X
S
VO
а
т
о
с
а
а
ф
с
2
.2
2 *
I S о
281
5 5
w
85
§1
м
— о4
S
S S
t*» on
fN*
I
fN f^
О fN~
in* fN
*■* СО
о^
!
со f* со
о о
~ ON
*■
Tito
fN
о
со
ON
00^
СО ^ «Л
S ^ 2
о
о4
«Л Ол
О" чо"
т
о"
«лл t*^ «ол
-ч" О" VfiT
(N fN fN
■
3s sa
Si! «° >>
«4 Us Cs
о
ё
^t
о
«л
00
тГ
о
3
со
о
«о
^-
о
•л
о
so
со
о"
ЧО.
vo"
чо
оо"
fN
~ 00
fN fN
fN" О"
fN fN
запасы в ней продуктивной (доступной растениям) влаги, а также
влагообеспеченность микробиологической деятельности. С учетом
глубины и интенсивности передвижения почвенной влаги,
преобладания восходящих или нисходящих токов выделяются различные
типы водного режима почв.
В целом можно говорить о почвенном гидротермическом
режиме, поскольку между процессами накопления и передвижения
влаги, с одной стороны, и температурными характеристиками почв, с
другой, существует тесная взаимосвязь и взаимообусловленность.
С атмосферными осадками, кроме собственно влаги, в почву
поступают растворенные в ней органические и минеральные
соединения, аэрозоли, пыль. Почвенный покров является приемником
значительных масс вещества, вовлекаемого в региональный и
глобальный атмосферные переносы.
Важным фактором почвообразования является также газообмен
между почвой и атмосферой. Кислород атмосферного воздуха,
проникая в почву, обеспечивает дыхание корней, течение процессов
окисления и распада органических веществ. Из почвы в атмосферу
выделяется воздух, насыщенный углекислым газом и другими
газообразными продуктами жизнедеятельности почвенной биоты.
Интенсивность газообмена в системе атмосфера—почва зависит от
давления атмосферного воздуха, силы ветра, температуры и влажности
почвы. Избыток или недостаток того или иного компонента в
почвенном воздухе (кислорода, углекислого газа) сказывается на
направленности внутрипочвенных процессов, состояния почвенной
экосистемы.
Рельеф — перераспределитель тепла, влаги
и твердых масс. Особенности почв и ландшафтов
в зависимости от положения в рельефе
Рельеф земной поверхности, т. е. ее форма, образован
участками различного наклона и гипсометрического уровня. На крутых или
равнинных участках, повышенных или пониженных элементах
рельефа почвообразование протекает по-разному.
Благодаря наличию рельефа в значительной мере
перераспределяется на земной поверхности радиационная энергия Солнца,
«питающая» процессы почвообразования. Определенную роль в местном
увеличении или уменьшении солнечной радиации играет
экспозиция склонов. На склонах южной экспозиции вследствие большего
притока тепла интенсивнее происходят прогревание почвы, испаре-
46
ние влаги, дольше сохраняются биологически активные
температуры. На склонах северной экспозиции, напротив, почва может быть
сильнее промерзшей, с более продолжительным снежным
покровом она будет развиваться в условиях, в большей мере
способствующих накоплению влаги. От экспозиции склонов, влияющей на
величину притока солнечной радиации, зависят густота и состав
растительного покрова, длительность вегетационного периода, а
также условия жизни почвенной фауны. В различных природных зонах
экспозиционные эффекты почвообразования обусловливаются
конкретным соотношением поступающих в почвенную толщу тепла и
влаги. Особенно велики экспозиционные эффекты в горных
странах, где уклоны поверхности достигают наибольших значений. Так,
в некоторых горных местностях умеренного пояса северные склоны
нередко покрыты лесной растительностью с характерными для нее
почвами, а южные — горно-степными фитоценозами,
определяющими соответствующий характер почвообразования.
Перераспределение тепла — лишь одна из функций рельефа как фактора
почвообразования.
Не менее важную роль в формировании почвенного покрова
играет рельеф как перераспределитель влаги и растворенных в ней
веществ. Очевидно, что на совершенно ровной (горизонтальной)
поверхности боковой сток влаги отсутствует, поступающие
атмосферные осадки при этом либо просачиваются в почвенную толщу,
либо частично испаряются обратно в атмосферу. В том случае,
когда поверхность имеет тот или иной наклон, создаются условия для
стока части атмосферных осадков вниз по склону. Это явление
приводит к тому, что в одной и той же климатической обстановке
почвы склонов, а также локальных повышенных элементов рельефа,
как правило, получают меньше атмосферных осадков, чем почвы
равнинных и особенно пониженных элементов рельефа.
Результатом такой дифференциации оказывается различный
водный режим почв склонов, плоских повышений и понижений. На
наклонных поверхностях особенно большой крутизны дефицит влаги
может приводить к иссушению почв либо к неглубокой их
промачиваемое™, что, безусловно, будет отражаться на состоянии биоты,
химических и других процессах, протекающих в почвах. В свою
очередь, почвы отрицательных элементов рельефа из-за
дополнительного притока влаги с относительно более высоких уровней поверхности
нередко оказываются переувлажненными, пустоты в них полностью
заполняются водой, что сказывается на всем комплексе явлений
почвообразования.
47
Известны ситуации в природе, когда даже очень
незначительные местные различия в гипсометрических уровнях поверхностей
приводят к ярко выраженной контрастности в почвенном
покрове. Так, в полупустынных районах встречаются комплексы
разнотипных почв, приуроченных к микрорельефу с перепадами высот
всего в несколько десятков сантиметров. При этом на
микроповышениях и микросклонах развиваются слабопромытые почвы с
большим количеством водно-растворимых солей почти у самой
поверхности, тогда как в микропонижениях формируются хорошо
увлажняемые почвы с мощным травяным покровом, повышенным
количеством органического вещества и глубоким залеганием
солевых компонентов.
Еще более дифференцированными по режиму увлажнения
могут быть сочетания почв, приуроченные к разным формам
мезорельефа (например, к придолинным водораздельным пространствам,
террасам и поймам рек, склонам гор и др.).
Другим следствием топогенного перераспределения влаги
является специфический баланс химических веществ в почвах на
различных элементах рельефа. На относительно возвышенных
участках поверхности приток веществ извне осуществляется только из
атмосферы. Такие почвы называются автономными, продукты
почвообразования в них или остаются на месте, или выносятся в
нижележащие части почвенного покрова. На более низких ступенях
рельефа и особенно в замкнутых депрессиях наряду с поступлением
веществ из атмосферы почвы получают дополнительное количество
веществ за счет бокового притока. Такие почвы называются
гетерономными, или геохимически подчиненными.
Транспортировка веществ из автономных почв в геохимически
подчиненные (гетерономные) может происходить в форме водных
растворов, твердых взвесей, солифлюкционных масс и т. д.
Боковое перемещение веществ в водных растворах идет по
поверхности почвы, внутри почвенной толщи — по границе слоев с
различной водопроницаемостью, а при сквозном промачивании
почвы —- с почвенно-грунтовыми и грунтовыми водами. В
зависимости от преобладающих путей перемещения растворов изменяется
состав растворенных компонентов.
В современной географической науке разработано учение о
взаимосвязи отдельных ландшафтов и почв, основанное в
значительной мере на анализе их положения в рельефе. Основоположник
этого учения Б.Б. Полынов сформулировал представление об
элементарном ландшафте (1953), за который принят определенный
одновозрастный элемент рельефа, сложенный одной и той же мате-
48
ринской породой и покрытый в каждый отдельный момент своего
существования определенным растительным сообществом.
Одинаковые условия создают единое направление почвообразования на
всем пространстве данного элементарного ландшафта. Все
разнообразие элементарных ландшафтов и приуроченных к ним почв
делится по условиям миграции на три основные группы:
элювиальные, супераквальные и субаквальные.
Элювиальные ландшафты и свойственные им почвы
формируются на повышенных элементах рельефа при глубоком залегании уровня
грунтовых вод, не оказывающих влияния на почвы и
растительность. В этих условиях почвы развиваются за счет двух
противоположно направленных процессов:
1) вертикального (радиального) вымывания веществ с
атмосферными осадками из верхней части толщи в нижнюю и
формирования вследствие этого на глубине различных аккумуляций;
2) возврата и накопления органических и минеральных веществ
в приповерхностной части почвы за счет химических элементов,
содержащихся в растительном опаде и атмосферных выпадениях
(осадки, пыль).
Супераквальные {надводные) ландшафты и свойственные им
почвы формируются на пониженных элементах рельефа, где фунтовые
воды подходят близко к поверхности и влияют на почвы и
растительность (низкие террасы и поймы рек и озер, низменные морские
побережья, бессточные впадины). В почвы супераквальных
ландшафтов осуществляется дополнительный приток химических элементов с
боковым (латеральным) стоком и грунтовыми водами. Здесь могут
накапливаться в значительных количествах продукты
почвообразования, выносимые из почв элювиальных ландшафтов, и возникать
явления абсолютной гидрогенной аккумуляции.
Субаквальные ландшафты — это местные водоемы со
свойственной им водной растительностью и донными почвами. Привнос
извне веществ с твердым и жидким стоком в этих почвах становится
основным процессом. В них попадают твердые органические и
минеральные частицы, смытые с сухопутных участков, а также
остатки водных растений и животных.
Кроме названных основных элементарных ландшафтов (и
принадлежащих им почв) существуют транзитные ландшафты склонов,
почвы которых могут сочетать в себе признаки элювиальности и
геохимической подчиненности.
Почвы элювиальных, супераквальных и субаквальных
ландшафтов определенной местности, сопряженные друг с другом в
геохимическом плане за счет миграции химических соединений, получи-
4 - 5046 49
ли название почвенно-геохимических сопряжений. В каждой
природной зоне выражен свой тип и набор почвенно-геохимических
сопряжений.
Процессы перераспределения вещества между почвами
различных элементов рельефа при определенных условиях
приобретают форму значительных денудационно-аккумулятивных
явлений. С поверхности одних почв под воздействием воды и ветра
массы вещества сносятся, а на поверхность других почв
отлагаются. Масштабы денудации (водной и ветровой) зависят от ряда
факторов (климатических условий, характера пород и др.). Но нередко
главенствующую роль среди них играет рельеф. Наиболее
выраженная эрозия почв (смыв и размыв их) имеет место в местностях
с сильно расчлененным рельефом, где земная поверхность
образована склонами большой крутизны и обособленными локальными
повышениями.
Вызванная особенностями строения рельефа денудация может
достигать таких размеров, что верхняя часть почвы будет постоянно
размываться (или развеваться), а почвообразование охватывать все
новые и новые слои материнской породы. С точки зрения
плодородия почв этот процесс имеет резко негативное значение, поскольку
при сильной эрозии почва лишается наиболее важных для
произрастания растений компонентов и гумуса, обычно
сосредоточивающихся в верхней части почвенной толщи. Особенно интенсивно
эрозия развивается на сильно и нерационально распаханных
участках. В таких ситуациях может оказаться смытой половина и более
почвенной толщи. Поэтому важно при освоении почвенного
покрова и его распашке учитывать рельеф как фактор,
инициирующий в определенных условиях эрозию почв.
Еще один аспект взаимоотношений рельефа и
почвообразования связан с абсолютной высотой местности. Прежде всего это
относится к горным странам, где существенные различия в высотном
положении почв обусловливают заметные изменения в
направленности почвообразования. По мере увеличения абсолютной высоты
местности в горах понижается термический потенциал
формирования почв, закономерно варьируют величины атмосферных осадков,
что оказывает влияние на характер почвообразования.
Заканчивая предварительное рассмотрение четырех факторов
почвообразования (горных пород, растительных и животных
организмов, климата и рельефа), необходимо заметить следующее. Все эти
факторы являются обязательными докучаевскими «агентами-почво-
образователями». Уровень универсальности их действия совпадает с
50
уровнем универсальности почвенной оболочки. Иными словами,
указанные факторы действуют повсеместно там, где есть почвы.
Невозможно представить почвообразование хотя бы без одного из них.
Локальные и антропогенные факторы
почвообразования
Кроме ранее названных повсеместно действующих четырех
факторов формирования почв иногда отдельно выделяют ряд весьма
мощных, но локально действующих факторов. Среди них прежде
всего называются почвенно-грунтовые и грунтовые воды, режим и
химический состав которых часто определяют все почвенные
процессы в супераквальных почвах.
К самостоятельным локальным факторам почвообразования
относятся в ряде случаев поверхностные воды половодий и
паводков, периодически затопляющие поймы речных долин и дельты
рек. В дельтах рек, впадающих в моря и океаны, и на низменных
морских побережьях в качестве местного фактора развития почв
выступают и морские воды.
В областях действующих вулканов, периодические извержения
которых сопровождаются выбросами в атмосферу вулканических
пеплов с последующим их осаждением на поверхности почв, в
качестве локального фактора почвообразования некоторыми
исследователями рассматривается вулканический фактор. Безусловно, все
перечисленные локальные факторы оказывают большое влияние на
развитие почв. В пределах ограниченных территорий они могут
решающим образом определять направленность почвообразования.
Однако выводить их рассмотрение за рамки анализа четырех
основных докучаевских «агентов-почвообразователей» не обязательно.
Такие локальные факторы, как вулканизм, землетрясения,
подземные воды, газовые эффузии и другие (иногда вычленяемые в
качестве самостоятельных), вполне могут анализироваться и оцениваться
в качестве элементов четырех основных факторов, понимая последние
в широком плане: горные породы, например, как геологический
фактор вообще (с включением в него воздействий вулканизма и
гидрогеологических условий), климат как совокупность
многообразных погодных и космических явлений (относя сюда
гидрологический режим рек и озер) и т. п.
Существенную роль в почвообразовании играют антропогенные
воздействия. Еще В.В. Докучаев упоминал об этих воздействиях в
контексте учения о факторах почвообразования, подчеркивая
всевозрастающее значение активности людей в процессах формирования почв.
А* 51
В условиях современности хозяйственная деятельность человека
из локального фактора преобразования почв, действовавшего ранее
лишь на освоенных территориях, превращается в мощный глобаль*
ный фактор. Это связано с практически повсеместной химизацией
сельского и лесного хозяйства, осуществлением широких проектов
орошения и осушения больших территорий, развитием
промышленности, транспорта и постоянно усиливающейся общей
техногенной нагрузкой на всю сушу Земли. Ведь даже районы, весьма
удаленные от центров хозяйственной деятельности, в том числе
заповедные земли, не могут быть изолированными от атмосферного
поступления техногенных химических веществ, вовлеченных в
глобальный и региональный переносы воздушных масс. Таким
образом, при анализе почвообразования хозяйственную деятельность
человека нельзя не принимать во внимание.
Однако правомерно ли рассматривать ее на уровне фактора в
докучаевском понимании этого термина, в одном ряду с
остальными традиционными четырьмя факторами почвообразования
(геологическим, биологическим, климатическим, геоморфологическим)?
Ответ на этот вопрос должен быть отрицательным.
Дело в том, что антропогенный фактор по масштабу и характеру
воздействия сопоставим не с отдельными природными докучаев-
скими агентами-почвообразователями, а со всей природной средой
в целом, и он может реализовываться через каждый из этих почво-
образователей путем: видоизменения форм рельефа (образования
терриконов, карьеров, насыпей), характера почвообразующих
субстратов (отвалы горных выработок, рекультивационные наносы),
особенностей гидротермических условий (глобальный парниковый
эффект, изменение микроклимата почв, связанное с орошением),
типа биоты (лесопосадки, посевы культурных растений).
Кроме того, рассматривать деятельность человека в аспекте ее
влияния на почвообразование означает осваивать определенный круг
вопросов социального, экономического и научно-технического
характера, что методически правомерно делать лишь после того, как
будет освоена модель природного происхождения и
функционирования почвы.
Ранее упоминалось о том, что, давая определение понятию
«почва» и развивая учение о факторах почвообразования, В.В.
Докучаев иногда причислял к последним возраст страны, или время
развития почв. В начальный период становления почвоведения как
самостоятельной науки это имело позитивное значение. Указывая на
возраст почв (время) как фактор их формирования, В.В. Докучаев
акцентировал внимание на том, что почва — это естественно-исто-
52
рическое тело, у нее есть прошлое, настоящее и будущее, она
находится в состоянии постоянного развития, эволюции. Он показывал,
что существуют пределы устойчивости почв, в определенных
неблагоприятных условиях она может деградировать («регрессировать»),
теряя плодородие, но возможно и улучшение свойств почв, по
выражению В.В. Докучаева, их «прогресс». Таким образом, такая
позиция с научно-исторической точки зрения в то время была вполне
оправдана и понятна.
Однако в настоящий момент с точки зрения современной
научной методологии эта позиция требует корректировки. Дело в том,
что вреМя в отличие от других докучаевских факторов
почвообразования (горных пород, организмов, климата, рельефа) не является
непосредственной причиной почвообразования, источником
вещества или энергии для формирования почв. Оно не может
материально влиять на почвенные процессы.
Вместе с тем сказанное нисколько не принижает значение
времени в анализе закономерностей образования почв. Статус времени имеет
несравненно более общий характер, чем статус геологического,
биологического, климатического или геоморфологического факторов.
Время — это коренное свойство всех природных объектов и
явлений, в том числе четырех названных факторов. Подобно
пространству, оно — форма их существования. Время — это некоторый
множитель, на который умножается действие всех остальных факторов.
Такой взгляд на время в системе факторов почвообразования был
развит в работах А.А. Роде, И.П. Герасимова, М.А. Глазовской и
В.А. Ковды.
Вышеприведенный краткий обзор компонентов географической
среды в аспекте их роли в почвообразовании имеет целью дать
начальное понимание природы почв. Для более глубокого
проникновения в их сущность целесообразно более систематично
рассмотреть почвообразовательный процесс, его различные стороны и
составляющие.
Чтобы исчерпывающе охарактеризовать любой материальный
процесс, необходимо получить информацию по следующим
четырем универсальным позициям:
а) источники и формы энергии, обеспечивающей процесс;
б) вещество, вовлекаемое в процесс;
в) механизмы процесса (его динамика);
г) результат процесса.
Далее применительно к процессу почвообразования
характеризуются названные позиции. При этом акцент делается на
дифференцированной оценке вклада каждого из факторов почвообразования в
53
Климат
Горные породы
Организмы
Рельеф
Климат
Горные породы
Организмы
Рельеф
Климат
Горные породы
Организмы
Рельеф
Энергетика
почвообразования
Материальная
основа
почвообразования
Динамика
почвообразования
!
—
1
Почва
i
1
Рис. 16. Факторы и составляющие почвообразования
различные стороны почвообразовательного процесса. Приведенная
на рис. 1.6 схема графически иллюстрирует изложенный подход к
рассмотрению вопроса.
Г л э в э 2
ЗНАЧЕНИЕ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ
В ЭНЕРГЕТИКЕ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Многообразие почв на земной поверхности в значительной мере
связано с различным количеством энергии, поступающей в почвы.
Энергетические поступления регулируют активность почвенной
биоты, направленность и интенсивность трансформации минераль-
54
ной части, процессы преобразования органического вещества, а также
характер радиального и латерального внутрипочвенного
передвижения влаги с растворенными в ней соединениями.
Какие из географических факторов обеспечивают
энергетические потребности почв? Мощным энергетическим источником
почвообразования является солнечная энергия. Она приходит в виде
прямых радиационных потоков на земную поверхность, где
трансформируется в тепловую и другие виды энергии. Почва получает
солнечную энергию и опосредованным путем — от атмосферных
воздушных масс, которые перемещают тепло, накапливающееся при
преобразовании лучистой энергии Солнца. Обогащение почвы
энергией происходит при отмирании организмов (прежде всего
растительных). В мертвых растительных остатках заключена солнечная
энергия, связанная при фотосинтезе. Энергия в почву притекает
также из глубоких слоев литосферы — либо в результате
теплообмена, либо с различными летучими веществами, например
углеводородами. Кроме того, с выделением энергии связан распад
радиоактивных элементов, которые в небольших количествах, но всегда
содержатся в почвах. Таким образом, климатический,
биологический и геологический факторы поставляют в почвы то или иное
количество энергии. Геоморфологический фактор непосредственно в
этом не участвует, с ним связано только перераспределение
энергии по поверхности почвенного покрова.
Каков же количественный вклад географических факторов в
энергетику почвообразования? Как установлено, тепло земных недр,
оказывающее влияние на почвенную толщу, в энергетическом
выражении в несколько тысяч раз меньше энергии Солнца,
приходящей на земную поверхность. Также относительно мала
радиоактивная энергия почвенных минералов. Больший приток энергии в
почвы обеспечивается биологическим фактором, но и этот
энергетический источник значительно уступает в количественном
отношении непосредственной лучистой энергии Солнца, оказывающей
воздействие на почвенный покров. Иными словами, именно
прямая солнечная радиация вносит максимальный вклад в энергетику
почвообразования.
Количество солнечной энергии, участвующей в
почвообразовании, существенным образом изменяется по географическим поясам
Земли. Об этом свидетельствуют величины радиационного баланса
Л, который представляет собой разность между количеством
солнечной энергии, поступающей на земную поверхность, и
количеством энергии, расходуемой на отражение и лучеиспускание. Соот-
55
ветствующие расчеты, сделанные М.А. Будыко и А.А. Григорьевым,
приведены в табл. 2.1.
Таблица 2.1
Количество солнечной энергии,
участвующей в почвообразовании
Географические пояса
Полярные
Субполярные
Умеренные
Субтропические
Тропические
Субэкваториальные
Экваториальный
Радиационный баланс, кДж/(см2 • год)
0-42
42-84
84-210
210-251
251-293
293-335
335-419
Как видно из табл. 2.1, радиационный баланс, а следовательно,
и количество энергии, влияющей на почвообразование,
различаются по географическим поясам в десятки, а в крайних значениях — в
сотни раз.
Определенная часть энергии климатического фактора
(солнечной энергии) передается биологическому фактору. Это происходит
при фотосинтезе, на который идет от 0,5 до 5 % поступающей
солнечной энергии. В основном она расходуется на различные
циклические биохимические процессы, протекающие в живых зеленых
растениях. Но некоторая ее доля фиксируется в органическом
веществе и после отмирания растений поступает в почву.
Количество энергии, приходящей в почву с органическими
остатками, можно рассчитать на основании данных о величине ежегодного
опада и калорийности органических остатков. В табл. 2.2 приводятся
средние данные по количеству энергии, поступающей ежегодно с опа-
дом в толщу наиболее типичных почв различных ландшафтных зон.
Данные в табл. 2.2 показывают существенные различия в
количестве поступающей в почвы с растительным опадом энергии при
сравнении основных зональных типов фитоценозов. В крайних
значениях количество энергии различается в 20 раз и более, а для
соседних зон — примерно в 2 раза.
Важной задачей для понимания энергетики почвообразования
является определение количества энергии, расходуемой на различ-
56
Таблица 2.2
Количество энергии, поступающей с опадом
Типы растительности
Арктические тундры
Кустарничковые тундры
Хвойные леса
Широколиственные леса
Влажные субтропические леса
Влажные тропические леса
Саванны
Луговые степи
Сухие степи
Пустыни
Количество энергии, поступающей с опадом,
Дж/(см2 • год)
126-168
251-336
419-838
1048-1257
2933-3143
3352-3562
1676-2095
1676-2095
629-838
126-210
ные почвенные процессы. Структура внутрипочвенных
энергетических затрат сложно поддается выявлению, поскольку почвенные
процессы тесно переплетены между собой и не всегда
представляется возможным дифференцировать их в энергетическом плане. Тем
не менее в первом приближении такие работы были проведены. На
их основе В.Р. Волобуевым энергетический баланс
почвообразования представлен в следующем виде:
Q = w, + w2 + Ьг + Ь2 + /, + /2 + g + с,
где Q — количество энергии, поступающей в почву за год; wx и м>2 —
расход энергии соответственно на физическое и химическое
выветривание минералов; Ьх и Ь2 — энергия, расходуемая во
внутрипочвенных биохимических реакциях и аккумулируемая в органическом
веществе почв; ix + /2 — энергия, расходуемая на испарение и транс-
пирацию; g — потери энергии в процессах механической миграции
солей и суспензий в почвенной толще; с — энергия, расходуемая в
процессах теплообмена в системе почва—атмосфера.
Для расчетов энергетического баланса почвообразования в
различных гидротермических условиях В.Р. Волобуев воспользовался
данными о радиационном балансе, суммарном испарении и транспи-
рации, ежегодном приросте и опаде органической массы и о коли-
57
честве энергии, затрачиваемой на разрушение кристаллической
решетки наиболее распространенных минералов.
Расчеты показали, что расход энергии на эти процессы
соотносится следующим образом: (/, + /2): (bx + b2); (w{ + w2) = 100:1:0,01,
т. е. основная доля энергии, поступающей в почву, тратится на
испарение и транспирацию (ix + /2), приблизительно в сто раз
меньшая — на биохимические процессы и превращения органического
вещества (Ьх + Ь2) и еще в сто раз меньшая — на выветривание
минералов (и>, + н>2). Потери энергии g в процессах механической
миграции веществ в почвах, связанных с трением, очень невелики.
В связи со столь неравномерным распределением энергии,
расходуемой на различные процессы в почвах, и скорость этих процессов
существенно различна. Наиболее быстро протекают в почвах
процессы испарения и транспирации, они совершаются в течение дней или
даже часов. Более медленно осуществляются процессы гумификации
и минерализации органических остатков — на протяжении десятков
и первых сотен лет. И самые медленные — процессы физического и
химического выветривания, на которые расходуется, как было
показано, лишь малая доля общей энергии почвообразования. Эти
процессы проявляются лишь в многовековом масштабе времени.
Для того чтобы в полной мере оценить значение факторов
географической среды в энергетике почвообразования, необходимо правильно
понять связь между энергией, поступающей из различных
источников, и участием ее в тех или иных процессах, происходящих в почве
(в испарении, транспирации, выветривании, гумификации и т. д.).
Если почвы различных ландшафтных зон ранжировать по
скорости и степени трансформации материнских пород, по глубине
преобразования органических остатков и уровню накопления
продуктов почвообразования, то получится рад, в котором позицию
наиболее интенсивного почвообразования займут почвы влажных
тропических и субтропических лесов, затем будут следовать почвы
саванн и степей, далее — широколиственных и хвойных лесов и на
последнем месте окажутся тундровые и пустынные почвы.
Из всего вышесказанного, казалось бы, следует вывод о том, что
интенсивность почвообразования, выраженная в почвенных
свойствах, должна коррелировать с величиной суммарных
энергетических затрат на формирование почв, а они в свою очередь — с
количеством притекающей в почвы суммарной энергии, основным
источником которой для почв является солнечная радиация. Между
тем вышеприведенный ряд почв не представляет собой в полной
мере последовательность, в пределах которой четко однонаправле-
58
но уменьшается суммарная солнечная радиация. Радиационный
баланс, например, в субтропических влажных лесах и субтропических
пустынях практически одинаков (210—250 кДж/(см2 • год)), но
почвы этих ландшафтных областей занимают крайне
противоположные позиции в рассматриваемом ряду, поскольку первые из них по
сравнению со вторыми характеризуются значительно большей
развитостью (имеется в виду степень измененности исходных
пород, особенности превращения органического вещества и т. д.).
В то же время рассматриваемый ряд почв практически полностью
отражает различия в получении почвами энергии, поступающей с
растительным опадом. От почв влажных тропических и
субтропических лесов к почвам пустынь субтропического и умеренного
поясов количество этой энергии последовательно уменьшается — от
3000-3500 до 125-210 Дж/(см2 • год).
Объяснение вышесказанного заключается в следующем.
Существенно преобладающая часть солнечной энергии, приходящей на
поверхность почвенного покрова, преобразуется в тепловую
энергию и за ее счет обеспечиваются процессы теплообмена и влагообо-
рота в системе почва—растительность—атмосфера—литосфера. Эта
основная доля солнечной энергии, составляющей более 95 % ее
общего количества, уходит из почвы в форме тепловой энергии.
В аспекте термодинамических понятий указанное явление
означает, что непосредственная лучистая энергия Солнца при
почвообразовании практически полностью расходуется на работу системы
по преодолению внешних воздействий, т. е. она способствует тому,
что почва остается существовать как более или менее стабильная
данность — не разрушается, не перегревается, не лишается биоты.
Лишь незначительная часть этой тепловой энергии в результате
теплопроводности почв проникает в глубь почвенной толщи и
оказывает влияние на реакции химического и физического
превращений веществ — минеральных и органических. Так, при повышении
температуры увеличивается степень диссоциации воды. Если принять,
что при 0 °С она равняется 1,0, то при 10 °С возрастает в 2,7 раза, при
20 °С — в 3,5, а при 35 °С — в 4,5 раза. Диссоциация растворенной в
воде углекислоты с повышением температуры также возрастает. Чем
больше диссоциация воды и угольной кислоты, тем больше
появляется ионов водорода, тем быстрее идет разрушение и растворение
минералов. Поэтому в длительно и глубоко прогреваемых почвах с
высокой среднегодовой температурой и хорошо увлажненных
процессы химического выветривания идут более быстро, чем в почвах
холодных и сухих.
59
Но все же изменения внутреннего состояния системы, т. е. пре**
образование почвы, ее развитие, происходит главным образом за
счет той доли солнечной энергии, которая в преобразованном виде
концентрируется в живых растениях и затем с отмершими расти-*
тельными остатками поступает в почву, увеличивая ее энергетичес-^
кий потенциал.
В процессах разложения и минерализации растительных
остатков эта часть энергии тратится на построение органического
вещества населяющих почвы гетеротрофных организмов и на
биогеохимическое преобразование минеральной части почв. При участии этой
энергии разрушаются кристаллические решетки первичных
минералов, их замещают вторичные, в том числе так называемые
глинистые минералы, с большей энергией кристаллических решеток, чем
у первичных минералов, с размерами кристаллов, измеряемыми
микронами и долями микронов (степень коллоидального
раздробления). Эти новообразованные минералы обладают поэтому
большой удельной поверхностью и большой энергией поверхности.
Многие вторичные минеральные образования аморфны (гидрокси-
ды железа, алюминия, кремния и др.) и представляют собой
коллоидные осадки — гели, также отличающиеся большой энергией
поверхности.
Следовательно, ассимилированная при фотосинтезе, а затем
затраченная на биогеохимические процессы почвообразования
солнечная энергия фиксируется не только в форме гумуса, но и в виде
обладающих большим энергетическим запасом вторичных
минеральных соединений, образующих коллоидальную часть почвы и, как
будет показано далее, имеющих очень большое значение во всех
почвенных процессах.
Поскольку непременным условием жизни растений (и вообще
организмов) кроме наличия тепла является наличие влаги, то
существует определенная связь между, с одной стороны,
биопродуктивностью и поступлением в почву энергии органического
вещества и с другой —- соотношением тепла и влаги. Так, в одинаковой
термической обстановке при повышении увлажненности
территории больше тратится энергии на испарение и транспирацию, но и
более полно солнечная энергия утилизируется растительностью, а
она в свою очередь опосредованно (через опад) энергетически
активизирует биогеохимические процессы почвообразования.
Установлено, что при достаточно высокой относительной
увлажненности почв доля энергии, затрачиваемой на фотосинтез и
биологический круговорот, с увеличением радиационного баланса
60
существенно возрастает — от 0,5 до 4 % и более от общей энергии
почвообразования. А при низком уровне увлажненности и
дефиците влаги она остается практически постоянно незначительной
независимо от величины прихода суммарной солнечной радиации.
Следовательно, чем меньше увлажнение, тем менее значительны
различия во внутренней энергии почвообразования в различных
термических поясах. Они минимальны в пустынях (тропических и
полярных), так как отсутствие влаги лимитирует все
биогеохимические процессы независимо от количества поступающей
солнечной энергии.
В приделах одного и того же термического пояса энергия
почвообразования увеличивается от аридных областей к влажным.
Особенно велики различия в этом плане на территориях с
высокими значениями радиационного баланса. Так, при значениях
R = 300—380 кДж/(см2 • год) энергия почвообразования возрастает от
аридных областей к гумидным от 20 до 270 кДж/(см2 • год). В более
холодных поясах Земли различия между аридными и гумидными
областями постепенно сглаживаются, так как здесь лимитирующим
фактором является не столько увлажнение, сколько повсеместно
господствующие низкие температуры.
Сказанное можно кратко сформулировать следующим образом.
Энергия почвообразования, а следовательно, и скорость
почвообразовательных процессов наиболее высоки во влажных и теплых областях и
наиболее низки в сухих и холодных.
Представление о затратах энергии на почвообразование в
различных ландшафтах дает табл. 2.3. Кроме того, в ней приводятся
данные о запасах энергии в гумусе и в растительном покрове.
Соотношения между приведенными показателями (затраты энергии,
запасы энергии в гумусе и в растительном веществе) неодинаковы в
почвах различных ландшафтов. Как можно заметить, почвы
пустынь и сухих степей характеризуются минимальными
энергетическими затратами на почвообразование и малыми запасами энергии в
гумусе и живой биомассе. Почвы степей отличаются умеренными
затратами энергии и наибольшим ее количеством,
аккумулированным в гумусе. Причем запасы энергии в гумусе превышают ее
запасы в живой травянистой массе. В лесных почвах, напротив, запасы
энергии в живом веществе заметно превышают ее запасы в гумусе.
Обращает на себя внимание, что запасы энергии в гумусе разных
типов почв не пропорциональны затратам энергии на
почвообразование. Это объясняется тем, что часть поступающей в почвы
энергии аккумулируется не в гумусе и не в живом веществе, а в кристал-
61
Таблица 2.3
Затраты энергии на почвообразование (Дж/(см2 • год))
и запасы энергии (Дж) в гумусе и растительном веществе
в призме почвы сечением 1 см2 (по В.Р. Волобуеву)
Ландшафтная зона и типы почв
Полупустыня, сероземы
Сухая степь, каштановые почвы
Степь, черноземы
Южная тайга, дерново-подзолистые
почвы
Широколиственные леса,
буроземы
Субтропические леса, желтоземы,
красноземы
Ксерофитные субтропические леса,
коричневые почвы
Затраты
энергии
Дж/(см2год)
33 520
50280
62 850
41900
125000
171790
125000
Запасы энергии
в гумусе в слое, см
0-20
5 028
12151
30168
16341
22626
19693
26816
0-100
14246
36034
96370
22626
49422
40643
64107
Запасы
энергии
в
растительном
веществе
3143
6285
10475
59708
298538
лических решетках вновь образовавшихся в почве вторичных
минералов. Особенно в этом плане выделяются почвы влажных
субтропических лесов.
Итак, оценивая значение географических факторов в энергетике
почвообразования, следует выделить два фактора — климатический
и биологический. Составляющая климатического фактора —
солнечная радиация — является энергетическим первоисточником
практически для всех явлений почвообразования. Благодаря
биологическому фактору определенная часть солнечной энергии
преобразуется в органическом веществе в энергию химических связей, ее
поступление в почвенную толщу всегда сопровождается
повышением внутреннего энергетического запаса почв и решающим образом
сказывается на интенсивности почвообразования. Приток в почву
энергии, связанной с геологическим фактором, очень мал.
Геоморфологический фактор в основном перераспределяет энергетические
ресурсы. Географическая оценка вклада географических факторов в
материальную основу почвообразования показана на рис. 5.1.
62
Г* Л о в о 3
ВКЛАД ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ
В МАТЕРИАЛЬНУЮ ОСНОВУ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Вещества, вовлекаемые в процесс формирования почв, очень
разнообразны. Они отличаются друг от друга по составу, строению,
фазовому состоянию. В почвообразовании в качестве материальных
компонентов участвуют минералы горных пород, живые организмы,
их отмершие остатки, вода и растворенные в ней соединения,
газовые составляющие воздуха и т. д. Чтобы оценить вклад
географических факторов в материальную основу почвообразования, необходимо
основываться на какой-либо универсальной характеристике всех этих
веществ. Такой характеристикой может быть их химический состав,
поскольку все вещества при почвообразовании сопрягаются и
взаимодействуют между собой как химические соединения.
Для сравнения химического состава различных тел целостной
географической оболочки обычно пользуются данными о среднем
содержании различных химических элементов в данном объекте,
выраженном в долях массы. Эти величины называют кларкамиК
По мере накопления новых фактических данных кларки
уточнялись другими исследователями (А.Е. Ферсманом, А.П.
Виноградовым, С.Р. Тейлором). Были рассчитаны кларки элементов в
атмосфере, гидросфере и живом веществе Земли.
Рассмотрим средний химический состав горных пород как одного
из географических факторов, который влияет на почвообразование.
По величине кларков химические элементы горных пород
объединяются в три группы:
1) макроэлементы со значениями кларков от п • 10 до п • 10~2;
2) микроэлементы с кларками от п • 10~3 до п • 10~5;
3) ультрамикроэлементы с кларками < п • Ю-5 (табл. 3.1).
Как можно видеть из табл. 3.1, основную массу горных пород
образуют О, Si и А1, составляющие в сумме 84,1 %. Если к этим
трем элементам прибавить еще пять — Fe, Na, Ca, К, Mg, кларки
которых лежат в пределах от 5 до 1, то в сумме эти восемь
элементов составят 99 % массы горных пород. Следовательно, на
остальные элементы приходится всего лишь 1,0 % массы литосферы.
Несмотря на малое содержание микро- и ультрамикроэлементов
в породах и почвах, многие из них имеют очень большое значение
для нормального функционирования растительных и животных орга-
1 По имени американского геохимика Ф. Кларка, впервые в 1924 г.
подсчитавшего среднее содержание элементов в литосфере.
63
Таблица 3.1
Средний химический состав горных пород в долях массы
(по А.П. Виноградову)
0-47
Si-29
Al-8,1
Fe - 4,7
Са-3,3
Li, Be, В, N, Sc,
V, Cr, Ni
Sn,
Se
Макроэлементы
Na - 2,5 H - 0,2
К-2,5 Mn-0,1
Mg-1,9 P-0,1
Ti - 0,5 F - 0,06
Микроэлементы
, Cu, Zn, Co, Pb, Ca, Nb, Y, La, Nd, Th,
Cs, W, U, Cd, Sn, Sb, I, редкие земли
Ультрамикроэлементы
, Pd, Ag, Те, Re, Au, Hg, Bi, Ra и др.
Rb,
S - 0,05
Sr - 0,03
С - 0,02
CI - 0,02
Zr - 0,02
Ge, As, Br, Mo,
низмов. Содержанию и формам химических соединений
микроэлементов в почвах уделяется в настоящее время большое внимание в
связи с проблемами охраны почв от химического загрязнения.
К материальным источникам почвообразования, связанным с
геологическим фактором, можно отнести и грунтовые воды. Они
оказывают влияние на материальную основу почвообразования на
пространствах низменных слабодренированных аллювиальных, флювиогляци-
альных и приморских равнин. Их минерализация и химический состав
варьируют в широких пределах от ультрапресных и пресных вод
гидрокарбонатного состава с минерализацией не выше 0,2 г/л до сульфат-
но-хлоридных или хлоридных магниево-натриевых рассолов с
минерализацией до 100—200 г/л. Особенно интенсивны потоки вещества
из фунтовых вод в почвы в аридных районах, где растворы
передвигаются в восходящем направлении в верхнюю зону иссушения почвы.
Химические элементы литосферы поглощаются живыми
организмами. В живом веществе вместе с элементами, поступающими
из атмосферы, они перегруппировываются и возвращаются в почвы
в существенно иных формах и соотношениях, чем те, в которых они
были в исходных средах (табл.3.2).
Данные из табл. 3.2 показывают, что живые организмы состоят
главным образом из соединений О, С и Н. В сумме эти три элемен-
64
Таблица 3.2
Средний химический состав живых организмов
(по А.П. Виноградову)
О-70
С-18
Н - 10,5
Са - 0,5
Al, Ba, Sr,
Мп,
B,Th,
Макроэлементы
N-0,3
Si - 0,2
Mg - 0,04
Р - 0,07
Микроэлементы
Р, Ti, F, Zn, Rb, Си, V, Cr,
As, Co, Li, Mo и др.
Ультрамикроэлементы
Se, U, Hg, Ra и др.
Br, Ge,
S - 0,05
Na - 40,02
CI - 0,02
Fe - 0,01
Ni, Pb, Sn,
та составляют 98,5 % их массы. Содержание N в живом веществе
невелико (0,3 %) и лишь в некоторых организмах (например, в
бактериях) достигает нескольких процентов.
В составе живых организмов присутствуют и другие элементы.
Они образуют зольный остаток после сжигания или минерализации
органических веществ. Средняя зольность организмов невелика —
около 1,5 %, но во многих видах она значительно выше — 5—7 %, а
в некоторых растениях, приспособленных к жизни в условиях
сильного засоления, достигает 20 %.
По содержанию ряда химических элементов почвы занимают
промежуточное положение между горными породами и живыми
организмами. Прежде всего это касается таких элементов, как
кислород, углерод, водород и азот (табл. 3.3).
Таблица 3.3
Среднее содержание некоторых химических элементов
в горных породах, почвах и живых организмах
Элементы
О
С
н
N
Горные породы
47
0,02
0,15
0,02
Почвы
55
5
5
0,1
Живые организмы
70
18
10,5
0,3
5-5046
65
Как видно из табл. 3.3, в почвах содержится О — 55 %, т. е.
близкое к среднему значение между содержанием этого элемента в
горных породах (47 %) и живых организмах (70 %); С — 5 %
(соответственно 0,02 и 18 %); Н — 5 % (0,15 и 10,5 %); N — 0,1 %
(соответственно 0,02 и 0,3 %).
Очевидно, что геологический и биологический факторы
почвообразования вносят наибольший субстантивный вклад в процесс
формирования почв. Однако возникает вопрос: сопоставим ли вклад
живых организмов и их остатков в материальную основу
почвообразования с вкладом горных пород, если в каждый данный момент
времени масса органического вещества в почве составляет всего от 1 до
10 % общей массы почвы (лишь в некоторых почвах больше) и
только в верхней ее части. Отвечая на этот вопрос, необходимо отметить
следующее. Оценивать степень участия в почвообразовании тех или
иных материальных компонентов только по соотношению их
объемов и масс в какой-либо отдельный момент существования почвы
неправомерно. Дело в том, что одни из этих компонентов —
связанные с геологическим фактором минеральные вещества — весьма
инертны. В процессе почвообразования их количество, как правило, не
прибывает, тогда как другие компоненты — продуцируемые
растениями и животными органические вещества — напротив, очень
динамичны, они регулярно поступают в почву на всем протяжении ее
существования. Чем длительнее процесс почвообразования, тем ярче
проявляется результат воздействия на состав почвы компонентов,
связанных с быстрыми биологическими циклами возобновления, так как
их суммарное участие в почвообразовании с течением времени все
более возрастает.
Исключение из этой закономерности составляют лишь
некоторые ситуации: когда, например, минеральная часть почвы все время
обогащается новыми поступлениями вещества (ежегодные
аллювиальные наносы, частые вулканические выпадения) или верхняя часть
почвенной толщи, где концентрируются продукты воздействия био-
ты, периодически удаляется ускоренной эрозией. Но эти ситуации
имеют на земной поверхности не всеобщий, а локальный характер.
Можно подсчитать срок, необходимый для того, чтобы в
результате циклических процессов возобновляемая масса живого
вещества уравнялась с массой минеральной основы почвы.
Объемная плотность рыхлых пород — от 1,30 до 1,65, средняя — 1,5.
Следовательно, масса слоя рыхлой породы мощностью в 100 см на
площади 1 га равняется 15 тыс. т. Ежегодный растительный опад
будет составлять на этой площади от 1 до 25 т в различных
ландшафтах. Отсюда время, необходимое для прохождения через почву
66
органического вещества, равного по массе ее минеральной части и
образовавшегося лишь за счет растительного опада, лежит в пределах
от 15 тыс. лет в арктических тундрах и пустынях до 600 — 700 лет во
влажных тропических и субтропических лесах. Для почв хвойных
лесов умеренного пояса этот срок составляет 4—5 тыс. лет, для
степей и саванн — немногим более 1 тыс. лет.
Если учесть ежегодное поступление органических остатков
многочисленных поколений микроорганизмов и животного населения,
т. е. вторичную биологическую продукцию, то сроки уравнивания
органической и минеральной масс еще более сократятся.
Климатическим фактором обусловлено поступление вещества в
почву из атмосферы. Атмосферные осадки обеспечивают
постоянные запасы влаги в почвенной толще, которые существенно
различаются по ландшафтным зонам. Так, средние многолетние
весенние запасы продуктивной влаги (мм), по данным С.А. Вериго, в
метровом слое почвы составляют:
Тундра и северная тайга > 200
Средняя и южная тайга 150—200
Лесостепь 100—150
Степная зона 50—100
Полупустыня <50
Ежегодно запасы влаги возобновляются. За время
существования почв через них прошли и участвовали в почвообразовании
массы воды, мощность слоя которой измеряется сотнями метров и
километрами.
Воздействие огромных масс воды запечатлевается в почвах. Часть
влаги задерживается в виде гидратной и кристаллизационной влаги,
вода участвует в растворении минеральных и органических
соединений, в перераспределении внутри почвы и выносе за пределы ее
толщи подвижных веществ. Кроме того, атмосферная влага участвует
в образовании ежегодной новой продукции биомассы и частично
возвращается с растительными и животными остатками.
Атмосферная влага содержит разнообразные растворенные
вещества и взвеси. В ней всегда присутствует растворенная угольная
кислота, которая при диссоциации дает водородный (Н+) и
гидрокарбонатный (НСО~) ионы. Содержание ионов водорода в
атмосферных осадках достигает величины, соответствующей рН 5—7. Рав-
5* 67
новесное содержание гидрокарбонатного иона составляет
соответственно 0,12 мг/л. С наличием этих ионов связаны реакции
гидролиза и карбонизации, которые будут рассмотрены далее.
В атмосферных осадках содержатся оксиды азота, которые
появляются в них при электрических разрядах в атмосфере. При частых
грозах и большом количестве осадков (например, во
влажно-тропических областях) этих соединений может выпадать на поверхность
почвы до 25—30 кг на 1 км2 в год. При растворении оксидов азота в
атмосферной влаге образуется сильнодиссоциированная азотная
кислота. Это еще более увеличивает растворяющее и
гидролитическое действие атмосферной влаги. Азотная кислота является и
хорошим окислителем.
В атмосферных осадках всегда присутствует некоторое
количество растворенных солей. Часть из них (около 3—5 мг/л)
океанического происхождения. Это преимущественно хлориды натрия и
магния, вовлеченные в атмосферные планетарные миграционные
потоки с поверхности морей и океанов при штормах и смерчах. Их
количество возрастает близ океанических побережий до 30 мг/л.
Другая часть приносимых с осадками в почвы солей имеет
континентальное происхождение и связана с запылением атмосферы.
Проходя через приземные части атмосферы, осадки обогащаются
растворимыми компонентами, содержащимися в пыли. И
количество и состав континентальных солей зависят от ландшафтных
особенностей подстилающей поверхности, степени распаханнос-
ти и характера освоения территории. Минерализация осадков за
счет терригенной составляющей колеблется от 10 до 60 мг/л и
более. В составе солей присутствуют гидрокарбонаты, сульфаты и
хлориды кальция, калия, натрия и магния. Часть солей,
попадающих в атмосферные осадки, выделяется при транспирации влаги
растениями и испарении ее с поверхности водоемов и почв.
По данным Ф. Кларка, общее количество солей, выпадающих с
атмосферными осадками на поверхность суши, составляет в среднем
12 т/км2 в год. Соли поступают в верхние горизонты почв и, как
будет показано далее, в аридных областях, где норма испарения
превышает норму осадков, существенно влияют на почвообразование.
Определенную роль в материальной основе почвообразования
играет атмосферный воздух. Средний его состав приведен в табл. 3.4.
Атмосферный воздух — главный источник азота в почвах. Его в
атмосфере более 75 %, что составляет огромную величину по
сравнению, например, с долей азота в литосфере, где он относится к
микроэлементам. Азот — биологически важный элемент,
необходимый всем живым организмам, поскольку является составной час-
68
Таблица 3.4
Средний химический состав приземной атмосферы
в долях массы на сухой воздух
(по Ф. Панету и В. Миртову)
Элемент
N
О
Аг
С02
Доля массы
на сухой
воздух
75,51
23,15
1,28
0,046
Элемент
Ne
Не
сн4
Кг
Доля массы
на сухой
воздух
1,3 Ю-3
7,2 Ю-5
1,2 Ю-4
2,9 Ю-4
Элемент
N20
н2
Хе
°з
Доля массы
на сухой
воздух
1,5 Ю-4
з ю-6
1,8 10-5
3,6 Ю-6
тью белков. Азот из атмосферы поступает в почву вместе с осадками
в виде оксидов, а также при воздухообмене между атмосферой и
почвой. В последней он усваивается особыми азотфиксирующими
микроорганизмами и переходит в живую фазу.
Второй главный элемент, который поступает в почву из
атмосферы, — кислород. Он закрепляется в почвах при окислении
минеральных и органических компонентов, которым сопровождается
выветривание и почвообразование.
Очень энергичным окислителем является также озон и поэтому,
несмотря на его незначительное содержание в атмосфере, он играет
большую роль в окислительных почвенных процессах.
Исключительно велико значение в жизни почвы атмосферной
углекислоты. Ассимилированный растениями при фотосинтезе
углерод углекислоты идет на построение разнообразных
органических веществ растительных тканей, а затем с органическими
остатками попадает в почву. В специфическом органическом веществе
почвы — гумусе, образующемся при разложении органических
остатков, содержится около 58 % углерода.
Углекислый газ из атмосферы попадает в почву и вместе с
жидкими атмосферными осадками, в которых он растворяется с
образованием слабодиссоциированной угольной кислоты (Н20 + С02 -» Н2С03).
Растворенная в водах углекислота активизирует процессы
замещения оснований ионом водорода, что происходит при кислотном
гидролизе минералов горных пород. В результате образуются
различные углекислые соли, т. е. углерод атмосферного воздуха в этом
случае связывается не в органических, а в минеральных формах.
В атмосферном воздухе присутствуют и некоторые другие
примеси, содержание которых непостоянно и увеличивается в областях
69
современного вулканизма и развитой промышленности. Это оксид
углерода, сернистый газ, оксид азота, аммиак и ряд других
соединений. Они также могут попадать в почву и непосредственно из
газовой фазы адсорбироваться твердой фазой почв.
Итак, материальная основа почвообразования возникает при
главенствующей роли двух факторов — геологического и
биологического. Горные породы поставляют в почву разнообразные
минеральные компоненты, на долю которых в данный момент времени
приходится, как правило, более 90 % всей почвенной массы.
Органические соединения составляют меньшую часть почвы, однако
на фоне относительно инертной минеральной массы циклы
возобновления живого вещества и разложения растительных и
животных остатков оказываются быстропротекающими. Это с течением
времени значительно увеличивает суммарное участие
органических веществ в процессах взаимодействия с веществами
геологической природы. Вклад климатического фактора в субстантивную
основу почвообразования заключается в обогащении почвы
атмосферной влагой, воздухом и пылью. Рельеф и в данном аспекте
влияет только на перераспределение материальных почвенных
компонентов. Рассматривать рельеф не как поверхность, а как некий
контактный слой или тело, т. е. как характеристику, обладающую
массой, а следовательно, потенциальный источник вещества, —
неправомерно. В этом случае он будет вторгаться в пространство
почвенной оболочки и поглощать ее. Графическая оценка вклада
факторов почвообразования в материальную основу
почвообразования показана на рис. 5.1.
Глава 4
УЧАСТИЕ ГЕОГРАФИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ
В ДИНАМИКЕ ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
Динамика почвообразования выражается в изменениях
почвенных свойств циклического или поступательного необратимого
характера. Рассматривая вопрос об участии географических факторов
в динамике почвообразования, необходимо заметить следующее.
Разумеется, отдельная постановка этого вопроса в известной мере
условна: динамика почвообразования не изолирована от других
сторон формирования почв. И энергетический и субстантивный
вклады географических факторов обязательно проявляются в тех или
иных динамических явлениях в почвах. Однако в данном случае
имеется в виду непосредственная передача почвам тех механизмов
70
функционирования, которые неотъемлемо свойственны самим
факторам почвообразования.
Так, горные породы как фактор почвообразования в основном
весьма инертны. Во многих ситуациях в хронологических
масштабах почвообразования они были бы неизменными, если бы на них
не воздействовали другие факторы среды (климат, биота, рельеф).
На огромных пространствах земной поверхности горные породы
практически не обнаруживают никаких новых собственно литоген-
ных видоизменений в течение десятков и сотен тысяч лет.
Однако существует ряд геологических локальных явлений в
природе, которые вызывают изменения горных пород, отражающиеся
на динамике почвообразования.
Это происходит, в частности, в тех местах, где имеет место
периодическое захоронение почв под новыми аллювиальными,
делювиальными или эоловыми наносами. Такой процесс наблюдается в
поймах и дельтах рек, на пролювиальных конусах выноса, когда
ежегодно на поверхности почв откладывается слой аллювия
мощностью от долей миллиметра до десятков сантиметров. Быстрое
регулярное перекрывание почв новыми порциями минерального
материала характерно и для областей современной вулканической
деятельности в периоды извержений вулканов. Во всех этих случаях
ослабляется выраженность почвообразования, оно возвращается как
бы вспять, на предшествующие стадии, поскольку начинается
освоение почвенными процессами новых отложений материнского
субстрата.
Аналогичным образом влияют на динамику почвообразования
процессы сноса материала с поверхности почв. В этой ситуации
почвообразование также начинает охватывать новые слои породы,
но вступающие в сферу почвенных процессов не сверху, а снизу. В
естественных условиях ускоренная денудация почв, а
следовательно, и обновление их минеральной составляющей свойственны
горным областям с резко расчлененным рельефом, а также пустынным
территориям с несомкнутым растительным покровом,
недостаточно предохраняющим почву от водной эрозии и особенно от
дефляции. В условиях хозяйственного использования почвенного
покрова ускоренная, часто катастрофическая, эрозия и дефляция почв
наблюдаются при неправильной распашке территории,
неумеренном выпасе скота и т. д. Скорость денудации в таких случаях может
выражаться в ежегодном смыве, равным 150 т/га и более.
И все-таки в нормально развитых почвах одна и та же масса
породы, как было сказано выше, участвует в процессе жизни почвы
практически на всем ее протяжении. Именно это позволяет гово-
71
рить об очень медленных циклах обновления минеральной основы
большинства девственных почв и относительно малом участии
геологического фактора в динамике почвообразования.
Напротив, биологический фактор очень изменчив и поэтому с
ним связаны многие механизмы функционирования почв.
Изменчивость биологического фактора обусловлена тем, что живые
организмы оказываются в очень динамических отношениях со средой
своего обитания. Многие из них находятся в постоянном движении
в почвах в поисках влаги, пищи и тепла. Между живыми
почвенными организмами и средой идет постоянный обмен веществ. Кроме
того, периоды существования живых организмов относительно
коротки — от нескольких дней (микроорганизмы) до первых сотен лет
(некоторые высшие зеленые растения), т. е. за время развития
почвы в ней сменяются многочисленные поколения растительных и
животных макро- и микроорганизмов. Таким образом, по
выражению В.И. Вернадского, почву буквально пронизывают «вихри
жизни» — микроскопические, малые и большие. Они активизируют
почвенные процессы, внося большой вклад в динамику
почвообразования.
По сути, именно таким «вихрем жизни» является
биологический круговорот веществ — наиболее универсальное явление,
характеризующее взаимоотношения различных живых организмов с
почвой как средой их обитания. Биокруговорот веществ включает в
себя следующие основные звенья:
1) поглощение живыми организмами из окружающей среды
химических элементов и их соединений;
2) построение из поглощенных соединений живых тканей;
3) отмирание организмов, минерализация органических
остатков и возврат элементов в окружающую среду.
В почвах наблюдается сложная система биологических
круговоротов химических элементов, в которых участвуют
микроорганизмы, почвенная фауна и высшие растения.
Микроорганизмы, как уже отмечалось ранее, поглощают из
почвы и отдают ей самые разные химические элементы.
Микроскопические диатомовые водоросли, например, вовлекают в
биокруговорот кремний, который необходим им для строительства скелетов.
Железобактерии берут из почвы железо и марганец и
концентрируют их в своих телах. Бактерии-азотфиксаторы потребляют из
газовой фазы почв азот. На следующих этапах биокруговорота все эти
компоненты возвращаются в почву. В количественном выражении
в каждый данный момент времени, такие микробиологические
процессы характеризуются относительно невысокой емкостью. Но мас-
72
штаб их значимости расширяется при высокой скорости обмена
веществ. Обитающие в почвах бактерии, грибы, актиномицеты,
водоросли и простейшие животные (амебы, корненожки, инфузории
и др.) очень быстро размножаются и отмирают. Продолжительность
жизни отдельных популяций 15—20 дней и даже меньше. За
вегетационный период в умеренных поясах Земли сменяется 6—7
поколений, а в субтропических и тропических областях — более 20
поколений в год. При отмирании каждой популяции с бактериальными
телами в почвы поступает от 15 до 50 ц/га сухого органического
вещества (при 10 ежегодных популяциях — до 500 ц/га в год). Если
принять во внимание, что почва имеет возраст, равный многим
сотням и тысячам лет, то последняя величина увеличивается на
несколько порядков и будет указывать на истинное значение в
динамике почвообразования микробиологического круговорота веществ.
Животные, обитающие в почвах и на ее поверхности, имеют
более длительные по сравнению с микроорганизмами жизненные
циклы. Но вследствие их большей массы емкость процессов,
вызываемых ими, достигает значительных величин. Так, дождевые черви,
затаскивая растительный опад внутрь почвенной толщи, поедая его
вместе с минеральной массой и пропуская эту смесь через
кишечный тракт, могут переработать таким образом за сезон 1,5 т листвы
и смешать ее с 15 т минеральных веществ. За один год в некоторых
почвах эти животные выбрасывают на поверхность до 100—200 т/га
и более копрогенного материала. За 50 лет они могут перемешать
весь поверхностный слой почвы. Крупные животные (суслики,
сурки, лисы) сооружают в почвах многокилометровые норы,
выбрасывая на земную поверхность тысячи кубических метров материала на
гектар. За несколько десятилетий они способны полностью
механически обработать почву на глубину 10—20 см.
Очень динамичен биокруговорот, осуществляемый в почвах
высшими растениями. Он выражается как в прижизненном выделении
(из корней и листьев) и поглощении растениями различных веществ,
так и в оборачиваемости компонентов мертвых растительных
остатков. Особенно масштабен биокруговорот веществ в системе почва-
живые растения—опад—почва. Рассмотрим два важнейших звена
этого биокруговорота:
1) поглощение растениями веществ из почвы;
2) возврат растениями веществ в почву.
Растения поглощают химические элементы весьма
избирательно—в соответствии со своими биологическими потребностями.
Поэтому содержание большинства элементов в золе существенно
отличается от среднего их содержания в литосфере. Интенсивность
. 73
биологического поглощения элементов из среды места обитания
можно выразить через предложенные Б.Б. Полыновым и А.И. Пе-
рельманом коэффициенты биологического поглощения,
представляющие собой частное от деления количества элемента,
содержащегося в золе растений, на количество элемента, содержащегося в
почве или породе. Если взять средний состав золы наземных
растений и рассчитать коэффициент биологического поглощения Ах по
отношению к кларкам литосферы, можно получить средние
значения коэффициентов и в соответствии с этими значениями
сгруппировать химические элементы в определенные ряды интенсивности
биологического поглощения.
I. Энергично накопляемые (Ах = п • 10 — п • 100): Р, S, C1, I.
П. Сильно накопляемые (Ах = п)\ К, Са, Mg, Na, Sr, В, Zn, Ag.
III. Слабого накопления и среднего захвата (Ах = 0, п - п): Мп,
Ва, Си, Ni, Co, Mo, As, Cd, Be, Hg, Se.
IV. Слабого захвата (Ах = 0, n): Fe, Si, F, Rb, V, Li, Y, Cs.
V. Слабого и очень слабого захвата (А = 0, 0 п— 0, п): Ti, Сг, РЬ,
Al, U, Zr.
Относительное содержание и соотношение элементов в золе
растений вследствие различий интенсивности их биологического
поглощения существенно иные, чем в исходных породах. В золе
растений содержится в десятки и сотни раз больше Р, S, в
несколько раз больше К, Са, Mg, а также микроэлементов: I, В, Zn, Ag. И
наоборот, в золе растений меньше таких распространенных в
литосфере макроэлементов, как Si, Al, Fe.
Второе звено биокруговорота в системе растение—опад—почва —
это поступление веществ с отмершими растительными остатками
обратно в почвенную толщу. Очевидно, что в качественном
отношении, кроме элементов органогенов (О, С, Н, N), химические
элементы будут возвращаться в тех же пропорциях, которые отражены
в рядах интенсивности биологического поглощения. По массе они
будут коррелировать с количеством органического вещества,
поступающего с опадом и с его зольностью.
Данные табл. 4.1 показывают, что количество растительных
остатков, ежегодно поступающих в почвы и на их поверхность,
составляет для большинства типов растительности десятки
центнеров на гектар. Наибольшее количество органических остатков
(более 200 ц/га) дают влажные субтропические и тропические леса,
наименьшее (20 ц/га и менее) — тундры и пустыни.
74 ,
Таблица 4.1
Количество органического вещества, поступающего ежегодно
с опадом, и запасы (ц/га сухого вещества) неразложившихся
растительных остатков на поверхности почв
(по Л.Е. Родину и Н.И. Базилевич)
Типы растительности
Арктические тундры
Кустарничковые тундры
Сосняки
Ельники
Дубравы
Луговые степи
Степи умеренно
засушливые
Степи сухие
Пустыни
полукустарниковые
Саванны
Влажные
субтропические леса
Влажные тропические
леса
Ежегодный
опад
10
24
33
35
65
137
112
42
12
115
210
250
Зеленые
части в опаде
2,6
9,0
23
18
40
80
45
15
1
83
149
165
Лесная
подстилка
или
травянистый
войлок
35
835
462
300
15
120
62
15
Нет
13
100
20
Отношение
подстилки
к опаду
зеленой части
растений
14
92
20 !
17
4
1,5
1,5
1
—
0,2
0,7
0,1
Чтобы оценить интенсивность биокруговорота веществ в
полной мере, необходимо знать еще одну величину —- отношение
ежегодного опада к массе мертвого неразложившегося
органического вещества. Дело в том, что на поверхности почв обычно
наблюдается накопление лесной подстилки или травянистого
войлока (см. табл. 4.1). Следовательно, в этих случаях разложение
растительных остатков, их гумификация и минерализация идут
медленнее, чем поступление нового наземного опада. Каждый год
некоторая неразложившаяся часть растительных остатков
остается на поверхности почвы. Если взять отношение запасов под-
75
стилки или войлока на определенной площади к количеству
поступающего на эту площадь ежегодного свежего опада, то можно
составить представление о скорости разложения органических
остатков.
Приведенные в последней графе табл. 4.1 данные показывают,
что в некоторых типах растительности (во влажных тропических и
субтропических лесах) даже при очень большой величине ежегодного
опада разложение его осуществляется менее чем за год (отношение
подстилки к опаду — 0,5—0,7), в хвойных лесах — за 15 — 20 лет.
В травянистых типах растительности в степях и саваннах
разложение растительных остатков идет быстрее, чем в лесах умеренного
пояса, и на поверхности почвы здесь накапливается в основном лишь
опад данного года. В пустынях опад небольшой и он быстро
минерализуется. Самый малый темп разложения органического
вещества — в кустарничковых тундрах, где при очень малом количестве
ежегодного наземного опада на поверхности почв в подстилках
накапливается более чем 90-летний запас органических веществ.
Не менее динамичным, чем биологический, является
климатический фактор почвообразования. С цикличностью влаго-, возду-
хо- и теплообмена между атмосферой и почвой, с передвижением
тепла, влаги и воздуха в почвенной толще связаны многие
почвенные процессы.
Рассмотрим особенности круговорота атмосферной влаги в
почвах и то, как он определяет характер механизмов почвообразования.
Поступающая в почвы с осадками влага Р расходуется на
испарение Е, десукцию Д поверхностный сток Fv внутрипочвенный
сток Fr При большом количестве осадков часть влаги
просачивается сквозь всю почвенную толщу, т. е. идет на инфильтрацию / и
пополнение грунтовых вод.
Водный баланс автоморфных плакорных почв, т. е. почв,
развивающихся на повышенных, относительно выровненных
элементах рельефа, не получающих дополнительной влаги за счет
поверхностного стока или грунтовых вод, можно представить
уравнением Р = Е + D + F{ + F2 + I. Соотношение между годовой
суммой осадков Р (мм) и годовой нормой испаряемости Еп (мм)
используется в качестве показателя степени увлажненности
территории Ку = Р/Еп. Величина, обратная коэффициенту увлажнения,
называется индексом сухости: Кс = Е/Р.
Испаряемость Еп — это количество влаги, выраженное в
миллиметрах водного слоя, которое может испариться при данных
климатических условиях с открытой водной поверхности или с
поверхности постоянно переувлажненной почвы.
76
Поскольку количество выпадающей атмосферной влаги и
испаряемость изменяются по ландшафтным зонам в широких пределах,
то и зональные различия в значениях коэффициента увлажнения
(или индекса сухости) также оказываются значительными (табл. 4.2).
Таблица 4.2
Атмосферное увлажнение почв
различных ландшафтных зон
Ландшафтные зоны
Тундра
Тайга
Лесостепь
Степь
Полупустыня
Пустыня
Влажные
субтропические леса
Почвы
Тундрово-
глеевые,
болотные
Подзолистые,
подбуры
Серые
лесные
Черноземы,
каштановые
Бурые
пустынно-
степные
Серо-бурые
пустынные
Красноземы и
желтоземы
Среднегодовые суммы
осадков, мм
100-250
350-600
350-500
250-400
150-250
<150
1000-2600
Индекс
сухости
<0,45
0,45-0,8
0,8-1,2
1,2-3,0
3,0-5,0
>5,0
0,45-0,6
Коэффициент
увлажнения
>2,2
2,2-1,2
1,2-0,5
0,6-0,3
0,3-0,2
<0,2
2,2-1,6
Тип водного
режима почв
Преимущественно
водо-
застойный
Промывной
Периодически
промывной
Непромывной
»
»
Промывной
В зависимости от коэффициента увлажнения, характера
дренированное™ и уровня грунтовых вод в почвах формируются
различные типы водного режима.
Там, где Ку > 1,0 и в почвах имеет место свободный дренаж,
избыток атмосферной влаги, поступающей в почвенную толщу,
просачивается насквозь ее и пополняет грунтовые воды. Такой тип
водного режима называется промывным (рис. 4.1). Промывной тип
водного режима характерен для почв таежной зоны, субтропических и
тропических лесов (см. табл. 4.2). При этом типе водного режима
77
Рис 4.1 Водный режим промывного типа:
а — нисходящие потоки атмосферной влаги, б —
восходящие потоки капиллярной и парообразной влаги,
в — горизонты пресных фунтовых вод
происходит растворение и перемещение
в нижнюю часть почвы или за ее
пределы многих минеральных и органических
продуктов почвообразования.
При коэффициенте увлажнения >1,0,
но плохом дренаже (чему способствует
плоский рельеф и тяжелый
гранулометрический состав почв) избыток
атмосферной влаги застаивается в почвах и в них
формируется временная или постоянная
почвенная верховодка. Такой тип
водного режима называется водозастойным. Он
развит, например, во многих тундровых
или болотных таежных почвах. Его
усилению способствует неглубокий уровень
вечной мерзлоты, служащей водоупором.
При водозастойном режиме продукты
почвообразования остаются на месте, а
в почве возникает комплекс явлений,
связанных с переувлажнением почв.
В условиях, где коэффициент
увлажнения <1,0, т. е. сумма осадков за год
меньше, чем суммарная испаряемость,
вся влага, попадающая в почву,
расходуется на испарение и десукцию. Почва
промачивается не на полную мощность,
и между границей промачивания и
верхней границей фунтовых вод имеется
постоянно сухой слой, названный
«мертвым горизонтом». Такой тип водного
режима называется непромывным (рис.
4.2). Непромывной тип водного режима
Рис 42. Водный режим непромывного типа:
а — нисходящие потоки атмосферной влаги, б —
восходящие потоки капиллярной и парообразной влаги,
в — горизонты слабоминерализованных грунтовых вод,
г —- непромываемый «мертвый» горизонт
характерен для большинства почв степей, полупустынь и пустынь.
При непромывном типе водного режима продукты
почвообразования не выносятся за пределы почвы, а лишь перемещаются на
какую-то глубину в ее толщу.
На низменных слабодренированных равнинах или в местных
понижениях рельефа — на низких террасах рек, озер и в различных
западинах, где уровень фунтовых вод весьма часто расположен близко
к поверхности, могут быть развиты гидроморфные (или суперакваль-
ные) почвы. Наряду с атмосферной влагой они получают также
влагу, поднимающуюся от грунтовых вод.
Гидроморфные почвы характеризуются своими водными
режимами. Так, если осадки превышают суммарную испаряемость и
коэффициент увлажнения территории >1, в почвах с затрудненным
дренажем создается водозастойный режим, подобный описанному
для автоморфных почв, но часто более резко выраженный. При этом
режиме влага атмосферных осадков идет на пополнение грунтовых
вод, уровень которых начинает приближаться к поверхности, и
почвы сильно переувлажняются. Водозастойный режим имеют почвы
низинных болот, которым свойственно грунтовое питание.
При коэффициенте увлажнения <1, когда суммарная
испаряемость превышает количество выпадающих осадков, в гидроморф-
ных почвах влага по капиллярам поднимается в иссушающуюся
верхнюю часть толщи, где испаряется и
расходуется на десукцию (поглощается
корнями растений). В почвах возникают
восходящие токи влаги и выпотной тип
водного режима (рис. 4.3, см. табл. 4.2).
Выпотной режим в гидроморфных почвах
свойствен территориям, в пределах
которых автоморфные почвы
характеризуются непромывным режимом, — это зоны
степей, полупустынь и пустынь. При вы-
потном режиме соли, растворенные в
фунтовых водах, при испарении и десук-
ции постепенно накапливаются в почвах.
Если капиллярная кайма достигает
поверхности почв, то максимум солей на-
Р и с. 4.3. Водный режим выпотного типа:
а — восходящие потоки капиллярной и парообразной
влаги; б— горизонты сильноминерализованных фунтовых вод
i
1 j
II
1 i
1
1 i
J
if
1
7^ 7** 7* & & А
W- •#• & т* & & \
\ -#■•#--#■ w-w- A
W- т¥- •#>##•& \
\ ф ф ф •&- w- A
Ф Ф Ф Ф Ф Ф \
\ ф ф ф ф ф ф\
Ф Ф Ф Ф Ф Ф \
\ Ф Ф Ф Ф Ф ф\
\ф Ф Ф Ф Ф Ф \
\ ф ф ф ф ф А
ш«
w &
79
капливается на поверхности. Если поток поднимающейся по
капиллярам влаги не достигает поверхности, то засолению
подвергаются более глубокие части почвенной толщи.
Динамикой атмосферно-климатических явлений во многом
обусловливается воздушной режим почв. На скорость воздухообмена между
почвой и атмосферой влияют изменение влажности и температуры
почвы, сила ветра, рост и падение барометрического давления.
Процессы обмена почвенного воздуха с атмосферным имеют суточный
и годовой ход. При воздухообмене из почвы главным образом
диффундирует углекислота, продуцируемая корнями и
микроорганизмами, а в почву из атмосферы поступает кислород взамен
израсходованного в почвенной толще на процессы дыхания и окисления
минералов и органических остатков. В непереувлажненных почвах
со средней порозностью летом выделяется в сутки от 2 до 10 л/м2
углекислого газа и поглощается столько же кислорода. В верхней
части почвенной толщи полный воздухообмен осуществляется за
несколько часов.
Еще одной производной климатических характеристик является
тепловой (или температурный) режим почв. Количество солнечного
тепла, которое получают почвы, как и количество тепла, которое
они отдают атмосфере, периодически изменяется в течение суток и
по сезонам года. В суточном цикле с восхода солнца и до 14 ч почва
нагревается, затем она постепенно начинает охлаждаться.
Максимальное охлаждение наблюдается около 4—5 ч ночи.
В годовом цикле почва нагревается с первых месяцев весны до
середины лета, затем постепенно охлаждается. Суточные
колебания температур обычно проявляются до глубины немногим более
50 см. Годовые колебания температур иногда распространяются до
глубины 15 м (наиболее резкие — до 3,5 м). На распространение
тепла в почвенной толще требуется некоторое время,
обусловленное ее теплопроводностью, поэтому с глубиной наблюдается все
большее запаздывание соответствующих температур по сравнению
с поверхностью почвы. Рассмотрим основные типы
температурных режимов почвы, выделяемые В.Н. Димо. Их дифференциация
основана главным образом на учете интенсивности процессов
промерзания почв, т. е. на динамическом показателе.
Тип 1. Мерзлотный. Характерен для почв с вечной мерзлотой
сплошного типа. В течение года преобладает процесс охлаждения
почвы. В холодный период почва промерзает до верхней границы
вечномерзлых пород. Процесс нагревания сопровождается протаи-
ванием сезонно-мерзлого слоя. Среднегодовая температура почвы и
80
температура на глубине 0,2 м самого холодного месяца —
отрицательные (рис. 4.4).
Тип 2. Длительносезоннопромерзающий. Охлаждение почвы
сопровождается промерзанием. Длительность промерзания не менее 5 мес,
глубина проникновения отрицательных температур более 1 м.
Сезонное промерзание не сопровождается смыканием с возможной
вечной мерзлотой островного типа. Прогревание почвы приводит к
оттаиванию. Среднегодовая температура почвы обычно
положительная, но температура самого холодного месяца на глубине 0,2 м
отрицательная (рис. 4.5).
Тип 3. Сезоннопромерзающий. Процесс охлаждения
сопровождается процессом неглубокого промерзания. Длительность
промерзания от нескольких дней до 5 мес. Среднегодовая температура
положительная. Температура самого холодного месяца на глубине 0,2 м
отрицательная. Вечная мерзлота отсутствует (рис. 4.6).
Тип 4. Непромерзающий. В годовом цикле преобладает процесс
нагревания. Промерзания и морозности нет. Отрицательные темпе-
/ воздуха, вС
п +20
i iimivvvivnvmixxxixn i nraivvviviivmixxxixii
а б
Р и с 4 4 Термоизоплеты почв температурного режима мерзлотного типа
(по В Н. Димо)
а — мыс Шмидта, б — Якутск
81
t воздуха, °С
+20
i i i i i i » i i i
I I! Ill IV V VI VII VIM IX X XI XII
1—V'TT'T' I—I f "I "I"
I II П! IV V VI VIIVIII IX X XI ХП
Рис. 4.5. Термоизоплеты почв температурного режима длительно
сезоннопромерзающего типа (по В.Н. Димо):
а — Хибины; б — Чита
ратуры в почве отсутствуют или наблюдаются лишь несколько дней.
Температура самого холодного месяца на глубине 0,2 м
положительная (рис. 4.7).
Тип 5. Постоянно теплый. Температура самого холодного месяца
во всей толще не опускается ниже 10 °С (т. е. ниже уровня
биологически активных температур).
Тип 6. Постоянно жаркий. Суточные амплитуды температур
превышают годовые амплитуды, а среднегодовая температура почв на
глубине 0,2 не опускается ниже 20 °С.
Подытоживая оценку вкладов факторов географической среды в
механизмы почвообразования, еще раз подчеркнем, что в первую
очередь в этой связи речь должна идти о производных
биологического фактора (круговорот веществ в системе организмы—почва) и
климатического фактора (водный, воздушный и тепловой режимы почв).
82
i п ш iv v vi vii vra dc x xi xn i и m iv v vi vii vni к x xi xii
а б
Рис. 4.6. Термоизоплеты почв температурного режима
сезоннопромерзающего типа (по В.Н. Димо):
а — Оренбург; б — Волгоград
Значительно меньшую роль играют здесь геологический и
геоморфологический факторы (см. рис. 5.1).
Все вышеупомянутые механизмы и процессы почвообразования,
так или иначе отражающие динамику географических факторов, как
можно заметить, представляют собой отдельные физические,
механические, химические или биологические процессы. Их совокупность
естественным образом делится на четыре группы (по А.А. Роде, 1971):
1) обмен веществом и энергией между почвой и другими
природными телами;
2) превращения веществ и энергии в почве;
3) изменения физического состояния вещества в почве;
4) передвижение веществ и энергии в почве.
К первой группе (обмен веществ) относятся следующие процессы:
а) многосторонний обмен газами в системе атмосфера—почва-
грунт—растение;
б) такой же многосторонний обмен влагой (жидкой и
парообразной) в той же системе;
б*
83
200 г
180 Ь
160 г
Рис. 4.7. Термоизоплеты почв температурного режима непромерзающего типа
(по В.Н. Димо):
а — Сочи; б — Тбилиси
в) обмен коротко- и длинноволновой радиацией в системе
Солнце—растения—атмосфера—космическое пространство;
г) многосторонний обмен тепловой энергией в системе
атмосфера—почва—растение—фунт;
д) двусторонний обмен зольными веществами и азотом в
системе почва—растительность;
84
е) безобменное, преимущественно одностороннее, поступление
в почву органического вещества, синтезированного растениями;
ж) двусторонний обмен между почвой и атмосферой пылью;
и) двусторонний обмен между почвой и грунтом (грунтовыми
водами) солями.
Ко второй группе процессов (превращение веществ и энергии в
почве) относятся следующие:
а) реакции разложения органических соединений, входящих в
состав растительных и животных остатков;
б) многообразные явления микробного синтеза и микробного
разложения, образования и разложения органо-минеральных
соединений разной природы;
в) внутрипочвенный обмен ионами и молекулами между
твердой и жидкой фазами;
г) фиксация молекулярного азота из почвенного воздуха, а
также аммонификация, нитрификация, денитрификация;
д) явления новообразования и распада различных органических
кислот и солей;
е) явления окисления и восстановления, в особенности
соединений железа и марганца;
ж) отдельные реакции, из которых слагаются явления
разложения и превращения первичных и вторичных минералов и синтеза
вторичных.
Третья группа процессов (изменения физического состояния
вещества в почве) включает:
а) фазовые переходы воды (испарение и конденсация,
замерзание и таяние) и солей (растворение и кристаллизация);
б) изменения структурного состояния почвенной массы
(агрегация и дезагрегация, коагуляция и пептизация);
в) изменение степени дисперсности (физическое дробление
минеральных частиц, образование твердых конкреций).
И четвертую группу процессов (передвижение вещества в почве)
составляют следующие из них:
а) передвижение воздуха внутри почвы под влиянием
изменений атмосферного давления и температуры;
б) диффузное передвижение газов в почвенном воздухе;
в) передвижение жидкой влаги и растворенных в ней веществ
под влиянием силы тяжести, капиллярных, сорбционных и
осмотических сил;
г) передвижение водяного пара, обусловленного градиентом его
давления;
85
д) передвижение твердой почвенной массы животными-земле-
роями, гравитацией и криотурбационными явлениями.
Некоторые из перечисленных процессов свойственны только
почвам. Это прежде всего процессы обмена веществом и энергией
между почвой и растительностью, почвой и другими природными
телами. Но большинство из них не являются специфичными
только для почв, они общие для разных сред и идут, например, в
горных породах, в гидросфере, в атмосфере, на дне океанов и морей.
К таким процессам относятся синтез и разложение органических
веществ и минералов, фазовые переходы вещества и др.
Все названные в четырех группах процессы получили название
почвенные микропроцессы, или элементы почвообразования.
В настоящее время в почвоведении развито представление об
иерархической системе почвенных процессов, в пределах которой
выделяются четыре уровня процессов по степени их сложности и
специфичности. Почвенные микропроцессы занимают самый
низкий уровень иерархии и рассматриваются именно как составляющие
элементы для процессов более высоких уровней. При совместном
длительном протекании определенных комбинаций микропроцессов
развиваются элементарные почвообразовательные макропроцессы, а
сочетания последних, в свою очередь, выражаются в частных
почвообразовательных макропроцессах. Процесс, который охватывает всю
почвенную толщу в целом, называется общим почвообразовательным
макропроцессом.
Глава 5
ПОЧВА - МНОГОКОМПОНЕНТНАЯ ПОЛИФАКТОРНАЯ
ОТКРЫТАЯ БИОКОСНАЯ СИСТЕМА
После того как проведен анализ вклада географических
факторов в различные стороны почвообразования — в энергетику,
материальную основу, механизмы, — может быть дана адекватная
характеристика основному результату почвообразовательного процесса,
т. е. самой почве. Почва — это своеобразное и целостное
образование. Вместе с тем исчерпывающее понимание того, что такое почва,
слагается из нескольких разноплановых представлений о ней.
Во-первых, почва —■ это тело весьма специфического состава,
отличающего ее от других компонентов географической оболочки и
вообще объектов природы. Как вещество почву нельзя отнести ни к
живой, ни к мертвой материи. Почва образуется на земной
поверхности в той части биосферы, где смыкаются и проникают друг в
86
друга три частные оболочки (литосфера, атмосфера и гидросфера) и
где плотность живого вещества планеты достигает максимальных
величин.
Быстрые циклы биокруговорота веществ, активность живого
вещества в почвах позволили В.И. Вернадскому отнести почву к
особой категории природных тел — биокосным телам.
Именно в биокосной природе и высокой энергетической
активности почв лежит причина их плодородия — их способности
обеспечивать растения элементами питания, влагой и необходимыми
для дыхания корней и населяющих почву микроорганизмов
воздухом и теплом.
Таким образом, в субстантивном аспекте почва — это
самостоятельное естественно-историческое биокосное тело, которое
возникает при взаимодействии живого вещества (этой «активированной
формы материи») с минеральными (косными) компонентами
литосферы, атмосферы и гидросферы.
Кроме того, что почва — особое вещественное образование, важно
иметь в виду и представление о ней как о сложной, постоянно
функционирующей системе. Все фазы почвы — твердая, жидкая,
газообразная и фаза живого вещества — тесно соприкасаются между собой
посредством множества процессов различной природы, скорости и
интенсивности, сливающихся в единую совокупность
динамических явлений.
Почва живет в суточных, годовых, многолетних и вековых
гидротермических ритмах. В соответствии с ними изменяются скорость,
а часто и направление почвенных процессов. Одни процессы
усиливаются, другие ослабляются.
Во влажные и теплые периоды активизируются процессы
синтеза и разложения органического вещества, увеличивается скорость
разрушения первичных минералов и кристаллизации ряда
вторичных, усиливаются процессы растворения и выноса подвижных
соединений.
Во влажные и холодные периоды все процессы ослабляются, в
почвах зачастую возникают восстановительные условия,
замедляется скорость разложения органического вещества, накапливаются
полуразложившиеся органические остатки — грубый гумус, а в
особенно влажных условиях — торф. В такие периоды развиваются тур-
бационные явления, обусловленные замерзанием почвенной влаги.
В сухие и теплые периоды в почвах происходят испарение
почвенных растворов, переход при испарительной концентрации ряда
растворенных соединений в твердую фазу, перемещение наиболее
подвижных соединений с влагой вверх и накопление в почвах легко-
87
растворимых соединений. В сухие периоды в почвах протекает также
консервация органических и органо-минеральных образований.
В соответствии с гидротермическими циклами изменяются и
активность живого вещества, его масса, плотность, интенсивность роста
и отмирания.
Динамичность почвы определяется биологической активностью
по многим направлениям. Сильный расход влаги на транспирацию,
например, может быть причиной значительного повышения
концентрации биологически слабо поглощаемых элементов и
частичного выпадения их в осадок. Поглощение влаги корневыми
системами растений из горизонтов их максимального распространения
(т. е. из верхних горизонтов) вызывает (наряду с испарением влаги
с поверхности почвы) иссушение их и подтягивание вверх
пленочной влаги из более глубоких горизонтов почв, а вместе с ней и части
растворенных веществ.
В связи с биологическими циклами и изменением состава и
концентрации почвенных растворов изменяется состав
адсорбированных почвенными коллоидами катионов и анионов.
Ослабление или усиление процессов дыхания корней вызывает
соответствующие изменения в составе газов и фитонцидов (летучих
органических соединений) в почвенной атмосфере.
Режим различных форм соединений азота (образование и
уменьшение содержания нитратного, нитритного, аммиачного азота)
связан с активизацией или заторможенностью деятельности
микроорганизмов в почвах. Обитающие в почве животные влияют на
динамику многих внутрипочвенных процессов: в периоды иссушения
или похолоданий многие из них опускаются в нижние слои почвы,
а в более влажные и теплые периоды вновь поднимаются к
поверхности. В результате они перемешивают почвенную массу, создают
порозность, сложную систему ходов, существенно изменяющих, в
свою очередь, водный, воздушный и тепловой режимы почвы.
Итак, почва — это сложный комплекс разнообразных
процессов, в результате которых вещества, участвующие в них,
неоднократно переходят из одной фазы в другую: из живого вещества — в
раствор и в почвенный воздух, из последних — в твердую и газовую
фазы, могут быть вновь поглощенными живыми организмами,
многократно переместиться вниз и вверх по почвенной толще и т. д.
И наконец, третий аспект в понимании того, что такое почва.
Как было подчеркнуто выше, она является сложной, своеобразно
функционирующей динамической системой. Но это — открытая
система, т. е. одновременно почва оказывается подсистемой в более
сложной системе — элементарном ландшафте, биогеоценозе.
88
Потоки материальных частиц, атомов и их соединений
связывают почву в единое целое с другими компонентами ландшафта
(горными породами, корами их выветривания, водами, растениями и
животными, приземной частью атмосферы). Из атмосферы в почву
приникают газы, поступают атмосферные осадки с растворенными
в них химическими вещестрами и взвесями. На поверхность почвы
оседает пыль. Из почвы в атмосферу идут обратные потоки
вещества: почва «дышит», из нее выделяются газы — главным образом
углекислый газ, водяные пары (при непосредственном испарении
из почвы или путем транспирации через растения). При развевании
почвы в атмосферу поступает пыль.
Атмосферная влага, стекающая по поверхности почвы или
просачивающаяся сквозь почву вглубь, обогащается растворимыми
минеральными, органическими и органо-минеральными
продуктами почвообразования. Почвы, таким образом, оказываются
поставщиками растворенных веществ в воды поверхностных водотоков
(ручьев, рек) и в грунтовые воды. Так, из лесных и болотных почв в
умеренных и экваториальных поясах выносится такое большое
количество органического вещества, что вода в реках местами
окрашивается в соломенный цвет или цвет чая, а во влажных тропиках — в
почти черный цвет.
И наоборот, почвы нижних частей склонов и депрессий, речных
долин получают часть твердых и растворенных веществ с
делювиальными водами, водами паводков и половодий, а также за счет
грунтовых вод, из которых к поверхности поступает капиллярная и
пленочная влага и растворенные в ней вещества.
Массивные горные породы, кора выветривания, различные
рыхлые наносы являются поставщиками минеральных компонентов в
почву. В свою очередь часть растворенных в почвах веществ
выносится с почвенной влагой за пределы почвенной толщи, проникает
в подстилающую породу, влияет на скорость и направление
процессов выветривания, состав вторичных минералов и общее
строение коры выветривания. В условиях, когда почвы подвергаются
эрозии, обогащенный органическим веществом смываемый почвенный
материал участвует в той или иной степени в сложении
делювиальных, аллювиальных и других типов отложений. В данном случае
можно даже говорить о «породообразующих» почвах.
Постоянный обмен веществ идет между почвой,
растительностью и другими организмами.
Теснейшим образом почва связана с географической средой
энергетическими потоками. Само ее существование и
функционирование обусловлено постоянным притоком энергии извне — все с но-
89
вым и новым поступлением солнечной радиации и органического
вещества, продуцируемого живыми организмами. Вследствие этого
почвы оказываются аккумулятором солнечной энергии,
зафиксированной в массе заключенного в ней живого вещества, в гумусе, в
разнообразных вторичных минеральных и органо-минеральных
образованиях. Причем в отличие от других мощных природных
аккумуляторов солнечной энергии (каменные угли, горючие сланцы и
др.) накопление энергии в почвах не сопровождается длительной
консервацией в какой-либо одной форме. В почвах происходит
непрерывное обновление и трансформация форм энергии. Благодаря
высокой энергетической насыщенности и энергетической
активности почв поддерживаются многие биосферные процессы.
Все три составляющие понятия «почва» (почва как вещество, как
совокупность динамических явлений — функционирующий аппарат,
как часть системы) и их «тяготение» к субстантивной, функциональной
и энергетической сторонам почвообразования показаны на рис. 5.1.
Важным моментом в понимании сущности почвообразования
является вопрос о том, каким образом множество циклических,
нередко противоположных по результату химических, физических,
биологических и других почвенных процессов приводит к
формированию почвы как своеобразного природного тела.
Как заметил А.А. Роде, многие рассмотренные ранее почвенные
микропроцессы, отражая ритмику гидротермических условий и
биологического развития растений и животных, естественно
разбиваются на пары противоположно направленных и последовательно
сменяющих друг друга явлений:
1. а) поглощение живыми организмами из почвы минеральных
соединений и синтез органического вещества;
б) выделение живыми организмами в почву органических и
минеральных соединений;
2. а) разложение и минерализация органических остатков;
б) синтез из органических и минеральных соединений
гумусовых веществ почв;
3. а) подкисление почвенных растворов органическими
кислотами;
б) нейтрализация почвенных растворов основаниями,
освобождающимися при минерализации органических остатков и
разложении первичных минералов;
4. а) разрушение первичных минералов почвообразующей
породы;
б) синтез вторичных минералов и органо-минеральных
комплексов;
90
Пространство
Рис. 5.1. Общая схема почвообразования
5. а) коагуляция почвенных коллоидов и образование
устойчивых агрегатов;
б) пептизация коллоидов и разрушение агрегатов;
6. а) гидратация минеральных соединений;
б) их дегидратация;
7. а) окислительные процессы, идущие при свободном доступе
кислорода в почву;
б) восстановительные процессы, возникающие при
переувлажнении почвы и затрудненности доступа в нее кислорода;
8. а) движение растворов вверх к фронту испарения и
накопление подвижных соединений в верхней части почвы;
б) движение растворов вниз, растворение и вынос подвижных
соединений;
9. а) нагревание почвы;
б) охлаждение почвы;
91
10. а) увлажнение почвы;
б) ее иссушение;
11. а) адсорбция почвенными коллоидами и поглощение
организмами газов почвенной атмосферы;
б) выделение газов при дыхании организмов, в процессе их
разложения и десорбции и др.
В пределах перечисленных пар смены полуциклов одного
направления полуциклами другого осуществляются с различной частотой,
зависящей от того, с каким природным циклом (суточным,
сезонным, годовым, многолетним) связан управляемый им цикл
почвенных процессов. Циклы процессов разной длительности
накладываются в почвах друг на друга, сложно взаимодействуют между собой.
В целом же при протекании различных почвенных
микропроцессов имеет место тенденция их обратимости, когда вследствие
действия каждого последующего полуцикла исчезает результат
действия предшествующего. Особенно отчетливо эта тенденция
выражена на протяжении относительно коротких отрезков жизни
почвы, когда микропроцессы проявляются лишь в текущей динамике
наиболее лабильных почвенных свойств (например, увлажнение—
просыхание, нагревание—охлаждение, подкисление—нейтрализация
почвенных растворов и др.).
Но описанные циклы почвенных микропроцессов не всегда
полностью замкнуты. Абсолютно полной компенсации одного
полуцикла другим, противоположно направленным, не происходит. После
завершения цикла, как правило, остается некоторое остаточное
изменение в состоянии почвы, имеющее необратимый характер. Это,
например, происходит вследствие того, что часть веществ в
процессе циклической динамики почв удаляется из сферы
почвообразования с нисходящими токами почвенных растворов и безвозвратно
выносится в грунтовые воды. Часть растворимых соединений
вымывается из растительного наземного опада и из верхней части почв
и выносится с поверхностным или внутрипочвенным боковым
стоком. Первичные минералы в процессе почвообразования
необратимо замещаются вторичными. Часть коллоидальных осадков дегид-,
ратируется и, кристаллизуясь, необратимо теряет свои коллоидные
свойства. Другие вещества, перемещенные из одной части почвы в
другую, теряют подвижность и аккумулируются в виде трудномоби-
лизуемых скоплений. Газообразные продукты уходят из почв,
поступая в надземную атмосферу, и уже не восполняются за счет
притока из почвенного воздуха.
В почве могут устойчиво накапливаться привносимые извне
химические элементы и их соединения: атмосферная влага, переходя
92
в гидратную или кристаллизационную, связывается почвенными
минералами; с осадками в почвы приносится ряд растворенных в
них соединений и особенно такие важные, как соединения азота.
Микроорганизмы-азотфиксаторы усваивают все новые и новые
порции атмосферного азота и переводят его в органическое вещество
почв. Зеленые растения ассимилируют углекислоту.
В почвах, образующихся при воздействии грунтовых или
делювиальных вод, к указанным процессам прибавляется накопление веществ,
которые приносятся с этими водами. Аккумуляция может
происходить при испарении вод, повышении концентрации растворов и
выпадении части растворенных веществ в твердую фазу. Осаждение
растворенных веществ, приносимых со стороны, может вызываться
изменением окислительно-восстановительных условий. Именно по этой
причине в результате перехода закисного железа в окисное в гидро-
морфных почвах образуются скопления ожелезненного материала.
По завершении циклов указанные остаточные явления в почвах
могут быть исчезающе малы или более заметны, но они
последовательно накапливаются в ряду следующих друг за другом циклов и с
течением времени характеризуют поступательный необратимый
процесс, преобразующий устойчивые свойства почвенной толщи в
определенном направлении.
Представление о почвообразовании как многоуровневом
процессе, включающем субпроцессы различной степени сложности,
является основой генетического анализа почв.
Ранее уже говорилось о том, что сочетания взаимосвязанно
протекающих в почвах микропроцессов (т. е. процессов самого низкого
уровня) получили название элементарных почвообразовательных
процессов (или макропроцессов). Их протекание в почве запечатлевается
в ее морфологии, минералогическом и химическом составах
твердой фазы. Впервые это понятие было введено С.С. Неуструевым.
Позднее И.П. Герасимовым и М.А. Глазовской (1960) были
названы десять элементарных процессов почвообразования,
объединенных в три группы:
1) элементарные процессы, в которых ведущую роль играет
превращение минеральной части почвенной массы;
2) элементарные процессы, в которых ведущую роль играет
превращение органической части почвенной массы;
3) элементарные процессы, в которых ведущую роль играют
превращение и передвижение минеральных и органических продуктов
почвообразования.
Представления об элементарных почвообразовательных
процессах развивались и использовались при рассмотрении генезиса
93
почв целым рядом исследователей — М.А. Глазовской (1966, 1972),
И.П. Герасимовым (1973), В.О. Таргульяном (1974, 1991), Б.Г.
Розановым (1975), О.В. Макеевым (1977) и др.
К элементарным могут быть отнесены следующие
почвообразовательные процессы:
1) метаморфизм органических остатков и накопление
различных типов органического вещества: торфа, подстилки, грубого
гумуса и гумуса различного состава;
2) метаморфизм минеральной массы: сапролитизация,
кислотный гидролиз, щелочной гидролиз и накопление определенных
промежуточных и вторичных минералов, окисление, сегрегация,
гидратация и дегидратация соединений железа и марганца, огле-
ение;
3) абсолютное накопление в почвенной толще минеральных
соединений: субаэральное обызвесткование, соленакопление,
гидрогенное ожелезнение, окремнение и засоление;
4) элювиально-иллювиальное перераспределение по почвенной
толще минеральных и органических веществ: рассоление,
выщелачивание карбонатов; лессиваж (механическая миграция тонких
частиц — илистой фракции); вынос и переотложение минеральных и
органических коллоидов, насыщенных натрием (процесс осолонце-
вания); вынос и переотложение коллоидальных органо-минераль-
ных комплексов (альфегумусовый процесс), глинисто-органических
комплексов и др.;
5) перераспределение почвенных масс при замерзании —
оттаивании (криотурбации), увлажнении и просыхании (педотурбации),
деятельности почвенных животных (зоогенные турбации почв).
В результате необратимых элементарных почвообразовательных
процессов происходит дифференциация первоначально однородной
толщи материнской породы на генетические почвенные горизонты.
Каждый горизонт имеет специфический химический состав,
физические и физико-химические свойства и определенную степень
насыщенности живым веществом.
Совокупности элементарных почвообразовательных процессов,
протекающих совместно и приводящих к обособлению
определенных почвенных генетических горизонтов, называются горизонтооб-
разующыми, или частными почвообразовательными, макропроцессами.
Например, в формировании подзолистого горизонта (т. е.
горизонта, в котором в значительной мере разрушены первичные и
вторичные минералы и который обеднен продуктами разрушения)
участвуют: кислотный гидролиз минералов, вынос продуктов распада в
истинных и коллоидных растворах и др.
94
Сочетание тех или иных горизонтов, их последовательность дают
определенный тип генетического профиля почв и характеризуют его
строение.
Совокупности совместно протекающих частных
почвообразовательных макропроцессов, приводящих к формированию
определенного генетического профиля почв, слагаются в общие
почвообразовательные макропроцессы. Результатом действия общего
почвообразовательного макропроцесса является почва в целом. К таким
профилеобразующим процессам относятся: черноземный, болотный,
солонцовый и многие другие, сущность которых будет раскрыта в
следующих разделах.
По мере дифференциации почвенного профиля и
формирования горизонтов процесс почвообразования все более и более
усложняется. Вместо первоначальной однородной среды он происходит
уже в пределах существенно разнородных сред, с различными
кислотно-основными, окислительно-восстановительными условиями,
различными газовым и гидротермическим режимами. Развитие
генетических горизонтов — это следствие почвообразования, но в то
же время и причина дальнейшего направленного поступательного
Рис. 5.2. Строение почвенных профилей:
а — подзол; б — чернозем; в — солонец
95
развития процесса почвообразования в сторону все большего его
усложнения. Генетические горизонты внешне хорошо различимы.
Они выделяются по цвету, гранулометрическому составу,
структуре, сложению, плотности, характеру новообразований и включений,
т. е. по совокупности морфологических признаков. Для
обозначения генетических горизонтов еще со времен В.В. Докучаева
используются заглавные буквы латинского алфавита: А — гумусовые
горизонты, В— переходные, С — почвообразующая порода, не
измененная почвообразованием.
По мере накопления данных о почвах система горизонтов
получила более расширенную индексацию; в ней используются большие
и малые буквы латинского алфавита и введены арабские и римские
цифры. Более подробная информация о генетических горизонтах
будет дана в гл. 6.
Различные комбинации генетических горизонтов образуют
почвенный профиль. Строение генетического профиля является
важным диагностическим признаком почв и используется для
определения почв в поле (рис. 5.2). При описании почвенных горизонтов
используют представления о разнообразных морфологических
признаках почв.
Морфологические признаки почв
В ряду морфологических признаков, использующихся при
полевой диагностике почв, помимо общего строения профиля
(разделения на генетические горизонты) и мощности почв, слагающейся из
суммы мощностей генетических горизонтов, различают: цвет и
окраску, гранулометрический состав, сложение, структуру,
новообразования и включения.
Цвет — один из самых заметных почвенно-морфологических
признаков, поэтому он был широко использован для присвоения
почвам различных названий: чернозем, бурозем, краснозем,
желтозем, серозем и т. д. Цвет почвы изменяется по профилю
довольно в широких пределах: черный, серый, белесый, палевый,
желтый, бурый, коричневый, красный, оливковый, сизый и др.
Преобладают не чистые, а смешанные тона (палево-серый, желто-бурый
и т. д.). Цвет почв обусловлен присутствием тех или иных
красящих веществ. Присутствие гумуса придает почвам темные тона (в
основном — серые), черный или темно-коричневый цвет имеют
гидроксиды марганца. Цвет гидроксидов железа в зависимости от
содержания в них воды варьирует от лимонно-желтого до охристо-
96
го и кирпично-красного. Углекислые соли (кальцит, доломит) имеют
светлый, белесый или светло-палевый цвет. Гипс,
легкорастворимые соли, кварц, аморфный кремнезем и каолинит дают почвам
белый цвет.
Для определения цвета почв пользуются специальными
шкалами. Наиболее распространена цветовая шкала Мансела.
Окраска того или иного горизонта почвы может быть
однородной или пестрой, обусловленной сочетанием прослоев, пятен,
прожилок различных цветов, вкрапленных в основной фон. Окраска —
важный диагностический признак почвенных горизонтов. Она
свидетельствует о дифференциации в почвенной массе различных
веществ.
Сложением почв называют внешнее проявление характера пороз-
ности почв. Сложение может быть слитным (при отсутствии
видимых пор), мелко- или крупнопористым, ячеистым, ноздреватым,
трещиноватым, слоеватым, губчатым и т. д. По характеру сложения
почв можно судить о происходящих в них процессах. Так, трещино-
ватость в почвах появляется при резком изменении их объема в
связи с переменным увлажнением и высушиванием обычно сильно
глинистых почв. Наличие ячеек определенного размера и формы
может свидетельствовать о деятельности землероев, червей и
насекомых: муравьев, пауков, жуков и т. д.
Структура почвы — важный и характерный генетический и
агрономический признак почв. Структурностью почв называется
способность почвенной массы естественно распадаться на отдельности
или агрегаты различной формы и величины.
Морфологические типы структуры почвенной массы были
выделены С.А. Захаровым. Он различал следующие роды и типы
структур.
I. Кубовидная — для структурных элементов характерно
равномерное развитие по трем осям:
1) глыбистая — структурные элементы неправильной формы с
плохо выраженными гранями и ребрами и неровной поверхностью.
Размеры их от 5 см и более;
2) комковатая — то же, но размеры отдельностей от 0,5 до 5 см
(в связи с этим подразделяется на крупнокомковатую, комковатую,
мелкокомковатую);
3) ореховатая — отдельности более или менее правильной
формы, с хорошо выраженными гранями и ребрами; поверхность
граней сравнительно ровная, ребра острые; размеры от 5 до 10 мм и
более (крупно-, средне- и мелкоореховатая);
7 - 5046 97
4) зернистая — отдельности те же, иногда округлые, размеры от
0,5 до 5 мм (крупнозернистая, или ореховатая; среднезернистая, или
крупитчатая; мелкозернистая, или порошистая).
И. Призмовидная — для отдельностей характерно развитие
преимущественно по вертикальным осям:
5) столбчатая — отдельности правильной формы, с довольно
хорошо выраженными гладкими боковыми вертикальными
гранями, с округлым верхним основанием («головкой») и плоским
нижним; размеры от 3 (иногда менее) до 5 см и более;
6) призматическая — отдельности с ровными, часто
глянцевитыми поверхностями, с острыми ребрами; размеры от 1 см и менее
до 5 см и более.
III. Плитовидная — отдельности развиты преимущественно по
двум горизонтальным осям:
7) плитчатая — слоеватая с более или менее развитыми
горизонтальными плоскостями спайности, часто различно окрашенными и
разного характера поверхностями; размеры отдельностей от 1 мм и
менее до 5 мм и более; в зависимости от размера отдельности
различаются сланцеватая, плитчатая, пластинчатая и листовая
структуры;
8) чешуйчатая — со сравнительно небольшими, отчасти
изогнутыми горизонтальными плоскостями спайности и часто острыми
ребрами; размеры от 1 мм и менее до 3 мм и более.
Различным почвам и почвенным генетическим горизонтам
присущи свои типы структуры. Так, для элювиальных горизонтов
характерны плитовидные структуры: плитчатая, чешуйчатая,
листоватая; для иллювиальных — глыбистая, ореховатая, столбчатая или
призматическая структура. Для горизонтов, обогащенных гумусом,
обильно пронизанных корнями травянистой растительности,
обычна зернистая или комковато-зернистая структура. Для горизонтов,
обогащенных известью, часто типична ореховатая структура и т. д.
Структурные отдельности могут быть прочными, непрочными,
легко распадающимися на более мелкие агрегаты.
Новообразования в почвенной массе — это макроскопически
видимые скопления в пустотах почвы различных веществ вторичного
происхождения, выпавшие в осадок из почвенных растворов и
генетически связанные с почвой. В число новообразований входят
«выцветы» (налеты), «корочки», «примазки», «потеки», «прожилки»,
«конкреции» различных соединений (водорастворимых солей,
карбонатов кальция, гипса, соединений железа, марганца, кремнекис-
лоты, гумусовых веществ), «копролиты» червей и личинок
насекомых, а также «кротовины» крупных землероев.
98
Изучение новообразований дает возможность выявить ряд
происходящих в почве процессов. Так, по характеру новообразований
можно судить о химическом составе веществ, накапливающихся в
иллювиальных горизонтах. Карбонатные горизонты, например,
хорошо различимы благодаря выделениям углекислого кальция в виде
тонкой сети жилок (лжегрибницы), указывающих на молодую,
свежую форму выделений, или в виде округлых мучнистых стяжений —
«белоглазки» — более старых выделений. Карбонаты могут
накапливаться и в форме крупных прочных конкреций — «журавчиков»,
«дутиков» или «кукол», образующихся, по-видимому, при участии
грунтовых вод.
Столь же хорошо видны новообразования гипса —
мелкокристаллические, в виде прожилок или стяжений и
крупнокристаллические, в виде прочных друз или жеод (кристаллических конкреций
с пустотами внутри).
Новообразования легкорастворимых хлористых и сернокислых
солей также можно определить по их внешнему виду. Они образуют
корочки, налеты на поверхности почвы. При вскрытии почвенного
профиля и подсыхании почвы покрывают стенку почвы в виде
легкого налета или выцветов, свидетельствующих о глубине залегания
и мощности горизонта, обогащенного легкорастворимыми солями.
Особенно хорошо заметны различные новообразования гидрокси-
дов железа и марганца, они выделяются в форме точек, пятен и
трубочек охристого, ржавого или бурого цвета, в виде плотных темно-
коричневых, черных округлых конкреций — рудяковых зерен, бобо-
вин, гороховин, дробин, целых уплотненных участков — «ортштейнов»,
в виде полос ржавого или бурого цвета — «ортзандов» и т. д.
Гидраты оксидов марганца часто образуют на поверхности
структурных отдельностей иссиня-черные, глянцевитые зеркала.
Новообразования фосфорно-кислого закисного железа (вивианита) дают
зеленовато-сизые пятна.
Для формирующихся элювиальных горизонтов некоторых почв
весьма типична «мучнистая белесая присыпка» на гранях
структурных отдельностей, состоящая из различных светло-окрашенных
почвенных минералов, которые становятся заметными после удаления
с их поверхности полуторных оксидов и органических веществ.
Включения в отличие от новообразований генетически не
связаны с почвенными горизонтами, а представляют по отношению к
ним инородные тела. В число включений входят раковины
наземных и морских моллюсков, кости животных, валуны и галька,
остатки золы и углей.
7* 99
Присутствие включений антропогенного происхождения
(керамики, стекла, обломков кирпичей, костей на различной глубине от
поверхности) говорит о возрасте лежащей над ними почвенной толщи*
Еще одним морфологическим признаком является
гранулометрический состав почв, подробно о нем будет сказано в следующей
части книги.
Морфологические свойства почв могут изучаться не только на
макро-, но и на микроуровне. Для этого с помощью микроскопа
проводятся оптические исследования шлифов, приготовленных из
образцов почв с неразрушенной структурой.
Морфологическое описание почв — это первый, но весьма
важный этап в их исследовании. На основании изучения
морфологии почв в поле отбирают из различных генетических
горизонтов и их частей почвенные образцы для последующих
лабораторных анализов.
Аналитические исследования почв
Существует широкий спектр аналитических методов,
позволяющий получить данные о составе и свойствах почв. Среди них можно
назвать:
1) химические анализы валового состава почв, состава
подвижных соединений, поглощенных оснований, водорастворимых солей,
рН и др.;
2) анализы валового содержания углерода и азота, определение
группового и фракционного составов гумуса;
3) анализы гранулометрического состава и физических свойств
почв;
4) химические, термические, рентгеновские, электроноскопичес-
кие анализы тонкодисперсных илистой или коллоидной фракций
почв (частиц диаметром менее 0,001 мм);
5) минералогические анализы более крупных фракций;
6) определение по горизонтам количества и состава
микронаселения;
7) определение количества и состава макронаселения и др.
В современных лабораториях для изучения состава и свойств
почв широко используются атомно-адсорбционный
спектроскопический, хроматографический анализы, методы флуориметрии,
ядерно-магнитного резонанса, лазерной диагностики и др.
В настоящее время для целого ряда почв получены данные о
временной динамике их — сезонной, годовой, многолетней (водно-
тепловой и окислительно-восстановительный режимы, динамика
100
микрофлоры, органического вещества, подвижных соединений,
почвенных растворов и т. д.). Однако большинство материалов,
которыми располагает сегодня мировое почвоведение, — это
разнообразные, более или менее полные, анализы почв, характеризующие
результаты длительно протекающих в почве процессов (в течение
сотен и тысяч лет), которые обусловливают современное строение
почвенного профиля.
Сопряженный анализ данных, раскрывающий особенности
состава и свойств почв, с характером факторов почвообразования
позволяет определить генезис почв и общую направленность
почвообразования.
Часть II
СОСТАВ И СВОЙСТВА ТВЕРДОЙ,
ЖИДКОЙ И ГАЗОВОЙ ФАЗ ПОЧВЫ
Почва — полидисперсное трехфазное природное тело. Твердая
фаза занимает 45—60 % общего объема почвы в ее естественном
сложении. Она состоит из минеральных и органических частиц
различного размера и формы, которые примыкают друг к другу не
плотно, но создают твердый каркас. Поры и более крупные
пустоты между твердыми частицами заполнены почвенным воздухом и
влагой.
В почвах атмосферного увлажнения вода, удерживаемая в
подвешенном состоянии в порах, имеющих капиллярные размеры,
занимает около 25 % общего объема почвы. Примерно такую же
долю — 20—25 % общего объема — имеет почвенный воздух.
В почвах с близким уровнем грунтовых вод соотношение между
газовой и жидкой фазами изменяется в пользу последней. В водо-
насыщенных почвах все поры и даже крупные пустоты могут
оказаться заполненными водой.
Как уже отмечалось, почва — весьма динамическая система:
между ее твердой, жидкой и газовой составляющими происходит
постоянное взаимодействие и переходы из одного состояния в
другое.
Динамичность почвенной системы, особенно ее жидкой и
газовой составляющих, связана с наличием в почвах четвертой, весьма
активной фазы — живого вещества, т. е. совокупности обитающих в
почве живых микро-, мезо- и макроорганизмов.
По массе в твердой фазе почвы преобладают минеральные
соединения. Даже в верхнем, обогащенном органическим веществом
горизонте почв они составляют не менее 90—95 %, а в более
глубоких горизонтах их доля увеличивается до 99 % и более от общей
массы твердых частиц.
С твердой фазой почв и ее минеральной частью связаны многие
физические, физико-химические и химические свойства почв:
102
Глава 6
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И СОСТАВ
МИНЕРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ПОЧВООБРАЗУЮЩИХ
ПОРОД И ПОЧВ
В состав минеральной части почв входят первичные и
вторичные минералы. Первичные минералы унаследованы почвообразую-
щими породами и почвами от магматических пород. Это большей
частью наиболее устойчивые по отношению к процессам
выветривания минералы, такие, как кварц, микроклин, ортоклаз и др.
Вторичные минералы по происхождению делятся на две группы:
а) вторичные, связанные с постмагматическими и
метаморфическими, преимущественно гидротермальными процессами (сери-
тизации, хлоритизации, каолинизации и др.);
б) вторичные, связанные с гипергенными процессами
(выветриванием и химической седиментацией); это разнообразные
глинистые минералы, оксиды и гидроксиды, карбонаты, фосфаты,
сульфаты, хлориды и др.
Все первичные и гипогенные вторичные минералы по
отношению к почве являются остаточными, унаследованными от почвооб-
разующей породы.
Гипергенные вторичные минералы, участвующие в сложении
минеральной части почв, могут быть:
1) остаточными, т. е. унаследованными от почвообразующей
породы;
2) новообразованными в процессе внутрипочвенного
выветривания и трансформации унаследованных от почвообразующих
пород минералов.
Минеральный и химический состав
магматических и метаморфических пород
По степени участия в сложении пород минералы делятся на
главные — породообразующие — и второстепенные. Кроме того, в
породах присутствуют в малом количестве так называемые
акцессорные минералы, характерные только для какого-либо определенного
типа пород.
К главным породообразующим минералам относятся кварц,
полевые шпаты, нефелин, пироксены, амфиболы, слюды и оливин.
В среднем их соотношение в магматических породах, %: полевые
103
ii
a s
с о
i
я
* я
6*8"
I»
" S
б
X u
Ни
us
5 t\
Si»
ii'
if!
II!
s«
as
§1
a if
я 5
Sss
B-§a
°? ° *»
со «s
Sis
«IS
S я я
О о о
, I
- О о
^ч. о. К
§в|
«ЛУШ
2 ™
ш
if?
§ ! I
я£ #
в Я S ,
Я § g |
Л й о я
I I I
S я
it
Е «в
я з
ч 3
я* я*
5
Si
я !
Я я
£8
В §5
Ч о о
шпаты — 60, кварц — 12, амфиболы и пироксены — 17, слюды —
14, прочие силикаты — 6, остальные минералы — 1.
В различных магматических породах соотношение названных
минералов и состав второстепенных и акцессорных минералов
существенно изменяются (табл. 6.1).
В кислых изверженных породах — гранитах и гранодиоритах —
преобладают кварц и кислые калий-натровые полевые шпаты; в
породах среднего состава, например в диоритах, мало кварца и
преобладают плагиоклазы среднего состава, много роговой
обманки. Основные породы — габбро и диабазы — почти не содержат
кварца, в них преобладают основные плагиоклазы, пироксены и
оливин. В ультраосновных породах — дунитах и перидотитах —
оливин составляет основную массу.
Биотит распространен в кислых и средних породах, его мало в
основных. В основных породах исчезают апатит и сфен. В ряду
вторичных постмагматических минералов в магматических
породах наиболее часто встречаются серицит, каолинит, хлорит и ряд
других.
Кислые породы богаты кремнеземом, содержат мало железа,
кальция и магния. В породах основного и ультраосновного состава
содержание кремнезема значительно уменьшается, но в 2—3 раза
увеличивается содержание трех- и двухзарядного железа, в 5—6 раз
возрастает содержание кальция и магния, а количество натрия и
калия по сравнению с кислыми породами и породами среднего
состава уменьшается. Это связано с различным химическим
составом породообразующих и сопутствующих минералов и различным
их участием в сложении пород. Различия в минеральном составе
изверженных пород четко проявляются и в их химическом составе
(табл. 6.2).
Минералы магматических и метаморфических пород в своем
большинстве — кислородные соединения. Главные из них — это
оксиды, силикаты и алюмосиликаты.
Оксиды. Кварц (Si02) один из самых распространенных
минералов-оксидов. Основой кристаллохимической структуры кварца
являются кремнекислородные тетраэдры, представляющие собой
четыре иона кислорода, расположенные по углам тетраэдра, в центре
которого заключен ион кремния [SiOJ (рис. 6.1, а).
Кремнекислородные тетраэдры образуют сплошную трехмерную каркасную
структуру, что обусловливает устойчивость кварца к процессам
выветривания. Кварц — типичный остаточный минерал древних кор
выветривания кварцсодержащих пород и элювиальных горизонтов
почв.
105
Таблица 6.2
Средний химический состав
главных типов изверженных пород, %
(по Р.А. Доли)
Окислы
Si02
Ti02
А1203
Fe203
FeO
MnO
MgO
CaO
Na20
K^O
p2o3
H20
Гранит
(546)
70,18
0,39
14,47
1,57
1,78
0,12
0,88
1,99
3,48
4,11
0,19
0,84
Сиенит
(50)
60,19
0,67
16,28
2,74
3,28
0,14
2,49
4,30
3,98
4,49
0,28
1,16
Граноди-
орит(40)
65,05
0,56
15,94
1,74
2,65
0,07
1,91
4,42
3,70
2,75
0,20
1,04
Диорит
(70)
56,77
0,84
16,67
3,16
4,40
0,13
4,17
6,74
3,39
2,12
0,25
1,36
Габбро
(41)
48,24
0,97
17,88
3,16
5,95
0,13
7,51
10,99
2,55
0,89
0,28
1,45
Диабаз
(90)
50,48
1,45
15,34
3,84
7,78
0,20
5,79
8,94
3,07
0,97
0,25
1,89
Дунит
(Ю) |
40,49 1
0,02
0,86
2,84
5,54
0,16
46,32
0,70
о,ю
0,04
0,05
2,88
Примечание. В скобках указано число анализов, из которых выведено значение.
В ряду оксидов, представляющих акцессорные минералы, следует
назвать магнетит Fe364, рутил ТЮ2.
Силикаты. В основе кристаллохимической структуры этих
минералов лежат кремнекислородные тетраэдры, представляющие
изолированные группы или цепочки (простые и сдвоенные),
соединенные между собой преимущественно двухвалентными катионами (рис.
6.1, б, в), К породообразующим силикатам принадлежат:
пироксены R2[Si206] 1
амфиболы R7[Si4Oj(OH)jR-Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, Mn2+, AP+, Na+
оливин MgFe[SiOJ.
106
А 4
Рис. 6.1. Типы кристаллических решеток силикатов.
Расположение кремнекислородных тетраэдров:
а — кремнекислородный тетраэдр; б — цепочное; в — ленточное
(сдвоенная цепочка); г — слоистое (трехчленная цепочка)
Все эти минералы имеют темно-зеленый цвет и в случае
высокого содержания, как, например, в ультраосновных и основных
породах, обусловливают темную окраску пород.
Среди пироксенов наиболее распространен минерал авгит, а среди
амфиболов — роговая обманка. В процессах выветривания
амфиболы более устойчивы, чем пироксены, поэтому несмотря на то что в
большинстве изверженных пород (за исключением гранитов)
пироксены преобладают и в некоторых породах составляют 20—25 % массы
породы, в рыхлых отложениях и почвах обычно лучше сохраняется
роговая обманка. Общее количество этих минералов в почвах
варьирует от 5 до 15 %.
К группе магнезиально-железистых силикатов принадлежит
широко распространенный в основных и ультраосновных
изверженных породах минерал оливин. Кремнекислородные тетраэдры в этом
минерале представляют изолированные группы, соединенные
двухвалентными катионами. Эта островная структура непрочная,
поэтому оливин в зоне выветривания неустойчив, в рыхлых отложениях
и почвах он присутствует в количестве 0,5—1,0 %.
Алюмосиликаты. Это большая группа минералов,
кристаллическая решетка которых образована тетраэдрами и октаэдрами (рис.
6.2). По типу структуры они подразделяются на каркасные и слое-
ватые. К каркасным минералам относятся полевые шпаты, к слое-
ватым — слюды.
107
Рис. 6.2. Расположение тетраэдров и октаэдров:
а — в двух-; б — в трехслойных минералах. Ионы: 1 — Si; 2 — О; 3 — ОН; 4 — А1
Полевые шпаты — это каркасные алюмосиликаты, состояние из
кремне- и алюмокислородных тетраэдров, соединенных катионами
натрия, калия и кальция.
Наиболее распространены следующие полевые шпаты:
1) калиевые — ортоклаз, микроклин K[Si3A108], которые могут
содержать изоморфную примесь Na, Cs, Rb, Tl, Pb, а также Fe3+;
2) натровые — альбит Na[Si3A108];
3) кальциевые — анортит Ca[Si2Al2Og];
4) плагиоклазы — изоморфные смеси в различных
соотношениях альбита и анортита: Na[Si3A108]— CafSijAljOJ.
В зависимости от соотношения альбита и анортита плагиоклазы
разделяются на кислые, средние и основные. Промежуточный ряд
108
плагиоклазов обозначается номерами в соответствии с процентным
молярным содержанием в смеси анортита:
Кислые 0—10 олигоклаз-альбит
11—30 олигоклаз
Средние 31—50 андезин
51—70 Лабрадор
Основные 71—90 битовнит
91—100 анортит
Кислые полевые шпаты имеют светлую окраску, основные —
темную, с чем связан в значительной мере и цвет различных
массивных пород. Кислые полевые шпаты значительно более
устойчивы к процессам выветривания, чем основные. Наибольшей
стойкостью обладает калиевый полевой iiitiaT — микроклин. В рыхлых
осадочных породах и в почвах полевые шпаты различной степени
выветрелости составляют по массе около 50 %.
Слюды. Эти минералы имеют сложную кристаллохимическую
структуру, в которой кремнекислородные тетраэдры образуют плоские
сетки (рис. 6.2): вершины обращенных друг к другу тетраэдров,
принадлежащих двум сеткам, связаны ионами алюминия с гидроксильными
группами (ОН), образуя таким образом трехслойные пакеты,
соединены между собой ионами калия или кальция, магния и железа.
Калийная светлая слюда — мусковит; темная, магнезиально-железистая —
биотит. Мусковит более устойчив при выветривании, чем биотит.
Среднее содержание слюд в породах и почвах — около 4—5 %.
В ряду акцессорных минералов изверженных пород
заслуживают упоминания минералы — источники фосфора, фтора, хлора и
серы. К ним относится апатит Са5(С1, F) (Р04)3, встречающийся в
породах, рыхлых отложениях и почвах в количестве 0,3—0,5 %. Эти
минералы являются источниками весьма важного для плодородия
почв элемента — фосфора. Залежи апатита разрабатываются в
качестве фосфатных удобрений. Кроме того, апатит является
источником хлора и фтора.
Из бескислородных соединений среди первичных минералов-
источников серы надо назвать сульфид железа — минерал пирит
или в другой кристаллической модификации — марказит FeS2.
Сульфиды железа и других тяжелых металлов в породах и почвах
находятся в рассеянном состоянии, но образуют также скопления,
представляющие месторождения сульфидных руд.
Сульфиды железа в присутствии кислорода и воды
неустойчивы. При окислении серы образуется серная кислота.
109
Минеральный и химический состав
осадочных пород
Продукты разрушения массивно-кристаллических и других
пород, накопившиеся на дне морей и поверхности суши и
подвергшиеся уплотнению, цементации, перекристаллизации, превращаются
в плотные осадочные породы, которые по составу и строению
существенно отличаются от массивно кристаллических. Главной
причиной разнообразия осадочных пород являются различия в
условиях их образования, определяющие соотношение терригенного
компонента с химическим и биогенным. С учетом соотношения этих
компонентов можно выделить главные группы и подгруппы
осадочных пород (табл. 6.3). Таким образом, в составе осадочных пород
участвуют:
1) минералы остаточные первичные, унаследованные от
массивно-кристаллических пород;
Таблица 6.3
Главные типы осадочных пород
Группы пород по гранулометрии кластического материала
Подгруппы
пород по
составу
новообразований
Битуминозные
(углистые)
Гл иноземно-
железистые
Силикатные
(кремнеземистые)
Карбонатные
Гипсовые
Солевые
конгломераты
и брекчии
Железистые
конгломераты
и брекчии
Конгломераты
и брекчии
Известковые
конгломераты
и брекчии
песчаники
Битуминозные
пески и
песчаники
Железистые
легкие
песчаники
Аркозы
Известковые
пески и
песчаники
Гипсоносные
пески и
песчаники
алевролиты
Битуминозные
алевролиты
Железистые
алевролиты
Граувакки
Известковые
алевролиты
Гипсоносные
алевролиты
Соленосные
алевролиты
глинистые
сланцы, глины
Битуминозные
сланцы, глины
Ожелезнен-
ные глины,
бокситы
Каолины,
глины
Мергелистые
глины
Гипсоносные
глины
Соленосные
глины
ПО
2) минералы новообразованные, вторичные, образовавшиеся в
условиях земной поверхности, — это большая часть глинистых
минералов, простые соли;
3) органические вещества.
При выходе плотных осадочных пород на поверхность они
подвергаются вторичным циклам выветривания и почвообразования, в
результате которых происходит дальнейшее разрушение первичных
минералов, преобразование глинистых минералов, растворение
химических элементов и вынос легкорастворимых компонентов.
Относительное содержание первичных минералов уменьшается от
щебневатых и песчаных пород к суглинистым и глинистым.
Последние почти целиком сложены вторичными минералами.
Выветривание массивно-кристаллических
и плотных осадочных пород
Горные породы (граниты, базальты, песчаники, известняки и
др.) на поверхности Земли разрушаются. Этот процесс называется
выветриванием, а образующаяся рыхлая толща — корой
выветривания. В результате выветривания изменяется физическое состояние
горных пород: из массивных твердых тел они превращаются в
обломочные рыхлые образования. Изменяется одновременно и их
минералогический и химический состав: происходит разрушение
первичных и образование разнообразных вторичных минералов.
Изменения физического и химического состояний горных пород,
начиная от поверхности, протекают одновременно, ускоряя и
дополняя друг друга и захватывая постепенно все более глубокие
слои породы. Скорость и направление выветривания зависят, с
одной стороны, от внутренних свойств самих пород и слагающих их
минералов, с другой — от внешних условий (биоклиматических,
геоморфологических), в которые попадают породы при выходе на
поверхность Земли.
Внутренними факторами, контролирующими скорость
физического и химического выветривания, являются текстура и структура
породы и ее минеральный состав — устойчивость первичных и
вторичных минералов, слагающих породу (табл. 6.4).
Внешние факторы, влияющие на скорость разрушения пород и
минералов, — это биоклиматические и геоморфологические
условия. Процессы физической дезинтеграции пород идут наиболее
интенсивно в условиях резких смен температур и особенно при частых
сменах положительных и отрицательных температур, что
характерно для полярных и высокогорных областей и экстраконтиненталь-
111
Таблица 6.4
Устойчивость минералов к процессам выветривания
Степень устойчивости
Очень
неустойчивые
Неустойчивые
j Сред неустойчивые
Устойчивые
Наиболее
устойчивые
Минералы первичные
Оливин, апатит, анортит
Авгит, роговая обманка,
Лабрадор
Биотит, андезин, гранат,
эпидот
Ортоклаз, микроклин,
альбит, олигоклаз
Кварц, мусковит, циркон,
турмалин, рутил, ильменит,
анатаз, кианит, титанит,
магнетит
Минералы вторичные
Галит, мирабилит, гипс
и органические соли
Кальцит, арагонит, доломит
Хлорит, нонтронит, иллит,
серицит
Вермикулит,
монтмориллонит, бейделлит
Каолинит, галлуазит, бемит,
гиббент, гематит, гетит,
лимонит
ных пустынь. Процессам биохимического выветривания пород и
минералов способствуют высокие температуры и влажность, а
также обилие органических остатков. Наиболее быстро породы и
минералы химически изменяются во влажных субтропиках и
тропиках, к умеренным и полярным областям скорость биохимического
процесса выветривания уменьшается.
Более быстрому протеканию процессов биохимического
выветривания способствует удаление подвижных продуктов распада из
выветривающихся пород и почвенной толщи. Поэтому в условиях
хорошо дренированного рельефа при обилии осадков выветривание
идет быстрее, чем в условиях затрудненного дренажа или аридного
климата.
Физическое выветривание горных пород и минералов. Термин
«выветривание» не совсем удачен; можно подумать, что в разрушении
пород повинен только ветер.
Действительно, местами его роль велика. В пустынях ветром
поднимаются и несутся мелкие песчинки, с силой ударяясь о
поверхность скал и высверливая в камне маленькие, а затем все более
расширяющиеся ячейки; стенки ячеек постепенно истончаются и
разрушаются, идет так называемый процесс коррозии. Но наряду с
ветром повсеместно действуют и другие мощные агенты
физического выветривания. Первый из них связан со свойствами самой
породы и проявляется как следствие суточных и сезонных колеба-
112
ний температуры. Наибольшие амплитуды температур создаются
на поверхности породы, с глубиной они уменьшаются: суточные
колебания сказываются до глубины нескольких дециметров, а
годичные — до 10 и даже 20 м. В местностях с морским климатом
суточные и сезонные колебания температур невелики; в
местностях, лежащих внутри континентов; вдали от моря они наибольшие и
достигают десятков градусов.
Горные породы, как и все тела, при нагревании расширяются, а
при охлаждении сжимаются; их теплопроводность невелика,
поэтому верхние слои прогреваются, а следовательно, и расширяются
сильнее, чем более глубокие; в результате создаются механические
напряжения, появляются трещины между поверхностными и более
глубокими слоями; скалы начинают «шелушиться». Кроме того,
действует и еще один фактор — горные породы состоят из зерен
различных минералов (гранит, например, состоит из прочно
скрепленных друг с другом кристаллов кварца, полевого шпата, слюды и
других минеральных зерен), которые при нагревании расширяются
неодинаково (например, коэффициент теплового расширения
ортоклаза почти в три раза больше, чем кварца). Кристаллы многих
минералов расширяются неодинаково по разным кристаллическим
направлениям. Если минеральные зерна с неодинаковыми
коэффициентами теплового расширения и сжатия оказываются рядом, это
приводит к возникновению напряжения между ними, при частых
колебаниях температур приводит к «расшатыванию», нарушению
целостности породы и появлению сети тонких трещин. Эти
трещинки играют большую роль в дальнейшем разрушении горной
породы. Попадающая в них вода оказывает на стенки давление,
достаточное для разрушения даже самых твердых пород. Так,
согласно данным Ребиндера, при обычной температуре в
трещинках толщиной в 1 мк капиллярное давление воды составляет
около 1,5 кг/см2; в трещинках с диаметром в 1 мкм — до 1500 кг/см2.
При понижении температуры ниже нуля вода в трещинах
замерзает, лед занимает больший объем, чем жидкая влага, он давит на
стенки трещин и еще более расширяет их. В трещины проникают
корни растений, которые при росте также оказывают давление на
стенки.
В жарких пустынных областях действие, аналогичное
замерзающей воде, производят соли. Они попадают в трещины горной
породы в растворенном виде с проникающей влагой. При нагревании
поверхности скал влага испаряется, соли кристаллизуются. При
росте кристаллов их объем увеличивается, они оказывают давление на
стенки трещин и расширяют последние.
8-5046 113
Физическое разрушение пород приводит к образованию
обломочной, хрящевато-щебневатой коры выветривания. Полярные пустыни
и вершины гор, если они не покрыты снегом и льдом, представляют
собой «каменные моря», где вся поверхность покрыта крупными,
беспорядочно нагроможденными остроугольными камнями —
продуктами разрушения массивных пород.
Ярким примером господства процессов физического
выветривания являются выровненные поверхности гольцов на Северном
Урале, в горах Таймыра, Средней и Восточной Сибири, где среди
каменных россыпей возвышаются лишь отдельные скалы —
«свидетели» былого состояния вершинной поверхности. Другой пример
господства физического выветривания — «каменные моря» —
скопления крупных обломков скал, щебня и гравия, в которых «тонут»
горные сооружения в жарких пустынях мира.
Физическое разрушение пород и минералов замедляется по мере
уменьшения размеров образующихся частиц и практически
останавливается по достижении ими состояния крупной пыли —
частиц, диаметр которых лежит в пределах 0,05—0,01 мм. Еще более
дисперсного состояния выветривающиеся минералы достигают в
результате химического и биохимического выветривания.
Химическое и биохимическое выветривание минералов.
Одновременно с физическим разрушением горных пород начинается и их
химическое изменение. Атмосферная вода, насыщенная
кислородом, соприкасаясь с породой, производит гидратацию, окисление и
растворение ряда минералов.
Попадающая вместе с водой на поверхность породы и в ее
трещины разнообразная микрофлора (синезеленые и диатомовые
водоросли, грибы, бактерии), а также поселяющаяся на поверхности
породы литофильная растительность (лишайники, мхи) также
весьма активно участвуют в химическом изменении минералов.
В процессе жизнедеятельности организмы выделяют углекислый
газ СОг В больших количествах С02 образуется и при разложении
органических остатков. Поэтому вода, циркулирующая в
мельчайших трещинах породы, всегда насыщена углекислотой. При
растворении С02 в воде образуется Н2С03, которая при диссоциации дает
ионы Н+ и НС03". Увеличение концентрации ионов водорода в воде
за счет растворения С02 сильно повышает растворяющее и
разлагающее действие на минералы.
Живые организмы выделяют различные органические
соединения, способствующие разложению минералов: лишайники — особые
органические кислоты; силикатные бактерии — разъедающую
минералы слизь; диатомовые водоросли — слизь, разлагающую даже та-
114
кой устойчивый минерал, как каолин. Наконец, при разложении
органических остатков образуются специфические органические
кислоты, близкие к кислотам, характерным для органического вещества
почв, которые также участвуют в биохимическом выветривании.
Таким образом, агентами химического выветривания минералов
являются: вода, кислород, углекислота и различные органические
соединения преимущественно кислотного типа.
При воздействии воды, кислорода, углекислоты и органических
кислот в поверхностных горизонтах литосферы и в почвах идут
реакции растворения, окисления, гидратации и гидролиза минералов.
Одновременно происходит синтез вторичных минералов.
Некоторые из них, как, например, многие глинистые минералы, диаметр
частиц которых < 0,001 мм, устойчивы и сохраняются в
выветривающейся толще пород; другие, как, например, простые соли
(хлориды, сульфаты, карбонаты), малоустойчивы, растворяются и
выносятся с грунтовыми и поверхностными водами.
Растворение. Все минералы, и первичные и вторичные,
подвержены в той или иной мере процессам растворения, что проявляется
в химическом составе природных вод. Наибольшей
растворимостью обладают хлориды, сульфаты и карбонаты щелочных металлов,
менее растворимы карбонаты кальция и магния. Их растворение и
выщелачивание из толщ карбонатных, гипсоносных и засоленных
пород приводит к формированию карста — солевого, гипсового и
карбонатного. Растворение и выщелачивание солей из почв
сопровождается образованием особого просадочного микрорельефа.
Значительно меньшей растворимостью обладают фосфаты
кальция и кремнезем, освобождающийся при выветривании первичных
минералов или осадочных кремнистых пород. Первичные
алюмосиликаты и кварц в чистой дистиллированной воде
малорастворимы. Однако в природных водах, насыщенных углекислотой или
содержащих органическое вещество, или имеющих высокую
щелочность, растворение усиливается, но здесь этот процесс идет
параллельно с разложением минералов.
Гидратация. Процесс гидратации заключается в присоединении
молекул воды к безводным минералам, что приводит к
трансформации их кристаллической решетки и образованию новых минералов.
Так, присоединение молекул воды к безводному минералу гематиту
дает серию минералов-гидроксидов различной степени гидратиро-
ванности:
Fe203 + Н20 -> FeO(OH)+ H20 -> FeO(OH)3 + лН20 -* Fe(OH)3 лН20
гематит гетит гидрогетит лимонит
8*
115
Окисление химических элементов с переменной зарядностью идет
в присутствии кислорода и воды. Оно касается прежде всего такого
распространенного элемента, как железо. В первичных силикатах и
алюмосиликатах присутствует преимущественно двухзарядное
железо. Если при дроблении минералов, содержащих двухзарядное
железо, отдельные ионы его оказываются на поверхности, начинаются
процессы окисления и гидратации. На поверхности обломков
пород и минеральных зерен появляются охристые, оранжевые пятна и
пленки гидроксидов железа Fe203 • лН20. Они особенно обильны
при большом содержании в породах темноцветных минералов:
оливина, пироксенов и биотита. В случае наличия в породах минералов
двухзарядного марганца при его окислении и гидратации
образуются гидроксиды трех- и четырехзарядного марганца — манганит
МпО(ОН), пиролюзит Мп02 и др. Гидроксиды марганца
выделяются в форме черных, сажистых скоплений, иссиня-черных пленок на
поверхности пород и минеральных зерен.
Окисление двухзарядных железа и серы сульфидов (пирита,
марказита и др.) сопровождается образованием наряду с сульфатами и
гидроксидами железа свободной серной кислоты:
2FeS2+702+2H20 = 2FeS04 +2H2S04
2FeS04+0+5H20 = 2Fe(OH)3+2H2S04
Образующаяся серная кислота активно разрушает минералы;
водород вытесняет основания из кристаллических решеток, в
результате образуются сульфаты кальция CaS04, магния MgS04, натрия Na2S04
и калия K2S04. Наиболее легкорастворимые из них в условиях
свободного дренажа выщелачиваются; менее растворимые, как,
например, гипс CaS04_ • 2Н20, в определенных условиях могут
накапливаться; происходит загипсование выветривающейся породы.
Гидролиз. Постоянно присутствующая в большинстве
природных вод растворенная углекислота, а также продуцируемые
организмами органические кислоты являются источниками
водородного иона Н+ (протона) — активного реагента, способного вытеснять
основания из кристаллических решеток минералов (Са2+, Mg2+, Na+,
К+). Процесс замещения оснований на водородный ион в
кристаллической решетке силикатов и алюмосиликатов и их гидратации
называется гидролизом. С процессами гидролиза и вторичного
синтеза минералов из продуктов распада связано образование
обширной группы глинистых минералов, диаметр кристаллов которых
измеряется микронами и долями микронов. Высокая степень
дисперсности обусловливает появление у глинистых минералов свойств
116
коллоидов: они имеют на поверхности заряд, преимущественно
отрицательный, обладают сорбционными свойствами по отношению
к катионам, могут переходить, подобно коллоидам, в состояние золя
и коагулировать; некоторые из них при увлажнении сильно
набухают как истинные коллоиды. Все они принадлежат к группе
слоистых силикатов (двух-, трех- и четырехслойных) с варьирующим
отношением Si02/Al203 от 2 до 5; все глинистые минералы в той или
иной степени гидратированы.
В двухслойных глинистых минералах элементарный слой
кристаллической решетки состоит из одного тетраэдрического кремне-
кислородного слоя и одного октаэдрического алюмогидроксильно-
го (рис. 6.3, а). Молекулярное отношение Si02/Al203 = 2.
В трехслойных глинистых минералах на один октаэдрический
алюмогидроксильный слой приходится два тетраэдрических крем-
некислородных (рис. 6.3, б, в). Между трехслойными пакетами
располагаются ионы калия, кальция, магния и гидроксония. Молекул
лярные отношения Si02/Al203 варьируют от 3 до 4, так как в части
тетраэдров кремний может быть замещен алюминием.
К двухслойным глинистым минералам относятся каолинит, гал-
луазит, дикит и накрит. В кристаллической решетке этих минералов
почти все основания замещены водородом. Наиболее
распространенные среди них — каолинит и галлуазит — образуются при условии
быстрого удаления оснований, вытесняемых из кристаллических
решеток первичных минералов (см. рис. 6.3, а).
Рис. 6.3. Строение глинистых минералов и обменные катионы.
Минералы:
а — каолинит (двухслойный); б — монтмориллонит (трехслойный с расширяющейся
решеткой); * — иллит (трехслойный со стабильной решеткой); 1 — кремнекислородные
тетраэдры; 2 — ал юмоги дроке ильные октаэдры; 3 — необменные катионы; 4 — обменные
катионы
117
В гидротермических условиях поверхности земли это
достаточно устойчивые минералы. Они накапливаются наряду с гидрокси-
дами алюминия и железа в качестве остаточных продуктов в
древних корах выветривания и сформированных на этих корах почвах.
Трехслойные глинистые минералы представлены группой
монтмориллонита, включающей монтмориллонит, нонтронит и бейдел-
лит (см. рис. 6.3, б). Эти минералы образуются в нейтральной или
щелочной среде, где присутствуют кальций и магний.
Монтмориллонит часто образуется при выветривании основных пород, богатых
щелочноземельными основаниями. Кристаллическая решетка
монтмориллонита при увлажнении способна расширяться, вода
проникает в межплоскостные промежутки и минерал сильно разбухает,
что облегчает проникновение различных оснований в межслоевое
пространство, увеличивая сорбционную способность этой группы
минералов. В кислой среде монтмориллонит неустойчив.
К группе трехслойных глинистых минералов, но со стабильной
решеткой относятся иллит и гидрослюды (рис. 6.3, в). Иллит —
калийная гидрослюда — образуется на первых стадиях выветривания
полевых шпатов. Внешне это проявляется в образовании на
поверхности минеральных зерен и по трещинам спайности мелких
слюдоподобных светлых чешуек.
При длительном течении процесса выветривания происходит
полное метосоматическое (без изменения первоначальной формы
минералов) замещение гидрослюдами зерен первичных полевых шпатов.
Дальнейший гидролиз гидрослюд и полное замещение калия
водородным ионом преобразует иллит в каолинит или галлуазит.
При выветривании слюд и хлорита образующиеся на первых
стадиях выветривания гидромусковит, гидробиотит, гидрохлорит при
дальнейшем выветривании переходят в вермикулит,
железисто-магнезиальный алюмосиликат, подобно монтмориллониту имеющий
подвижную кристаллическую решетку.
В процессе преобразования первичных и синтеза вторичных
алюмосиликатов образуется большая группа промежуточных смешан-
нослойных минералов — смектитов. Это трех- и четырехслойные
глинистые минералы, в кристаллической решетке которых в
качестве элементарных структурных элементов выступают
кристаллические решетки различных глинистых минералов, например, монт-
мориллонит-иллита, монтмориллонита-вермикулита-хлорита и др.
Наряду с глинистыми алюмосиликатами при выветривании и
разрушении кристаллических решеток как первичных, так и
вторичных минералов освобождаются оксиды кремния (кремнезем Si02)
и алюминия (глинозем А1203). Гидроксиды кремнезема частично
118
растворяются и выносятся с подземными и поверхностными
водами в речной сток, а частично осаждаются в виде аморфных сильно
гидратированных осадков Si02 • яН20, которые при высыхании и
некоторой потере воды превращаются в опал, а по мере частичной
кристаллизации переходят в халцедон.
Белые порошковидные новообразования аморфного
кремнезема на поверхности минералов и структурных отдельностей в вывет-
релых породах и почвах получили название «кремнеземистой
присыпки».
Гидроксиды алюминия менее растворимы, чем гидроксид
кремнезема. В нейтральной и слабокислой среде они накапливаются как
остаточные продукты выветривания. При кристаллизации гидрокси-
дов алюминия образуются минералы: боксит А12Оэ • лН20, гидраргил-
лит, или гиббсит А1(ОН)3, б мит АЮ(ОН). Это типичные минералы
коры выветривания и почв влажных субтропиков и тропиков.
При выветривании железосодержащих силикатов — авгитов,
роговых обманок, оливина — освобождаются гидроксиды железа.
По мере кристаллизации и потери воды они превращаются в
лимонит, гидрогетит, гетит и вторичный гематит. Все эти минералы
ярко окрашены, они имеют охристый, оранжевый или кирпично-
красный цвет и присутствие их хорошо заметно.
Первичные минералы, содержащие марганец, при
выветривании являются источником в коре выветривания и почвах оксидов
марганца — пиролюзита Мп02 и псиломелана /иМпО • Мп02 • яН20.
При быстром течении процессов выветривания и полном
разложении алюмосиликатов на составляющие оксиды кремния и
алюминия происходит их совместное осаждение в виде аморфных
гидратированных осадков — аллофанов с варьирующим отношением
Si02/Al203.
По мере старения и кристаллизации они переходят в глинистые
слоистые алюмосиликаты: каолинит, а в присутствии Са и Mg — в
монтмориллонит.
Освобождающиеся при выветривании первичных минералов
кальций, магний, калий, натрий соединяются с анионом угольной
кислоты и образуют углекислые соли -— карбонаты. Например:
CaAl2Si208+ Н2С03 + Н20 -> H2Al2Si208 2H20 + СаС03
анортит каолинит кальцит
При выветривании калиевых полевых шпатов и кислых
плагиоклазов образуется много соды Na2C03- 10H2O, выделяется поташ
К^СОз • Н20, при выветривании кальций- и магнийсодержащих
минералов — доломит (Са, Mg)C03.
119
Остаточные коры выветривания
и коррелятивные им типы
аккумулятивных отложений
В теплых и влажных областях Земли при слаборасчлененном
рельефе химическое выветривание опережает физическое
разрушение пород и снос рыхлого материала; в этих условиях поверхность
горных пород одевается мощной глинистой корой выветривания.
Так, если во влажных субтропиках Аджарии проехать или еще
лучше пройти пешком по шоссе от Чаквы до Зеленого мыса и далее
до Батуми, то в местах, где дорога проходит в глубоких выемках,
высокие 10—20 м вертикальные стенки имеют красный, оранжевый
и охристый цвета. Если смотреть издали, кажется, что это
массивные пестроокрашенные горные породы. Хорошо видна
свойственная массивным породам текстура (общее строение), отчетливо
выступают диаклазы — плоскости скольжения относительно друг друга
блоков массивной породы при тектонических движениях. Но если
подойти поближе, можно легко убедиться, что это не каменный, а
глинистый материал. Хотя он и сохранил структуру исходной
породы, но, как масло, режется ножом или лопатой. Лишь в наиболее
глубоких выемках и в береговых обрывах рек видно, как эта красно-
цветная глина постепенно сменяется сначала сильно измененными,
а затем плотными и свежими диабазовыми порфиритами —
вулканическими породами, имеющими здесь широкое распространение.
Время образования подобной мощной глинистой коры
выветривания очень велико и составляет сотни тысяч и миллионы лет, в
течение которых вода и растворенные в ней углекислота, кислород и
органические кислоты — продукты жизни и разложения
организмов — коренным образом изменяют минералогический,
химический состав и физические свойства исходной породы.
Из коры выветривания в процессе распада первичных минералов
и образования вторичных вымываются легкорастворимые
продукты выветривания; в первую очередь выносятся различные простые
соли — хлориды, сульфаты и карбонаты натрия, затем сульфаты и
карбонаты кальция и магния, вслед за ними выносится и некоторая
часть кремнезема. На месте остаются малоподвижные оксиды
железа (кроваво-красный гематит, охристый лимонит и др.), оксиды
алюминия и в их числе наиболее широко известный боксит, а также
часть кремнезема, связанного с алюминием во вторичный очень
устойчивый глинистый минерал — каолинит.
Коры выветривания, обогащенные оксидами железа и алюминия,
называются ферраллитными, менее обогащенные алюминием — фер-
120
сиаллитными. Если рельеф расчленен слабо, а осадков выпадает
много, просачивающиеся сверху в выветрелую толщу воды
временами застаиваются, аэрация ухудшается и в нижней
переувлажненной части коры выветривания создается восстановительный режим:
окисное железо переходит в закисное, красный цвет исчезает,
появляется сизовато-голубой; этот процесс и его внешнее проявление
называется оглеением. Соединения закисного железа в отличие от
окисного хорошо растворимы и поэтому с общим потоком воды
выносятся из оглеенного горизонта; на месте остается белый
каолинит. Подобные отбеленные горизонты достигают большой
мощности и лишь у поверхности, где аэрация улучшается, сменяются
пестроокрашенной, а затем кирпично-красной, хорошо
окисленной зоной.
Поток грунтовых вод, обогащенных закисным железом,
приближается в депрессиях рельефа и речных долинах к поверхности и
попадает в условия более хорошей аэрации; при наличии кислорода
закисное железо снова переходит в окисное, теряет подвижность и
выпадает в осадок. Вблизи поверхности в почвах и в рыхлых
наносах образуются ожелезненные прослои, часто состоящие из
слившихся друг с другом плотных округлых железистых конкреций.
Мощность таких ожелезненных прослоев достигает 1—1,5 м. Эти
образования получили название латеритов (от лат. later — кирпич).
Если в результате эрозии (смыва) верхних горизонтов почв
подобные латеритные прослои оказываются на поверхности и
просыхают, то они превращаются в массивный непробиваемый железистый
панцирь, предохраняющий поверхность от дальнейшего размыва.
Поэтому часто латеритные панцири, бронирующие рельеф,
оказываются не в депрессиях (где они первоначально образовались), а на
плоских вершинах останцов, уцелевших от размывающей
деятельности вод. Латеритные панцири, так же как и ферраллитные коры
выветривания с отбеленными каолинитовыми горизонтами,
широко распространены на древних пенепленизированных равнинах
тропической Африки, Австралии, Юго-Восточной Азии и Южной
Америки.
Древние ферраллитные и ферсиаллитные коры можно
встретить не только во влажных тропиках и субтропиках на древних
элементах рельефа. Так, мощные древние коры выветривания
распространены вдоль всего восточного подножия Урала, на
равнинах Центрального Казахстана, в Забайкалье, на Дальнем Востоке
и в других местах, где сохранились древние денудационные
равнины, не покрывавшиеся в последние геологические эпохи морем и
потому сохранившие на своей поверхности эти реликты влажного
121
и жаркого климата, господствовавшего здесь в далекие
геологические времена — около 180 млн лет назад, в конце триасового и
начале юрского периодов.
Древние коры выветривания изучаются геологами и
географами, так как с ними связан ряд полезных ископаемых и главным
образом месторождения бокситов — ценного сырья для
алюминиевой промышленности. Отбеленные древние коры выветривания,
обогащенные каолинитом, служат сырьем для фарфоровой
промышленности; местами в Африке латеритные панцири разрабатываются
как железные руды.
Наряду с корами выветривания, имеющими широкое плошад-
ное распространение, встречаются так называемые линейные коры
выветривания. Они тянутся вдоль тектонических разломов —
нарушений земной коры, по которым из глубин земли поднимаются
горячие растворы, часто обогащенные тяжелыми металлами: медью,
свинцом, никелем, кобальтом, цинком, железом и многими
другими. При понижении температуры и давления сульфиды тяжелых
металлов осаждаются — образуются гидротермальные
месторождения. Породы вдоль разломов не только раздроблены при
тектонических сдвигах, под воздействием термальных вод они изменены:
первичные минералы, например полевые шпаты, замещаются
вторичными — серицитом, гидрослюдами. Все это облегчает и
ускоряет их дальнейшее выветривание и образование линейной коры.
Кроме того, если в пределах данного разлома имеются
сульфидные месторождения и они вследствие тектоники или эрозии
оказываются в зоне, куда проникают кислород и атмосферная
влага, начинается процесс окисления, сопровождающийся
образованием серной кислоты. Особенно много ее образуется при
окислении пирита — сульфида железа.
Серная кислота —- очень сильный реагент и производит
исключительное разрушающее действие на окружающие породы: идет
сернокислое выветривание. Многие рудные металлы — железо, цинк,
медь, кадмий и другие — хорошо растворяются в серной кислоте и
вместе с потоком кислых вод «рассеиваются» в зоне окисления
сульфидных месторождений. Вокруг месторождения, находящегося
часто глубоко от поверхности (на 50—100 м и более), создается ореол
рассеяния рудных металлов; в пределах ореола кора выветривания,
почвы, воды и растения обогащены рудными элементами по
сравнению с обычным «фоновым» содержанием.
Геохимические поиски полезных ископаемых, широко
применяющиеся в нашей стране и во всем мире, основаны на выявлении
подобных геохимических аномалий.
122
Разработка методики геохимических поисков применительно к
различным географическим и геологическим условиям и сами
поисковые работы проводятся при активном участии географов —
специалистов в области геохимии ландшафта.
Геохимия ландшафта — это отрасль географии, изучающая
историю и закономерности рассеяния и концентрации химических
элементов в ландшафтах, различных географических зонах (в
тундре, тайге, степях, пустынях) и геоморфологических областях:
молодые горы, древние горные сооружения, денудационные и
аккумулятивные равнины.
При геохимических поисках на древних денудационных
равнинах с сохранившимися древними площадными и линейными корами
выветривания особое значение приобретает анализ геохимической
истории ландшафта — основы для выбора наиболее эффективных и
экономически выгодных в данных условиях конкретных методов
опоискования.
Ранее были рассмотрены особенности кор выветривания,
образующихся на древних элементах рельефа во влажных субтропиках и
тропиках, а также в исключительной обстановке вблизи
сульфидных месторождений.
Коры выветривания образуются и в других климатических об-
становках, но их состав и мощность существенно иные.
Крупнейший российский ученый, основатель геохимии
ландшафта академик Б.Б. Полынов теоретически обосновал и показал на
ряде географических примеров стадийный характер развития коры
выветривания, связанный с неравномерностью вымывания из нее
растворимых продуктов выветривания. Он выделил четыре фазы
развития коры выветривания: обломочную, обызвесткованную, кислую
сиаллитную и аллитную.
В обломочной коре выветривания еще сохраняются все
химические элементы, присутствующие в исходной горной породе,
вторичных минералов практически нет.
Из обызвесткованной коры выветривания вынесены
освобождающиеся при выветривании хлориды и сульфаты, но сохраняются
карбонаты кальция. Для этого типа коры выветривания, широко
распространенного в степях и пустынях, уже характерно образование
ряда глинистых минералов, гидрослюд, иллита, а главное —
присутствие кальцита-карбоната кальция, скопления которого в виде белых
мучнистых конкреций, прожилок, корочек на поверхности щебня —
характерный признак обызвесткованной коры выветривания. Обыз-
весткованные коры широко распространены в степях Забайкалья, в
степях и пустынях Казахстана и Средней Азии, в Армении и многих
других местах.
123
Кислая сиаллитная кора выветривания в отличие от обызвестко-
ванной распространена во влажном климате умеренных широт и
на молодых элементах рельефа во влажных субтропиках и
тропиках, преимущественно в лесной зоне. Сиаллитная остаточная кора
оглинена, обогащена гидроксидами железа, но содержит еще
много первичных минералов. Глинистые минералы представлены
гидрослюдами, смектитом, хлоритом. Все легкорастворимые соли и
карбонаты кальция из нее вымыты, поэтому она обеднена по
сравнению с исходными породами не только хлором и натрием, но и
кальцием.
Аллитная кора выветривания представляет наиболее зрелую
стадию, в ней не сохранилось первичных минералов, они замещены
каолинитом и гидроксидами железа и алюминия. До такой стадии
выветривания породы доходят только во влажном климате
субтропических и тропических поясов, где в тектонически спокойных
областях процессы выветривания обгоняют денудацию.
Однако процессы размыва, сноса и переотложения рыхлых
продуктов выветривания действуют повсеместно, хотя и с различной
скоростью. Верхние горизонты коры выветривания и
сформировавшихся на ней почв смываются, а в понижениях рельефа
накапливаются различные континентальные отложения (делювий, аллювий
и др.). В этих отложениях накапливается часть растворенных и
вынесенных из коры выветривания химических соединений.
Вещества, которые вымываются из коры выветривания данного
типа, накапливаются в рыхлых отложениях. Поэтому между
элювиальными образованиями — корой выветривания — и
аккумулятивными образованиями (рыхлыми отложениями) существует
геохимическое сопряжение (рис. 6.4). Например, из обызвесткованной
коры выносятся только хлориды и сульфаты, именно эти соли
накапливаются в наносах и почвах соседних депрессий рельефа и
замкнутых водоемов.
Если из коры выветривания вымываются и хлориды, и
карбонаты, и кремнезем, то в процессе миграции и испарения растворов
они разделяются: наименее растворимый кремнезем осаждается в
первую очередь, затем следует карбонат кальция, а хлориды натрия,
магния и кальция достигают бессточных впадин или выносятся
реками в моря и океаны.
Вынос больших количеств кремнезема и оснований из феррал-
литных кор выветривания сопровождается образованием на
аккумулятивных равнинах монтмориллонитовых глин; синтез
монтмориллонита идет из растворов, обогащенных Si02, кальцием и
магнием. Особенно типичны подобные аккумуляции для жарких
переменно-влажных областей, тропических редколесий и саванн.
124
Рис. 6.4. Типы сочетаний (а—в) остаточных и аккумулятивных
кор выветривания (по Б.Б. Полынову):
/ — обызвесткованный ортоэлювий; 2 — сиаллитный ортоэлювий; 3 — аллитный ортоэлювий;
4 — хлоридно-сульфатный нанос; 5 — карбонатный нанос; 6 — сиаллитный нанос;
7 — первичная коренная порода
Изучение геохимических сопряжений, остаточных кор
выветривания и коррелятивных им рыхлых отложений имеет большое
практическое значение, в частности при мелиоративном проектировании
и прогнозе геохимического солевого баланса крупных территорий.
Большое значение имеет изучение закономерностей
распространения и состава остаточных кор выветривания и коррелятивных им
рыхлых отложений для почвоведения, так как именно эти
образования являются наиболее широко распространенными почвообразу-
ющими породами.
Почвы, образовавшиеся на коре выветривания того или иного
типа, в той или иной мере наследуют их минеральный состав.
Однако в процессе почвообразования многие минералы почвообразу-
ющих пород подвергаются дальнейшим изменениям. В почвах,
обладающих по сравнению с корой выветривания более высоким
энергетическим потенциалом, и процессы разрушения минералов, и
процессы вторичного синтеза идут с большой скоростью; эти
процессы объединяются понятием внутрипочвенного выветривания.
125
Г л э в э 7
ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ (МЕХАНИЧЕСКИЙ) СОСТАВ
ПОЧВООБРАЗУЮЩИХ ПОРОД И ПОЧВ
Гранулометрические фракции
и методы их определения
Обломки плотных пород и минералы, образующие твердую фазу
почв, различаются не только по типу кристаллической структуры и
химическому составу, но и по размерам. В почвообразующих
породах и почвах могут присутствовать обломки плотных пород,
размеры которых измеряются сантиметрами и даже десятками
сантиметров (так называемый скелет почвы). Размеры отдельных зерен
первичных минералов лежат в пределах от 1,00 до 0,01 мм, хотя весьма
часто диаметр некоторых зерен кварца, полевых шпатов и других
минералов превышает 1 мм. Размеры частиц различных слюдистых
минералов (серицита, гидрослюд и др.) обычно колеблются от 0,01
до 0,001 мм. Наиболее распространенные глинистые минералы еще
более дисперсны, размеры их частиц — 0,005—0,0001 мм. И
наконец, в почвах присутствуют коллоидно-дисперсные минеральные и
органические вещества, диаметр частиц которых обычно меньше
0,0001 мм.
Преобладание частиц того или иного размера в
почвообразующих породах и почвах определяет в значительной мере многие
физические свойства почвенной массы.
Процентное содержание в почве частиц различного размера и их
соотношение называется гранулометрическим (или механическим)
составом почв. Когда говорят о соотношении частиц различного
размера, имеют в виду группы частиц, диаметр которых лежит в
определенных пределах. Каждая из таких групп называется
гранулометрической {механической) фракцией (табл. 7.1).
В основу разделения гранулометрических фракций положены
различия главным образом в водно-физических свойствах. Так,
каменистая часть почвы или почвенный скелет почти не обладает
способностью удерживать влагу, просачивающуюся в почву, а также
поднимать ее вверх, например, от уровня грунтовых вод по капиллярам.
Песок (3,0—0,05 мм) имеет лишь очень слабую водоудерживающую
и водоподъемную способность. Напротив, пыль (0,05—0,001 мм) очень
хорошо удерживает воду и обладает хорошей водоподъемной
способностью. В пылеватых почвах вода по капиллярам может
подниматься вверх на 4—5 м от уровня грунтовых вод. Ил (< 0,001 мм)
имеет плохую водопроницаемость и меньшую, чем у пылеватых ча-
126
Таблица 7.1
Классификация гранулометрических элементов почвенной массы
(по Н.А. Качинскому)
Размер гранулометрических
элементов
>3
• 3-1
1-0,25
0,25-0,05
0,05-0,01
0,01-0,005
0,005-0,001
< 0,001
< 0,0001
Название гранулометрических элементов
Каменистая часть почв
Песок крупный
Песок средний
Песок мелкий
Пыль крупная
Пыль средняя]
Пыль мелкая 1
Ил [
Коллоиды J
> физический песок
физическая глина
стиц, водоподъемную способность. В последнем случае
капиллярные промежутки между частицами очень малы, а при увлажнении
они еще более уменьшаются за счет образования вокруг каждой
частицы пленки воды, удерживаемой силами молекулярного
притяжения. Во влажном состоянии фракция ила сильно набухает, а при
высыхании — сжимается.
Таким образом, названные четыре фракции — каменистая часть
почв, песок, пыль и ил — помимо того, что они обычно отличаются
друг от друга по минералогическому составу, различны также и по
физическим свойствам.
В большинстве стран мира, согласно Международной шкале,
принятой еще в 1926 г., почвоведы пользуются несколько иными
градациями размеров частиц при выделении гранулометрических
фракций. Граница между крупно- и мелкоземом проводится по
размеру частиц 2 мм. К фракции песка, который подразделяется на
крупный, средний и мелкий, относятся частицы размером 2—0,074 мм,
к фракции пыли — частицы, размеры которых лежат в пределах
0,074—0,002 мм.
В большинстве стран мира в соответствии с международным
соглашением при выделении фракций действует следующая
шкала размеров гранулометрических элементов: крупнозем (гравелис-
тая и каменистая часть почвенной массы) > 2 мм, мелкозем < 2 мм.
В мелкоземе выделяются фракции: песка крупного и среднего —
2—0,2 мм, мелкого — 0,2—0,074 мм, пыли — 0,074—0,002 мм, глины
(ила) — <0,002 мм.
127
Существуют различные методы гранулометрического анализа
рыхлых отложений и почв, причем, поскольку в состав почв могут
входить и крупные и мелкие частицы, способы их разделения также
несколько различны.
Перед производством анализа образцы почвы растираются в
ступке резиновым пестиком, чтобы разрушить агрегаты. Крупные
фракции — каменистая часть и крупный песок — обычно разделяются на
ситах с отверстиями 0,25; 1; 2; 5; 7 и 10 мм. Разделение частиц,
диаметр которых меньше 1 мм, производится обычно методом
гидравлического анализа или отмучивания. При таком анализе
образцы почв, пропущенные через сито с отверстиями диаметром в 1 мм,
взмучиваются в воде. При спокойном отстаивании частицы
начинают оседать на дно с различной скоростью.
Зависимость между радиусом частиц и скоростью их падения
выражается формулой Стокса
9 л
где V — скорость падения частиц, см/с; g — ускорение силы
тяжести, равное 981 см/с; г — радиус частицы, см; dx — удельная масса
частицы; d2 — удельная масса жидкости (воды), в которой ведется
анализ; ц — вязкость жидкости.
Исходя из этой формулы были рассчитаны скорости падения
частиц различного диаметра, которыми и пользуются при
проведении анализа (табл. 7.2).
Таблица 7.2
Результаты вычисления размеров частиц по формуле Стокса
и эмпирической шкале Фадеева—Вильямса—Сабанина
Скорость падения
частиц, см/с
0,2
0,02
0,00046
0,00011
Время падения
1 наем
5с
50 с
36 мин
2 ч 24 мин
Диаметр частиц
но Стоксу, мм
0,05
0,0156
0,0023
0,0012
Диаметр частиц
по Фадееву—
Вильямсу—Сабанину
0,05
0,01
0,005
0,001
Чтобы выделить частицы определенного диаметра,
рассчитывают количество времени, необходимое, чтобы столб жидкости
определенной толщины освободился от частиц с большим диаметром.
128
*fc
Д, мк
Д, мм
1 0,7 0 lg Д
0,010,005 0,0010
Рис. 7.1. Изображение результатов гранулометрического анализа
дерново-подзолистой легкосуглинистой иловато-пылеватой почвы;
пахотный горизонт (по Н.А. Качинскому):
1 — дифференциальная; 2 — кумулятивная кривые
Применяются два метода разделения механических фракций:
а) метод отмучивания фракции Сабанина, применяющийся обычно
для анализа песчаных пород и почв и выделения отдельных фракций
для дальнейшего минералогического или химического анализов;
б) метод пипетки в модификации Качинского, используемый
для почв, богатых пылеватыми и илистыми частицами (и в случае
если не требуется выделения чистых фракций).
В настоящее время используются более совершенные методы
определения гранулометрического состава, например лазерные
анализаторы размеров частиц.
Гранулометрический состав отдельного образца почвы можно
изобразить графически в виде дифференциальной кривой,
откладывая по оси абсцисс логарифмы диаметров гранулометрических
фракций, а по оси ординат — их процентное содержание (рис. 7.1).
Классификация пород и почв
по гранулометрическому составу
Для классификации пород и почв по гранулометрическому
составу названные ранее фракции объединяются в более крупные
группы. Сумма фракций, размеры частиц которых меньше 0,01 мм,
называется физической глиной; все фракции, размеры которых
находятся в пределах от 0,01 до 1 мм, относятся к физическому песку.
Соотношение между физическим песком и физической глиной
является главным критерием для классификации почв и пород по
гранулометрическому составу.
9 - 5046
129
На основании количественных показателей, приведенных в табл.
7.3, дается основное название гранулометрического состава почвы
или породы. Для дополнительной характеристики
гранулометрического состава учитывается соотношение между фракциями песка,
пыли и ила, размеры которых приведены в табл. 7.1. В
дополнительное название вводятся две преобладающие фракции. Например,
имеется образец почвы со следующим содержанием
гранулометрических фракций (табл. 7.4).
Таблица 7.3
Классификация почв и пород
по гранулометрическому составу
(по Н.А. Качинскому)
Доля физической глины (частиц < 0,01 мм), %
Лесные
почвы
0-5
5-10
10-20
20-30
30-40
40-50
50-65
65-80
1 80
Степные
почвы
0-5
5-10
10-20
20-30
30-45
45-60
60-75
75-85
85
Солончаковые
почвы
0-5
5-10
10-20
15-20
20-30
30-40
40-50
50-65
65
Основное название
Песок рыхлый
Песок связный
Супесь
Суглинок легкий
Суглинок средний
Суглинок тяжелый
Глина легкая
Глина средняя
Глина тяжелая
По соотношению физического песка и физической глины
образец относится к тяжелому суглинку. Из других фракций
преобладают: мелкий песок — 27 % и крупная пыль — 25 %. Поэтому полное
название гранулометрического состава образца — тяжелый крупно-
пылевато-мелкопесчанистый суглинок.
Если в почве или почвообразующей породе имеется фракция
крупнозема (частицы с диаметром >3 мм), учитывается процентное
содержание этой фракции в общей массе и характеризуется степень
скелетности или каменистости согласно приведенным ниже
градациям (по Н.А. Качинскому) (табл. 7.5).
130
Таблица 7.4
Гранулометрический состав почвы
Размер фракций, мм
1-0,25
0,25-0,05
0,05-0,01
1-0,01
0,01-0,005
0,005-0,001
< 0,001
0,01-0,001
Название фракции
Песок средний
Песок мелкий
Пыль крупная
Физический песок
Пыль средняя
Пыль мелкая
Ил
Физическая глина
Содержание, %
3
27
25
55
15
20
10
45
Таблица 7.5
Степень каменистости почвы
Содержание фракции < 3 мм, %
<0,5
0,5-5,0
5-10
>10
Степень каменистости
Некаменистые
Слабокаменистые
Среднекаменистые
Сильнокаменистые
Для графического определения соотношения фракций в
различных по гранулометрическому составу породах и почвах
используют диаграмму в форме треугольника, на стенках которого
показано содержание (от 1 до 100 %) ила, пыли и песка. При
пересечении координат, проведенных параллельно сторонам треугольника,
внутри него обособляются поля с тем или иным соотношением
этих фракций.
На рис. 7.2 показаны соотношения фракций ила, песка и пыли,
принятые в США и странах Западной Европы для определения
принадлежности почв к той или иной по гранулометрическому составу
классификационной группе.
В таблицах гранулометрических анализов обычно приводятся
данные содержания фракций во всех горизонтах почв и в почвооб-
9* 131
100 % глины
90 80 70 60 50 40 30 20 10
Песок
Рис. 7.2. Диаграмма гранулометрического состава:
/ — глина; 1а — опесчаненная глина; 16 — пылеватая глина; 2 — тяжелый суглинок; 2а — опес-
чаненный тяжелый суглинок; 26 — пылеватый тяжелый суглинок; 3 — средний суглинок;
За — легкий (опесчаненный) суглинок; 36 — пылеватый суглинок; 4 — пыль; 5 — песок;
5а — супесь
разующей породе. При рассмотрении данных необходимо прежде
всего определить гранулометрический состав каждого горизонта, а
затем проанализировать, изменяется ли гранулометрический состав
почв по генетическим горизонтам и отношению к породе. Если эти
изменения наблюдаются, то уточнить, за счет увеличения (или
уменьшения) содержания каких гранулометрических фракций они
происходят. Для этого полезно представить данные
гранулометрических анализов в графической форме, как это показано на рис. 7.3.
Возможны следующие варианты изменений гранулометрического
состава по профилю почв.
1. Верхняя часть профиля наиболее обогащена илистыми и тон-
копылеватыми частицами и содержит небольшое количество круп-
нозема. Вниз по профилю к почвообразующей породе содержание
тонких фракций уменьшается, а крупнопылеватых и песчаных
постепенно увеличивается, возрастает также степень каменистости.
Подобный ход распределения механических фракций весьма
типичен для почв, формирующихся на маломощном элювии
плотных осадочных или изверженных пород, и является следствием
132
а б в
Рис. 7.3. Профильный метод изображения гранулометрического состава:
а — чернозем глинистый иловато-пылеватый; б — солонец столбчатый суглинистый иловато-
пылеватый; в — сильнооподзоленная тяжелосуглинистая песчано-пылеватая почва; / — потеря
при обработке 0,05 н. НС1; 2 — песок средний; 3 — песок мелкий; 4 — пыль крупная;
5 — пыль средняя; б — пыль мелкая; 7 — ил
процессов выветривания и почвообразования, протекающих
наиболее интенсивно в верхнем, биохимически активном горизонте
(рис. 7.4, я).
2. Верхняя часть профиля имеет более тяжелый
гранулометрический состав, чем нижняя его часть или чем подстилающая
порода, но в отличие от предыдущего случая граница между частями
профиля, имеющими существенно различный гранулометрический
состав, очень резкая. В этом случае весьма вероятно формирование
почвенного профиля в пределах первоначально неоднородной по
гранулометрическому составу толщи. В качестве примера можно
назвать случай, когда почва формируется на озерных или
аллювиальных супесях или суглинках или на покровных суглинках,
подстилаемых песками (рис. 7.4, б).
3. Верхняя часть профиля резко обеднена илистой фракцией, в
средней части профиля наблюдается увеличение содержания
последней, а в почвообразующей породе ее содержание или несколько
уменьшается, или остается постоянным (рис. 7.4, в). Причины
подобного хода распределения ила могут быть различны: а)
первоначально неоднородный гранулометрический состав наносов,
захваченных почвообразованием, с чередованием слоев более легкого и
более тяжелого гранулометрического состава; б) вынос илистой
фракции из верхних элювиальных горизонтов и накопление ее в
горизонте иллювиальном (рис. 7.4, г). В данном случае дифференциация
133
Фракции, %
О 25 50 75100 0 25 50 75 100 0 25 50 75 100 0 25 50 75 100
Рис. 7.4. Варианты распределения гранулометрических фракций
по профилю почв:
/ — илистая; 2 — пылеватая; 3 — песчаная; 4— крупнозем
профиля по механическому составу обязана самому процессу
почвообразования; в) более интенсивное выветривание первичных
минералов и образование глинистых минералов преимущественно в
средней части почвенного профиля по сравнению с верхними
горизонтами и почвообразующей породой.
Часто на основании данных гранулометрических анализов не
удается до конца решить, какова причина дифференциации
профиля. Для этого приходится сопоставлять данные гранулометрических
анализов с анализами минералогического и химического составов и
микроморфологией генетических горизонтов почв. Однако
некоторые выводы все же возможно сделать, произведя соответствующие
пересчеты результатов гранулометрических анализов.
Для установления степени однородности исходного
гранулометрического состава измененной почвообразованием толщи
вычисляется соотношение между количеством гравелистой, крупно-
средне- и мелкопесчаной фракций, а также между суммой песчаных
частиц и количеством крупнопылеватой фракции по горизонтам.
Если соотношение между названными (наименее измененными в
процессе почвообразования) фракциями по профилю почвы
остается примерно постоянным, можно предполагать исходную
однородность гранулометрического состава и оглинение средней части
профиля связывать с почвообразующими процессами. Если же
соотношения между крупными фракциями сильно варьируют, весьма
134
вероятна исходная неоднородность почвообразующей толщи
наносов. Например, широко распространен случай образования почв на
двучленных наносах, в которых верхняя часть профиля
формируется в слое покровного безвалунного суглинка, средняя и нижняя
части в толще, более тяжелой по гранулометрическому составу, но в
то же время обогащенной каменистым материалом морены.
Если установлено, что дифференциация профиля является
следствием почвообразования, можно рассчитать степень
дифференциации (или степень контрастности) почвенного профиля по
гранулометрическому составу. Для этого берут отношение содержания
фракции ила в иллювиальном горизонте к содержанию его в горизонте
элювиальном, наиболее обедненном илистой фракцией. Для
разделения почв по степени дифференциации профиля принимаются во
внимание следующие количественные критерии (табл. 7.6):
Таблица 7.6
Разделение почв
по степени дифференциации профиля
Ил в горизонте В, % ^
^—""" Ил в горизонте А (А 2), %
1,2-1,5
1,5-2,0
2,0-3,0
>з,о
Степень дифференциации профиля
Слабо дифференцирован
Средне дифференцирован
Сильно дифференцирован
Очень сильно дифференцирован
Природа дифференциации профиля устанавливается на
основании рассмотрения не только гранулометрии, но и минерального
состава, а также комплекса других компонентов и свойств.
Минеральные почвенные горизонты
По своему происхождению минеральные почвенные горизонты
делятся на элювиальные, иллювиальные, метаморфические и глеевые.
Элювиальные горизонты образуются за счет вымывания из них
различных подвижных продуктов почвообразования и накопления
остаточных, самых устойчивых труднорастворимых минералов,
среди которых наиболее обычен кварц, а в некоторых почвах —
аморфный кремнезем. Вымывание красящих веществ (гумуса,
соединений железа) и остаточное накопление светлых минералов (кварца,
135
кислых полевых шпатов, аморфного кремнезема и др.)
обусловливают светлую белесую окраску элювиальных горизонтов.
Вымывание глинистых частиц и коллоидов приводит к остаточному
накоплению песчаных и пылеватых частиц, поэтому элювиальные
горизонты выделяются в профиле более легким гранулометрическим
составом, пылеватостью, непрочной плитчатой или листоватой
структурой. Они обозначаются индексами А2 или Е.
Иллювиальные горизонты формируются в средней и нижней
частях профиля за счет вмывания в них из вышележащих горизонтов
относительно подвижных продуктов почвообразования, перемещающихся
в виде суспензий, коллоидных и истинных растворов и выпадающих в
осадок по мере испарения растворов и изменения физико-химической
и термодинамической обстановок. Иллювиальные горизонты часто
более тяжелого гранулометрического состава, чем вышележащие
горизонты и чем почвообразующие породы. Эти горизонты более
плотные, имеют ореховатую, крупнопризматическую, глыбистую, а в
некоторых почвах столбчатую структуру. Они обогащены по отношению
к верхним горизонтам и почвообразующей породе относительно
подвижными минеральными, органо-минеральными или
органическими веществами, выносимыми из верхней части почвенной толщи.
Внешний вид и химический состав иллювиальных горизонтов
различных почв и даже одной и той же почвы на разных глубинах
неодинаков. Это обусловлено различной степенью растворимости и
подвижности передвигающихся в пределах почвенного профиля веществ.
Наиболее легко растворимы, а следовательно, и наиболее подвижны
простые соли (NaCl, Na2C03, Na2S04, MgCl2, Са(НСОэ)2 и др.).
Значительно менее подвижны вещества, дающие коллоидные растворы:
гидроксиды железа, алюминия, марганца, кремнезем, сложные
органические (гумусовые) и органо-минеральные вещества, а также
суспензии глинистых минералов.
Иллювиальные горизонты обозначаются индексом В, но с
добавлением малого индекса, указывающего на состав вмываемых в
данный горизонт веществ.
Во многих почвах в иллювиальных горизонтах накапливаются
вымываемые из верхних горизонтов карбонаты кальция. На
некоторой глубине формируется плотный, с многочисленными
новообразованиями иллювиально-карбонатный горизонт Вса.
В почвах, развивающихся на гипсовых породах, в условиях
аридного климата гипс, выщелачиваемый из верхних почвенных
горизонтов, накапливается в нижележащем иллювиальном горизонте.
Он образуется в виде мелких кристаллов, прожилочек и более
крупных кристаллических стяжений. Иллювиально-гипсовый горизонт
обозначают индексом Bcs.
136
В случае, когда в иллювиальный горизонт привносятся илистые
частицы, он резко выделяется по гранулометрическому составу,
плотности, структуре и называется иллювиально-текстурным
горизонтом, обозначаясь индексом Вг
Если в иллювиальном горизонте накапливаются гидроксиды
железа и он имеет ржаво-бурый или охристый цвет, он называется
иллювиально-железистым и обозначается индексом BFe.
При накоплении в иллювиальном горизонте железо- и алюмо-гу-
мусовых органо-минеральных соединений и комплексов он
приобретает темно-серую, часто кофейную окраску. В этом случае его
называют иллювиально-гумусовым горизонтом и обозначают индексом Bh.
В некоторых почвах можно наблюдать несколько иллювиальных
горизонтов, располагающихся один под другим, причем более легко
растворимые соединения вымыты глубже, а более трудно
растворимые — менее глубоко. Так, встречаются почвы, в которых
присутствуют карбонатный горизонт и ниже его — гипсовый горизонт, или
почвы, в которых в верхней части иллювиального горизонта
накапливаются полуторные оксиды, а в располагающемся под ним
иллювиальном горизонте обнаруживается накопление извести и т. д.
Метаморфические горизонты, или горизонты внутрипочвенного
выветривания, формируются в средней, безгумусовой или
малогумусовой части профиля в определенных гидротермических условиях
(длительные положительные температуры, достаточная влажность, на
породах, богатых первичными минералами). При активном
физическом и химическом выветривании первичных алюмосиликатов и
силикатов в метаморфическом горизонте накапливаются глинистые
минералы, размеры кристаллов которых измеряются микронами и
долями микронов, образуются коллоидные осадки, горизонты мета-
морфизации оглиниваются, в них накапливаются тонкопылеватые и
илистые частицы, образовавшиеся в этом же горизонте in situ.
Вследствие деятельности корней и почвенной фауны нарушается
сложение исходной породы. Последнее особенно хорошо заметно, если
почвообразование идет на коре выветривания массивных пород.
Метаморфические горизонты подразделяются по составу образующихся
в них вторичных минералов. Метаморфические горизонты имеют
бурый или коричневато-бурый цвет. Обозначаются они индексом Вт.
Особый облик и состав имеют глеевые горизонты. Они
образуются в почвах с плохой аэрацией, часто переувлажненных, где
окислительная обстановка сменяется восстановительной. Вследствие
восстановления соединений железа и его последующего частичного
окисления эти горизонты имеют сизо-серый, зеленоватый,
оливковый цвет, часто чередующийся с охристыми и ржавыми пятнами в
137
зонах локальной аэрации (трещины, ходы корней и червей). Глее-
вые горизонты обозначаются индексом (7. Если признаки оглеения
появляются в каких-либо других минеральных горизонтах, они
получают двойную индексацию (например, A2g — элювиальный огле-
енный, Bmg — метаморфический оглеенный и т. д.).
Горизонты гидрогенной аккумуляции подвижных соединений
образуются в различных частях профиля почв за счет выпадения из
растворов веществ, приносимых со стороны с почвенными или фунтовыми
водами. При испарении вод растворенные в них соли
кристаллизуются на поверхности почв или внутри почвенной толщи, заполняя в
последнем случае поры, трещины, корневые ходы и другие полости или
образуя сцементированные плотные горизонты (хардпэны). По
составу накапливающихся компонентов горизонты гидрогенной
аккумуляции столь же разнообразны, как и иллювиальные горизонты. В
засушливых областях широко распространены горизонты гидрогенной
аккумуляции легкорастворимых солей, гипса, извести и аморфного
кремнезема, в более влажных — сцементированные ожелезненные
горизонты. Эти горизонты обозначаются индексом S.
Неизмененная почвообразованием материнская, или почвообра-
зующая, порода обозначается индексом С. Если она быстро
сменяется с глубиной другой, подстилающей, породой, последняя
обозначается индексом D.
Мощность и степень выраженности почвенных генетических
горизонтов существенно варьируют. Различен и характер границ между
горизонтами: в одном случае границы резкие, в других — неясные и
тогда выделяется ряд переходных, промежуточных горизонтов,
обозначаемых двойной индексацией, например А2В или ВС и т. д.
Глава 8
ОРГАНИЧЕСКИЕ И ОРГАНО-МИНЕРАЛЬНЫЕ
ВЕЩЕСТВА ПОЧВ
Источники органических веществ в почвах
и их химический состав
Органические вещества поступают в почвы с наземными и
корневыми остатками высших растений, при отмирании
многочисленных популяций микроорганизмов и обитающих в почве животных.
Некоторая часть органических веществ поступает с
прижизненными корневыми выделениями растений и животных, экскрементами
и разнообразными метаболитами микроорганизмов.
138
Основная масса органических остатков поступает с наземным и
корневым опадом высшей растительности и колеблется в широких
пределах: от 10—12 ц/га в год в холодных и жарких пустынях до
210—250 ц/га во влажных субтропических и тропических лесах.
Умеренно засушливые и луговые степи поставляют с наземным и
главным образом корневым опадом 100—140 ц/га органических
остатков в год. Под лесной растительностью большая часть
органических остатков поступает на поверхность почвы, под травянистой
растительностью преимущественно — внутрь почвы, при
отмирании корней.
В состав органических остатков входят воски, жиры, смолы,
целлюлоза, гемицеллюлозы, растворимые углеводороды и лигнин.
Соотношение этих компонентов в различных видах растений и различных
органах одного и того же вида неодинаково. По высокому содержанию
восков и смол существенно выделяется хвоя деревьев, по высокому
содержанию целлюлозы и лигнина и почти полному отсутствию
белков — древесина хвойных и лиственных пород. Значительное
содержание белков характерно для многолетних бобовых трав и особенно
для бактерий, в телах которых они преобладают. В состав растительных
тканей входят также разнообразные органические кислоты жирного и
ароматического рядов: щавелевая, янтарная и др.
В органических остатках присутствуют также зольные элементы
(Са, К, Mg, P, S, Si, Fe, Al, Mn) и многие микроэлементы (Mo, В,
Ва, Sr, Cu, Zn и др.).
Агенты и процессы преобразования
органических остатков в почвах
Органические вещества, поступающие в почву, подвергаются
процессам разложения. Часть их быстро минерализуется, другая
часть, претерпевая ряд превращений, накапливается в почвах в виде
сложных специфических высокомолекулярных органических
соединений — гумусовых веществ. Процессы разложения, полной
минерализации и ресинтеза протекают одновременно, сложным образом
сочетаясь друг с другом.
Агентами преобразования органических веществ в почве
являются кислород, вода и обитающие в почве микроорганизмы: грибы,
бактерии, актиномицеты. Способствует разложению органических
остатков многочисленная группа беспозвоночных животных.
Сапрофаги питаются отмершими растительными тканями,
размельчают их, обогащают кишечной микрофлорой и ускоряют
разложение растительных остатков в несколько раз. Их работу про-
139
должают детритофаги и копрофаги, потребляющие уже
измельченные растительные ткани. В разложении растительных остатков
активно участвуют энхитреиды (малощетинковые черви), микроарт-
роподы (колемболы, клещи) и макроартроподы (мокрицы),
личинки жуков и двукрылых, а также люмбрициды (земляные черви).
Беспозвоночные животные живут в симбиозе с микроорганизмами,
выбросы их обогащены ферментами.
В разложении и ресинтезе органических веществ в почве осо*
бенно большую роль играют микроорганизмы. В процессе
жизнедеятельности микроорганизмы выделяют в среду обитания особые
вещества — экзоэнзимы (или ферменты). Они действуют как
катализаторы химических реакций и ускоряют процессы гидролиза,
окисления, сбраживания поступающих в почвы органических остатков.
Часть продуктов полураспада растворима в воде и хорошо
усваивается клетками микроорганизмов. Остальная, большая, часть
(75—80 % общей органической массы) в аэробных условиях при
участии гетеротрофных, т. е. нуждающихся в готовом
органическом веществе, микроорганизмов подвергается окислению.
Выделяющаяся при этом энергия используется гетеротрофными
микроорганизмами в процессе дыхания, а частично рассеивается в
форме тепловой энергии.
Наряду с гетеротрофными микроорганизмами в процессах
окисления органических веществ и продуктов их разложения участвуют
хемотрофные организмы. Необходимую энергию для жизни они
получают за счет окисления химических элементов с переменной
зарядностью. Это прежде всего азот и сера, входящие в состав
белков и некоторых других органических веществ.
Окисление азота от двух- до пятизарядного происходит при
участии аммонифицирующих и нитрифицирующих бактерий. На первом
этапе идет окисление азота аминокислот с образованием аммиака.
При растворении аммиака в воде, содержащей углекислоту,
образуется углекислый аммоний (NH4)2C03. Аммонийный ион может
усваиваться корнями растений и микроорганизмами. Часть аммонийного
азота подвергается под воздействием нитрификаторов дальнейшему
окислению до нитритов N02 и нитратов N03. При окислении
выделяется энергия, которая расходуется микроорганизмами на
ассимиляцию углекислоты. Этот процесс называется хемосинтезом.
Хемотрофные микроорганизмы, участвующие в окислении серы, принадлежат к
особой группе серобактерий. Освобождающийся при разложении
белков сероводород окисляется с образованием элементарной серы,
а затем серной кислоты. Схема процесса такова:
H2S + О -> S + Н20; S + ЗО + Н20 -> H2S04
140
Образующаяся серная кислота дает с различными катионами соли,
большая часть которых хорошо растворима в воде и доступна
корням растений.
Под совокупным воздействием аэробных микроорганизмов
происходят быстрое окисление и минерализация органических остатков
с образованием кислородных соединений. Углерод окисляется до
углекислоты С02, водород — до воды Н20, азот — до азотистой
HN02 и азотной HN03 кислот, фосфор — до фосфорной кислоты
Н3Р04, сера — до серной кислоты H2S04. Получается ряд сильных
кислот, которые соединяются с имеющимися в почве или золе
растений основаниями; образуются различные соли, растворимые
в воде и служащие источником пищи для растений и
микроорганизмов.
При недостатке кислорода идут процессы восстановления
минеральных соединений с участием анаэробных микроорганизмов.
Нитраты восстанавливаются до аммиака и молекулярного азота —
процесс денитрификации. Сульфаты восстанавливаются до
сероводорода — процесс десульфуризации.
При анаэробном разложении органических соединений
продуктами минерализации являются бескислородные соединения: водород
Н, метан СН4, аммиак NH3, молекулярный азот N, фосфористый
водород РН3 и сероводород H2S. Все эти газообразные вещества
входят в состав почвенного воздуха, а частично, при газообмене с
атмосферой, удаляются из почвы. При анаэробном разложении геми-
целлюлоз идут процессы брожения, в большом количестве
образуются органические кислоты: масляная, уксусная, муравьиная и др.
Процессы анаэробного разложения органических остатков идут
медленно; ткани растений, сложенные наиболее устойчивыми
органическими веществами (лигнином, смолами, восками), очень долго
не разлагаются.
Процессы гумификации
Гумификация — это совокупность биохимических и
физико-химических процессов, в результате которых органические вещества
индивидуальной природы превращаются в специфические
гумусовые вещества. Образование их при разложении органических
остатков можно наблюдать путем микроскопических исследований.
Работами Н.А. Красильникова, Е.Н. Мишустина, М.М.
Кононовой установлена определенная последовательность смены
основных групп микроорганизмов на разных стадиях разложения
остатков и образования гумусовых веществ:
141
плесневые грибы и неспороносные бактерии -> споровые
бактерии -> целлюлозные миксобактерии -» актиномицеты.
Развитие тех или иных групп микроорганизмов определяется в
значительной мере составом растительных остатков. Плесневые
грибы и сапрофитные бактерии, развивающиеся на первой стадии
гумификации, используют наиболее доступные органические
вещества: углеводы, аминокислоты, простые белки и доступную часть
целлюлозы. Позднее появляются целлюлозные миксобактерии. Они
способны использовать разнообразные углеводы, но азот они
усваивают только в минеральных формах. Появляющиеся в конце
процесса гумификации актиномицеты используют уже трудно
разлагаемые компоненты растительных тканей, а также новообразованные
гумусовые вещества.
Под воздействием различных групп микроорганизмов в
растительных остатках нарушается связь между тканями: они
уменьшаются в объеме и массе, что свидетельствует о частичной
минерализации органических веществ до конечных продуктов (Н20, С02, N03
и др.). Растительные остатки буреют, а затем темнеют, теряют свою
первоначальную форму и образуют аморфную массу, неотделимую
механическим путем от минеральной части и прокрашивающую
верхнюю часть почвенной толщи. Достаточное увлажнение (30—40 %
воды) и высокая температура (около 26—28 °С) с небольшими
колебаниями, а также нейтральная реакция ускоряют процессы
гумификации.
Скорость разложения растительных остатков, как показали
исследования, увеличивается при воздействии обитающих в почве
мелких беспозвоночных. Столь же сильное воздействие на
разложение органических остатков оказывают дождевые черви,
пропускающие их через кишечный тракт. В одних и тех же условиях
температуры и влажности скорость разложения изменяется в зависимости
от химического состава растительных остатков. Начальные
признаки гумификации и появление гумусовых веществ отмечаются через
различное количество дней.
Изучение строения свежих и гумифицированных растительных
остатков под микроскопом показало, что на первых стадиях
гумификации разлагаются живые ткани: в корнях клевера —
сердцевидные лучи, наполненные крахмалом, позднее — камбий, флоэма,
паренхима коры, еще позднее — паренхима древесины. Пробковый
слой коры и одресневевшие стенки сосудов на ранних стадиях
гумификации вообще не разлагаются. В листьях также сохраняются
лигнифицированные ткани — жилки листа.
142
Одновременно в клетках разлагающихся тканей, наполненных
микроорганизмами, в частности целлюлозными миксобактериями,
образуются бурые гумусовые вещества. На поздних стадиях
разложения идет гумификация и за счет лигнифицированных тканей.
Таким образом, все растительные вещества, претерпевая сложные
биохимические превращения, могут служить источником
гумусовых веществ. Участие разнообразных исходных веществ в
образовании гумуса в настоящее время общепризнано. Однако механизм
включения высокомолекулярных соединений в гумусовые вещества
не вполне ясен.
Согласно М.М. Кононовой, схема гумификации такова (рис. 8.1).
1. Начальные стадии процесса гумификации растительных
остатков идут при участии микроорганизмов и сопровождаются
минерализацией части входящих в них компонентов до С02, Н20,
NH3 и др.
2. Все компоненты растительных тканей — первоисточники фе-
нольных соединений, аминокислот и пептидов. Они представляют
собой структурные единицы, из которых формируются гумусовые
вещества.
1
ОАГ'ТМТППииЫЕ ПГТАТУи
Целлюлоза и
углеводы
[
Фенолъные
соединения
(продукты
метаболизма)
♦
Белки
1
Аминокислоты,
пептиды
(продукты
распада и
ресинтеза)
1
'
Лигнин, танины
l
Фенолъные
соединения
(продукты
распада)
] I
Конденсация
Поликонденсация (полимеризация),
образование гумусовых веществ
Рис. 8.1. Основные пути образования гумусовых веществ
(по М.М. Кононовой)
143
3. Конденсация этих структурных элементов происходит путем
окисления фенолов фенолоксидазами до хинонов, которые
взаимодействуют с аминокислотами и пептидами.
4. Последнее звено в формировании гумусовых веществ — по-
ликонденсация (полимеризация).
Разные фазы процесса гумификации тесно координированы и
могут протекать одновременно.
Иная гипотеза гумификации была предложена И.В. Тюриным в
30-х гг. XX в., получившая позднее развитие в работах Л.Н.
Александровой. Согласно этой гипотезе гумификация — это сложный,
биофизико-химический процесс, в котором участвуют не простые,
мономерные, а сложные высокомолекулярные промежуточные
продукты распада органических веществ, имеющие циклическое
строение (белки, дубильные вещества, лигнин и др.). Главное значение
имеет медленное биохимическое окисление высокомолекулярных
продуктов разложения, сопровождающееся их конденсацией.
Гумус почвы. Состав и свойства
Гумус почвы — это сложный комплекс органических
соединений, в состав которого входят две главные группы веществ: 1)
неспецифические органические соединения индивидуальной
природы, встречающиеся не только в почвах, но и в других объектах
(тканях растений, животных); 2) специфические для почв комплексы
органических соединений сложного строения — это собственно
гумусовые вещества.
1. Индивидуальные органические вещества поступают в почвы
при разложении органических остатков и как продукты метаболизма
микроорганизмов. Многие из них водорастворимы и
выщелачиваются уже на первых стадиях разложения. Это входящие в растительные
клетки сахара, многие простые органические кислоты, растворимые
полифенолы. Другие освобождаются или вновь образуются в
последующих стадиях разложения. К ним относятся многочисленные
алифатические кислоты, аминокислоты, протеины, углеводы, феноль-
ные соединения и органические фосфаты.
Вещества индивидуальной природы составляют небольшую долю
от общего содержания в почве органических веществ, не
превышающую 10—15 %. Однако их роль в почвообразовании весьма
значительна: они активно участвуют в процессах внутрипочвенного
выветривания минералов, в образовании органо-минеральных
комплексов, в том числе внутрикомплексных (хелатных) органо-минеральных
соединений с железом, марганцем, алюминием. Многие из них яв-
144
ляются хорошими структурообразователями. Они обладают
физиологической активностью. Даже ничтожные количества некоторых
из этих веществ влияют на растения, оказывая положительное или,
наоборот, угнетающее действие на их рост и развитие.
2. Группа специфических гумусовых веществ составляет 85—90 %
общего количества органического вещества в почве.
Гумусовые вещества представляют собой системы
высокомолекулярных азотсодержащих органических соединений циклического
строения и кислотной природы. Вследствие кислотных свойств гумусовые
вещества реагируют с минеральной частью почвы и образуют орга-
но-минеральные комплексы, часть которых весьма устойчива и
прочно закрепляется в почвах.
В состав собственно гумусовых веществ входят две основные
группы: 1) группа темноокрашенных гуминовых кислот, в пределах
которой выделяются собственно гуминовые кислоты (серые), уль-
миновые кислоты (бурые) и растворимые в спирте (в отличие от
остальных) гиматомелановые кислоты; 2) группа желтоокрашенных
фульвокислот.
Некоторые исследователи выделяют в самостоятельную третью
группу гумины. Это комплекс гуминовых и фульвокислот, прочно
связанных с минеральной алюмосиликатной частью почвы. В
большинстве случаев гумины не выделяются в особую группу гумусовых
веществ; при анализе гумуса они обычно рассматриваются как «не-
гидролизуемый», или «нерастворимый», остаток.
Разделение гумусовых веществ на группы и подгруппы
производится на основании различий их элементного состава, физических
и химических свойств, проявляющихся в степени растворимости в
щелочах, кислотах и спирте (рис. 8.2).
Гуминовые кислоты имеют темный цвет (от темно-бурого до
темно-коричневого), они растворяются в едких щелочах и водных
растворах аммиака, осаждаются из щелочных растворов кислотами в
виде аморфного хлопьевидного осадка.
Элементный состав гуминовых кислот несколько варьирует в
различных почвах в следующих пределах (%): С — 52—62; Н — 3—4,5;
N - 3,5-4,5; О - 32-39; C/N - 14-19; С/Н - 10-22; О/Н - 8-10,5.
Содержание и соотношение элементов изменяются в
зависимости от химического состава органических остатков и условий
гумификации. В гуминовых кислотах лесных почв (подзолистых, серых
лесных, буроземов, красноземов) содержание углерода несколько
ниже, а кислорода — выше, чем в гуминовых кислотах степных почв
(черноземов, каштановых, где содержание углерода повышается, а
кислорода — падает).
10-5046 145
ПОЧВА
1 (декальцинированная)
1
Обработка спиртом и бензолом
!
i
Раствор: битумы,
воска, смолы
Не
|f
Раствор черный:
гуминовые и
фульвоки слоты
йтрализация кислот
t
t
Черный
осадок,
гуминовые
кислоты 1
i
Обработка ci
шр
ой
I
Желтый
раствор,
фульво-
кислоты
ггом
.н—
1 Остаток,
не растворимый
в спирте: черные
гуминовые
кислоты
б)
НОЕ
Обработка
шр.пггапмп
|
1 Остаток
1 нерастворимый
Т
♦
i
1
Остаток,
1 не растворимый
в щелочи
Обработка кислотой
♦
♦
Желтый
раствор,
фульво-
кислоты J
1
Раствор: 1
грые гуми- 1
ые кислоты 1
1 Остаток,
1 не раство-
1 римый в
1 кислоте:
1 тумины
Рис. 8.2. Схема основной обработки почвы
при выделении различных групп органических веществ
Строение молекулы гуминовых кислот до конца не изучено. На
основании химических, рентгеновских и спектрографических
исследований продуктов гумификации установлено, что основными
структурными единицами молекулы гуминовых кислот являются
ядро, боковые цепи и периферические функциональные группы.
Наиболее хорошо изучен состав функциональных групп.
Выделяются следующие функциональные группы: карбоксильные (СООН),
фенольные и спиртовые (ОН), метаксильные (ОСН3),
карбонильные (С—О). Водород карбоксильных и фенольных групп спосо-
146
бен обмениваться на различные основания. Количество
катионов, замещающих водород карбоксильных функциональных групп,
при нейтральной реакции составляет 350—450 мг • экв на 100 г
вещества. В щелочной среде в обменных реакциях участвует также
водород фенольных гидроксидов и емкость обмена возрастает до
600—700 мг • экв на 100 г.
В отношении строения ядер, связующих их атомов и боковых
цепей единого мнения нет. Предполагают, что в состав ядер входят
ароматические и гетероциклические пяти- и шестичленные кольца типа
бензола, пиррола, пиридина, а также системы колец,
конденсированные из различных типов ядер. Боковые цепи включают углеводные,
аминокислотные и другие группы, а мостики представлены
отдельными атомами (О, N, С) или группами (Н, СН, СН2—С = О и др.).
Один из вариантов строения гуминовой кислоты был предложен
С.С. Драгуновым (рис. 8.3). Молекулы гуминовых кислот, как
показали электронноскопические исследования, имеют сферическую и
угловатую формы с минимальным диаметром 30 А и легко
агрегируются в более крупные частицы коллоидальных размеров.
На основании данных об элементном составе гуминовых и фуль-
вокислот различных типов почв и данных о выходе бензол-карбо-
новых кислот при окислении гуминовых и фульвокислот перманга-
натом калия Д.С. Орлов произвел расчет простейших формул этих
кислот и рассчитал их минимальные молекулярные массы.
Молекулярные массы гуминовых кислот лежат в пределах 40 000—70 000.
Истинные молекулярные массы сложных полимеров,
естественно, значительно выше, но они должны быть кратными найденным.
В соответствии с ними изменяются химические и физические
свойства гуминовых кислот.
Фулъвокислоты по сравнению с гуминовыми кислотами
содержат меньший процент углерода и азота и более высокий — водорода
и кислорода. Элементный состав фульвокислот варьирует в
следующих пределах (%): С - 40-52, Н - 4-6, О - 40-48, N - 2-6.
с6нно5
соон о рн
°н сн2 сн-сн2 он сн-сн2 о
° 2 осн3н о 2 сн2 о 2 он
СО - NH- C3Hi803N
Рис. 8.3. Строение молекулы гуминовой кислоты (по С.С. Драгунову)
ю« 147
Минимальная молекулярная масса простейшей структурной ячейки
фульвокислот выше, чем элементарных ячеек гуминовых кислот, и
составляет 10 000—12 000. Наиболее высока она у фульвокислот,
выделенных из подзолистых почв.
В структуре фульвокислот, подобно гуминовым, присутствуют
ароматические и алифатические группы, но ядерная часть их
выражена менее ярко, преобладают боковые цепи. Фульвокислоты
имеют большее, чем гуминовые, количество карбоксильных и фенол-
гидроксильных групп, поэтому емкость поглощения катионов у
фульвокислот выше, чем у гуминовых, и составляет 600—700 мг-экв на
100 г вещества.
Фульвокислоты хорошо растворимы в воде; их водные растворы
имеют очень кислую реакцию (рН 2,6—2,8), обладают большой
агрессивностью и являются активными агентами разрушения
первичных и вторичных минералов.
Влияние факторов почвообразования
на образование и накопление гумуса
Количество и состав гумуса в почвах зависят от сочетания
факторов почвообразования. Гумус почвы — динамическая система,
постоянно обновляющаяся за счет поступления и гумификации новых
органических остатков и минерализации ранее образовавшегося
гумуса. В зависимости от соотношения этих процессов в почвах в
каждый данный момент времени присутствует большее или меньшее
количество гумуса. От совокупности внешних условий зависит
групповой состав гумуса и соотношение различных его фракций,
представляющих те или иные органо-минеральные соединения.
Прямой связи между содержанием гумуса и количеством
поступающих в почвы органических остатков установить не удается.
Большое значение имеют химическая природа органических
остатков и скорость их гумификации и минерализации в результате
деятельности микроорганизмов. Установлено, что растительные остатки
разлагаются тем быстрее, чем больше они содержат углеводов и белков
и чем меньше — устойчивых компонентов, в частности лигнина.
Скорость гумификации и минерализации органических веществ
увеличивается с увеличением микробного населения почв и его
биохимической активности.
Результаты исследований показали, что с севера на юг, по мере
перехода от северных подзолов к дерново-подзолистым почвам,
черноземам, каштановым почвам и сероземам, микробное население
становится более разнообразным, а мобилизация содержащегося в
148
гумусе азота — более интенсивной. В этом же ряду повышается не
только количество микроорганизмов, приходящееся на 1 г
органического вещества, но и их биохимическая активность.
Высокая насыщенность почв активной микрофлорой, как,
например, в сероземах (более 200 тыс. на 1 г гумуса), так же как и
слабая насыщенность, как, например, в тундрово-глеевых почвах
(немногим более 40 тыс. на 1 г гумуса), не способствуют
накоплению гумуса в почвах. В первом случае все органические вещества
быстро минерализуются, во втором — значительная их часть
сохраняется в подстилках в горизонте АО, а водорастворимые фракции
вымываются.
Наибольшие запасы гумуса характерны для черноземов — почв
со средним содержанием микроорганизмов (около 55 тыс. на 1 г
гумуса) (рис. 8.4).
Большую роль в процессах превращения органических веществ
в почвах играют гидротермические условия.
224500 Микроорганизмы, тыс.
Бурые и Каштановые Черноземы Подзолистые Тундрово-
сероземы обыкновенные глеевые
Рис. 8.4. Микроорганизмы (а) и гумус (б) в различных почвах
(по М.М. Кононовой)
149
Слабое разложение органических веществ начинается уже около
О °С, с повышением температуры до 35 °С процесс усиливается, а
при более высоких температурах ослабляется. При температуре свыше
50 °С наблюдается некоторое усиление процессов, но не за счет
микробиологической деятельности, а вследствие химического
распада органических веществ. Последние условия могут
периодически наступать в верхних горизонтах почв переменно-влажных
тропиков.
Микробиологическая активность зависит от соотношения
температуры и влажности почв. Наиболее высокая активность
наблюдается при значениях температуры 26—30 °С и влажности 60—80 %
от полной влагоемкости.
При возрастающем значении температуры и влажности или
одновременном их уменьшении энергия разложения органических
веществ падает. Поэтому между гидротермическим режимом почв и
запасами гумуса наблюдается определенная связь. Наиболее гуму-
сированы почвы, существующие при умеренном гидротермическом
режиме, особенно когда имеет место чередование периодов
активной микробиологической деятельности с периодами ее ослабления
в силу низких температур или сухости. При активизации
микроорганизмов идет разложение и гумификация органических остатков, а
при ослаблении — консервация, закрепление в почве
образовавшихся гумусовых веществ. Такие оптимальные условия создаются в
зоне луговых и умеренно засушливых степей, где и образуются
наиболее гумусированные почвы — черноземы.
В восстановительной среде скорость гумификации падает и
вместо гумуса накапливается торф, полуразложившиеся растительные
остатки сохраняются в течение тысячелетий.
Закреплению гумуса в почвах способствует определенный
состав минеральной части почв. В почвах, содержащих повышенное
количество кальция и магния, особенно в форме карбонатов,
гумусовые кислоты нейтрализуются, насыщаются щелочноземельными
катионами и закрепляются в почвах в малоподвижных формах гу-
матов кальция и магния.
В почвах, богатых железистыми минералами и свободными
полуторными оксидами, в условиях нейтральной или слабокислой среды
также происходит закрепление гумусовых веществ в органо-мине-
ральных формах.
В почвах, бедных основаниями, при низком содержании в
растительных остатках зольных компонентов образуется «кислый
гумус» с большим количеством неусредненных агрессивных фульво-
кислот.
150
Ф. Дюшофур выделяет главные типы гумуса на основании
различий в его морфологии, соотношении органической и
минеральной частей, биологии и активности участвующих в гумификации
организмов.
I. Гумус, образующийся в условиях аэрации:
1) мор — ничтожное или слабое смешивание органической и
минеральной частей почвы; слабая трансформация опада,
производимая главным образом грибами, особенно актиномицетами;
2) модер — неполное смешивание органической части с
минеральной; неясная граница между подстилкой и гумусовым горизонтом;
отсутствует образование глинисто-гумусового комплекса; в основе
микроструктуры находятся органические микроагрегаты, прилипшие
к минеральным частицам; сильная биологическая трансформация под
влиянием артропод в сочетании с влиянием грибов и бактерий;
3) мюлль —- полное включение органической части в
минеральную с образованием глинисто-гумусового комплекса. Подстилка
отсутствует; в основе микроструктуры находятся
глинисто-гумусовые агрегаты размером от 0,1 до 1 мм; сильная биологическая
трансформация под влиянием дождевых червей и бактериальной
микрофлоры.
II. Гумус, образующийся в условиях анаэробиозиса:
1) торф — ничтожное, или слабое, включение органической
части в минеральную, волокнистая структура, биохимическая
трансформация очень слабая; гумифицировано < 30 % органического
вещества;
2) анмоор — не сплошное, но заметное включение органической
части в минеральную, ощущаемое до глубины 10—20 см; структура
массивная; биохимическая трансформация сильная,
развивающаяся под влиянием перемежающегося воздействия аэробных и
анаэробных организмов, гумификация интенсивная; более 30 %
органического вещества гумифицировано.
Органо-минеральные соединения
и комплексы в почвах
Большое значение в формировании генетического профиля и
свойств почв имеют органо-минеральные производные.
Продукты метаболизма живых организмов и органические
вещества, освобождающиеся и вновь образующиеся при разложении
их остатков, имеют преимущественно кислотную природу.
Слагающие минеральную часть почв первичные и вторичные минералы,
минеральные соли, растворенные в почвенной влаге, часть зольных
151
элементов в самих органических остатках выступают как источники
оснований, нейтрализующих частично или полностью
органические кислоты. В результате образуются разнообразные органо-мине-
ральные производные, свойства которых зависят от химической
природы органических кислот и состава участвующих в реакциях
взаимодействия оснований.
Присутствующие в почвах органо-минеральные производные
объединяются, согласно Л.Н. Александровой, в четыре группы:
1) гетерополярные соли низкомолекулярных органических кислот;
2) гетерополярные соли гумусовых кислот с щелочными и
щелочноземельными металлами;
3) комплексно-гетерополярные соли органических кислот и
веществ фенольной и полифенольной природы с железом,
алюминием, марганцем и другими металлами;
4) адсорбционные органо-минеральные комплексы.
Гетерополярные соли низкомолекулярных органических кислот:
щавелевой, янтарной, молочной, лимонной, уксусной и других,
выщелачиваемых из подстилок, торфов и продуцируемых
микроорганизмами. Часть кислот попадает в почвы в свободном состоянии и
извлекает основания из минералов, образуя с щелочными и
щелочноземельными металлами легкорастворимые соли.
Гетерополярные соли гумусовых кислот — это гуматы и фульваты
щелочных и щелочноземельных оснований. Они образуются при
обменных реакциях и замещении водорода функциональных групп
гумусовых кислот (карбоксильной СООН, фенольной ОН)
катионами щелочных и щелочноземельных металлов.
Растворимость гетерополярных солей гумусовых кислот различна.
Гуматы щелочноземельных металлов — кальция и магния —
нерастворимы в воде и образуют устойчивые гели,
обволакивающие минеральные частицы и склеивающие их в агрегаты. Большое
количество гуматов кальция обусловливает водопрочную
зернистую структуру почв, особенно характерную для черноземов.
Гуматы щелочных металлов калия и особенно натрия, а также гуматы
аммония хорошо растворимы в воде. Они легко переходят при
увлажнении почв в коллоидный раствор, их клеящая способность
мала. Поэтому в почвах, содержащих гуматы щелочей, структура
непрочная, при увлажнении структурные отдельности набухают и
расплываются. При нисходящем токе почвенной влаги гуматы
натрия перемещаются вниз по профилю почвы, где накапливаются в
иллювиальном горизонте.
Фульваты всех щелочных и щелочноземельных металлов
хорошо растворимы в кислой, нейтральной и слабощелочной средах.
152
Лишь в сильнощелочной среде при значениях рН > 10 фульваты
кальция и магния выпадают в осадок.
Комплексно-гетерополярные соли. Чистые гуматы и фульваты
сильных оснований встречаются редко. Обычно в почвах образуются более
сложные органо-минеральные комплексные соединения и внутри-
комплексные — гетерополярные соли — хелаты. Во внутрикомп-
лексных соединениях в отличие от простых гетерополярных солей
органических кислот некоторые металлы соединяются с комплек-
сирующими органическими веществами координационными (гоме-
ополярными) связями и не проявляют себя как ионы.
Экспериментально доказано, что железо, алюминий, медь, цинк, никель и
другие металлы входят в анионную часть молекулы (в состав радикала)
и не способны к обменным реакциям (рис. 8.5).
В ряду гуминовых кислот наиболее активными комплексообра-
зователями являются бурые гуминовые кислоты, образующие
прочные железогуминовые и в меньшей степени алюмогуминовые внут-
рикомплексные соединения. В лабораторных условиях 1 г
гуминовых кислот связывает 50—-150 мг железа или 27—55 мг алюминия
(Л.Н. Александрова, 1980). В природных условиях насыщенность
гуминовых кислот железом и алюминием значительно ниже.
Фульвокислоты еще в большей степени, чем гуминовые,
способны давать с железом и алюминием внутрикомплексные хелат-
ные соединения. По данным Н. А. Титовой, на 1 мг углерода
было связано фульвокислотами до 670—760 мг Fe203, а гумино-
выми кислотами — 300—350 мг Fe203. Железо является более
сильным комплексообразователем, чем алюминий. Хелатные
соединения фульвокислот с Fe и А1 более подвижны, чем хелатные
соединения гуминовых кислот. При избытке в растворе фульво-
сн2
н2сх. /\1-сн2
> гл Ч
со 1 со со
\ А/. /
О О О
а
Рис. 8.5. Структурные формулы:
а — хелата кальция с аминотриуксусной кислотой; б — хелата железа
с этилендиаминотетрауксусной кислотой. Координационная связь показана стрелками
СО
I .N— СН2
°ч I ^N— CH,
О
СО
X
о
сн.
*СН,
со
153
кислот, создающих сильнокислую среду, они переходят в
коллоидный раствор, в менее кислой среде они выпадают в осадок.
Растворению железо- и алюмоорганических комплексов также
способствует разбавление растворов (рис. 8.6). Чем выше
относительное содержание фульвокислот и степень разбавления
растворов, тем более подвижны железо- и алюмоорганические
комплексы с фульвокислотами.
Различия в подвижности алюмо- и железоорганических
комплексных соединений приводят к их дифференциации в пределах
почвенного профиля. Так, гуматы и хелаты железа задерживаются в
верхней части почвенного профиля — в гумусовом горизонте, а фуль-
ваты и хелаты железа и алюминия выносятся в иллювиальный
горизонт или за пределы почвенной толщи.
Еще более подвижные внутрикомплексные металлоорганичес-
кие соединения дают низкомолекулярные органические кислоты,
присутствующие в тканях растений и в органических остатках. Так
же как и фульвокислоты, они способствуют разложению минералов
и выносу оснований, в том числе железа и алюминия, из верхних
горизонтов почв.
Экспериментальные исследования отечественных и
зарубежных ученых по разложению минералов различными
минеральными и органическими кислотами, в том числе фульвокислотами,
показали, что они разрушают кристаллические решетки минера-
R203 мг/л
0 2 4 6 8 10 12 14 15 16 20 Я203:Фк
Рис. 8.6. Подвижность золей алюминия и железа в зависимости
от соотношения с фульвокислотами и концентрации раствора
(по В.В. Пономаревой):
/ — зона подвижности А1(ОН)3; 2 — зона подвижности Fe(OH)3
154
лов и извлекают из них основания и кремнезем не менее
энергично, чем сильно диссоциирующие кислоты (соляная, серная и др.)
(табл. 8.1).
Таблица 8.1
Сравнительная способность растворения минералов,
% от растворения их в HCI (по В.В. Пономаревой)
Минералы
Нефелин
Роговая
обманка
Оливин
Биотит
Мусковит
Микроклин
Каолин
на 0,005 н
100
100
100
100
100
100
100
Лимонная
кислота 0,005 H
68
86
115
76
43
52
110
Фульвоки слоты
0,005 Н
96
142
130
90
112
167
364
Дистиллированная вода
4
25
20
12
21
14
67
Адсорбционные органо-минеральные комплексы. Выделяются три
основные группы типов адсорбционных комплексов,
формирующихся при сорбции гумусовых веществ на поверхности минеральных
частиц:
1) алюмо- и железогумусовые;
2) кремнегумусовые;
3) глиногумусовые.
Алюмо- и железогумусовые комплексы образуются за счет
химической реакции, проходящей на поверхности коллоидных гидро-
ксидов железа и алюминия, с функциональными группами
гумусовых кислот. В отличие от хелатных железогумусовых соединений в
адсорбционных комплексах преобладает минеральная основа —
аморфные гидроксиды железа и алюминия. Во влажном состоянии гид-
роксиды обладают высокой сорбционной емкостью, в сухом
состоянии их сорбционная емкость уменьшается на один-два порядка.
Подвижность сорбционных алюможелезогумусовых комплексов
возрастает с увеличением в них относительного содержания
органической части. При насыщении свободных функциональных групп
сорбированных гумусовых кислот натрием железогумусовые
коллоидальные осадки пептизируются, т. е. переходят в коллоидальный
155
раствор и могут при нисходящем токе почвенной влаги
мигрировать по профилю почв вниз. При замещении натрия кальцием их
подвижность уменьшается, они выпадают в осадок, образуя
иллювиальный горизонт на границе с карбонатным.
Кремнегумусовые комплексы почти не изучены. Предполагают,
что их образование возможно за счет адгезионных сил (склеивания)
при дегидратации пленок гумусовых кислот на поверхности
кристаллических или аморфных форм кремнезема.
Глиногумусовые комплексы образуются в результате адгезии
гумусовых веществ на поверхности кристаллических решеток глинистых
минералов (каолинита, монтмориллонита, иллита, вермикулита и др.)
благодаря межмолекулярным силам (поляризационной, водородной).
Сорбционная емкость глиногумусовых комплексов возрастает с
увеличением удельной поверхности минеральных частиц. С
илистой фракцией связано наибольшее количество сорбированного
гумуса. Однако гумусовые сорбированные пленки часто присутствуют
и на поверхности более крупных минеральных частиц.
Гумусово-аккумулятивные
и гумусово-иллювиальные горизонты почв
Гумусово-аккумулятивные горизонты образуются в верхней части
профиля почв, куда поступает максимальное количество наземных
и корневых растительных остатков, они обозначаются индексом А\.
В результате гумификации и накопления гумуса эти горизонты
имеют темный цвет, который изменяется от почти черного или
коричневого до палево-серого или белесовато-серого. Наиболее
интенсивная, темная окраска наблюдается в верхней части гумусового
горизонта; с глубиной она постепенно (а в некоторых почвах
достаточно резко) ослабевает. В некоторых целинных почвах на
поверхности имеется небольшой слой неразложившихся или слаборазло-
жившихся органических остатков (подстилка в лесу или степной
войлок в целинной степи). Это грубогумусовый горизонт, или
горизонт подстилки, он обозначается индексом АО.
Распределение гумуса по профилю почв зависит от характера
поступления основной массы органических остатков и степени
подвижности образующихся при разложении органических и орга-
но-минеральных комплексов и соединений. Под травянистой
растительностью основная масса органических остатков поступает в
почвы при отмирании корней. В этом случае в соответствии с
уменьшением массы корней с глубиной постепенно уменьшается и
содержание гумуса.
156
Под лесной растительностью основная масса опада поступает на
поверхность почвы, здесь часто формируется горизонт подстилки и
грубого гумуса, под которым располагается небольшой мощности
собственно гумусовый горизонт А\. В этом случае содержание
гумуса может с глубиной быстро уменьшаться.
Закрепление гумуса в верхних горизонтах почв и его
аккумуляция происходят в случае образования слабоподвижных органо-ми-
неральных соединений:
а) нерастворимых в воде гуматов кальция и магния. Они
преобладают в черноземах, каштановых, коричневых,
дерново-карбонатных почвах, сообщая им темную окраску, водопрочную структуру, в
меньшем количестве — в темно-серых и серых лесных почвах. Гу-
мусово-аккумулятивные горизонты в этом случае обозначаются
индексом Alh;
б) нерастворимых глинисто-гумусовых комплексов, обычно очень
темного цвета, широко распространенных в умеренно засушливых
и переменно-влажных областях в почвах глинистого состава; они
преобладают в слитоземах — черных монтмориллонитовых
субтропических и тропических почвах. При этом гумусово-аккумулятив-
ные горизонты обозначаются индексом Alhm;
в) слабоподвижных алюмо- и железоорганических комплексов и
внутрикомплексных соединений гуминовых кислот
(преимущественно бурых); они сообщают почвам бурую окраску, присутствуют во
многих лесных почвах — подзолистых, желто- и красноземных,
особенно характерны для гумусового горизонта бурых лесных почв или
буроземов; обозначаются индексом A\uf
Если в составе гумуса преобладают фульвокислоты и простые
органические кислоты, при их избытке образуются в кислой среде
подвижные алюмо- и железофульватные комплексы. Они могут
выноситься из подстилок и из верхнего горизонта почв.
При нейтрализации среды они теряют подвижность и выпадают
в осадок. Обогащенный ими потечно-гумусовый горизонт имеет
ржаво-бурый цвет. Наиболее ярко такие горизонты выражены в
подбурах: они начинаются сразу под горизонтом АО и обозначаются
как горизонт AlBh.
В подзолистых почвах и подзолах, где выпадение в осадок алю-
можелезогумусовых комплексов происходит в более глубоких
частях профиля, формируются ярко окрашенные ржаво-охристые и
красновато-бурые иллювиально-гумусовые горизонты Bh. В
некоторых случаях органо-минеральные соединения и комплексы
гуминовых и фульвокислот приобретают подвижность в щелочной среде.
Они диспергируются и образуют коллоидные растворы в случае
замещения водорода и других катионов в функциональных группах
157
натрием. Этот процесс наблюдается в солонцеватых почвах и
солонцах. Насыщенные натрием гуматы, фульваты и сорбционные
комплексы различного состава в виде коллоидных растворов
выщелачиваются из верхнего горизонта и выпадают в осадок при
замещении натрия кальцием, образуя темноокрашенные иллювиальные,
обогащенные илом солонцовые горизонты 2?,Na.
При значительном накоплении в иллювиальных горизонтах ор-
гано-минеральных соединений они выделяются не только
морфологически, но и повышенным содержанием гумуса.
Присутствие и накопление различных органических и органо-
минеральных форм гумуса в почвах, являясь следствием почвенных
процессов, в свою очередь влияют на направление последних и все
свойства почв.
Сказанное ранее об органическом веществе почвы можно
резюмировать следующим образом:
1) органические вещества вследствие кислотной природы и хе-
латирующих свойств способствуют процессам внутрипочвенного
выветривания и переходу элементов, входящих в состав
кристаллических минералов, в более подвижные формы;
2) определенные группы и фракции органических веществ
являются хорошими структурообразователями; присутствие их улучшает
физические свойства почв; они становятся рыхлыми, водо- и
воздухопроницаемыми;
3) органические вещества служат источником элементов
питания, особенно азота, фосфора и серы, для высших и низших
растений;
4) способность органических веществ сорбировать катионы
предохраняет их от вымывания;
5) органические вещества служат источниками углекислоты в
почвенном воздухе и в приземных частях атмосферы, при этом
весьма вероятно, что часть углекислоты, потребляемой растением,
при фотосинтезе усваивается корневыми системами из
почвенного воздуха;
6) органические вещества непосредственно стимулируют рост
растений, в том числе культурных (витамины, антибиотики). Малая
доза гуминовых кислот (в концентрации 10—6 и 10—8 в 1 мл
раствора) активизирует развитие корневых систем, регенерацию
корней, скорость прорастания семян и поступление питательных
веществ в растения. Это связано с повышением проницаемости
клеточных оболочек растения и активизацией его ферментативной
системы. Подобное свойство гумусовых веществ используют при
приготовлении органо-минеральных удобрительных смесей.
158
Гл э вэ 9
ПОЧВЕННЫЕ КОЛЛОИДЫ
И ПОГЛОТИТЕЛЬНАЯ СПОСОБНОСТЬ ПОЧВ
Почвенная масса слагается твердыми частицами разного размера.
Наименьший диаметр частиц имеет илистая фракция (< 0,001 мм), а
в ее пределах — коллоидная фракция (< 0,0001 мм). Твердые
вещества в состоянии столь сильной дисперсии имеют большую
удельную поверхность. Удельная поверхность — это суммарная площадь
поверхности почвенных частиц, отнесенная к единице почвенной
массы (см2/г) или к единице объема (см2/см3).
Произведенные различными методами расчеты удельной
поверхности почв и слагающих их гранулометрических фракций
показали, что по мере уменьшения размеров частиц их удельная
поверхность увеличивается на несколько порядков: от десятков и первых
сотен квадратных сантиметров на граммы в песчаных и крупнопы-
леватых фракциях до десятков квадратных метров на граммы во
фракциях тонкой пыли, сотен квадратных метров на граммы в
илистой фракции и квадратных километров на грамм в коллоидной
фракции (табл. 9.1). Если имеются данные гранулометрического
анализа почвы и известна доля участия каждой фракции в сложе-
Таблица 9.1
Удельная поверхность легкоглинистой почвы
(по Н.А. Качинскому)
Диаметр частиц, мм
1-0,25
0,25-0,05
0,05-0,01
0,01-0,005
0,005-0,001
0,001-0,0005
0,0005-0,0001
0,0001-0,00001
0,00001-0,000001
Удельная
поверхность,
см2/г
37,0
1,5-102
7,6-102
3,Ь 10»
7,6-103
3,1-104
7,6-104
4,4-HP
4,4-106
Содержание
фракции
в почве, %
5,0
10,0
20,0
10,0
15,0
15,0
10,0
10,0
Удельная
поверхность
фракции
в почве, м2Д
1,8
15,0
1,5-Ю2
3102
1.1 103
4,6-103
7,6-103
4,4-104
2.2 • 105
Доля участия
фракций в
суммарной удельной
поверхности, %
0,002
0,008
0,07
0,12
0,06
1,8
2,9
15,8
78,7
159
нии почвенной массы, можно подсчитать, как это сделано в табл. 9Д,
и долю участия отдельных фракций в удельной поверхности
почвенной твердой фазы в целом. Содержание 15 % коллоидной
фракции < 0,0001 мм определяет 94,5 % удельной поверхности данной
почвы. На долю фракции ила (0,001—0,0001 мм), составляющую
25 % почвенной массы, приходится лишь 4,7 % ее удельной
поверхности. Доля участия пылеватых и песчаных фракций в суммарной
удельной поверхности не превышает 1 %, хотя содержание их
составляет 65 % массы почвы. Таким образом, удельная поверхности
почвы именно вследствие присутствия илистой и коллоидной
фракций очень велика.
Состав и строение почвенных коллоидов
В состав почвенных коллоидов входят минеральные, органо-
минеральные и органические вещества.
Часть минеральных коллоидов находится в кристаллическом
состоянии — это ранее рассмотренные глинистые минералы:
каолинит, галлуазит, гидрослюда, иллит, вермикулит, монтмориллонит
и др. В коллоидной фракции обнаруживаются и некоторые
раздробленные до коллоидального состояния первичные минералы, чаще
всего кварц.
Другая часть минеральных коллоидов — это аморфные
вещества. К ним относятся: аллофаны, свежеосажденные гидроксиды
алюминия, железа, марганца, гидраты кремнезема и их
комплексные осадки — коагели.
Органическая часть почвенных коллоидов — это гумусовые
вещества, в том числе и органо-минеральные комплексы, а также
клетки наиболее мелких бактерий, диаметр которых лежит в пределах
коллоидной фракции.
В большинстве почв преобладают минеральные коллоиды,
составляющие 85—90 % их общей массы.
Почвенные коллоиды, как и всякое вещество в сильно
раздробленном состоянии, обладают запасом поверхностной энергии,
которая реализуется в различных реакциях, происходящих на
поверхности коллоидных частиц при соприкосновении их с почвенной
влагой и воздухом.
Коллоиды обладают сорбционной способностью, на их
поверхности сорбируются газовые частицы, молекулы воды и различные
находящиеся в почвенном растворе вещества — целые молекулы и
отдельные ионы. В системе почвенный раствор—поверхность
коллоида устанавливается динамическое равновесие. Изменение кон-
160
центрации раствора и состава растворенных веществ, температуры,
давления вызывает нарушение равновесия, в результате чего между
поверхностью частицы и раствором происходят обменные реакции:
одни поглощенные вещества замещаются другими. Присутствие
коллоидов обусловливает поглотительную и обменную способность
почв.
Различают два вида поглощения (адсорбции), связанные с
присутствием в почве коллоидных веществ, — это физическая и
физико-химическая адсорбция.
Физическая адсорбция
Свойство почвы поглощать из раствора целые молекулы
минеральных и органических веществ, а также молекулы воды
называется физическим поглощением, или физической адсорбцией.
Физическое поглощение (адсорбция) обусловлено молекулярным
притяжением между твердыми частицами почвы и веществами,
находящимися в воде в виде истинных или коллоидальных растворов.
Влажная почва представляет собой дисперсную систему, в
которой вода, содержащая растворенные вещества, может
рассматриваться как дисперсионная среда, а твердые минералы и
органические частицы — как дисперсная фаза. Поверхностная энергия такой
системы измеряется произведением поверхностного натяжения,
возникающего на границе соприкосновения частиц дисперсной фазы с
дисперсной средой, на величину суммарной поверхности частиц
дисперсной фазы. Сумма этой энергии возрастает с увеличением
площади суммарной поверхности.
Для измерения поверхностного натяжения твердых тел пока нет
точных методов. Однако ряд авторов указывают, что поверхностное
натяжение твердых тел превышает на 60 дин • см2 поверхностное
натяжение жидкости.
Свободная поверхностная энергия системы обычно стремится к
наибольшему сокращению. Это достигается или укрупнением
частиц (рост кристаллов), или понижением поверхностного натяжения
путем адсорбции на поверхности частиц некоторых веществ.
Вещества, понижающие поверхностное натяжение,
называются поверхностно-активными. К ним относятся: спирты,
органические кислоты, алкалоиды и многие высокомолекулярные
органические соединения, в том числе и водорастворимые гумусовые
кислоты. Эти вещества притягиваются к поверхности коллоидных
частиц или, как говорят, испытывают положительную физическую
адсорбцию.
11-5046
161
Большинство минеральных солей, кислот и щелочей, а также
некоторые органические соединения несколько повышают
поверхностное натяжение воды. Эти вещества вызывают явление
отрицательной физической адсорбции, при которой концентрация данных
веществ уменьшается по мере приближения к поверхности
частичек. Отрицательная адсорбция также связана со стремлением
дисперсной системы понизить поверхностное натяжение, что
достигается избирательным поглощением молекул самой воды, а не
растворенных в ней веществ.
Таким образом, образование молекулярно-связанной воды в
почвах определяется их физической поглотительной способностью
и зависит в известной мере от состава почвенного раствора.
Вещества с положительной физической адсорбцией
вымываются из почвенной толщи с большим трудом, чем вещества с
отрицательной адсорбцией.
Повышение концентрации гумусовых кислот на границе
раздела жидкости и твердой фазы почвы вследствие положительной
адсорбции способствует их более тесному взаимодействию с
минеральными коллоидами и образованию органо-минеральных
соединений. Пленки органического вещества, покрывающие минеральные
коллоиды, в значительной мере изменяют свойства последних
(способность к набуханию, емкость поглощения и т. д.).
Физико-химическая поглотительная способность.
Строение почвенных коллоидов
Физико-химическая, или обменная поглотительная, способность
состоит в том, что почва способна обменивать некоторую часть
катионов (или анионов), находящихся на поверхности твердых
частиц, на эквивалентное количество катионов (или анионов),
находящихся в растворе, соприкасающемся с этими частицами. Это
явление называется физико-химической адсорбцией, при которой в отличие
от физической поглощаются не целые молекулы, а отдельные ионы
(катионы или анионы). Оно связано с наличием на поверхности
коллоидных частиц положительного или отрицательного потенциал-
определяющего электрического заряда.
Вследствие наличия на поверхности коллоидных частиц заряда
распределение ионов в растворе вблизи каждой частицы
происходит не только в результате молекулярного теплового движения, но
и под влиянием электростатических сил, притягивающих
противоположно заряженные ионы к твердой частице. В результате
образуется двойной электрический слой, внутреннюю обкладку ко-
162
торого образуют потенциалобразующие ионы, а внешнюю —
компенсирующие ионы противоположного заряда. Силы
молекулярного теплового движения стремятся распределить ионы в растворе
равномерно.
В результате этих противоположно действующих сил
(электростатических и теплового движения) вокруг твердых коллоидальных
частиц в растворе устанавливается равновесие, аналогичное
изменению плотности газа под влиянием силы тяжести. Концентрация
ионов с зарядом, противоположным заряду частиц, убывает по мере
удаления от ее поверхности, уменьшается в этом направлении и
связь ионов с частицей. Непосредственно около заряженной
частицы, на поверхности которой находится слой потенциалопределяю-
щих ионов, концентрируется наиболее прочно связанный с
частицей неподвижный слой адсорбированных компенсирующих ионов.
Часть ионов противоположного заряда удалена от частицы и
находится в пределах окружающей коллоидную частицу ионной
атмосферы. Это диффузный слой ионов. На определенном
расстоянии от твердой частицы, где сила электростатического притяжения
оказывается равной силе теплового движения ионов, концентрация
ионов с различными зарядами выравнивается. Это расстояние
определяет толщину диффузного слоя.
Таким образом, коллоид имеет сложное строение (рис. 9.1). Его
внутренняя часть, состоящая из агрегата молекул аморфного или
кристаллического вещества, называется ядром. Ядро с потенциал-
определяющим слоем ионов на поверхности называется гранулой, а
гранула вместе со слоем неподвижных противоионов — частицей, а
если сюда присоединить еще и слой диффузных противоионов —
мицеллой.
Знак заряда твердых частиц приблизительно может быть
определен правилом Коэна, согласно которому твердое тело получает
отрицательный заряд, если его диэлектрическая постоянная
меньше диэлектрической постоянной соприкасающейся с ним
жидкости. Диэлектрическая постоянная чистой воды равна 81, а
большинства минералов — 5—6, что и обусловливает их преимущественно
отрицательный заряд.
Если ядро мицеллы состоит из кристаллического вещества,
появление заряда на его поверхности может быть следствием
разрушения кристаллической решетки и появления на поверхности
остаточных некомпенсированных связей.
Отрицательный заряд у коллоидов глинистых минералов
появляется вследствие изоморфного замещения в кремнекислородных
тетраэдрах Si4+ на А13+, а в алюмокислородных октаэдрах — части
и* 163
I
I
as jf
si
H
li
И
x С
I
6 X
А13+ на Mg2+. Каждое такое замещение освобождает единичный
отрицательный заряд на поверхности кристаллов. Кроме того, заряд может
появляться вследствие нарушения связей на поверхности кристаллов в
пластинчатых кристаллах на боковых (торцовых) поверхностях.
В случае если ядро коллоидной мицеллы сложено аморфным
веществом, появление положительного или отрицательного заряда
связано с диссоциацией молекул, образующих поверхностный слой,
и удалением одного из отдиссоциированных ионов с поверхности в
слой неподвижных или диффузных ионов. Участие отдиссоцииро-
ванного иона в обменных химических реакциях, в результате
которых образуются менее диссоциированные и менее растворимые
соединения, способствует образованию связанного с ядром слоя
некомпенсированных ионов, определяющих заряд коллоида. Так,
коллоиды гидроксидов железа Fe(OH)3 и алюминия А1(ОН)3 в
кислой среде при наличии в растворе ионов водорода Н+ заряжаются
положительно благодаря диссоциации молекул, находящихся на
поверхности, по следующему типу:
Fe(OH)3 « Fe(OH)2+ + ОН"
А1(ОН)3 «► А1(ОН)2+ + ОН-
В раствор диссоциирует гидроксильный ион, где он
соединяется с имеющимися там ионами Н+ в нейтральную молекулу воды
(Н+ + ОН -> Н20). На поверхности коллоидов остается
некомпенсированный положительный заряд.
Если коллоиды гидроксидов железа и алюминия соприкасаются
с щелочным раствором, в котором уже имеются ионы ОН-,
диссоциация по рассмотренному выше типу подавляется. В этом случае
молекулы поверхностного слоя диссоциируют по типу кислот:
H3Fe03 « H2Fe03- + H+
Н3А103 <=» Н2А103- + Н+
В данном случае отдиссоциированный ион водорода
соединяется с имеющимися в растворе ионами ОН; образуется нейтральная
молекула воды, а на поверхности коллоида возникает
отрицательный заряд.
Появление положительного или отрицательного заряда у
различных коллоидов связано в значительной мере с химическим
составом, а в кристаллоидах — со структурными особенностями
коллоидального вещества.
Коллоидальный кремнезем в щелочной среде обычно имеет
отрицательный заряд, так как диссоциация поверхностных молекул
166
Si02 • Н20 идет по типу Н+ — HSi03~, отдиссоциированный водород
соединяется с ОН" растворов в молекулу воды, на поверхности ядра
остается отрицательный заряд. В сильнокислой среде диссоциация
Н+ подавляется и коллоид становится электронейтральным. Так же
ведут себя и коллоиды гумусовых веществ, представляющих, как
было показано ранее (см. гл. 8), сложные высокомолекулярные
многоосновные органические кислоты.
Коллоиды гуминовых кислот имеют отрицательный заряд
вследствие диссоциации части водорода карбоксильных (СООН) и фе-
нолгидроксильных (ОН) групп: — (СОО-) — Н+, — (О*) — Н+.
В кислой среде при подавлении диссоциации водорода (уже
имеющимися в растворе ионами водорода) коллоид гуминовой
кислоты становится электронейтральным.
Коллоиды, имеющие в потенциалопределяющем слое
отрицательный заряд, называются ацитоидами; если заряд потенциалопре-
деляющего слоя положительный, коллоиды относятся к группе ба-
зоидов; если же он может изменяться при разных
кислотно-щелочных условиях среды (как, например, в случае гидроксидов железа и
алюминия), коллоиды принадлежат к группе амфолитоидов.
Расположенные в поле электростатического воздействия заряда
противоионы (катионы в случае отрицательно заряженных,
анионы—в случае положительно заряженных коллоидов) могут
участвовать в реакциях обмена на ионы того же знака, находящихся в
межмицеллярном растворе. Обмен ионами идет в эквивалентных
количествах; одни из них поглощаются и исчезают из межмицел-
лярного раствора, взамен им появляются другие, находящиеся в
диффузном слое и слое неподвижных противоионов коллоидной
мицеллы. Эти явления получили название физико-химического
поглощения и обмена.
От обычных реакций химического обмена эти реакции
отличаются тем, что идут лишь на поверхности коллоидов и не
затрагивают молекулы, образующие внутренность ядра коллоида, т. е.
реакции осуществляются между твердой частицей и раствором.
Физическое состояние коллоидов
и его зависимость от состава дисперсионной среды
и поглощенных оснований
Коллоидные частицы окружены прочно связанными с ними
водными пленками или, как говорят, коллоидные частицы гидратированы.
Присоединение молекул воды к коллоидной частице связано с
проявлением поляризационных сил. С приближением к заряжен-
167
ной коллоидной частице электронная оболочка молекул воды
деформируется (раздвигается центр тяжести положительного и отри*
цательного зарядов) и, хотя молекула воды остается нейтральной,
она приобретает форму диполя.
Образовавшиеся диполи, попадая в сферу электрического поля
заряженной частицы, приобретают строгую ориентировку,
обращаясь к ней концами, несущими заряд, противоположный заряду
частицы, причем притягивается, таким образом, не только первый слой
молекул, но и второй и третий. Вокруг частицы образуется прочно
связанная с нею водная пленка. Мощность этой пленки может быть
различна и зависит от природы коллоида и величины заряда
частицы (рис. 9.2).
Коллоиды, способные сильно гидратироваться (т. е.
удерживающие мощные водные пленки), называются гидрофильными.
Коллоиды, слабо гидратирующиеся, называются гидрофобными. Свойство
гидрофильности или гидрофобности коллоидов помимо их
химической природы зависит от состава поглощенных ионов.
Коллоиды могут находиться в состоянии золя, т. е. взвесей, или
в виде студнеобразного осадка — геля.
Р и с 9 2 Ориентированные диполи воды
вокруг гидратированной частицы
168
Переход коллоида из состояния золя в состояние геля
называется коагуляцией (или свертыванием), а обратный переход из геля в
золь — пептизацией.
Переход коллоидов из одного состояния в другое обусловлен
главным образом изменением электрического потенциала
коллоидных частиц и зависит от степени их гидратации. При повышении
потенциала (увеличении заряда частиц) происходит пептизация
коллоида — переход его в золь. Одноименно заряженные коллоидные
частицы, отталкиваясь друг от друга, могут неопределенно долгое
время находиться в растворе, не укрупняясь и не образуя осадка.
При падении потенциала и потере заряда (частичной или
полной) состояние коллоидов в форме золя делается неустойчивым.
При движении частицы сталкиваются друг с другом, склеиваются,
увеличиваются в размерах и, образуя хлопья, выпадают в осадок,
увлекая вместе с собой окружающие их водные пленки. Получается
рыхлый, насыщенный водой студнеобразный осадок или гель, по
высыхании превращающийся в аморфный тонкий порошок.
Рассмотрим, какие причины вызывают изменение потенциала
коллоидных частиц. Напомним, что понятие о знаке и величине
заряда коллоидов относится не к мицелле в целом, а лишь к
частице, т. е. к части мицеллы без диффузного слоя. Следовательно, чем
больше будет отдиссоциировано ионов в диффузный слой и чем
дальше эти ионы отойдут от ядра частицы (чем толще будет
диффузный слой), тем больший потенциал приобретает частица.
Электрокинетический потенциал коллоидов измеряется
величинами порядка нескольких милливольт и, как показали измерения,
значительно изменяется в зависимости от состава ионов,
находящихся в оболочке коллоидных частиц (так называемых
поглощенных ионов).
Приведем данные определений электрокинетического
потенциала (мВ) для коллоидной глины, насыщенной различными
катионами:
Li — глина — 74,9; Са — глина — 30,5;
Na — глина — 69,0; Ва — глина — 22,5.
К — глина — 68,0;
Следовательно, при насыщении коллоида однозарядными
катионами электрокинетический потенциал значительно выше, чем при
насыщении двухзарядными: глина, насыщенная барием, имеет
потенциал в 3,3 раза меньший, чем та же глина, насыщенная литием.
Чем больше заряд иона, тем с большим трудом и на меньшее
расстояние происходит его отдиссоциация от коллоидной частицы. При
169
насыщении коллоидов трехзарядными ионами степень
диссоциации и потенциал частицы еще более падают.
Таким образом, при насыщении однозарядными катионами
коллоиды преимущественно находятся в состоянии золя, а при замене
однозарядных катионов двух- и трехзарядными переходят в гель.
Все катионы, как показал К.К. Гедройц, по энергии их поглощения
(трудности вытеснения) и коагулирующей способности можно
расположить в определенный ряд, названный им лиотропным, в
котором ионы располагаются в таком порядке:
Li+ < Na+ < NH4+ < К+ < Mg2+ < Н+ < Са2+ < Ва2+ < А13+ < Fe3+
Энергия поглощения ионов и их коагулирующая способность
увеличиваются с увеличением зарядности, а в пределах группы ионов
с одинаковой зарядностью — с увеличением атомного веса. Так,
атомный вес Li — 7, Na — 23, К — 39, Mg — 24, Са — 40, Ва — 137,
А1 - 27, Fe - 56.
Исключение представляет одновалентный ион водорода,
который стоит среди двухзарядных Mg и Са, обладая наименьшей среди
ионов атомной массой, равной единице. Объяснить это
исключение можно следующим образом.
Кроме зарядности и атомного веса, энергия поглощения и
коагулирующая способность ионов зависят также от степени
гидратации или сольватации ионов. Каждый ион, подобно самой
коллоидной мицелле, окружен диполями воды. Если эта водная пленка
велика, энергия поглощения иона и его коагулирующая способность
падают, так как сильногидратированный ион не может достаточно
близко подойти к частице: величина диффузного слоя
увеличивается и потенциал растет. Различия в степени гидратации ионов
весьма значительны, что видно по изменению величины их радиусов
(табл. 9.2).
Если степень гидратации иона Са2+ принять за 100, то по
относительной степени гидратации ионы остальных элементов
расположатся в следующий ряд:
Mg2+ - 101, К+ - 178, Na+ - 452, Li+ - 552.
Ион водорода, как известно, характеризуется очень малой
степенью гидратации, что и обусловливает его энергичное поглощение
и хорошие коагулирующие свойства.
Таким образом, изменяя состав поглощенных катионов путем
соответствующего регулирования состава и концентрации солей в
дисперсионной среде, можно переводить коллоиды из состояния
золя в состояние геля и обратно.
170
Таблица 9.2
Величина радиусов ионов
Ионы
Г Негидратированные
Гидратированные
Радиусы ионов А
Li+
0,68
10,03
Na+
0,98
7,90
К+
1,33
5,32
Mg2+
0,89
10,8
Са2+
1,17
9,6
Ва2+
1,49
8,8
Минимальная концентрация солей в растворе, вызывающая
свертывание коллоида, называется порогом коагуляции.
Увеличение концентрации раствора может происходить путем
прибавления каких-либо электролитов, при испарении раствора и его
вымораживании. Во всех этих случаях коллоиды будут переходить из
золя в гель.
Коагуляция коллоида может произойти также при условии
встречи разноименно заряженных коллоидов ввиду того, что
разноименно заряженные частицы взаимно притягиваются и соединяются друг
с другом, образуя агрегаты частиц. Выпадающий таким путем
осадок называется коагелем.
Обратный переход коллоида из геля в золь (пептизация
коллоида) при прочих равных условиях происходит при уменьшении
концентрации солей в растворе.
Коллоиды, легко переходящие из геля в золь, называются
обратимыми. Обычно легко обратимы все гидрофильные коллоиды,
насыщенные однозарядными катионами. Если после коагуляции и
высушивания коллоид вновь не пептизируется, он называется
необратимым. Свойством необратимости обладают преимущественно
гидрофобные коллоиды, насыщенные двух- и особенно трехзаряд-
ными ионами.
Почвенный поглощающий комплекс
Понятие о почвенном поглощающем комплексе было введено в
почвоведение К.К. Гедройцем. Он установил, что почвы содержат
некоторое количество катионов, нерастворимых в
дистиллированной воде, но легко переходящих в раствор при обработке
определенной навески почвы раствором нейтральной соли (NH4C1, NaCl,
ВаС12 и т. д.). При этом часть катионов нейтральной соли
поглощается почвой, а взамен поглощенной части в растворе появляются в
эквивалентном количестве другие катионы, а в ряде случаев —
водородный ион. Свойством поглощения катионов из растворов об-
171
ладают предколлоидная (0,001—0,0001 мм) и особенно коллоидная
(< 0,0001 мм) фракции.
Вся масса присутствующих в данной почве органических и
минеральных коллоидов вместе с поглощенными ими ионами
называется почвенным поглощающим комплексом, который в свою очередь
состоит из двух частей: адсорбентов-коллоидов и адсорбируемых
веществ — различных катионов и анионов.
В состав адсорбентов-коллоидов входят, как уже было ранее
показано, минеральные, органические и органо-минеральные
вещества. Из минеральных почвенных коллоидов можно назвать
следующие.
1. Группа глинистых минералов (монтмориллонит, бейделлит,
каолинит, галлуазит, аллофаны и др.). Это отрицательно заряжен**
ные коллоиды. В состоянии золя они бесцветны, а в виде геля дают
белые и светло-серые осадки. Наиболее гидрофилен из них
монтмориллонит.
2. Гидрат оксида кремния Si02 • лН20 — также гидрофильный
отрицательно заряженный коллоид. В состоянии золя он дает
бесцветные, слабоопалесцирующие растворы, при переходе в гель
образует белые студенистые осадки, по высыхании превращающиеся
в тончайший белый порошок аморфного кремнезема
(кремнеземистая присыпка).
3. Гидроксид марганца Мп203 • пНгО — отрицательно
заряженный коллоид. В состоянии золя он имеет коричневато-бурый цвет.
Гель его представляет темно-коричневый осадок, по высыхании
превращающийся в темно-коричневые и иссиня-черные конкреции
и пленки.
4. Гидроксиды железа Fe(OH)3 • лН20. Это коллоид, обладающий
амфолитоидностью. В кислой среде он заряжен положительно, в
щелочной — отрицательно. Изоэлектрическая точка лежит около
рН 7,0. В состоянии золя он имеет красновато-коричневый цвет.
При выпадении в гель дает ржаво-красный осадок, по высыхании
превращающийся в темно-бурые и темно-коричневые конкреции.
5. Гидроксиды алюминия А1(ОН)3 • лН20. Так же как и гидрат
оксида железа, он представляет амфолитоид. Изоэлектрическая точка
наступает при рН 7,0—8,0. В чистом виде дает бесцветный золь и
белый хлопьевидный осадок. В природе в чистом виде обычно не
встречается и образует растворы и осадки совместно с гидратами
оксида железа.
В состав органических почвенных коллоидов входят:
1) коллоиды гумусовых веществ и прежде всего гуминовой
кислоты; заряжены отрицательно, гидрофильны, в состоянии золя имеют
172
темный красновато-коричневый цвет, в состоянии геля дают
темно-коричневые, чернеющие при высыхании осадки.
2) тела некоторых очень мелких бактерий, обладающих
свойством физико-химического поглощения и обмена; у белковых тел в
зависимости от реакции среды заряд может быть отрицательным
или положительным.
В почвах присутствуют также многочисленные комплексные
минеральные и органо-минеральные соединения коллоидной природы.
Комплексный характер коллоидных веществ в почвах объясняется тем
обстоятельством, что большинство коллоидов в почвах находится в
скоагулированном состоянии. Они образуют клей между более
крупными частицами почвы. При коагуляции весьма обычно совместное
осаждение двух или нескольких веществ и образование коагелей. Весьма
обычны кремне-глиноземные и кремне-железистые коагели,
железисто-марганцевые, гумусово-железисто-марганцевые, гумусово-глинозем-
ные и ряд других. Соотношение компонентов в коагелях варьирует в
широких пределах, отчего меняются и свойства последних.
Другая составная часть поглощающего комплекса — это
поглощенные коллоидами, способные к обменным реакциям катионы или
анионы. Обзор почвенных коллоидов показывает, что большинство
из них несет отрицательный заряд и поэтому способно поглощать и
обменивать преимущественно катионы.
Лишь в условиях нейтральной и кислой сред некоторые
коллоиды приобретают положительный заряд и почва обнаруживает
способность к поглощению анионов, что особенно заметно при
обильном содержании гидроксидов железа и алюминия, как это
наблюдается в красноземах и ферраллитных почвах.
Количество поглощенных катионов изменяется в зависимости
от общего содержания коллоидов, соотношения между
органическими минеральными коллоидами и от реакции среды.
Можно привести следующие величины емкости обмена
глинистых минералов (мг-экв на 100 г) (табл. 9.3).
Органические коллоиды обладают значительно большей
поглотительной способностью, чем минеральные. Так, чистый коллоид
гуминовой кислоты может поглотить 350—450 мг-экв, а фульво-
кислоты — 600—700 мг-экв оснований на 100 г почвы. По данным
К.К. Гейдройца, в черноземе, содержащем 10 % гумуса, около 50 %
емкости обмена обусловлено органической частью. В почве
коллоиды составляют лишь часть ее массы (максимум до 20—25 %),
гумусовые вещества исчисляются единицами процентов. Поэтому
количество оснований, способных к поглощению и обмену в почвах,
значительно ниже, чем в чистых коллоидах.
173
Таблица 9.3
Величина емкости обмена глинистых минералов
Минералы
Каолинит
Галлуазит 2Н20
Галлуазит 4Н20
Сепиолит-палыгорскит
Хлорит
Иллит
Монтмориллонит
Вермикулит
Емкость, мг • экв на 100 г почвы
3-15 1
5-10 1
40-50 1
20-30 1
10-40
10-40
80-150
100-150
Максимальное количество поглощенных катионов (мг • экв на
100 г почвы), способных к обмену на другие катионы, называется
емкостью поглощения (или обменной емкостью) почв.
В глинистых почвах, богатых органическими коллоидами,
емкость поглощения достигает 60—65 мгэкв на 100 г, в большинстве
почв она составляет 15—35 мгэкв, а в песчаных, бедных
коллоидами, почвах не превышает часто 2—3 мгэкв на 100 г почвы.
Емкость поглощения одной и той же почвы — величина
непостоянная: она изменяется в зависимости от реакции среды, при которой
происходит вытеснение и обмен катионов, и от энергии катиона-
вытеснителя. В щелочной среде емкость коллоидов-ацитоидов
увеличивается, в кислой — понижается. У коллоидов с положительным
зарядом — базоидов — наоборот, повышение электростатического
потенциала и емкости поглощения анионов увеличивается в кислой
среде.
Реакция обмена при условии высокой влажности протекает с
большой скоростью. К.К. Гедройц показал, что при взаимодействии
почвы с 1 н. раствором хлористого аммония при различном
времени воздействия последнего на почву вытесняется следующее
количество Са (табл. 9.4).
Таким образом, для полного вытеснения достаточно было одной
минуты. Однако оно происходит лишь при широком отношении
раствора-вытеснителя в почве. По данным Н.И. Горбунова, при 38 %-й
влажности обмен поглощенных Са и Mg на аммоний заканчивается
лишь через 10 дн.
174
Таблица 9.4
Время вытеснения поглощенного кальция
Время воздействия, мин
1
2,5
5
30 дн
Масса вытесненного Са, г
0,544
0,545
0,544
0,543
Состав поглощенных оснований в почвах достаточно
разнообразен: в почвах обнаружены поглощенные Са, Mg, К, Na, NH4, H и
А1. Этот перечень касается лишь наиболее распространенных ионов.
В почвенном поглощающем комплексе присутствуют Li, Mn, Rb,
Cs, Ti, Ni и др.
Прочность связи поглощенных ионов с коллоидными
частицами поглощающего комплекса зависит от зарядности катиона, его
атомной массы, степени гидратации иона, а также от свойств
самого коллоида. Так, в коллоидных частицах, сохранивших
кристаллическое строение (как, например, в монтмориллоните),
поглощенные катионы входят в межплоскостные расстояния
кристаллической решетки и вытесняются оттуда с трудом.
Физическое состояние почвенного
поглощающего комплекса в зависимости
от состава поглощенных оснований
Состав поглощенных оснований определяет устойчивость
поглощающего комплекса, т. е. его сопротивляемость распыляющему
действию воды.
Катионы по их осаждающему действию образуют следующий
ряд (в порядке возрастающего влияния):
Na+ < NH4+ < К+ < Н+ < Mg2+ < Са2+ < Ва2+ < АР+ < Fe3+.
Порядок, который образуют катионы по их влиянию на
сопротивляемость коллоидов распыляющему действию воды, тот же, в
каком эти катионы располагаются по их коагулирующей
способности и энергии их вытеснения и поглощения.
Таким образом, почвы, насыщенные двух- и трехзарядными
катионами, обладают устойчивым поглощающим комплексом;
коллоиды находятся здесь преимущественно в форме водоустойчивого геля,
175
способного склеивать более крупные частицы; обычно такие почвы
обладают хорошей структурой.
Почвы, насыщенные однозарядными катионами, особенно
натрием, легко подвергаются распыляющему действию воды: их
коллоиды при увлажнении переходят в золь.
Даже при незначительном увлажнении состав поглощенных
катионов резко сказывается на состоянии почвы благодаря различиям в
степени гидратации ионов и коллоидов. В зависимости от состава
поглощенных катионов набухание почвы при увлажнении (выраженное
в % от первоначального объема) изменяется в следующих
параметрах: Н - 5; Са, Ва — 7,7; Mg — 9,3; К — 15,5; Na — 26,8; Li — 50,0.
Если принять степень набухания почвы при насыщении ее
водородом за единицу, относительное набухание почвы при насыщении
другими катионами выразится следующими величинами: Н — 1; Са,
Ва - 1,5; Mg - 1,8; К - 3,1; Na - 5,3; Li - 10.
Почвы, насыщенные натрием, при увлажнении набухают,
заплывают, делаются воздухо- и водонепроницаемыми, при
высушивании, резком уменьшении объема они разбиваются вертикальными
трещинами на отдельные блоки. Все эти явления не наблюдаются,
если почвы насыщены Са и Mg, а тем более А1 и Fe.
В природе встречаются кислые почвы, у которых в
поглощающем комплексе присутствует большее или меньшее количество
поглощенного водорода. Это почвы, не насыщенные основаниями.
Процентное содержание водорода в общей сумме поглощенных
ионов (выраженном в мгэкв на 100 г) служит показателем степени
ненасыщенности почвы.
Присутствие в поглощающем комплексе ионов водорода,
алюминия и железа обусловливает появление в почвах обменной
кислотности, обнаруживаемой при воздействии на твердую фазу почв не
насыщенных основаниями растворов нейтральных солей. В результате
реакции обмена часть катионов нейтральной соли поглощается
твердой фазой почвы, а взамен ее в растворе появляется эквивалентное
количество ионов водорода и алюминия, находившихся в
поглощающем комплексе. Например, при воздействии на почву КС1 в
результате обменных реакций с поглощенным водородным ионом в
растворе появляется соляная кислота; реакция идет по схеме
(Кол.) Н+ + КС1 -> (Кол.) К+ + НС1
При обмене с поглощенным алюминием (А1С13 — соль слабого
основания и сильной кислоты) в воде она гидролитически
расщепляется по реакции
А1С13 + ЗН20 -> А1(ОН)3 + 3HC1
176
В результате в растворе появляется также соляная кислота, а
гидрат оксида алюминия выпадает в осадок. В случае если почва
обрабатывается раствором основной, гидролитически расщепляющейся
соли (соли сильного основания и слабой кислоты, например,
уксуснокислым натрием), из поглощающего комплекса можно вытеснить
еще некоторое дополнительное количество обменного водорода по
сравнению с вытесняемым нейтральной солью. Появляющаяся
кислотность называется гидролитической.
Обменная емкость поглощающего комплекса почвы и состав
обменных катионов определяют буферность почвы — ее способность
нейтрализовать кислоты или щелочи и противодействовать
изменению реакции почвенного раствора. Если в коллоидном
поглощающем комплексе почвы находится способный к обмену ион
водорода, она буферна по отношению к щелочам:
(Кол.) Н+ + NaOH -> (Кол.) Na+ + Н2<Э
если же она содержит способные к обмену основания (кальций,
магний, калий), она обладает буферностью по отношению к кислотам:
(Кол.) Са2+ +H2S04 -> (Кол.) 2Н+ + CaS04
Буферность почв по отношению к действию кислот
способствует также реакции необменного связывания водорода с почвенным
гумусом в кристаллических решетках глинистых минералов.
Таким образом, состав поглощенных ионов определяет многие
физические и химические свойства почв. Регулируя состав
поглощенных ионов, многие свойства почвы можно улучшить.
Известкование кислых ненасыщенных почв, внесение гипса в
почвы, содержащие в поглощающем комплексе натрий,
направлены на изменение состава поглощенных оснований, замену
водородного иона (известкование) или иона натрия (гипсование) кальцием,
благоприятно действующим на почвы.
Физическая и физико-химическая поглотительная способность
почв имеет большое значение как фактор, удерживающий от
вымывания различные вносимые в почвы минеральные удобрения.
К почвам легкого гранулометрического состава, обладающим
малой естественной поглотительной способностью, применяются
различные мелиорации, предусматривающие увеличение в них
коллоидной фракции. Наиболее распространенные из них — это земле-
вание и кольматаж, внесение навоза, компостов и торфа.
Основатель учения о почвенном поглощающем комплексе К.К. Гед-
ройц предложил использовать его состав и свойства как основу гене-
12-5046
177
тической классификации почв. Им было выделено две главные
группы, объединяющие четыре типа почвообразования.
А. Насыщенные основаниями.
1. Черноземный поглощающий комплекс. Насыщен Са2+ и Mg2+.
Характеризуется устойчивостью поглощающего комплекса и
большой долей органических коллоидов, свойствен степным областям.
2. Солонцовый. В поглощающий комплекс кроме Са2+ и Mg2+
входит натрий. Этот тип почвообразования представлен фазами
солончаков, солонцов и солодей. В фазе солонцов и солодей коллоиды
легко диспергируются, поглощающий комплекс неустойчив.
Солонцовый тип почвообразования распространен локально в степных,
пустынно-степных и пустынных областях и характерен для почв,
формирующихся на засоленных породах или при воздействии
минерализованных, содержащих Na2C03 грунтовых вод.
Б. Ненасыщенные основаниями.
3. Подзолистый. Содержит в поглощающем комплексе
водородный ион Н+ и ион поглощенного алюминия, а также остаточные
катионы Са2+ и Mg2+. Поглощающий комплекс неустойчив, в
кислой среде идет разрушение и растворение минеральных и
органических коллоидов и вымывание их из верхних горизонтов почв.
Почвы подзолистого типа с ненасыщенным и неустойчивым
поглощающим комплексом, приурочены к влажным лесным и таежным
областям.
4. Латеритный (в современной терминологии — ферсиаллит-
ный и ферраллитный). Водородный ион и ион поглощенного А13+
преобладают в составе поглощенных катионов. Поглощающий
комплекс неустойчив, легко распадается с энергичным выносом
продуктов распада (оснований, Si02). Этот тип почвообразования
свойствен влажным, субтропическим и тропическим лесным областям.
Глава 10
ЖИДКАЯ ФАЗА ПОЧВ,
ПОЧВЕННЫЕ РАСТВОРЫ
Почвенная влага — это одна из важнейших и весьма мобильных
составных частей почвы. При участии воды совершаются процессы
выветривания, гумификации и минерализации органических
остатков. Почвенная влага является основой жизни микроорганизмов и
высших растений. При участии почвенной влаги происходит
перемещение веществ внутри почвенного профиля и обособление гене-
178
тических почвенных горизонтов, а также вынос части вещества за
пределы почвенного профиля. От состояния влажности почвы
изменяются ее физические свойства.
Категории, формы и виды
почвенной влаги
Влага в почве может находиться в твердом, газообразном и
жидком состоянии.
Согласно классификации А.А. Роде, в почве можно выделить
следующие категории почвенной влаги.
Кристаллизационная влага прочно связана в кристаллических
решетках минералов (алюмосиликатов, гидроксидов, простых солей) и
входит в твердую фазу почвы. Так, при кристаллизации сернокислого
кальция и образовании гипса на каждую молекулу CaS04 связывается
две молекулы воды (CaS04 • 2Н20), при кристаллизации сернокислого
натрия и образовании мирабилита — 10 молекул (Na2S04 • 10Н2О).
Твердая влага — лед — периодически появляется в верхних
горизонтах сезоннопромерзающих почв и постоянно присутствует в
нижних горизонтах почв с вечной мерзлотой.
Парообразная влага присутствует в почвенном воздухе в форме
водяного пара. Попадая в почву из атмосферы или за счет
испарения воды внутри почвы, она движется в порах и пустотах от мест с
большей упругостью пара к местам с меньшей его упругостью. В
почвах с сезонной и вечной мерзлотой парообразная влага
перемещается к холодному фронту, где конденсируется, что сохраняет
низкую упругость водяного пара на границе мерзлого и талого слоев.
Некоторое значение для пассивного передвижения водяного пара
имеет тепловое расширение почвенного воздуха, обычно
наблюдаемое в верхних горизонтах при нагревании их в течение дня.
Давление атмосферного воздуха и аэродинамические силы, возникающие
при действии на поверхность почв ветра, усиливают обмен
парообразной влаги между почвой и атмосферой.
Жидкая влага присутствует в почве в виде связанной и свободной
влаги. Каждая из них представлена несколькими формами влаги.
1. Связанная влага удерживается на поверхности твердых частиц
силами молекулярного притяжения. Она делится на прочносвязан-
ную и рыхлосвязанную влагу.
Пронносвязанная (гигроскопическая) влага. Движение частиц
водяного пара и их количество в почве регулируется сорбционными
силами — притяжением молекул парообразной воды к твердым по-
12* 179
чвенным частицам и превращением ее в прочносвязанную гигрос*
копическую влагу. т
Силы притяжения твердыми частицами парообразной влаги
действуют на малое расстояние, равное нескольким диаметрам
молекулы воды. Адсорбция первых слоев воды почвенными частицами
совершается:
а) за счет водородных связей с атомами кислорода, входящими в
состав поверхностного слоя частиц;
б) за счет гидратации катионов, которые расположены на
поверхности частиц в точках изоморфного замещения атомов кремния и
алюминия на атомы магния.
По существующим представлениям, начальная стадия процесса
сорбции парообразной влаги в почве заключается в притяжении
молекул водяного пара поверхностными молекулами и ионами
самого вещества: возникает первый слой сорбированных молекул.
Толщина этого слоя измеряется двумя-тремя диаметрами молекул.
Следующие слои молекул воды притягиваются уже молекулами
самой адсорбированной воды, что облегчается их дипольным
характером. Все молекулы сорбированной воды находятся, таким
образом, в строго ориентированном положении (рис. 10.1).
Наблюдения, произведенные над адсорбцией водяного пара кварцевым
песком, показали, что образование мономолекулярного слоя проис-
Число
молекулярных
слоев,
см /г г/100 г
500
400
300
200
100
0
0,5 1,0 1,5
Размер частиц, мм
Рис. ЮЛ. Зависимость толщины оболочки воды
(число молекулярных слоев), сорбированной из водяного пара (по А.А. Роде):
1 — от размера частицы; 2 — количества сорбированной воды;
3 — удельной поверхности от размера частицы
1М1
ол\
0
р ^
1^Г
_ 2
3
ттт^^тв^.
180
ходит при очень небольшом давлении водяного пара — около 1 %
относительной влажности. При дальнейшем увеличении давления
пара начинается процесс многослойной сорбции. При 80—85 %
относительной влажности толщина пленки гигроскопической воды
равна 30—50 диаметрам ее молекул.
Прочносвязанная влага обладает свойствами, отличающими ее
от свободной воды: она имеет повышенную плотность (1,1—1,7),
меньшую теплоемкость (около 0,5), не способна растворять
электролиты и проводить электрический ток, не замерзает вплоть до -78 °С
и обладает механическими свойствами, сближающими ее с
твердыми телами (модулем сдвига и пределом текучести). При адсорбции
первых слоев воды выделяется теплота смачивания.
Гигроскопическая влага удерживается на поверхности
почвенных частиц силами молекулярного притяжения настолько прочно,
что удалить ее можно только путем перевода в парообразное
состояние при нагревании почвы свыше 100 °С в течение 4—5 ч.
Максимальное количество прочносвязанной (гигроскопической) влаги в
данной почве является водно-физической константой и называется
максимальной гигроскопичностью (МГ).
Рыхлосвязанная (или пленочная) влага — это вода, удерживаемая
силами молекулярного притяжения сверх величины максимальной
гигроскопичности. Ее основной признак — ориентированное
расположение молекул воды. Наибольшее количество рыхлосвязанной
(пленочной) воды может в 2—4 раза превышать величину
максимальной гигроскопичности. Это дополнительное количество влаги,
удерживаемой силами молекулярного притяжения, почва не может
поглотить даже из насыщенной водяными парами атмосферы;
рыхлосвязанная влага сорбируется только при соприкосновении
почвенных частиц с жидкой влагой.
В отличие от прочносвязанной рыхлосвязанная влага способна
к передвижению от одной почвенной частицы к другой: от частиц с
более толстыми пленками к частицам с менее толстыми. Однако
это движение возможно лишь пока существует некоторый градиент
влажности и совершается оно с очень малой скоростью.
Рыхлосвязанная влага может быть удалена из почвы
центрифугированием (при высоком ускорении, развиваемом центрифугой)
или отпрессованием (при давлении до 6850—2000 кг/см2).
Рыхлосвязанная (или пленочная) влага отличается от обычной
жидкой влаги, находящейся в почве, лишь несколько пониженной
концентрацией растворенных веществ и температурой замерзания
(при понижении температуры до —15 °С количество незамерзшей
воды близко к величине максимальной гигроскопичности).
181
Наибольшее количество воды, которое может быть удержано в
почве силами молекулярного притяжения, называется максимальной
молекулярной влагоемкостью (ММВ) и выражается в процентах от
массы или объема почвы.
2. Свободная влага встречается в почвах в формах: подвешенной,
подпертой гравитационной и свободной гравитационной.
Капиллярно-подвешенная влага. Характерным свойством ее
является отсутствие гидростатической связи с постоянными или
временными водоносными горизонтами. Она образуется при
увлажнении почвы сверху (после дождя или полива). Наибольшее
количество подвешенной влаги, остающееся в верхних горизонтах почв
после их смачивания сверху, называется наименьшей влагоемкостью
или полевой влагоемкостью почвы (НВ).
Различают следующие виды подвешенной влаги:
а) стыковая капиллярно-подвешенная. Встречается в почвах
различного гранулометрического состава в виде разобщенных
скоплений вокруг точек соприкосновения твердых частиц при влажности
< НВ. Гидростатическая сплошность отсутствует, влага
удерживается капиллярными силами (рис. 10.2);
б) внутриагрегатная капиллярно-подвешенная. Распространена в
почвах, обладающих макроструктурой, заполняет поры
капиллярного размера, пронизывающие агрегаты при влажности > НВ;
в) насыщающая капиллярно-подвешенная. Встречается в средне-
зернистых почвах, в поверхностном слое, целиком заполняя поро-
вое пространство почвенной массы. Этот вид влаги возникает при
исходной сухости почвы или грунта. Удерживается капиллярными
силами. Большую роль в удержании влаги играет плохая
смачиваемость первоначально сухой почвы. Характерна предельная
мощность насыщенного слоя, при превышении которой равновесие
нарушается и вся влага, за исключением стоковой, стекает вниз;
г) сорбционно-замкнутая. Встре-
ъ чается в почвах среднего и
тяжелого гранулометрического состава в
виде микроскоплений в крупных
порах, изолированных друг от
друга перемычками из связанной
влаги. Удерживается сорбционными
силами.
Капиллярно-подпертая влага
D 1Л ^ D , встречается в двух формах:
Рис. 10.2. Водяная манжета (стыковая *\ ^ Т
вода) между двумя шарообразными а) подперто-подвешенная ка-
частицами (по ал. Роде) пиллярная влага. Образуется при
182
влажности, равной НВ и выше, в слоистых толщах в более
тяжелых (более мелкопористых) слоях при подстилании их более
легкими (более крупнопористыми);
б) подпертая капиллярная. Встречается в почвах различного
гранулометрического состава в виде влаги капиллярной каймы над
временным или постоянным зеркалом почвенно-грунтовых вод;
образуется при влажности > НВ.
Максимально возможное в данной почве количество
капиллярно-подпертой влаги называется капиллярной влагоемкостью (KB).
Свободная гравитационная влага — для нее характерно
передвижение под влиянием силы тяжести. Подразделяется на два вида:
а) просачивающаяся влага. Находится в состоянии нисходящего
движения по крупным порам и полостям некапиллярного размера под
влиянием силы тяжести, что наблюдается при влажности почвы > НВ;
б) влага водоносных горизонтов — грунтовые, почвенно-грунто-
вые и почвенные воды, удерживаемые вследствие наличия
водонепроницаемого подстилающего слоя. Эти воды могут быть
застойными или при наличии разности гидравлических напоров
стекающими в направлении уклона водоупорного слоя.
Водно-физические свойства почвы
В ряду главных водно-физических свойств следует назвать водо-
удерживающую и водопропускную способность почвы.
Водоудерживающая способность почвы. Способность твердой фазы
почвы при участии сорбционных и капиллярных сил удерживать
почвенную влагу от стекания (под влиянием силы тяжести)
называется водоудерживающей способностью. Наибольшее количество воды,
удерживаемое почвой теми или иными силами, называется
влагоемкостью. Различают несколько видов влагоемкости.
Способность твердых частиц поглощать из воздуха
парообразную влагу называется гигроскопичностью почвы. Даже совершенно
сухая на вид почва («воздушно-сухая почва»), долгое время
хранящаяся в помещении, обычно содержит некоторое количество
гигроскопической влаги. Последнюю выражают в процентах к весу
абсолютно сухой почвы (высушенной при /= 105 °С). Количество
гигроскопической воды, которое может быть поглощено данной почвой,
зависит от относительной упругости водяного пара в воздухе,
соприкасающегося с почвой, и от ее механического состава.
Максимальная гигроскопичность (МГ), т. е. количество влаги,
которое она может поглотить из воздуха, выражается в процентах от
веса почвы. Величина максимальной гигроскопичности колеблется
183
от 2—3 % в почвах легкого гранулометрического состава до 12—15 %
в тяжелых почвах с большим содержанием гумуса.
Максимальная молекулярная влагоемкость (ММВ) в глинистых
почвах достигает 43—44 %, в большинстве суглинистых почв она
составляет 7—15%.
Наименьшая влагоемкость (НВ) зависит от
гранулометрического состава почв, их агрегатности и пористости. В большинстве почв
НВ составляет 20—30 % почвенной массы. Установлена
эмпирическая зависимость между объемной массой почвы (ОВ) и наименьшей
влагоемкостью (НВ). При условии однородности
гранулометрического состава произведение объемной массы на величину НВ,
вычисленное для различных горизонтов почвы, является величиной
постоянной для всего почвенного профиля [ОВ] — [НВ] = AT(const).
НВ обратно пропорционально величине объемной массы и,
следовательно, прямо пропорционально величине пористости.
В суглинистых и глинистых почвах количество подвешенной влаги
и особенно мощность смоченного слоя могут достигать
значительных величин. Так, по наблюдениям в лёссовых грунтах со сквозным
промачиванием величина наименьшей влагоемкости (23—25 %)
сохраняется на глубине до 15 м (данные А.А. Измаильского).
При увлажнении почвы сверху (при поливе или после дождя)
распределение капиллярно-подвешенной влаги в суглинистых фунтах
имеет вид, изображенный на рис. 10.3. Распределение подвешенной
влаги в почве через различные сроки после полива указывает на
возможность лишь очень медленного ее стекания вниз, но общий
характер кривых говорит о том, что поступившая в почву влага
удерживается в ней достаточно прочно.
Почвенно-грунтовая толща, расположенная непосредственно
над зеркалом грунтовых вод, содержит капиллярно-подпертую влагу.
При испарении этой влаги у верхнего края капиллярной каймы от
зеркала грунтовых вод идет поступление новых порций воды.
Величина капиллярной влагоемкости (KB) на разном расстоянии от
уровня грунтовых вод непостоянна. Она изменяется от 17—20 до
50—60 % от массы почвы.
В природе влажность почв изменяется весьма значительно в
пределах капиллярно-смоченного слоя, поэтому то, что называют
капиллярной влагоемкостью, определяется в лаборатории при
насыщении почвы в небольших цилиндрах (высотой 15—20 см) и
представляет максимальное количество капиллярной влаги,
удерживаемое почвой непосредственно над уровнем слоя
гравитационной воды.
184
Глубина, см
20 -
40 -
00 ON
О О
100 -
120-
140-
160-
180 -
200 -
220 -
240 -
260-
280-
V /
3-1 \
}/ )\
I1 П
^^
1 : /
и
V •'
*'''
1—*» 1 1
5 10 15 20 25
Влажность, %
от массы почвы
Рис. 10.3. Распределение влаги
в почве при увлажнении сверху через
(по И.Б. Ревуту):
7 — 3 сут, 2—12 сут;
3 — 21 сут после увлажнения
Глубина, м
0
h-HB-
1 Н
з Ч
пв
1И
■
210
КК
Jbhc
ВУС
5 50 100
Влажность, % от ПВ
Рис. 10 4. Равновесное распределение
влажности в почвенно-грунтовой
толще, промоченной насквозь
(по А А Роде)
Когда все поры в почве (капиллярные и некапиллярные)
полностью заполнены влагой, наступает наибольшая степень влагонасы-
щенности почв. Количество влаги, находящееся в почве в данных
условиях, называется полной влагоемкостью (ПВ) или водовмести-
мостъю. В состоянии увлажнения, равном полной влагоемкости,
почвы находятся при отсутствии или затруднении стока
гравитационной влаги.
Водоподъемная способность почвы. Свойство почвы вызывать
подъем влаги по капиллярам называется водоподъемной
способностью. В природе над зеркалом грунтовых вод создается кайма
капиллярно-подпертой влаги. Содержание влаги в кайме уменьшается снизу
вверх от почти полной влагоемкости до наименьшей (рис. 10.4).
Мощность капиллярной каймы или водоподъемная
способность почв зависит от их гранулометрического состава (табл. 10.1,
рис. 10.5).
Высота капиллярного подъема возрастает от песков через супеси
к лёссовидным суглинкам, а при переходе к грунтам более тяжелого
185
Таблица 10.1
Высота капиллярного подъема в колонках
из грунта с различной крупностью зерен
(по В. Новаку и И. Печанеку)
Диаметр зерен, мм
5-1
0,3-0,5
0,1-0,2
0,05-0,1
0,01-0,005
0,005-0,01
Высота капиллярного подъема, см
5,2
9,0
30,0
113,5
242,2
269,0
—1 1 1 1 1
100 200 300 ч
Рис 10.5. Капиллярный подъем влаги в насыпных колоннах
из частиц разного размера (no A.A. Роде)
гранулометрического состава снова начинает уменьшаться
вследствие того, что сила трения в тонких капиллярах становится очень
большой, а тонкие поры сплошь заполняются связанной пленочной
влагой. Максимальная высота капиллярного поднятия, отмеченная
НА. Качинским для лёссовидных суглинков в лабораторных
условиях, равнялась 350 см (за 5 лет). В природных условиях им отмечен
капиллярный подъем на высоту до 600 см. Высота капиллярной
каймы находится в обратной зависимости от степени минерализации
воды.
186
Капиллярно-подвешенная влага также может передвигаться
кверху в направлении испаряющей поверхности в пределах всей
промоченной толщи. По мере испарения жидкости близ
поверхности образуется слой с максимальным содержанием растворимых
веществ.
С передвижением и испарением капиллярно-подвешенной
влаги восходящее движение почвенной влаги кверху при определенном
пределе влажности прекращается, а именно когда капилляры
разрываются и исчезает сплошность свободной влаги. Значение
влажности, при котором движение кверху подвешенной влаги
прекращается, называется влажностью разрыва капилляров (ВРК).
Величина влажности разрыва капилляров при прочих равных условиях
изменяется в зависимости от структурного состояния почвы.
Бесструктурные почвы теряют воду за счет ее передвижения к
слоям иссушения значительно больше, чем почвы структурные.
Подвижная вода в почвах тяжелого гранулометрического состава в
случае их полной бесструктурности может быть представлена не
столько капиллярной, сколько рыхлосвязанной (пленочной) водой.
Водопроницаемость почв. Способность почвы пропускать через
себя гравитационную влагу называется водопроницаемостью, а
процесс поступления — впитыванием воды. Способность к
передвижению влаги вниз появляется в почвах, влажность которых превышает
величину наименьшей влагоемкости. Водопроницаемость почвы
зависит от гранулометрического состава и структурного состояния
и, в особенности, от величины некапиллярной скважности.
Водопроницаемость измеряется расходом влаги (мм) за
определенное время (ч) при постоянном гидростатическом давлении сверху
(5 мм водного столба). Если влага поступает в относительно сухую
почву, то в начальные моменты увлажнения расход воды очень
велик за счет впитывания влаги в верхний рыхлый и влагоемкий
гумусовый горизонт почвы, затем расход воды постепенно уменьшается
и устанавливается постоянная скорость просачивания, или
фильтрации, воды через насыщенную ею почву.
Скорость впитывания характеризуется величиной
коэффициента впитывания (или коэффициента поглощения — К), который
изменяется в процессе впитывания (рис. 10.6) и находится в
некоторый момент времени / (согласно А.И. Костякову) в следующей
зависимости от начальной его величины К:
п
где постоянная величина а < 1.
187
Коэффициент фильтрации Кф сильно меняется по профилю
почвы в зависимости от различий гранулометрического состава, агре-
гированности и пористости почв.
На рис. 10.6 приводятся величины коэффициентов фильтрации
лесной дерново-среднеподзолистой почвы, развитой на легком
покровном суглинке при подстилании его тяжелыми суглинками.
Величина Аф с глубиной резко понижается, особенно резкие скачки
(в 2—3 раза) происходят на глубине 50, 100 и 150 см. Глубже (до 4 м)
наблюдается хотя и более медленное, но заметное снижение
водопроницаемости. В целом на протяжении 4 м Кф уменьшается почти
в 90 раз (от 71,0 см/сут в слое 0—50 см до 0,8 см/сут в слое 350—400 см).
В степных почвах (черноземах) значительное уменьшение
водопроницаемости наблюдается на глубине около 1,5 м при переходе к
почвообразующей породе — лёссовидному суглинку. Столь же сильно
изменяется водопроницаемость в пространстве в силу
неравномерного распределения в них водопроводящих каналов — различных
полостей, ходов корней и нор животных, наличия трещин. Влага
проходит в почву языками, вследствие чего влажность почвы на
одной и той же глубине, но в разных точках сильно различается.
Далее приводятся различные градации коэффициента
фильтрации для характеристики водопроницаемости почв. А.И. Костяков
предложил следующую трехчленную шкалу (мм/ч):
Слабая водопроницаемость 50
Средняя водопроницаемость 100
Высокая водопроницаемость 150
По НА. Качинскому, при напоре столба воды 5 см и температуре
10 °С можно выделить шесть градаций водопроницаемости (мм/ч):
Провальная 1000
Излишне высокая 1000—500
Наилучшая 500—100
Хорошая 100—70
Удовлетворительная 70—30
Неудовлетворительная <30
188
MM
50
40
30
20
10
0
1 2 Зч
Рис. 10.6. Изменение во времени водопроницаемости
тяжелосуглинистой почвы (по Н.Ф. Созыкину):
1 — под лесом; 2 — на пашне
Влияние различных величин влажности почвы
на рост и развитие растений
Растения в процессе жизни потребляют большое количество воды.
Главная масса этой воды расходуется на транспирацию.
Потребность растений в воде выражается их транспирационными
коэффициентами, т. е. отношением количества воды, испаренной
растением, к общему приросту сухого вещества за определенный
промежуток времени.
Этот коэффициент для культурных растений колеблется от 200
до 1000, в большинстве случаев он равен 350—450. Следовательно,
на построение 1 т растительной массы затрачивается от 200 до 1000 т
воды. Естественно, что влажность почвы (ее водоудерживающая,
водопропускная и водоподъемная способность) и доступность
различных форм влаги растениям являются исключительно важными
для плодородия почв, от них непосредственно зависят рост и
развитие растений.
По отношению к растениям почвенная влага может быть
разделена на ряд категорий (по А.А. Роде).
1. Неусвояемая для растений влага или ее мертвый запас
приблизительно соответствует максимальному содержанию прочно
связанной воды или величине максимальной адсорбционной влагоем-
кости.
2. Весьма труднодоступная для растений влага — это часть рых-
лосвязанной влаги, по содержанию в почве находящаяся в
интервале между максимальной адсорбционной влагоемкостью и коэффи-
189
циентом завядания растений, равному приблизительно 1,5
максимальной гигроскопичности.
Коэффициентом завядания растений называется то минимальное
содержание влаги в почве, при котором листья растений имеют
пониженное содержание влаги и начинают завядать. Полное
отмирание растений наступит при влажности, равной максимальной
адсорбционной влагоемкости. Вместо термина «коэффициент завядания»
употребляют термин «влажность завядания», так как отмирание
растений происходит не сразу, а в определенном интервале влажности,
когда в почве имеется лишь труднодоступная растениям влага.
3. Труднодоступная влага заключена в пределах между
величинами влажности завядания и влажности разрыва капилляров. В этом
интервале влажности растения могут существовать, не обнаруживая
признаков недостатка влаги, но продуктивность растительного
покрова низка.
4. Среднедоступная влага находится в пределах — от влажности
разрыва капилляров до величины наименьшей влагоемкости.
Продуктивность растений резко увеличивается при повышении
содержания влаги выше влажности разрыва капилляров, продолжая
увеличиваться и далее.
5. Влага легкодоступная, переходящая в избыточную, лежит в
пределах величин влажности — от наименьшей до полной
влагоемкости, но в этом интервале содержание влаги в почве может уже
затруднять доступ кислорода воздуха и явиться причиной
затрудненного дыхания растений.
При регулировании содержания влаги в почве (полив,
рыхление, снегозадержание и т. д.) нужно стремиться, чтобы ее
влажность поддерживалась на уровне между величинами влажности
разрыва капилляров и наименьшей влагоемкостью (ближе к последней),
т. е. на уровне среднедоступной влаги и несколько выше, что
составляет около 70 % наименьшей влагоемкости.
Состав, свойства и динамика
почвенных растворов
Поступающая в почвы атмосферная влага обычно содержит
некоторое количество растворенных веществ. Это простые соли
(гидрокарбонаты, сульфаты, хлориды) и растворенные газы (прежде всего
кислород и углекислота, а в областях активного современного
вулканизма и вблизи промышленных центров — оксиды азота и серы),
сообщающие осадкам кислую реакцию. В нормальных
геохимических условиях реакция атмосферных осадков близка к нейтральной.
190
При просачивании в почву влага атмосферных осадков
взаимодействует с твердыми частицами почв, почвенным воздухом,
обогащается продуктами метаболизма, выделяемыми корнями растений
и микроорганизмами. Минерализация воды и химический состав
растворенных веществ существенно изменяются, и она становится
почвенным раствором.
Почвенные растворы представляют весьма подвижную систему:
состав их изменяется по мере того, как они перемещаются из
одного почвенного горизонта в другой, испарение воды или новое ее
поступление влияет на концентрацию растворенных веществ,
вызывает их выпадение или растворение. Состав растворов в
значительной степени изменяется по сезонам года, что связано с
режимом осадков и температур, с поступлением органических остатков
и темпами их минерализации и гумификации.
Состав почвенного раствора и его концентрация определяются
всей совокупностью происходящих в почве процессов и зависят как
от источника поступления воды, так и водного и окислительно-
восстановительного режимов почв. Если почвенный раствор
образован влагой, попадающей в почву с атмосферными осадками, его
минерализация обычно невелика — около 0,1—0,3 и редко
достигает 1 г/л. Состав почвенного раствора в случае формирования его за
счет просачивающихся атмосферных вод определяется в первую
очередь подвижными продуктами минерализации и гумификации
растительных остатков, имеет тесную связь с составом золы
населяющих данную почву растений и составом почвенного гумуса. Новое
поступление органических остатков и усиление
микробиологической деятельности в теплые периоды года повышают концентрацию
почвенных растворов. Однако в почвах гумидных областей с
промывным или периодически промывным водным режимом
концентрация почвенных растворов остается невысокой.
Если в образовании почвенного раствора участвуют
минерализованные фунтовые воды, поднимающиеся по капиллярам внутри
почвенной толщи и испаряющиеся у ее поверхности, концентрация
солей может составлять несколько десятков и даже сотен граммов
на литр и достигать предельного насыщения. В засоленных почвах
аридных областей, по данным В.А. Ковды, концентрация солей в
растворах в верхних горизонтах почв доходит до 300—400 г/л. При
формировании растворов за счет грунтовых вод химизм их не имеет
столь тесной связи с процессами минерализации и гумификации
населяющих данную почву растений. Он представляет собой в
некотором роде итог процессов выветривания и почвообразования всей
водосборной (или солесборной) площади.
191
Состав веществ в почвенных растворах весьма разнообразен: в
него входят минеральные, органо-минеральные и органические со^
единения, находящиеся в состоянии молекулярных (или истинных)
и коллоидальных растворов.
Органические соединения в почвенных растворах представлены
водорастворимыми органическими кислотами и их солями. В
почвенных растворах обнаруживают гуматы натрия, фульваты
кальция, магния, а в условиях сильнокислой среды — фульваты железа
и алюминия. В верхних горизонтах почв водорастворимые
органические соединения обычно составляют основную массу веществ
почвенного раствора.
Из минеральных веществ наиболее обычны простые соли
следующих катионов и анионов: Са2+, Mg2+, Na+, K+, NH4+ (в некоторых
почвах Fe2+), HC03", C03", Cl~, S042-, Si042- и
коллоидно-растворимые гидроксиды Si, Fe, Al, Mn.
Между общей концентрацией солей в растворах и
соотношением отдельных ионов наблюдается определенная зависимость. В
слабо концентрированных растворах преобладают двууглекислые
соли кальция. По мере повышения концентрации растворов
происходит накопление сернокислых и хлористых солей магния и
натрия.
Такое изменение состава растворов связано с различной
степенью растворимости солей: при увеличении концентрации в первую
очередь начинает выпадать углекислый кальций, затем гипс, в то
время как хорошо растворимые сернокислый магний, сернокислый
натрий и в особенности хлористый магний и хлористый натрий в
растворе относительно и абсолютно накапливаются.
В почвенной влаге присутствуют растворенные газы: кислород,
углекислота и др. Дождевые и снеговые воды, просачивающиеся в
почву, богаты кислородом. Если почва не переувлажнена и хорошо
аэрируется, почвенный раствор содержит достаточно
растворенного кислорода — более 50 % от полного насыщения влаги
кислородом при данной температуре. В переувлажненных почвах, особенно
с водозастойным режимом, содержание кислорода в почвенной влаге
понижается до 30—10 % и ниже. В этом случае кислорода не хватает
для нормального развития растений.
В зависимости от состава растворенных веществ и характера
взаимодействия его с твердой фазой почв реакция может быть кислой,
щелочной или нейтральной.
Кислая реакция почвенного раствора обусловлена растворенной
угольной кислотой, водорастворимыми органическими кислотами,
192
поступающими в раствор при разложении органических остатков
(например, масляной, щавелевой и др.), а также водорастворимыми
фракциями фульвокислот.
Щелочная реакция обусловлена присутствием в растворе солей
сильных оснований и слабых кислот, которые подвергаются
гидролитическому расщеплению, — это углекислые соли щелочей и
щелочных земель (NaHC03, Са(НСОэ)2 и др.) и кремнекислоты.
Различают следующие виды кислотности и щелочности
почвенных растворов.
1. Общая кислотность и общая щелочность — это все количество
кислот или щелочей в растворе независимо от того, находятся ли
они в виде недиссоциированных молекул или в ионном состоянии.
Определяются общие кислотность и щелочность непосредственным
титрованием почвенного раствора щелочью или кислотой.
2. Актуальная кислотность, или щелочность почв, связана с
присутствием в растворе диссоциированных ионов Н+ и ОН". Она
определяется электрометрически или колориметрически и обозначается
величиной рН (отрицательный логарифм концентрации водородных
ионов). По закону действующих масс произведение
концентрации диссоциированных ионов и недиссоциированной части воды,
выраженное в грамм-молях на 1 л воды, представляет
постоянную величину и называется константой диссоциации. Так как для
воды степень диссоциации чрезвычайно мала, концентрацию
недиссоциированной части ЩО принимают за единицу. Поэтому
[Н+] - [ОН~] = К. При 22 °С для чистой воды К= 10"14. Так как
количество диссоциированных ионов [Н+] и [ОН"] для воды
одинаково, то 10"14 = [Н+]2. Отсюда [Н+] равно корню квадратный из
10"14 = 10"7. Если прологарифмировать эту величину и взять ее с
отрицательным знаком, значение рН для чистой воды равно семи,
что говорит о нейтральной реакции, т. е. одинаковом содержании в
растворе и водородных и гидроксильных ионов.
При увеличении концентрации водородных ионов значения рН
понижаются, а при уменьшении концентрации — повышаются.
Значения рН ниже семи указывают на кислую реакцию почвенного
раствора, а выше семи — на его щелочную реакцию. В почвах
значения рН колеблются в следующих пределах:
Сильнокислые почвы 3,0—4,5
Кислые почвы 4,5—5,5
Слабокислые почвы 5,5—6,5
Нейтральные почвы 6,5—7,0
Щелочные почвы 7,5—8,5
Сильнощелочные почвы ... 8,5 и выше
13-5046
193
3. Кроме общей и актуальной кислотности почв различают еще
обменную и гидролитическую кислотность почв (см. гл. 9).
Для развития микробиологических процессов и роста
культурных растений реакция почвенных растворов имеет важное
значение. Многие микроорганизмы наиболее хорошо развиваются при
реакции почвенного раствора, близкой к нейтральной.
Большинство культурных растений также чувствуют себя лучше в
нейтральных почвах и лишь некоторые из них (например, чайный куст)
предпочитают кислые почвы.
Реакцию почвенного раствора можно изменить в наиболее
благоприятную сторону, внося различные минеральные вещества. Так, для
уничтожения кислой реакции в почвы вносят известь, а для
уменьшения щелочности — промышленные отходы, содержащие серу
(подвергаясь в почвах воздействию сульфуризирующих бактерий, она
превращается в серную кислоту) или чаще физиологически кислые
удобрения: суперфосфат, сернокислый аммоний и нитрат аммония.
Внесением различных минеральных и органо-минеральных
удобрений в почвенных растворах регулируется также состав веществ, в
результате чего достигаются максимально благоприятные условия
для роста и развития растений. Почвы с высокой концентрацией
солей в почвенном растворе (солончаки и солончаковатые почвы)
подвергаются промывкам с целью удаления вредного для растений
избытка солей и понижения осмотического давления почвенного
раствора.
Глава 11
ГАЗОВАЯ ФАЗА ПОЧВ.
СОСТАВ ПОЧВЕННОГО ВОЗДУХА
Поры и пустоты почвенной массы, не заполненные водой,
заняты почвенным воздухом. Несмотря на постоянную связь и
газообмен с атмосферой, почвенный воздух несколько отличается от
атмосферного по относительному содержанию входящих в его состав
компонентов. Благодаря протекающим в почве биологическим и
биохимическим процессам почвенный воздух по сравнению с
атмосферным несколько обеднен кислородом и значительно
обогащен углекислотой. Большое значение в потреблении кислорода и
накоплении углекислоты в почвенном воздухе имеют
микроорганизмы и высшая растительность. При дыхании корней расходуется
кислород и выделяется углекислота, содержание которой в
почвенном воздухе вблизи корней выше, чем в остальном объеме.
194
Микроорганизмы-гетеротрофы потребляют значительное
количество кислорода и продуцируют углекислоту при разложении
органических остатков. Некоторые микроорганизмы, разлагая
углеводы, образуют углекислоту и метан.
Чем обильнее и активнее микробное население почвы, тем больше
потребляется кислорода и выделяется углекислоты.
Кислород расходуется также на окисление при процессах внут-
рипочвенного выветривания минералов, содержащих двухзарядные
серу, марганец, железо и другие элементы с переменной заряднос-
тью. Поэтому содержание углекислоты в почвенном воздухе всегда
выше, чем в атмосферном: в атмосфере концентрация С02
составляет 0,03 %, в почвенном воздухе — 0,2—0,5 %, часто увеличиваясь
до 1 %, а в тяжелых по гранулометрическому составу почвах при
переувлажнении их и заболачивании возрастает до 5—10 %.
Содержание кислорода в почвенном воздухе, наоборот, ниже, чем в
атмосферном, и составляет 10—20%. При содержании 10—12%
кислорода в почвенном воздухе растения при 18 °С развиваются еще
нормально, при более высокой — плохо. Чем выше температура,
тем больше требуется кислорода для нормального роста растений.
При падении содержания кислорода в переувлажненных
заболоченных почвах до 1—2 % рост корней замедляется, поглощение
воды и питательных веществ ослабевает, прекращается рост
надземных частей.
Углекислота и кислород в почвенном воздухе являются, таким
образом, антагонистами. Главным лимитирующим фактором жизни
растений является не избыток углекислоты сам по себе, а
сопутствующий ему недостаток в почвенном воздухе кислорода.
Имеются доказательства непосредственного поглощения
корнями растений углекислоты почвенного воздуха. Ее доля в общем
количестве поглощаемой зелеными растениями углекислоты достаточно
заметна.
В некоторых почвах, развивающихся при затрудненном
воздухообмене с приземной атмосферой, в почвенном воздухе
накапливаются газообразные продукты разложения органических остатков:
аммиак, сероводород, фосфористый водород, метан, атомарные
водород, азот и др.
В почвенном воздухе обычно присутствуют летучие
органические соединения, представляющие продукты жизнедеятельности
некоторых анаэробных микроорганизмов. Значение летучих
органических соединений в почвах очень велико. Они способны
непосредственно усваиваться аэробными микроорганизмами и корнями
растений. В почвенном воздухе также содержатся водяные пары в
13* 195
количестве, близком к полному при данной температуре
насыщению воздуха влагой.
Процессы обмена почвенного воздуха и его составляющих с
приземной атмосферой объединяются понятием «аэрация почвы».
Факторами, регулирующими скорость, направления и объем
воздухообмена, являются:
1) изменения температуры почвы и атмосферы;
2) изменение влажности почвы;
3) изменение барометрического давления;
4) действие ветра.
Рассмотрим влияние первого — температурного — фактора.
Снижение температуры сопровождается сжатием газов, а повышение —
их расширением. Поэтому при понижении температуры почвы в
нее из атмосферы поступают новые порции воздуха, при
нагревании почвы и расширении газов идет обратный ток воздуха из почвы
в атмосферу. Эти процессы имеют суточный ритм, следуя
суточному ходу изменения температуры почвы, и охватывают лишь верхние
горизонты, где колебания температуры наиболее значительны.
Вторым фактором воздухообмена является изменение
влажности почвы, поступление в почву воды и заполнение пор
сопровождается вытеснением из почвы воздуха, при просыхании почвы в
освободившиеся поры устремляется воздух атмосферы. Этот
фактор имеет большое значение в орошаемых и периодически
затопляемых почвах.
Третий фактор — понижение или повышение барометрического
давления — также приводит к смене направления воздушного
потока из почвы в атмосферу и, наоборот, из атмосферы в почву. Он
имеет значение лишь при существенных перепадах давления.
Четвертый фактор — ветер — играет некоторую роль в
воздухообмене, так как может изменить у земной поверхности градиент
атмосферного давления.
Обновление почвенного воздуха зависит от густоты
растительного покрова (в той или иной степени предохраняющего
поверхность почв от непосредственного воздействия ветра).
Рассмотренные факторы воздухообмена, хотя играют
определенную роль в замене всей массы почвенного воздуха в целом, все же
менее значительны, чем процессы газообмена между почвенным
воздухом и атмосферой, возникающие вследствие диффузии газов.
Диффузия газов, как известно, — это процесс перемещения
молекул газа или пара в направлении убывания концентрации или
парциального давления. Количество газа, которое продиффундирует со
196
стороны более высокого парциального давления в направлении
более низкого, подчиняется следующему уравнению:
dm = DC—A9
dx
где dm — переносимая масса газа; D — коэффициент диффузии;
С — площадь, через которую идет диффузия; — — градиент
концентрации газа на единицу длины вдоль направления х\ t — время
диффузии.
Численно коэффициент диффузии равен количеству вещества,
диффундирующего через 1 см2 за 1 с, при градиенте концентрации,
равном единице.
Разность парциальных давлений кислорода и углекислоты в
атмосферном и почвенном воздухе является главной причиной
газообмена. Из почвы в атмосферу диффундирует углекислота, а из
атмосферы в почву — кислород. Установлено, что на скорость
процесса влияют градиент концентрации, пористость почвы и ее
влажность (табл. 11.1).
Таблица 11.1
Отвод углекислоты из почвы вследствие диффузии
(л/м2 в день) в зависимости от градиента концентрации
газа и пористости почв (Р = 700 мм рт. ст., t = 25 °С)
(по Б. Кину)
Градиент
% на 1 см
0,02
0,04
0,08
0,12
0,16
0,20
0,40
20
1,3
2,5
5,1
7,7
10,2
12,7
25,4
Пористость почвы, % от объема
30
2,9
5,9
11,5
17,4
23,0
28,8
58,7
40
5,3
10,2
20,5
30,7
40,9
52,7
102,0
50
8,1
16,1
31,9
50,5
65,0
80,6
161,0
60
11,4
23,0
46,5
68,2
93,0
114,4
229,1
Выделение углекислоты из почвы в атмосферу, как следует из
табл. 11.1, для почв, имеющих одну и ту же пористость, увеличива-
197
ется прямо пропорционально градиенту концентрации, составляя
от единиц до первых десятков литров на квадратный метр С02 в
день. При одном и том же градиенте концентрации и увеличении
пористости почв выделение углекислоты также увеличивается ив
значительно большей степени, чем это следует из коэффициента
пропорциональности: при увеличении пористости в 3 раза (от 20 до
60 %) количество выделяющейся углекислоты увеличивается более
чем в 9 раз.
Коэффициент диффузии углекислоты изменяется также в связи
с содержанием в почвах влаги и уменьшением свободной
пористости (табл. 11.2). Для извлечения из почвы проб почвенного воздуха
и последующего анализа их на содержание углекислоты и
кислорода сконструированы специальные иглы-буры, а также созданы
специальные газоанализаторы.
Таблица 11.2
Коэффициент диффузии С02
из почвенного воздуха в атомсферу в зависимости
от пористости и влажности
(по И.Б. Ревуту, В.Г. Лебедевой)
Тяжелосуглинистая слабоподзолистая почва
|
ПЛОТНОСТЬ,
г/см2
1,1
1,3
1,5
пористость,
%
58,6
51,1
43,6
влажность,
%
объема
2,7
19,3
24,5
3,2
19,3
24,9
3,7
19,1
35,6
свободная
пористость,
%
55,9
39,3
34,1
47,9
31,8
21,7
39,9
24,5
8,0
D/D0
0,207
0,231
0,178
0,220
0,158
0,078
0,154
0,090
0,024
Супесчаная слабоподзолистая почва
плотность,
г/см2
1,2
1,4
1,6
пористость,
%
54,2
46,6
38,9
влажность,
%
объема
1,4
14,9
40,5
1,7
14,8
38,5
1,9
14,2
34,6
свободная
пористость,
%
52,8
39,3
13,7
44,9
31,8
8,1
37,0
27,7
4,3
Д/4,
0,301
0,211
0,024
0,247
0,134
0,023
0,201
0,087
0,013
Примечание. D — коэффициент диффузии С02 в почве; D0 — в свободной атмосфере.
В полевой обстановке для изучения газообмена между почвой и
припочвенными слоями воздуха над почвой ставятся небольшие
стеклянные коробки или баллоны, края которых врезаются в по-
198
чвенную толщу. Через определенные промежутки времени из
баллонов берутся пробы воздуха для анализов.
Твердая, жидкая и газовая фазы почвы являются частями
постоянно функционирующей почвенной системы и находятся в тесном
взаимодействии друг с другом и с внешней по отношению к почве
средой. Наблюдаются многократные переходы вещества из одной
фазы в другую, связанные с изменениями температуры, влажности,
ритма биологических и биохимических процессов, в своей
совокупности представляющих современную динамику почв.
Так, наряду со свободным почвенным воздухом значительное
количество кислорода и углекислоты находится в сорбированном
твердыми частицами состоянии и в почвенном растворе.
Известно, что растворимость газов обратно пропорциональна
температуре жидкости. Для углекислоты изменение температуры от 0 до 20 °С
снижает растворимость С02 примерно в 2 раза, а до 50 °С — более
чем в 4 раза. Растворимость азота и кислорода также с
повышением температуры понижается, но в несколько меньшей степени.
Таким образом, каждое понижение и повышение температуры
вызывает переход части газов из почвенного воздуха в раствор и
обратно. Повышение концентрации С02 в растворе смещает
реакции его в сторону большей кислотности, что усиливает
агрессивность вод и переход части вещества из твердой фазы в раствор;
особенно повышается растворимость СаСОэ. Повышение
концентрации С02 в почвенном воздухе, связанное с дыханием корней и
деятельностью микроорганизмов, также вызывает эффект перехода
СаСОэ из твердой фазы в раствор (табл. 11.3).
Таблица 11.3
Растворимость СаСОэ
при различных содержаниях в воздухе С02 при 16°С
С02 воздуха, об. %
Растворимость
СаС03, г/л
0,03
0,0634
0,5
0,157
1,0
0,203
1,2
0,22
1,3
0,23
1,5
0,24
2,0
0,27
3,0
0,31
Изменение концентрации С02 в почвенном воздухе и
растворимости СаСОэ вызывает, как показали исследования Е.А.
Афанасьевой, сезонную миграцию СаСОэ в профиле черноземов.
Переход молекулярно- и коллоидально-растворенных веществ
из жидкой фазы в твердую связан также с изменением
концентрации растворов: повышением ее при испарении и усиленной
транспирации в теплые периоды и понижением — во влажные и
199
прохладные сезоны года. При увеличении концентрации
растворов начинается коагуляция коллоидов, кристаллизация
легкорастворимых солей; с последним процессом связаны явления
сезонного соленакопления в почвах и выпадения из растворов
карбонатов кальция.
Глава 12
ОКИСЛИТЕЛЬНО-ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫЕ
ПРОЦЕССЫ В ПОЧВАХ
Одним из факторов фазовых переходов веществ в почвах
являются окислительно-восстановительные процессы. Многие из них
обратимы, и соединения элементов с переменной зарядностью
многократно переходят из одной фазы в другую.
Окислением (Ох) в химии называется процесс отдачи
электронов химическими элементами, а восстановлением (Red) — их
приобретение:
Ох <=* Red.
Окисление одного элемента, отдающего электроны, обязательно
сопровождается восстановлением другого элемента, приобретающего
их. Поэтому говорят об окислительно-восстановительных реакциях
или процессах.
Главным окислителем в почвах является кислород почвенного
воздуха и растворенный в почвенной влаге. В качестве
восстановителей выступают органическое вещество, водород и сероводород.
Некоторые реакции окисления, как, например, органических
веществ, необратимы. Гумификация и минерализация органических
остатков при достаточном доступе кислорода воздуха — процесс
окислительный — необратимый.
Многие окислительно-восстановительные процессы имеют
обратимый характер: химические элементы многократно могут
переходить из окисленного в восстановленное состояние и обратно.
Широко распространены обратимые процессы окисления и
восстановления железа (Fe3+ ^ Fe2+), марганца (Mn4+ «=* Мп2+), серы
(S2- ^ S6+), азота (N5+ ^ N3+).
В обратимых окислительно-восстановительных процессах один
и тот же элемент в зависимости от степени ионизации и условий
среды (кислородной 02, бескислородной глеевой СН4,
сероводородной H2S) является или окислителем, или восстановителем.
200
0,4
0,3
0,2
0,1Н
Преобладает Fe
(окисление)
з+
Преобладает
Fe
(восстановление)
1 1 Г
РН
Состояние
окислительно-восстановительных условий в почве
характеризуется особым
показателем —
окислительно-восстановительным потенциалом (ОВП)
атомов или ионов относительно
какой-либо стандартной
окислительно-восстановительной
реакции, потенциал которой
приравнивается к нулю. В качестве
такой реакции принято считать
переход водорода из
газообразного состояния в состояние иона:
Н2-2е = 2Н+.
Потенциал окислительно-восстановительной системы (в данном
случае почвы) по отношению к нормальному водородному электро-
ну обозначается индексом Eh\ Eh = EQ+ 0,0291g \ \ вольт (для тем-
\нг)
пературы 18 °С). Окислительно-восстановительные процессы
зависят от величины рН — в щелочной среде окисление идет при более
низких значениях Ен, чем в кислой (рис. 12.1). Кислотно-щелочные
условия окислительно-восстановительных реакций учитываются
введением показателя гН ■
Рис 12.1. Кривая равновесия
Fe2+—Fe3+ в зависимости от Eh и рН
(по Ф. Дюшофуру)
гН2 = ^-+2рН.
Значения Еи колеблются от 600—750 мВ в хорошо аэрируемых
почвах с окислительным режимом до 150—200 мВ в почвах
переувлажненных с восстановительными условиями; в резко
восстановительной сероводородной обстановке Ен опускается ниже нуля и
приобретает отрицательные значения.
Окислительно-восстановительные процессы зависят от
кислотно-основных условий (рН), в частности, эти условия влияют на
степень растворимости продуктов окисления или восстановления,
активность микроэлементов и др. (см. рис. 12.1). Поэтому для
сопоставления окислительно-восстановительных условий в почвах с
различным значением рН пользуются показателем гН2. При
значениях гН2 27—30 — условия окислительные, в интервале 27—20 —
восстановительные, < 20 — резковосстановительные.
Окислительно-восстановительный потенциал почв весьма
неоднороден в пределах почвенного профиля и динамичен во време-
201
ни. Его изменения связаны с изменением по профилю и по сезонам
влажности почв, ее аэрации и содержания кислорода в почвенном
воздухе и почвенном растворе. Существенно влияет на ОВП
количество органических веществ, выступающих как сильные
восстановители. Восстанавливающая способность нарастает в ряду:
растительный опад — подстилки — гумусовый горизонт. Внешним
проявлением восстановительной обстановки в почвах являются признаки
оглеения — появление сизо-серой, зеленоватой окраски в
горизонтах с низкими значениями ОВП.
По характеру протекающих окислительно-восстановительных
процессов А.И. Перельман выделил три ряда почв:
1) почвы с преобладанием окислительной среды;
2) почвы с восстановительной глеевой обстановкой;
3) почвы с резковосстановительной сероводородной обстановкой.
И.С. Кауричев и Д.С. Орлов дали в соответствии с
окислительно-восстановительным режимом и его динамикой более детальную
группировку почв.
1. Почвы с абсолютным господством окислительной
обстановки — автоморфные почвы степей, полупустынь и пустынь.
2. Почвы с господством окислительных условий при возможном
проявлении восстановительных процессов в отдельные влажные годы
или сезоны — автоморфные почвы таежно-лесной зоны, влажных
субтропиков и широколиственных лесов.
3. Почвы с контрастным окислительно-восстановительным
режимом (полугидроморфные почвы различных зон):
а) с развитием сезонных восстановительных процессов в
верхних горизонтах;
б) с развитием оглеения в нижних горизонтах;
в) с контрастной сменой окислительной и восстановительной
обстановок по всему профилю.
4. Почвы с господством восстановительных условий по всему
профилю:
а) с господством глеевой обстановки;
б) с господством сероводородной обстановки.
Окислительно-восстановительный режим в почвах имеет
большое значение в почвообразовании и плодородии почв. С ним
связаны скорость и направление разложения органических остатков,
гумификация и минерализация органических веществ.
Окислительно-восстановительные процессы контролируют
фазовые переходы в почвах. Многие химические соединения
элементов с переменной зарядностью при смене
окислительно-восстановительных условий многократно переходят из твердой фазы в жид-
202
кую, из жидкой в газовую и обратно. В почвах гумидных областей
с периодическим переувлажнением широко распространены
реакции окисления и восстановления железа (Fe3+ +* Fe2+) и марганца
(Мп4+ +± Мп2+). При восстановлении железа и марганца их
растворимость в форме углекислых солей, органо-минеральных
комплексов повышается; они переходят в раствор, могут перемещаться в
пределах данного генетического горизонта или выноситься за его
пределы. Именно за счет периодических восстановительных
процессов образуются отбеленные глеево-элювиальные горизонты. При
смене восстановительных условий окислительными при участии
специфических микроорганизмов происходит сегрегация гидроксидов
железа и марганца и формирование различного рода стяжений и
конкреций. Реакции денитрификации и нитрификации (N5+ «=* N3+)
сопровождаются при восстановлении переходом азота из
водорастворимых форм нитратов и нитритов в газовую фазу в форме
аммиака NH3, при окислении и нитрификации идет обратный
процесс. Те же явления происходят при процессах десульфуризации и
сульфуризации — окисление и восстановление серы (S6+ <=* S2~).
Шестизарядная сера сульфатов твердой и жидкой фаз почвы переходит
в двухзарядную. Последняя может оставаться в твердой фазе в
форме сульфидов тяжелых металлов (FeS2 и др.) или переходить в
состояние газа в форме сероводорода H2S.
В зависимости от водно-теплового режима, режима кислотно-
щелочных условий и биологической активности рассмотренные выше
процессы фазовых превращений веществ в почвах приобретают
определенный ритм: суточный, сезонный и многолетний.
В своей совокупности они характеризуют современную
динамику почв. Изучение динамики почв имеет большое практическое
значение, так как является научной основой для регулирования
почвенных процессов и управления ими в целях повышения
плодородия почв.
Глава 13
СТРУКТУРНОЕ СОСТОЯНИЕ И ФИЗИЧЕСКИЕ
СВОЙСТВА ПОЧВ КАК ТРЕХФАЗНОГО ТЕЛА
Твердая фаза почвы, как было показано ранее, состоит из
механических элементов разного размера и состава. При определенных
условиях механические элементы склеиваются друг с другом в
структурные агрегаты. Совокупность агрегатов различной формы и
величины называется почвенной структурой.
203
От характера структуры зависят физические и многие
агрономические свойства почвы. Изучению факторов структурообразующей
способности почв и условий сохранения агрономически ценной
структуры посвящены работы многих почвоведов.
Факторы структурообразования
В образовании структуры почв участвует ряд факторов.
Главными из них являются: действие корневых систем травянистых
растений, клеящие свойства почвенных коллоидов, деятельность дождевых
червей и населяющих почву насекомых. Определенное значение имеет
изменение объемов почвенной массы при периодическом
увлажнении и высыхании почв, их замораживание и оттаивание.
Роль корней в образовании структуры особенно велика в
верхнем гумусовом горизонте почв. В пределах верхних 20—30 см ими
переплетена вся почвенная масса. При росте и утолщении корешки
сдавливают прилегающие к ним почвенные частицы и плотно
прижимают их друг к другу. По истлевании корешков между
отдельными группами почвенных частиц остаются ходы, полости, что
способствует раскалыванию почвенной массы на отдельные комки и
зерна именно по этим, наиболее слабым местам. В горизонтах
почвы, обильно пронизанных корнями трав, образуется зернистая или
комковато-зернистая структура.
Значение корней в образовании структуры не ограничивается их
механическим действием. Непосредственно вблизи корней
сосредоточена обильная ризосферная микрофлора; после отмирания
корешков и их гумификации стенки корневых ходов покрываются
коллоидными пленками гумуса, обладающего клеящей
способностью. Некоторые исследователи считают, что главная роль в
склеивании почвенных агрегатов принадлежит продуктам метаболизма
микроорганизмов, особенно грибов и актиномицетов. Клеящие
свойства почвенных коллоидов, в частности гуминовой кислоты,
обусловлены их способностью давать необратимые или
труднообратимые гели при насыщении двух- и трехзарядными катионами.
Не все коллоиды обладают одинаковыми
структурообразующими свойствами. Наиболее хорошим структурообразователем
является, как уже было показано, свежеосажденная гуминовая кислота.
По мере старения и, по-видимому, частичной минерализации ее
клеящие свойства уменьшаются. Поэтому для поддержания
водопрочной структуры в почвах необходимо, чтобы они все время
пополнялись новыми запасами гуминовых кислот.
Зернистую водопрочную структуру имеют гумусовые горизонты
целинных черноземов и некоторых луговых почв.
204
Весьма существенно влияет на прочность структуры состав
поглощенных оснований. В случае присутствия в поглощающем
комплексе однозарядных катионов, в частности натрия, коллоиды легко
переходят в золь и структура почвы утрачивается. При
насыщенности почвенного поглощающего комплекса двух- и трехзарядными
катионами гели необратимы; в результате образуется хорошая,
водопрочная зернистая или мелкокомковатая структура. Хорошими
структурообразователями являются также гели гидроксидов железа
и железоорганических комплексов. Их обилие и хорошие клеящие
свойства обусловливают хорошую оструктуренность красноземов —
почв на ферсиаллитной и ферраллитной коре выветривания.
Значительную роль в структурообразовании играют также
населяющие почву животные. Среди них прежде всего следует назвать
дождевых червей. Пропуская через желудочно-кишечный тракт
почву, черви уплотняют ее, склеивают слизью, выделяемой стенками
кишечника, обогащают углекислым кальцием и выбрасывают в виде
мелких комочков — капролитов. Так, по данным А.А. Соколова,
обитающие в серых лесных почвах и черноземах Северо-Западного
Алтая гигантские и пестрые дождевые черви за теплый период года
пропускают через пищеварительный тракт и оструктуривают от 170
до 225 т/га почвенной массы. Структурообразователями являются
также обитающие в почве насекомые. И.В. Стебаев, изучавший
животное население первичных почв, образовавшихся на плотных
породах в различных типах леса Западного Кавказа, показал, что
структурные отдельности, представленные экскрементами кивсяков,
ногохвосток, мокриц и долгоножек, составляют 30—44 %, а во
фракциях 3—1 и 1—0,5 мм — даже до 60—70 % мелкоземистой массы.
Столь же значительна структурообразующая деятельность муравьев
и термитов, особенно в почвах полупустынь и пустынь, где ими
создается мелкокомковатая и пороховидная структура.
Важным структурообразующим фактором является
попеременное увлажнение и высушивание почв, в результате набухания при
увлажнении и уменьшении объема (усадки) при высыхании
почвенная масса растрескивается на крупные агрегаты — блоки и призмы.
Эти процессы проявляются в горизонтах почв, где колебания
влажности наибольшие. Особенно ярко они выражены в почвах,
содержащих в поглощающем комплексе натрий, — солонцеватых почвах
и солонцах. В этих почвах попеременное высушивание-увлажнение
и вертикальное растрескивание приводят к формированию
призматических, столбчатых или глыбистых структурных отдельностей. Эти
типы структуры вошли в название солонцов (солонцы
призматические, солонцы столбчатые, солонцы глыбистые).
205
В некоторых почвах, богатых глинистым минералом
монтмориллонитом, эффект попеременного увлажнения-высушивания
проявляется в глубоком растрескивании почв, с обособлением крупных
полигональных отдельностей, а внутрипочвенное скольжение
почвенных блоков относительно друг друга приводит к образованию
косоориентированных чешуйчатых и чечевицеобразных
отдельностей. Такова структура черных субтропических и тропических монт-
мориллонитовых почв — слитоземов.
Попеременное увлажнение и высушивание заиленных с
поверхности почв аллювиальных равнин и периодически затопляемых
депрессий в аридных областях приводят к растрескиванию
поверхности на мелкие полигональные (такыровидные) отдельности
диаметром от 3—4 до 5—10 см. Наиболее ярко эта особенность
проявляется в специфических образованиях пустынь — глинистых та-
кырах.
Эффект вертикального и горизонтального растрескивания почв
наблюдается также при их периодическом промерзании и
оттаивании. Увеличение объема воды при замерзании на 9 % ведет к разрыву
связей между частицами и микроагрегатами, возникновению трещин
и расчленению почвы на структурные отдельности. По И.Б. Ревуту,
максимум агрегатов при замораживании почв образуется при
влажности почвы 25—30 % к ее массе. По его наблюдениям, морозная
зима заметно улучшает структуру почвы: хорошо промерзая после
обработки, она содержала 52,3 % агрегатов оптимальных размеров и
лишь 12 % крупных глыб, а после мягкой зимы и последующей
обработки — только 33 % агрегатов и 29 % глыб.
Вследствие образования горизонтальных прослоек льда в
верхнем горизонте переувлажненных почв образуется слоеватая,
плитчатая или чечевитчатая структура. Подобная же структура
образуется в переувлажненных горизонтах с периодическим
промораживанием над горизонтом вечной мерзлоты. Наряду с механическим
воздействием льда на почвенную массу при замораживании почв
происходят физико-химические процессы: увеличивается
концентрация ионов в незамерзшей части воды, что способствует
коагуляции коллоидов и склеиванию частиц почвенной массы в агрегаты.
Процесс этот часто необратим, так как часть ионов раствора
остается в поглощенном состоянии и при оттаивании почв в раствор не
переходит. Образуется специфическая крупчатая, или гороховатая,
структура, характерная для почв Крайнего Севера и высокогорий.
При очень слабой минерализации растворов и сильной гидрофиль-
ности коллоидов, как, например, гидроксидов кремния (Si02/*H20),
периодически промерзающие и просыхающие почвы приобретают
206
свойство тиксотропности — способности коллоидальных растворов
(золей) и высокодисперсных суспензий загустевать с течением
времени и вновь разжижаться при механическом воздействии.
Механическое разрушение тиксотропных структур и их последующее
восстановление могут повторяться многократно. Это свойство
характерно для почв тундры и существенно затрудняет любые виды
строительства.
При изучении почвенной структуры производится
количественное определение водопрочных агрегатов различного размера, для
чего применяются макроагрегатный и микроагрегатный анализы.
Макроагрегатный анализ по методу Саввинова позволяет
определять содержание различных групп агрегатов, разделение которых
производится в колонке сит с диаметром отверстий 0,25; 0,5; 1; 2; 5;
10 мм.
Агрегаты с диаметром меньше 0,5 мм называются
микроагрегатами, а определение содержания их в почвах — микроагрегатным
анализом, методика которого разработана Н.А. Качинским и
весьма схожа с гранулометрическим анализом — методом пипетки (см.
гл. 7). Разница заключается в том, что почва не подвергается перед
анализом механическим или каким-либо химическим
воздействиям. Поэтому данные микроагрегатного анализа показывают иное
содержание фракций различной крупности, чем данные
гранулометрического анализа; за счет склеивания и образования цемента
между крупными частицами содержание тонких фракций и
особенно фракций ила в микроагрегатном анализе меньше, чем в
гранулометрическом. Сравнение содержания ила в микроагрегатном и
гранулометрическом анализах из одного и того же образца почвы
позволяет судить о степени ее агрегированное™ или, наоборот, степени
дисперсности; последняя тем больше, чем меньше разница в
содержании ила в названных параллельных анализах. Показателем
степени дисперсности почв служит коэффициент дисперсности Качинс-
кого (К).
Если содержание ила в микроагрегатном анализе равно а, а в
гранулометрическом равно Ь, то КЛ = (а : Ь) • 100.
В хорошо оструктуренных почвах коэффициент дисперсности
составляет 3—5, в среднеоструктуренных — 6—10, а в слабоострук-
туренных — 11—15 и более.
Связь структурного состояния почв с их плодородием изучалась
многими учеными. П.А. Костычев при изучении почв черноземных
степей обратил внимание на то, что плодородие почв на
старопахотных участках, в значительной мере утративших структуру, как
правило, ниже, чем при распашке целинных и залежных земель,
207
обладающих хорошо выраженной водопрочной
комковато-зернистой структурой. Оставление выпаханных почв в залежах и перелогах
под травянистой растительностью возвращает почвам их
структурное состояние и плодородие.
Объемная масса, удельная масса
и пористость почв
Объемная масса почвы выражается в граммах на 1 см3 и
варьирует в зависимости от удельной массы веществ, слагающих твердую
фазу почвы, и от величины порозности (или скважности).
Объемная масса почвы обычно увеличивается от верхних,
наиболее рыхлых пористых и богатых органическим веществом
горизонтов к более уплотненным нижним (табл. 13.1).
Таблица 13.1
Объемная масса суглинистых и глинистых почв
(по Н.А. Качинскому)
Объемная масса, г/см3
В пахотном горизонте
<1,0
1,0-1,1
1,2-1,3
1,3-1,4
В подпахотных горизонтах
1,6-1,8
Оценка плотности
Почва рыхлая или богатая органическим веществом
Культурная свежевспаханная почва
Пашня уплотнена
Пашня сильно уплотнена
Сильно уплотненные иллювиальные горизонты почв
Наименее плотны (0,15—0,40 г/см3) торфянистые горизонты,
наибольшей плотностью (1,8—1,9 г/см3) обладают иллювиальные
горизонты.
С увеличением объемной массы уменьшается пористость почв и
при прочих равных условиях их водопроницаемость. Поэтому
наличие в почвенном профиле горизонтов с высокой объемной массой
свидетельствует не только об иллювиальной природе последних, но
и о возможном застое атмосферной влаги в горизонтах, лежащих
выше уплотненного.
Удельная масса твердой фазы почвы представляет собой
отношение только твердой части почвы к массе равного объема воды. Как
это следует из определения, удельная масса зависит в основном от
208
химического и минерального состава почвы. Удельная масса
твердой фазы определяется с помощью прибора — пикнометра.
Принцип метода заключается в определении объема воды (или какой-
либо нейтральной жидкости, например бензола), соответствующего
объему взятых почвенных частиц определенной массы.
Применяются и методы прямого определения пористости почв,
основанные на измерении объема воды или спирта, полностью
заполняющего все поры почвы. Зная объемную и удельную массы
почвы, можно определить ее пористость, или скважность.
Пористость, или скважность, представляет собой общий объем
полостей (пор) между частицами почвенной массы в ее
естественном сложении, выраженный в процентах к объему почвы в
ненарушенном состоянии. Если обозначить через dV объемную массу и
через d удельную массу твердой фазы, то скважность Р будет равна
всему объему почвы без объема твердой фазы.
Пористость вычисляется по формуле
/> = 10ofl-— 1%.
Весь объем почвы принят за единицу.
Пористость почв зависит от их гранулометрического состава,
сложения и структуры. Почвы тяжелого гранулометрического
состава имеют большую пористость, чем песчаные; чем структурнее
почва и рыхлее ее сложение, тем выше пористость, и наоборот.
Величина общей пористости для большинства рыхлых пород и
нижних горизонтов почв составляет 40—50 % общего объема почвы.
В верхних рыхлых, обогащенных органическим веществом
горизонтах почв она возрастает до 60—70, в торфах — до 90 %.
Общая пористость разделяется на капиллярную и
некапиллярную. В узких капиллярах или порах между почвенными частицами
может удерживаться капиллярно-подвешенная вода. В почвах
около 80 % всего объема пор составляют поры капиллярных размеров.
Некапиллярная пористость — это большие полости в почве:
трещины, ходы землероев, полости, остающиеся после истлевания
крупных корней, легко пропускающих воду и воздух.
Почвы с благоприятными физическими свойствами
характеризуются высокой общей пористостью (50—70 % объема) и высокой
пористостью аэрации (35—40 %), т. е. порами, заполненными не
водой, а воздухом. При неблагоприятных физических свойствах об-
14-5046 209
щая пористость составляет лишь 40—50 %, а пористость аэрации —
15—20 %; в иллювиальных плотных горизонтах общая пористость
падает до 30—35 %, а пористость аэрации — до 10—5 %.
Физико-механические свойства почв
Физико-механические свойства почв важны при решении
вопросов, связанных с обработкой почв, подборе материалов для
рабочих частей сельскохозяйственных машин, при строительстве и др.
Физико-механические свойства почв имеют важное значение и в
жизни растений: они часто оказывают решающее влияние на
распределение корневых систем (хотя удельнс!е давление корня
достигает колоссальных размеров, значительно превышающих удельное
давление рабочих частей многих сельскохозяйственных машин).
Важнейшими физико-механическими свойствами почв являются:
твердость, связность, пластичность, липкость, усадка и набухание.
Твердостью почвы называется сопротивление, которое она
оказывает проникновению в нее под давлением стержней или клиньев,
называемых плунжерами. По данным П.У. Бахтина, между
твердостью и влажностью существует тесная связь, характеризующаяся
обратным коэффициентом корреляции, достигающим 0,8—1,0.
Твердость почв различного гранулометрического состава изменяется в
широких пределах — от 5—7 до 45 кг/см2.
Отмечается тесная связь между твердостью и удельным
сопротивлением почвы при пахоте. Удельное сопротивление — это сила
тяги (тяговое усилие), отнесенная к единице поперечного сечения
пласта почвы при вспашке. Удельное сопротивление зависит от
механического состава, структурного состояния и твердости почв, а
также от содержания в почве влаги. Оно наименьшее при
содержании влаги около 15—25 %. В различных почвах удельное
сопротивление варьирует от 1,1 до 0,4 кг/см2.
Для измерения твердости почв и удельного сопротивления
служат твердомеры, динамографы. Созданы полевые приборы для
определения твердости различных горизонтов почв непосредственно
при полевом описании почвенного профиля.
Связностью почвы называется ее способность сопротивляться
внешнему усилию, направленному к разъединению частиц путем
раздавливания или сдвига. Связность почвы измеряется величиной
той нагрузки, которую надо приложить к единице объема
высушенной почвы, чтобы ее раздавить.
Связность почв варьирует в очень больших пределах и зависит
от гранулометрического состава, содержания гумуса и состояния
210
влажности. Все расчеты рабочих частей сельскохозяйственных
орудий производятся с учетом связности почв.
Пластичность почвы— это способность ее во влажном
состоянии склеиваться, лепиться и сохранять полученную форму.
Пластичность почвы изменяется в зависимости от гранулометрического
состава, она уменьшается от глинистых почв к суглинистым и
супесчаным. Песчаные почвы не пластичны.
Измеряется пластичность условной величиной, которая
называется числом или коэффициентом пластичности.
Сухая почва представляет собой сыпучее тело; если начать к почве
прибавлять воду, то свойство сыпучести теряется; при некотором
количестве воды почва начинает склеиваться и ее можно скатать.
Минимальное количество воды, которое необходимо для того,
чтобы почва начала скатываться, называется нижним пределом
пластичности или границей скатывания. Это количество воды
выражается в процентах к весу почвы. Если дальше прибавлять воду, то
постепенно почва делается все более пластичной. Можно достичь
такого состояния, что, если взять кусок влажной почвы, разделить
его узкой щелью (шпателем) на две части, положить их рядом на
доску и ударить по доске снизу или сбоку, куски почвы соединятся
вместе. Такое состояние почвы называется верхним пределом
пластичности или нижней границей текучести. При дальнейшем
увлажнении почва начинает приобретать свойство текучести и
пластичность ее уменьшается, если дальше прибавлять воду, то два куска
почвы, насыщенных водой, даже без удара стекаются вместе.
Количество воды, при котором почва свободно начинает сливаться,
называется верхней границей текучести.
Таким образом, почва обладает пластичностью, когда она
находится в состоянии увлажнения между верхним и нижним
пределами пластичности. Разница в содержании воды между этими двумя
состояниями называется числом, или коэффициентом, пластичности.
Почвы, пластичные во влажном состоянии, обладают
связностью в сухом состоянии. Пластичность обычно учитывается при
расчете режущей части обрабатывающих сельскохозяйственных орудий
и при расчете норм горючего.
Липкость почв, так же как и пластичность, обусловлена
наличием в них илистых частиц и воды. Она появляется при определенной
степени влажности, достигает максимума и вновь уменьшается при
переувлажнении почв. Липкость измеряется силой (выраженной в
граммах), необходимой для отрыва от поверхности почвы
металлической пластинки площадью в 1 см2.
14* 211
Усадкой почвы называется уменьшение ее объема при
высыхании. Она зависит от гранулометрического состава, минералогичес-^
кого состава ила, степени гидрофильности коллоидов и
первоначального содержания воды. Усадка выражается в процентах к
первоначальному объему влажной почвы.
Набухание почвы — увеличение объема почвы при увлажнении;
подобно усадке, набухание измеряется в процентах к
первоначальному объему сухой почвы. Величина набухания также зависит от
гранулометрического состава, состава глинистых минералов и
состава поглощенных оснований. Наибольшему набуханию
подвержены глинистые почвы монтмориллонитового состава и почвы,
насыщенные натрием.
Тепловые свойства почвы
Температура почвы наряду с влажностью существенно влияет на
рост высших растений, жизнедеятельность микроорганизмов, на
растворимость различных минеральных веществ, а также кислорода
и углекислоты в почвенной влаге. От температуры почвы зависит
скорость газообмена между почвенным воздухом и приземной
атмосферой.
Температура почвы тесно связана с температурой приземного
слоя атмосферы. Между почвой и приземной атмосферой
происходит энергообмен. Особенно большое значение он имеет летом в
ночное время суток, когда нагретая за день почва является мощным
инерционным источником тепла и обогревает воздух и растения.
Сильное выхолаживание почвы в ночное время приводит к
конденсации на поверхности росы.
Под влиянием градиентов температуры передвигается
парообразная и жидкая влага в почвах; перепады температур, особенно
при переходе через О °С, обусловливают ряд важных процессов
физико-химического и физического порядка.
Главными тепловыми свойствами почв, регулирующими ее
температурный режим, являются: теплоемкость, температуропроводность
и теплопроводность, лучепоглотительная, лучеиспускательная и лу-
чеотражательная способности.
Теплоемкость почвы — это количество тепла, которое надо
затратить для нагревания 1 г или 1 см3 почвы на 1 °С. Объемная
теплоемкость составляет 2,0—2,5 Дж/см3.
Теплоемкость почвы зависит от теплоемкости входящих в ее
состав минералов, количества органического вещества (чем его
больше, тем теплоемкость почвы больше) и состояния влажности по-
212
чвы. Чем почва влажнее, тем больше ее теплоемкость, так как
теплоемкость воды равна 4,19, а теплоемкость воздуха — 0,001282 Дж.
Следовательно, теплоемкость почв резко изменяется в зависимости
от степени увлажнения. Чем влажнее почва, тем больше тепла
требуется на ее нагревание.
Теплопроводность — это скорость передачи тепла в почвах.
Коэффициент теплопроводности К — количество тепла, передаваемое
от поверхности в глубь почвы (или в обратном направлении) через
единицу протяженности (см) в единицу времени (1 с) при градиенте
температур 1 °С. Он имеет размерность Вт/ (м • °С).
Температуропроводность — это изменение температуры 1 см3
почвы, вызванное поступлением некоторого количества тепла,
протекающего за 1 с через 1 см2 поперечного сечения при разности
температур 1 °С на расстоянии 1 см.
Теплопроводность и теплоемкость связаны уравнением:
CV2
где К — температуропроводность почвы; А — теплопроводность
почвы; CF— объемная теплоемкость.
Теплопередача в почве осуществляется разными путями:
а) от частицы к частице через разделяющую их среду (воздух,
вода);
б) через непосредственные контакты твердых частиц;
в) излучением от частицы к частице;
г) конвекцией через газ и жидкость.
Поэтому величина теплопроводности зависит от ряда факторов:
теплопроводности входящих в ее состав минералов, содержания
органических веществ, величины порозности и степени увлажнения.
Минеральные вещества обладают большей теплопроводностью, чем
органические. Влажные почвы обладают значительно большей
теплопроводностью, чем сухие.
Горизонты почв, богатые органическим веществом и имеющие
большую пористость, в сухом состоянии обладают очень плохой
теплопроводностью: в районах распространения вечной мерзлоты в
почвах, имеющих на поверхности слой торфа, вечная мерзлота
лежит ближе к поверхности, чем в почвах незаторфованных.
Почвы обладают лучепоглотительной, лучеотражательной и
лучеиспускательной способностями.
Лучепоглотительная и лучеотражательная способности
изменяются в зависимости от цвета почв и формы поверхности. Темные
почвы значительно больше поглощают лучей, чем почвы светлые.
213
Почвы с гладкой поверхностью обладают лучшей отражательной
способностью, чем почвы шероховатые. Отношение количества
отраженных почвой лучей к количеству падающих на ее поверхность
называется альбедо. Альбедо почв колеблется в широких пределах —
от 15 (темные почвы) до 40—45 % (белый песок). Черноземные поля,
занятые растительностью, имеют альбедо 17—20%, открытое
паровое поле — 7—8 %.
Лучеиспускательная способность почв, или способность их
выделять тепловые лучи, зависит в значительной мере от влажности,
от состояния и температуры поверхности и от величины
теплопроводности почв. Почвы влажные, с шероховатой поверхностью и
относительно более теплопроводные обладают наибольшей
лучеиспускательной способностью.
Комплекс тепловых свойств почв обусловливает их
температурное состояние, что в свою очередь влияет на скорость и
интенсивность биохимических и химических процессов в почвах и имеет
непосредственное значение для развития растений.
Часть III
КЛАССИФИКАЦИЯ ПОЧВ
И ПОЧВЕННО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ
РАЙОНИРОВАНИЕ. СВОЙСТВА, ГЕНЕЗИС
И ГЕОГРАФИЯ ОСНОВНЫХ ТИПОВ
ПОЧВ МИРА
Глава 14
ПРИНЦИПЫ ГЕНЕТИЧЕСКОЙ КЛАССИФИКАЦИИ
ПОЧВ, КАРТОГРАФИИ ПОЧВ И ПОЧВЕННО-
ГЕОГРАФИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ
Существующие подходы,
классификация почв
Непременным условием существования и успешного развития
любой науки является наличие классификации объектов ее
исследования. В почвоведении классификация почв необходима для того,
чтобы можно было диагностировать и именовать отличающиеся друг
от друга почвы, выделять их ареалы на картах, устанавливать
сходства и различия между ними по свойствам и происхождению,
производить агропроизводственную и другие типы группировок почв
для практических целей.
Почвы, имеющие определенное сходство и удовлетворяющие
определенным классификационным критериям, образуют
таксономические группы, или таксоны. Таксоны меньшего объема
объединяются в классификации почв по принципу близости
определенных свойств в более широкие таксоны, те в свою очередь в еще
более общие. Таким образом, возникают различные
таксономические уровни и иерархичность классификации. Тип таксона,
составляющего один таксономический уровень, называется
таксономической единицей.
Почвы с точки зрения классификации являются очень
сложными объектами. Это, во-первых, связано с тем, что различные по
свойствам почвы не имеют четких естественных границ, почвенный
215
покров — континуален, т. е. непрерывен в пространстве; в отличие,
например, от растений почвы не представлены в природе
дискретными индивидуальными телами. Во-вторых, многие почвенные
свойства очень изменчивы во времени. Такие важные почвенные
характеристики, как реакция почвенного раствора, количество и состав
водорастворимых солей, температура, влажность и другие,
подвержены не только многолетним, но и сезонным и даже суточным
колебаниям. Эти же свойства отличаются высокой вариабельностью в
пространстве. Кроме того, определенные трудности связаны с тем,
что почва — это многокомпонентная биокосная система, твердая
часть которой состоит из минералов, мертвых органических
остатков и живых организмов; она вмещает воздух, воду и не всегда
легко выделить ведущий компонент или ведущее свойство.
В настоящее время в мире существует целый ряд различных
классификаций почв, разработанных в отдельных странах или
международных организациях. Разнообразные отечественные
классификации почв традиционно строятся на генетических принципах. Они
берут свое начало от классификационных разработок В.В.
Докучаева. Основой такого рода классификаций являются
почвообразовательные процессы или их сочетания, которые приводят к
формированию тех или иных конкретных почв и связывают между собой
отдельные формы почвообразования в определенные генетические
группы и ряды почв. Те или иные процессы проявляются в
комплексах почвенных признаков и свойств, которые учитываются при
выделении групп почв различного таксономического ранга. При этом
признаки и свойства почв анализируются не сами по себе, а в
совокупности с факторами почвообразования — той обстановкой, в
которой находятся почвы в настоящее время и находились в прошлом,
т. е. при анализе свойств почв должен применяться естественно-
исторический метод исследования.
На основе этих принципов в 1886 г. В.В. Докучаевым была
создана классификационная система, основной таксономической
единицей которой были типы почв (подзолистые, серые лесные,
черноземные, каштановые и др.).
Выделенные В.В. Докучаевым типы почв как основные
таксономические единицы почвенной классификации оставались во всех
последующих отечественных классификационных схемах. При этом
по мере накопления нового фактического материала, исследования
новых территорий и все более детального изучения почвенного
покрова постоянно увеличивалось число типов почв и усложнялась
сама система таксономических единиц за счет разделения типов на
подтипы, роды, виды и разновидности почв.
216
В рамках почвенно-классификационных изыканий в нашей
стране получило развитие несколько теоретических направлений: эко-
лого-генетическое, факторно-генетическое,
субстантивно-генетическое и эволюционно-генетическое.
В 70-х гг. XX в. на основе синтеза российского, американского и
французского подходов была разработана Международная классификация почв под эгидой
Продовольственной и сельскохозяйственной организации ООН (ФАО) и
Организации ООН по образованию, науке и культуре (ЮНЕСКО). Эта классификация
легла в основу составления Почвенной карты мира масштаба 1: 5 000 000.
С начала 80-х гг. XX в. начался новый этап работ по созданию Международной
мировой классификации почв. В результате всестороннего обсуждения проблемы
были приняты ее научные принципы в следующей форме:
1) классификация почв должна быть основана на свойствах почв, включая
водный и температурный режимы и характеристики материнских пород;
2) почвы должны быть определены в терминах диагностических характеристик
профилей и их горизонтов;
3) отбор диагностических характеристик должен быть основан в максимально
возможной степени на взаимосвязях между свойствами почв и
почвообразовательными процессами;
4) классификация почв должна быть организована из разных уровней
генерализации;
5) международная классификация не должна заменять национальные
классификации почв, она должна служить справочной, базовой системой, позволяющей
коррелировать и сопоставлять национальные системы между собой.
Основываясь на этих положениях, был обсужден и принят предварительный
перечень высших единиц Международной классификации почв из 26 групп,
объединяющих почвы с определенными чертами строения профиля и совокупностью
почвенных процессов, приведших к их формированию (И.П. Герасимов, В.А. Ков-
да, В.М. Фридланд, 1980):
1) слаборазвитые почвы на рыхлых породах среднего механического состава;
2) слаборазвитые почвы на плотных породах;
3) слаборазвитые почвы на песках;
4) почвы с солевыми аккумуляциями в верхней части профиля;
5) почвы маршей, мангров и сульфидные почвы;
6) аллювиальные почвы;
7) криотурбированные мерзлотные почвы;
8) глеевые почвы (при близком уровне грунтовых вод);
9) тяжелые глинистые почвы со слабой водопроницаемостью;
10) аридные почвы;
11) гумусово-аккумулятивные почвы с перераспределением карбонатов кальция;
12) гумусово-аккумулятивные почвы без перераспределения карбонатов кальция;
13) дерново-аккумулятивные кислые почвы;
14) сиаллитные почвы, выветрелые на месте;
15) ферсиаллитные почвы, выветрелые на месте;
16) андосоли (вулканические почвы);
17) щелочные глинисто-дифференцированные почвы;
18) сиаллитные глинисто-дифференцированные почвы;
19) ферсиаллитные глинисто-дифференцированные почвы;
20) ферраллитные глинисто-дифференцированные почвы;
21) почвы с застоем поверхностных вод;
217
22) структурные ферраллитные почвы,
23) ферраллитные почвы;
24) железисто-гумусово-аккумулятивные почвы;
25) органические почвы,
26) антропогенно-аккумулятивные почвы
Перечисленные 26 групп почв были разделены на морфогенетические типы почв,
которые в свою очередь включали эколого-морфогенетические почвенные типы.
В конце 90-х гг XX в в основном была завершена работа над новейшим
вариантом международной классификации почв, получившим название Международная
справочная база для почвенных ресурсов {The World Reference Base for Soil Resource —
WRB) Эта система готовилась также при поддержке ФАО и, кроме того,
Международного союза почвоведов и Международного института почвенных ресурсов
Система WRB — это двухуровневая морфогенетическая классификация, в которой в
качестве критериев разделения почв на таксономические группы в полной мере
используются строго установленные диагностические горизонты и свойства На
высшем уровне выделяется 30 почвенных групп, для наименования которых
применялись термины из различных языков. Так, например, засоленные почвы были
названы солончаки, вулканические почвы — андосоли, оглиненные ненасыщенные кислые
почвы — алисоли, почвы с мощным гумусовым горизонтом — черноземы, почвы с
горизонтом вечной мерзлоты — криосоли и т д.
Работа по совершенствованию национальной классификации почв
велась в последнее время и в нашей стране. При этом усиливались и
развивались те стороны отечественного классификационного
подхода, которые сближали его с принципами международной
классификации. Так, в новых вариантах классификации почв все в большей
степени основой разделения почв становилась оценка генетического
профиля как совокупности (системы) горизонтов, отражающих в своих
свойствах почвенные процессы, а не условия и факторы
почвообразования, что имело место в некоторых ранних отечественных
классификационных схемах. Большое значение придавалось использованию
субстантивного количественного подхода к диагностике таксонов, что
обеспечивало принцип воспроизводимости классификации и
однозначной идентификации почв. Все нововведения в классификацию
не нарушали принцип историчности, включающий преемственность,
стремление развить положительные стороны прежних
классификаций, сохранить их разумные традиции и решения (В.М. Фридланд,
1982; Л.Л. Шишов, И.А. Соколов, 1989).
Основной таксономической единицей классификации остался
тип почв — группа почв, характеризующаяся единой системой
основных диагностических горизонтов и общностью свойств,
обусловленных сходством режимов и процессов почвообразования. Типы
почв традиционно делятся на подтипы, которые качественно
различаются особенностями в системе генетических горизонтов,
обусловленными наложением на основные дополнительных процессов
почвообразования, характеризующих переход к другому типу. В
пределах подтипов выделяются роды почв, которые определяются
особенностями солевого состава и характером почвенного поглощаю-
218
щего комплекса. В пределах родов обособляются виды почв,
различающиеся по степени выраженности признаков, определяющих тип,
подтип и род почв (мощности горизонтов, интенсивности
накопления органических и минеральных веществ и др.). Еще более низкая
таксономическая единица — разновидность — выделяется по
гранулометрическому составу всего почвенного профиля. И наконец, в
разряды группируются почвы в связи с характером почвообразую-
щих и подстилающих пород.
В варианте «Классификации и диагностика почв России»
(составители Л.Л. Шишов, В.Д. Тонконогов, И.И. Лебедева, М.И.
Герасимова, 2004) на территории России выделяется около 200 типов почв.
Наряду с разделением типов почв в этой классификации они
объединяются в более крупные надтиповые таксономические группы — от-
делы, которые в свою очередь на более высоком иерархическом
уровне образуют стволы.
В схеме классификации почв мира М.А. Глазовский (1968, 1972)
выше уровня типа выделяются семейства, генерации и
геохимические ассоциации почв.
Общий перечень таксономических единиц этой классификации
почв и критерии их выделения приведены в табл. 14.1.
В настоящее время в составе почвенного покрова быстро
увеличивается доля почв, происхождение и свойства которых
определяются не только, а иногда и не столько природными факторами,
сколько хозяйственной деятельностью человека. Поэтому все
актуальней становится проблема отражения и размещения в
классификации антропогенно-измененных почв и почв, искусственно
созданных. Так, В.Д. Тонконоговым и Л.Л. Шишовым (1990)
обосновывалось выделение собственно антропоземов и антропогенных
поверхностных образований (почвогрунтов). В новой
«Классификации и диагностике почв России» (2004) классификационное
положение антропогенно-измененных почв обусловливается
степенью трансформации почвенного профиля и основывается на
присутствии определенных диагностических горизонтов и признаков
антропогенного характера.
А.Н. Геннадиевым, Н.П. Солнцевой, М.И. Герасимовой (1992)
изложены принципы группирования и номенклатуры техногенно-
измененных почв, при которых учитываются в качестве основных
критериев разделения почв следующие четыре характеристики:
1) тип техногенного воздействия на почву;
2) текущий техногенно-спровоцированный процесс в почве;
3) характер строения новообразованного (техногенного)
почвенного профиля или устойчивые новообразованные почвенные свойства;
4) остаточные признаки исходной почвы.
219
Таблица 14.1
Таксономические единицы
и критерии выделения почв
Таксономический ранг
/
II
III
IV
V
VI
VII
Название
таксономической единицы
Биогеохимические ассоциации
почв
Генерации почв
Семейства почв
Типы почв
Подтипы почв
Роды почв
Виды почв
Критерии объединения
в типологические группы
Сходство кислотно-щелочных и окислительных
условий как интегральных показателей
результата взаимодействия органической и минеральной
составляющих твердой фазы почв, почвенных
растворов и почвенного воздуха
Общность строения генетического профиля
почв; наличие типоморфных
горизонтов-индикаторов главных направлений почвообразования:
накопления продуктов почвообразования на
месте; перемещения подвижных продуктов по
профилю почвы вниз; перемещения подвижных
соединений по профилю почвы вверх
Сходство вещественного, химического и
минералогического состава типоморфных
генетических горизонтов
Сходство динамики современных процессов и
состояния почв, связанных с гидротермическим
режимом и фазами жизнедеятельности растений
и почвенной фауны
Присутствие наряду с генетическими
горизонтами, присущими данному типу почв,
дополнительных, присущих другим типам. Подтипы —
переходные образования между типами
Особенности гранулометрического,
химического и минералогического состава и свойств почв,
унаследованные от почвообразующих пород или
от предшествующих стадий почвообразования
Степень выраженности почвообразовательных
процессов; мощность горизонтов, интенсивность
накопления органических и минеральных
веществ
Исходя из этого в наиболее полном виде названия техногенно-
измененных почв могут выглядеть, например, следующим
образом: одерновывающиеся сильносмытые подзолистые
старопахотные; заболачивающиеся дерново-глеевые по серым лесным
подтопляемым; уплотняющиеся глубокозасоленные на каштановых
орошаемых.
220
Все многообразие современных почв мира должно быть
распределено по четырем почвенным сообществам:
1) природные;
2) техногенно-природные;
3) природно-техногенные;
4) техноземы.
Подробное рассмотрение генезиса, географии и классификации
почв, формирующихся под воздействием человека, содержится в
учебном пособии М.И. Герасимовой с соавторами «Антропогенные
почвы» (2003).
Почвенно-географическое
районирование
Картография почв представляет собой один из важных разделов
географического почвоведения.
Основная цель почвенно-географических исследований —
изучение почвенного покрова той или иной территории для
установления состава почв (их систематики), закономерностей их
географического распространения, роли отдельных факторов
почвообразования и всей их совокупности в формировании почв и почвенного
покрова. Все эти задачи наиболее полно и обоснованно решаются
путем составления почвенной карты исследованной территории,
сопровождаемой специальным текстом или почвенно-географичес-
ким очерком.
Составление почвенной карты с пояснительным текстом имеет
важное практическое значение, так как только на основании
подобных материалов представляется возможным наиболее точно и
всесторонне учесть природные свойства почв данной территории и
обосновать наиболее целесообразный выбор земельных площадей
для различного хозяйственного использования (пашни, сенокосы,
пастбища, лесные угодья, рекреация, строительство и др.), а также
разработать экологические и мелиоративные программы,
направленные на повышение плодородия почв, их охрану и защиту от
эрозии, засоления, заболачивания и химического загрязнения.
Почвенные карты являются также необходимой основой для
качественного и количественного учета земельных фондов.
В настоящее время большое значение в почвенно-картографи-
ческой работе приобретает использование (дополнительное к
топографической основе) аэрофотоматериалов, а также (при
составлении мелкомасштабных карт) — космических снимков, умелое
дешифрирование которых позволяет весьма точно определить границы
221
многих контуров почв благодаря соответствующему изменению
рельефа, состава растительности или других природных условий.
В зависимости от практических задач почвенно-картографических
исследований. По масштабу карты делятся на следующие группы:
Детальные от 1:500 и крупнее
Крупномасштабные 1:10000—1:50000
Среднемасштабные 1:100000—1:300000
Мелкомасштабные мельче 1: 300000
Детальные почвенные карты составляются на небольшие
площади различного рода экспериментальных, сортоиспытательных,
опытных мелиоративных участков. Детальные почвенные съемки
используются для изучения типичных участков — ключей — в
качестве иллюстрации характерных для данного района комплексов,
сочетаний и мозаик почв.
На картах крупных масштабов (1:10 000—1:50000),
составляемых обычно для отдельных хозяйств, показывается
гранулометрический состав почв и почвообразующих пород, на некоторых картах
дается характеристика углов наклона поверхности, степень
эродированное™ почв, сохраняются контуры земельных угодий и другие
показатели, облегчающие практическое использование карт и
составление на их основе ряда карт специального назначения —
землеустроительных, оценочных и др.
Среднемасштабные почвенные карты весьма часто
составляются в административных границах района или области. Они
используются для планирования сельскохозяйственных мероприятий и
мелиоративных работ: осушения, орошения, обводнения пастбищ,
программ по борьбе с эрозией, дефляцией, засолением почв,
осуществляемыми в границах данного административного или
экономического района.
Мелкомасштабные почвенные карты (1 :500 000—1 : 1 000 000)
составляются путем обобщения (генерализации) более
крупномасштабных почвенных карт или путем специальных полевых
маршрутных почвенно-географических исследований в целях
установления состава наиболее широко распространенных почв и
корреляции их с основными факторами дифференциации почвенного
покрова в малоизученных районах. Разработаны эффективные
методики автоматической генерализации почвенных карт с помощью
компьютерных технологий.
222
В нашей стране проводится систематическая работа по
составлению государственной почвенной карты масштаба 1:1 000 000.
Наряду с обобщением всех имеющихся картографических и
литературных материалов, в связи с составлением карты возникала
необходимость проведения дополнительных почвенно-географичес-
ких исследований, охвативших большие пространства Сибири,
Дальнего Востока, и др. Составление государственной почвенной карты
потребовало разработки и унификации систематического списка почв
всей страны. Государственная почвенная карта является единым
общегосударственным картографическим документом. В этом ее
ценность и возможность широкого использования как в научных,
так и в практических целях, в частности, для почвенно-экологичес-
кого районирования.
Почвенная карта масштаба 1:1 000 000 послужила
картографической основой для составления еще более мелкомасштабных карт
(1:1 500 000—1: 2 500 000) в рамках крупных регионов страны.
Обзорные почвенные карты еще более мелкого масштаба
(1:4 000 000 и мельче — до 1:60 000 000) охватывают целые страны
и континенты.
Первая обзорная схема почвенных зон Северного полушария была
составлена В.В. Докучаевым в 1899 г. и демонстрировалась в 1900 г.
вместе с коллекцией русских почв на Всемирной выставке в Париже.
На этой схеме В.В. Докучаев выделил пять мировых зон:
1) бореальную, или арктическую;
2) лесную с подзолами;
3) черноземных степей;
4) аэральную с подразделением на каменистые, песчаные,
солончаковые и лёссовые пустыни;
5) латеритную.
В дальнейшем на почвенных картах Большого советского атласа
мира, составленных под редакцией Л.И. Прасолова (1937), и на
Почвенной карте мира, составленной под редакцией И.П. Герасимова
(1956), на основании обобщения большого фактического материала
была показана сложная и многообразная структура горизонтальной
и горной зональности почв.
В 1964 г. все новые материалы о почвах различных стран и
континентов, полученные с момента выхода в свет почвенной карты
мира в Большом советском атласе мира (1937), нашли свое
отражение и обобщение в новой серии почвенных карт
Физико-географического атласа мира (1964) под общей редакцией И.П. Герасимова и
Н.Н. Розова.
223
Существенным этапом в картографии почв мира была
Почвенная карта мира масштаба 1: 10 000 000 (1976), составленная
коллективом авторов под редакцией В.А. Ковды и Е.В. Лобовой. Ома
имеет развернутую легенду: выделено около 300 подразделений почв,
объединенных в географо-генетические группы.
В период 1968—1978 гг. была составлена Почвенная карта мира
ФАО—ЮНЕСКО масштаба 1:5 000 000, которая явилась
результатом международного сотрудничества почвоведов многих стран.
В 1982 г. в серии учебных карт для высшей школы была
опубликована Почвенная карта мира масштаба 1: 15 000 000,
составленная М.А. Глазовской и В.М. Фридландом. Эта карта является
основным картографическим пособием по данному курсу.
Основная часть легенды карты имеет форму матрицы. В вертикальных
рядах матрицы почвы разделяются по принадлежности к
регионам с различным увлажнением: очень влажным, влажным,
умеренно влажным и умеренно сухим, сухим и очень сухим. В
пределах регионов с одинаковым увлажнением почвы группируются по
типам водного режима. Выделяются почвы со следующим
водным режимом:
1) промывным;
2) промывным с периодическим поверхностным или грунтовым
переувлажнением;
3) водозастойным;
4) периодически непромывным;
5) пульсационным (со сменой непромывного, водозастойного и
слабовыпотного);
6) непромывным;
7) выпотным;
8) резко непромывным (поверхностно-эксудативным).
Кроме того, выделяются почвы, распространенные в различных
по увлажнению регионах, но испытывающие периодические
затопления. Это аллювиальные почвы и почвы литоралей.
В горизонтальных рядах матрицы почвы группируются в
соответствии с распространением в регионах с различной теплообес-
печенностью и различным температурным режимом. Выделяются
почвы:
1) очень холодных и холодных регионов с постоянно мерзлым
горизонтом;
2) умеренно холодных и умеренно теплых регионов, сезонно
промерзающие;
224
3) теплых и жарких регионов, непромерзающие, с сезонным
охлаждением и постоянно теплые.
Пересечение названных координат очерчивает ассоциации почв
с определенными типами гидротермического режима и
окислительно-восстановительными и кислотно-щелочными условиями почв.
Наряду с группировкой по гидротермическим условиям
показанные на карте 104 типа и подтипа почв объединены в 24
генетические группы в соответствии с общим направлением
почвообразования и некоторыми общими свойствами почв.
Объединенные в легенде генетические группы почв
представляют в большинстве случаев таксономический уровень семейств почв,
по классификации М. А. Глазовской (1966, 1972).
В самые последние годы появились и другие крупные
комплексные картографические произведения, включающие почвенно-кар-
тографический материал. Среди них можно выделить мировой
атлас «Природная среда и естественные ресурсы Мира», который
включает серию почвенных карт континентов.
Наряду с задачей выделения классификационных общностей почв
в почвоведении существует задача выделения почвенно-географи-
ческих общностей, т. е. территорий с более или менее однотипным
почвенным покровом. При этом если в классификационные
группы могут входить почвы, пространственно весьма отдаленные друг
от друга, но отличающиеся сходством своих свойств, то в почвенно-
географические выделы могут попадать почвы, весьма разные по
свойствам, но объединенные общностью территории и
определенным характером пространственного сочетания друг с другом,
типичным только для данного района.
Разделение территорий на регионы, сходные по составу и
структуре почвенного покрова, называется почвенно-географическим
районированием. Оно необходимо как для познания фундаментальных
закономерностей и особенностей географии почв, так и для
практических целей — выявления территорий, однородных по
возможностям сельскохозяйственного, рекреационного или
инженерно-строительного использования, а также по требуемым мелиоративным и
природоохранным мероприятиям.
Почвенно-географическое районирование нашей страны
постоянно совершенствовалось, и в этом принимали участие ведущие
отечественные специалисты: Г.В. Добровольский, Е.Н. Иванова,
Н.Н. Розов, В.М. Фридланд и др.
Почвенно-географическое районирование основывается на
анализе почвенных и других специальных карт: геологических, геомор-
15-5046 225
фологических, четвертичных отложений, геоботанических,
климатических. При почвенно-географическом районировании выделяется
ряд соподчиненных таксономических территориальных единиц,
крупные регионы разделяются последовательно на более мелкие, как,
например, иерархический ряд — почвенно-биоклиматический пояс,
почвенно-биоклиматическая область, почвенная зона или подзона,
почвенная провинция, почвенный округ, почвенный район.
В последующих главах основные типы почв мира, их генезис,
свойства и география будут рассмотрены в рамках самых крупных
почвенно-территориальных единиц — почвенно-биоклиматических
поясов и почвенно-биоклиматических областей.
Почвенно-биоклиматический пояс — это совокупность почвенных
зон и вертикальных почвенных структур (горных почвенных
провинций), объединенных сходством радиационных и термических
условий. Выделяются полярные, субполярные, бореальные, суббо-
реальные, субтропические, тропические и экваториальный почвен-
но-биоклиматические пояса.
Почвенно-биоклиматическая область — это совокупность
почвенных зон и горных почвенных провинций, имеющих не только
сходные радиационные и термические условия, но сходные условия
увлажнения и континентальное™. В число
почвенно-биоклиматических областей входят, например, бореальные и суббореальные лесные
области, суббореальные степные области, суббореальные,
субтропические и тропические области полупустынь и пустынь и др.
Таким образом, излагаемый далее материал группируется
следующим образом.
Почвы и почвенный покров полярных
и субполярных областей
Полярные пустынные. Дерновые арктотундровые. Тундровые
глеевые. Дерновые субарктические. Болотные.
Почвы и почвенный покров бореальных
и суббореальных лесных областей
Подбуры. Подзолы. Подзолистые. Буроземы. Поверхностно-гле-
ево-элювиальные. Грунтово-глеево-элювиальные.
Дерново-карбонатные.
Почвы и почвенный покров лесо-лугово-степных
и степных суббореальных областей
Серые лесные. Черноземы. Каштановые.
226
Солончаки, солонцы, солоди
Почвы и почвенный покров суббореальных
и субтропических полупустынь и пустынь
Бурые пустынно-степные и серо-бурые пустынные почвы.
Сероземы. Такыры и такыровидные почвы.
Почвы и почвенный покров переменно-влажных
ксерофитно-лесных и саванновых субтропических
и тропических областей
Коричневые и красно-коричневые почвы. Серо-коричневые.
Слитоземы. Красные и красно-бурые почвы саванн.
Почвы влажных лесных субтропических,
тропических и экваториальных областей
Красноземы и желтоземы. Красно-желтые и темно-красные фер-
рамитные почвы.
Глава 15
ПОЧВЫ ПОЛЯРНЫХ И СУБПОЛЯРНЫХ
ОБЛАСТЕЙ
Выветривание и почвообразование
в полярных пустынях
Исследования, проведенные за последние десятилетия в
высокоширотных областях (в Арктике и Антарктиде), показали, что
наряду с интенсивным физическим выветриванием здесь
наблюдаются химическое разрушение пород с участием живых организмов и
формирование первичных примитивных почв. Установлено
существенное сходство продуктов выветривания и почвообразования
холодных перигляциальных полярных пустынь и жарких пустынь мира.
Оно проявляется в широком распространении на поверхности
массивных пород железистых и железисто-марганцовых корочек
пустынного загара, формировании солевых корочек и скоплений солей
(карбонатов кальция, гипса, хлоридов и сульфатов натрия и др.) как
на скальных поверхностях, так и (особенно) в рыхлых наносах.
Накопление солей в почвах полярных пустынь связано с сухостью
климата, отсутствием жидких осадков и привносом солей с океанов.
В Антарктиде полярные пустынные почвы распространены
фрагментарно — в свободных от льда оазисах в береговой части конти-
15*
227
нента. Оазисы занимают лишь около 0,06 % площади Антарктиды.
Наиболее крупные из них — оазисы Бангера, Вестфолль, Эймери,
Абляционный, Тейлор-Росса и Райта. Они получают мало осадков:
оазис Бангера 62 мм в год, оазис Райта на Земле Виктории в
прибрежной части 300 мм, а во внутренних, более сухих частях 80 мм.
Осадки, выпадающие даже летом в виде снега, в значительной
части испаряются. Растительность оазисов очень скудная: на скалах
местами поселяются различные виды накипных и листоватых
лишайников и литофильных мхов. На мелкоземистом субстрате —
моренах, флювиогляциальных и озерных отложениях — мхи
поселяются чаще. В трещинах скал, на нижних поверхностях десквама-
ционных корочек (как и на мелкоземистом субстрате) обильна
флора зеленых и синезеленых водорослей.
Почвы полярных пустынь Антарктиды за лето оттаивают на 30—
40 см. Для них характерны красновато-коричневая или оранжевая
окраска, связанная с наличием гидроксидов железа, и вскипание
при действии соляной кислоты с самой поверхности (свидетельство
присутствия карбонатов кальция). По берегам солоноватых озерков
поверхность почв покрыта белой коркой солей.
В Северном полушарии южная граница арктических пустынь
проходит по 73—76° с. ш. Пустыни занимают северное побережье
Гренландии, северные острова Североамериканского архипелага,
о-ва Шпицберген, о-ва Земля Франца-Иосифа, о. Северная Земля
и о. Северный Новой Земли. Это суровые аридные области
северной Арктики, где большая часть суши покрыта ледниками, а
процессы выветривания и почвообразования локализуются в узких при-
ледниковых зонах между краем ледников и береговой линией.
Однако площади, свободные ото льда, более значительны, чем в
Антарктиде. Некоторые острова Канадского Арктического
архипелага (Принс-Патрик, Мелвилл, Маккензи-Кинг, Батерст и др.) не
имеют ледниковых покровов. Возраст ландшафтов и
продолжительность почвообразования на таких островах больше, чем
непосредственно у края ледников, где их неоднократные подвижки и
отложения нового материала периодически обновляют поверхность.
Менее суровый климат арктических полярных пустынь (по
сравнению с антарктическими) и несколько большая продолжительность
деятельного периода в почвах обусловливают большее участие в
почвообразовании растительности. В полярных пустынях
Антарктиды нет ни одного цветкового растения, в арктических пустынях
цветковые растения (камнеломки, дриады, полярный мятлики и др.)
образуют местами в понижениях рельефа и на участках,
защищенных от ветра, сомкнутый покров. На большей части повышенных
228
элементов рельефа поверхность почвы покрыта панцирем из
щебня; между щебенкой встречаются отдельные низкорослые растения,
главным образом лишайники. Щебень, часто образующий
сплошную «мостовую» на нижней, обращенной к почве стороне, покрыт
толстыми корочками и бородками извести. Местами на
поверхности почвы наблюдаются выцветы солей.
Профиль арктических пустынных почв представлен горизонтами
А\са—Вса— С. А\са — гумусовый карбонатный горизонт мощностью
12—15 см, серовато-коричневого цвета, легкого
гранулометрического состава, без выраженной структуры. На нижней поверхности
щебня, встречающегося в этом горизонте, имеются карбонатные
корочки. Вса — иллювиальный карбонатный горизонт
ярко-коричневого цвета, гравелистый или щебнистый, с песчаным или
супесчаным заполнителем, обилием карбонатных корочек на щебне и
гравии и рыхлыми новообразованиями карбонатов в мелкоземе. На
глубине 35—40 см от поверхности коричневый цвет ослабевает и
горизонт Вса сменяется почвообразующей породой С — обычно
грубым гравелисто-песчаным наносом серовато-бурого цвета, с
меньшим содержанием карбонатов. На этой же глубине в почве
сохраняются отрицательные температуры в течение лета, хотя горизонт
льдистой мерзлоты отсутствует.
Содержание илистой фракции в арктических пустынных почвах
не превышает 6 %, а фракции пыли — 10 %. Основную массу
образует песчаная фракция и каменистая часть. Реакция почв
щелочная, емкость поглощения невысокая. Почвы насыщены
основаниями. Содержание гумуса на участках с разреженным растительным
покровом в верхнем горизонте составляет 0,5—1,2 %, под более
густым растительным покровом — 3 %. В последнем случае почвы
могут быть отнесены к дерновым арктическим.
Среди легкорастворимых солей преобладают сульфаты и
хлориды натрия. Местами содержание солей в почвах достигает 1 %. Это
позволяет отнести такие почвы к арктическим солончакам.
Почвы тундр и субполярных лугов
Асимметрия географической оболочки Земли в Северном и
Южном полушариях особенно ярко проявляется в субполярных и
умеренных поясах. В Северном полушарии субарктический
тундровый пояс охватывает обширные пространства суши Северной
Америки и Евразии, где в условиях континентального климата с
продолжительной холодной зимой и прохладным летом при наличии
постоянной или длительно сезонной мерзлоты распространены лан-
229
дшафты и почвы арктической и типичной тундр и лесотундры. Лишь
в приокеанских секторах на южной Аляске, в Гренландии и
Исландии тундры замещаются субарктическими вечнозелеными лугами.
В Южном полушарии тундры отсутствуют. В субантарктическом
и примыкающей к нему части умеренного пояса суша представлена
небольшими группами островов с наиболее океаническим на Земле
типом климата, с одинаково дождливыми, пасмурными и
прохладными зимой и летом. Как летние, так и зимние температуры
колеблются от —5 до +5°С. Вместо тундр здесь распространены луга,
верещатники и травяно-моховые болота, почвы промерзают
периодически, на короткое время или круглый год находятся в талом
состоянии.
В Северном полушарии основным фактором, определяющим
северные и южные границы тундр, являются термические условия
летнего периода. Северная граница тундр проходит по изотермам
самого теплого месяца —2—4°С. При более низких температурах
сомкнутый растительный покров исчезает и тундры сменяются
описанными выше арктическими пустынями. Южная граница тундр
совпадает с изотермой самого теплого месяца +10°С. При более
высоких температурах безлесные тундры сменяются редколесьями и
северной тайгой. Южная граница тундр отклоняется от строго
широтного направления в связи с изменениями степени
континентальное™ климата и влиянием на прилегающую сушу холодных или
теплых океанических течений. В условиях континентального
климата с более теплым летом эта граница проходит по 72—75° с. ш., у
восточных побережий Евразии и Северной Америки она смещается
до 52° с. ш.
На большей части территории тундр положительные
среднемесячные температуры наблюдаются в течение не более четырех
месяце в году. Температуры июлями августа 5—6°С, а июня и сентября
1—3 °С. Во все месяцы теплого периода температуры могут падать
ниже О °С. Зимы в тундрах холодные, малоснежные, общее
количество осадков невелико: в южных тундрах 200—250, в арктических —
50—100 мм в год. Сильные ветры, особенно частые зимой, сдувают
снег с повышенных элементов рельефа в депрессии. Уменьшение
мощности снегового покрова или его полное сдувание приводит к
вымерзанию и деструкции растительного покрова, глубокому
промерзанию и выхолаживанию почв, а также образованию морозо-
бойных трещин.
В понижениях рельефа, где мощность снегового покрова
больше, растительность сохраняется, но почвы оттаивают медленнее,
чем на повышенных участках.
230
Почти повсеместно распространены горизонт вечной мерзлоты
и криогенные формы микрорельефа: морозобойные трещины,
образующие полигональную сеть, каменные многоугольники, пятна-
медальоны, появляющиеся при излиянии на поверхность таликов,
и бугры пучения.
По характеру растительности и почвенного покрова в тундрах
Евразии и Северной Америки выделяются подзоны арктической,
типичной и южной тундр. В арктических тундрах растительный
покров не сомкнут, растительность приурочена к морозобойным
трещинам. На хорошо дренированных поверхностях развиты кассио-
пеево-дриадовые сообщества, в понижениях рельефа появляются
злаково-осоковые тундры и гипново-травяные болота. В подзоне
типичных тундр на хорошо дренированных почвах легкого
гранулометрического состава преобладают мохово-лишайниковые и
лишайниковые тундры, часто пятнистые, а на влажных местообитаниях —
осоково-гипновые болота. В подзоне южной тундры распространены
кустарниковые тундры с ерником (карликовой березкой) и
карликовой ивой, с напочвенным покровом из кустарничков (брусники,
вероники, голубики), мхов и лишайников, чередующиеся с моховыми
дикраново-сфагновыми и сфагновыми, часто крупнобугристыми,
болотами.
В приокеанических секторах подзоны южной тундры кустар-
ничковые тундры сменяются субарктическими пустошами —
злаковыми сообществами с арктоальпийским разнотравьем. Кустарнич-
ковые тундры переходят к югу в лесотундры, где распространены
криволесья и редколесья с древесным ярусом из березы и ели, а в
азиатской части России — из лиственницы. На менее
дренированных участках распространены заболоченные моховые редколесья и
олиготрофные моховые болота, занимающие как в лесотундре, так
и в северной тайге большие площади.
Почвенный покров тундры и лесотундры, а также
примыкающей с юга северной тайги представлен почвами, принадлежащими
к семействам дерновых, алъфегумусовых, глееземов и болотных почв.
Семейство дерновых почв представлено двумя типами:
дерновыми арктотундровыми насыщенными и дерновыми субарктическими
ненасыщенными. Семейство альфегумусовых почв также представлено
двумя типами — подбурами и альфегумусовыми подзолами.
Чрезвычайно широко распространенное в тундре и лесотундре семейство
глееземов представлено типом тундрово-глеевых почв (или
тундровых глееземов), а в лесотундре и северной тайге — типом таежных
глееземов, часто с дифференцированным на элювиальный и
иллювиальный горизонты профилем (рис. 15.1).
231
Ландшафтные
зоны и подзоны
Дренаж достаточный
Дерновые
почвы
аркто-
тундро-
вые
тические
Альфегуму-
совые почвы
под-
буры
подзолы
Дренаж затрудненный
Глееземы
тундро-
воглее-
вые
таежные
глее-
вые
Торфя-
ноболот-
ные
арктическая
Тундра
мохово-
лишайниковая
кустарничковая
Лесотундра
Тайга
северная
Рис. 15.1. Распределение типов почв в зонах тундры и лесотундры
Распространение дерновых арктотундровых почв ограничено
подзоной арктической тундры. Дерновые субарктические почвы
встречаются под луговинами в мохово-лишайниковой и кустарничковой
тундрах и лесотундре и господствуют под субарктическими
пустотными лугами в приокеанических областях. Распространение подбу-
ров ограничено кустарничковой тундрой, лесотундрой и северной
тайгой. Подзолы распространены локально в кустарничковой тундре.
Площади этих почв увеличиваются в лесотундре и особенно в
северной тайге. Тундровые глееземы имеются во всех подзонах тундры, но
наименьшие пространства они занимают в арктической тундре.
Площади болотных почв нарастают от мохово-лишайниковых к кустар-
ничковым тундрам, максимально они распространены в лесотундре
и северной тайге.
Дерновые арктотундровые почвы
Эти почвы распространены на легких почвообразующих
породах —- песках, супесях, хрящевато-щебневатых отложениях — в
условиях рельефа, исключающего застой атмосферной влаги, под кас-
232
сиопеево-дриадовыми и злаково-осоковыми сообществами;
образуют комплексы с слаборазвитыми пленочными почвами полигонов.
Дерновые арктотундровые почвы вследствие неглубокого
летнего протаивания (до глубины 70—80 см) небольшой мощности;
горизонт льдистой мерзлоты благодаря легкому гранулометрическому
составу и слабой водоудерживающей способности отсутствует.
В дерновых арктотундровых почвах генетический профиль
представлен горизонтами АО, А1, Вт, ВС и С. АО — сильно
задернованный, грубогумусовый горизонт мощностью 0—2 см. Горизонт А\ —
гумусовый, серовато-коричневый, почти бесструктурный горизонт
мощностью 2—7 см. Вт — метаморфический ожелезненный, ярко-
коричневый или рыжевато-коричневый горизонт легкого
гранулометрического состава мощностью 7—35 см. Поверхность песчаных
зерен и более крупных обломков покрыта железистыми
пленочками, образовавшимися за счет выветривания железосодержащих
минералов этого горизонта. Пленочки и являются причиной яркой
окраски, свидетельствующей об окислительной среде. Горизонт ВС —
менее ярко окрашенный, бурый мощностью 35—50 см, переходный к
почвообразующей породе С, серой или серовато-бурой окраски,
легкой по гранулометрическому составу, залегающей с глубины 50 см и
более.
Над мерзлым горизонтом в некоторых случаях наблюдаются
небольшие сизоватые пятнышки, свидетельствующие о слабом огле-
ении.
Гумуса в дерновых арктотундровых почвах 3—7 %, реакция почв
слабокислая (рН 5,5—6,7), они слабо ненасыщены основаниями
(поглощенный водород составляет 5—15 % от емкости поглощения).
Тундровые глеевые почвы
Эти почвы широко распространены в субарктических областях
Евразии и Северной Америки. Они развиваются на моренных,
морских и древнеаллювиальных отложениях тяжелого или среднего
гранулометрического состава: глинах и суглинках. В этих породах обычно
находится горизонт вечной мерзлоты. При неглубоком залегании и
хорошей выраженности вечномерзлого горизонта тундровые
глеевые почвы могут иногда формироваться и на более легких породах.
Одним из определяющих факторов их развития является
ухудшенный дренаж. Обычно эти почвы занимают плоские равнинные
территории, характеризующиеся слабым поверхностным стоком.
Поверхность почвенного покрова нередко осложнена бугорковым
микрорельефом.
233
Типичная растительность — мохово-лишайниковые и мохово-
кустарничковые ассоциации. Кроме лишайников и мхов в
растительном покрове участвуют голубика, черника, вереск, брусника,
карликовая березка и ива. В лесотундре, где также встречаются
рассматриваемые почвы, древесный ярус представлен невысокими
редкими елями, лиственницами и березами.
Продуктивность тундровых растительных сообществ невысока,
что обусловливает ежегодное поступление в почву с опадом
небольших количеств органического вещества. В основном оно
сосредоточивается на поверхности почвы и в пределах нескольких
сантиметров ниже ее, где концентрируются корневые системы растений.
Зольность опада, особенно мхов и лишайников, очень низкая.
Профиль тундровых глеевых почв небольшой мощности и имеет
сравнительно простое строение:
АО — оторфованная подстилка мощностью несколько сантиметров, состоит из
полуразложившихся остатков мхов, лишайников, листьев, хвои;
A\g — грубогумусово-аккумулятивный горизонт, оглеенный, серый или темно-
серый, неясно оструктуренный, со слабыми признаками комковатости, рыхлый,
мощностью 5—7 см;
G— глеевый минеральный горизонт, серовато-сизый, местами с ржавыми
пятнами и прожилками, бесструктурный, иногда с признаками тонкозернистой («икряной»)
структуры, плотный, переход в почвообразующую породу на глубине 40—60 см.
Содержание органического вещества в тундровых глеевых
почвах (в горизонте А\ ), как правило, не превышает 4—5 %. В его
составе преобладают фульвокислоты и неспецифические
органические кислоты (Сг/Сф = 0,3—0,5). Реакция почв умеренно кислая по
всему профилю. Только в тех случаях, когда почвы формируются на
засоленных морских суглинках, она может в верхних горизонтах
становиться слабокислой или почти нейтральной. Емкость
поглощения невелика — 10—15 мг • экв на 100 г почвы, ненасыщенность
основаниями почвенного поглощающего комплекса 50—60 %, в
основном за счет иона водорода. По содержанию валовых и
несиликатных форм полуторных оксидов и ила почвенный профиль не
дифференцирован, слабо могут быть выражены признаки
приповерхностной аккумуляции этих веществ. В глеевом горизонте
отмечается повышенное содержание соединений двухзарядного железа.
Основными процессами, ответственными за формирование
морфологических и химических свойств тундровых глеевых почв,
являются: подстилкообразование и аккумуляция грубого гумуса, оглеение и
криогенные турбации.
Хотя, как отмечалось выше, в тундровые глеевые почвы
поступает малое количество растительных остатков и гумусовый гори-
234
зонт имеет малую мощность, в нем содержится заметное
количество органического вещества. Это обусловлено тем, что в условиях
неблагоприятного температурного режима, малой зольности опада
и плохой аэрации почв биохимическая деятельность
микроорганизмов ослаблена. Микроорганизмов мало, состав их беден, период
деятельности короток. В результате скорости процессов
гумификации и минерализации органического вещества оказываются
медленнее скорости его поступления с о п ад ом.
Другая характерная особенность тундровых глеевых почв — ог-
леение значительной части профиля. Наиболее оглеены самая
верхняя (на контакте с гумусовым горизонтом) и нижняя (на контакте
с горизонтом вечной мерзлоты) части профиля. Такой характер ог-
леения связан с миграцией влаги к зонам промерзания: в зимнее
время — к поверхности почвы, в летнее — к сильно
переохлажденному горизонту постоянной мерзлоты. Оттаивающий за лето
верхний слой почвы при относительно слабом испарении оказывается
насыщенным влагой. В нем в анаэробных условиях идут процессы
восстановления различных соединений и в первую очередь
превращение окисных соединений железа в закисные. Внешне это
выражается в появлении сизой или даже зеленоватой окраски, которая
связана с выделением фосфорно-кислого закисного железа —
вивианита. В микрозонах почвенной массы, к которым имеется доступ
воздуха (ходы корней, трещины и т. п.), идет окисление железа и
появляются его гидроксиды ржавого и охристого цветов. Поскольку
в тундровых почвах описываемого типа из-за близкого залегания
вечномерзлого горизонта господствует водозастойный режим,
продукты глеевого почвообразования накапливаются в почвенном
профиле.
Для тундровых глеевых почв характерно развитие криогенных
явлений: мерзлотные трещины, вспучивание грунтов, талики,
полигональные или медальонные формы поверхности и др.
Вспучивание и излияние грунтов связано с наличием в почве
горизонта сохраняющейся в течение года мерзлоты, над которым
создается переувлажненный слой талой почвы. В послелетний
период, когда почва начинает промерзать с поверхности,
насыщенный водой талый слой оказывается заключенным между двумя
мерзлыми слоями: нижним — постоянным и верхним — сезонным. По
мере замерзания почвы сверху и увеличения в связи с этим объема
верхнего горизонта талый слой оказывается в условиях все более
возрастающего давления. Под его влиянием талая жидкообразная
почва в наиболее слабом месте (по старым корневым ходам,
трещинам или в местах, где верхний мерзлый слой относительно тонок)
235
прорывает верхний слой и расплывается по поверхности почвы. По
мере высыхания талый грунт растрескивается на полигоны, в
пределах которых происходит дифференциация крупных и мелких частиц.
Поверхность почвы приобретает типичное полигональное строение.
Повторение процессов излияния грунтов приводит к
периодическому перемешиванию всей массы почвы, находящейся над
горизонтом вечной мерзлоты, и способствует гомогенизации почвенного
профиля. Результатом криогенных процессов является также
своеобразная «икряная» структура, которая выражена с большей или
меньшей отчетливостью в тундровых глеевых почвах. Это связано с
тем, что глинистые частицы, насыщенные водой, при ее
замораживании и росте ледяных кристалликов раздвигают более крупные
песчаные и пылеватые частицы. Вследствие такой сепарации
каждая микроструктурная («икряная») отдельность оказывается более
глинистой изнутри и пылеватой по периферии.
Земли, занятые тундровыми глеевыми почвами, в основном
используются под пастбища как естественная кормовая база
оленеводства. Использование этих почв для выращивания
сельскохозяйственных культур ограничено из-за неблагоприятных
агрономических свойств: бедность элементами питания, ухудшенный водный и
тепловой режим и др. Для повышения их плодородия необходимо
прежде всего внесение органических и минеральных удобрений,
улучшение теплового режима путем мульчирования, а также
осуществление дренажа. Тундровые глеевые почвы легко разрушаются при
воздействии транспортных средств и другой техники,
восстановление же их происходит очень медленно.
Дерновые субарктические почвы
Дерновые субарктические почвы занимают меньшие площади,
чем тундровые глеевые. Особенно благоприятные условия для их
формирования создаются в приокеанических районах суши — на
побережьях Камчатки, Сахалина, северной Скандинавии,
Исландии, южной Гренландии и Аляски. Они встречаются и на внутри-
континентальных территориях в пределах мохово-лишайниковой и
кустарниковой подзон тундры и в лесотундре. Как правило, по
сравнению с тундровыми глеевыми почвами дерновые субарктические
приурочены к несколько более теплому и влажному климату. Но
основным фактором почвообразования, определяющим их
развитие в субарктическом поясе, является гранулометрический состав
материнских пород — пески, супеси, грубообломочные хрящевато-
щебнистые элювии, т. е. породы, характеризующиеся высокой во-
236
допроницаемостью и малой водоудерживающей способностью.
Хороший дренаж, кроме того, обусловливается и геоморфологическими
условиями почвообразования — почвы этого типа обычно
расположены на положительных формах рельефа, на вершинах холмов или
гряд, в верхних частях склонов умеренной крутизны.
В такой обстановке вечномерзлый горизонт находится
значительно глубже зоны почвообразования, а горизонт с постоянно
отрицательными температурами, который может находиться
непосредственно под почвой, из-за низкой влагоемкости грунта не
превращается в водоупорный слой льдистой мерзлоты. Таким образом,
обеспечиваются промывной режим и высокая степень аэрации
почвенной толщи.
В составе растительного покрова дерновых субарктических почв
доминируют травянистые растения, преимущественно злаковые,
которые характеризуются низкорослостыо надземных частей и
имеют относительно хорошо развитую корневую систему в пределах
верхних 10—15 см почвенного профиля. Внутрь почвы поступает до
75 % ежегодно отмирающих растительных остатков.
На поверхности почвы залегает 2—3-сантиметровый слой
полуразложившихся фрагментов листьев и стеблей трав, а также мхов.
Ниже идет почвенный профиль, состоящий из следующих
горизонтов:
A\v — дернина; горизонт, включающий большое количество переплетенных
корней травянистой растительности, серый или коричневато-серый, комковатый,
нередко с признаками зернистости; мощностью около 10 см;
A\f— гумусово-аккумулятивный, серовато-бурый, зернисто-комковатый, в
нижней части с элементами ореховатости, пронизан тонкими корнями и ходами
почвенных беспозвоночных; мощность его варьирует от 10 до 30 см;
Bhm — иллювиально-метаморфический горизонт, в котором усиливается бурая и
ослабевает серая окраска, неясно ореховатый, часто с включениями хряща и щебня,
более легкого гранулометрического состава; имеет мощность 20—40 см;
С — почвообразующая порода: песок, супесь, щебнистый элювий.
В горизонтах A\v и у^ дерновых субарктических почв
содержится от 10 до 20 % гумуса, преобладают фульвокислоты, на долю гуми-
новых кислот приходится 30—40% (рис. 15.2). Отношение Сг/Сф
порядка 0,5—0,7, в нижних горизонтах заметно уже, чем в верхних.
В верхней части профиля реакция кислая, в горизонте В —
слабокислая. Почвенный поглощающий комплекс на 20—30 %
ненасыщен основаниями. В составе почвенного поглощающего комплекса
преобладают Са, Mg, в подчиненном количестве находятся Н и А\.
По валовому содержанию кремния, алюминия и железа профиль
почти не дифференцирован. Небольшой максимум несиликатных
237
I
12
о
a
о
I
CO
ST
о
с
*
§
X
I
а 1
ES
Kg
si
о s
71
.. s
я
R203 может наблюдаться в горизонте В. Илистая фракция
распределяется по горизонтам равномерно.
Таким образом, из процессов почвообразования в этих почвах
наиболее выражен гумусово-аккумулятивный. Факторами его
протекания являются преобладание корневого опада над наземным и
медленная гумификация в условиях прохладного климата.
Продуцирующиеся при гумификации растительных остатков бурые гуминовые
кислоты образуют относительно малоподвижные комплексы с
железом и алюминием и остаются в основном в корнеобитаемом слое
или непосредственно под ним. В преобладающем количестве
образуются фульвокислоты, которые как более подвижные
органические вещества в виде железо-алюмо-гумусовых комплексов частично
перемещаются ниже и участвуют в формировании иллювиально-
гумусового горизонта. Фульвокислоты по мере перемещения в
почвенной толще нейтрализуются имеющимися в почве основаниями
и выпадают в осадок. В средней части почв происходит умеренно
выраженная метаморфизация первичных минералов, которая
проявляется в увеличении содержания вторичных оксидов R203 и
побурении почвенной массы.
В дерновых субарктических почвах несколько интенсивнее, чем
в тундровых глеевых, идет биологический круговорот веществ,
вследствие чего в верхних горизонтах имеет место аккумуляция
биогенных элементов (азота, фосфора, калия и др.). Кроме того, в них
создаются более благоприятные условия для жизни насекомых, что
находит отражение в лучшей агрегированное™ почвенной массы.
Болотные почвы
В тундровой зоне Евразии и Северной Америки значительные
пространства слабодренированных территорий заняты болотными
почвами. Особенно широко они распространены в пределах южной
тундры, а также лесотундры и северной тайги, т. е. там, где
биомасса растительного покрова оказывается достаточной для того, чтобы
обеспечить протекание одного из ведущих процессов
почвообразования в болотных почвах — торфонакопления. Максимальной
выраженности в них достигает также процесс оглеения.
Необходимым условием формирования болотных почв является
постоянное избыточное увлажнение почвенного профиля, которое
достигается как за счет поступления в почвы атмосферных осадков,
так и при дополнительном притоке поверхностных и грунтовых вод.
В зависимости от источников увлажнения выделяются почвы
верховых и низинных болот.
239
Верховые болота образуются при накоплении в почвах
атмосферной влаги. Они приурочены к водораздельным пространствам,
характеризующимся малыми уклонами и слабой расчлененностью, что
замедляет поверхностный сток. На породах тяжелого гранулометрического
состава при низкой водопроницаемости формируется водозастойный
режим почв, В качестве почвообразующих пород обычно выступают
ледниковые, покровные или морские отложения. Верховые болота
развиваются под воздействием пресных (очень слабо минерализованных)
вод атмосферных осадков, что определяет специфический состав их
растительного покрова. Недостаток элементов минерального питания
приводит к господству наименее требовательных к условиям среды
сфагновых мхов и некоторых полукустарничков (багульника,
голубики и др.). Древесные породы (сосна, береза) произрастают на верховых
болотах в угнетенном состоянии. Органическое вещество растений,
характерных для верховых болот (особенно мхов), содержит много
трудно разлагаемых компонентов — восков, смол, лигнина — и очень мало
зольных элементов (иногда менее 3 %), причем в составе золы
преобладают кремнезем и содержится мало оснований.
Низинные болота развиваются в отрицательных элементах
рельефа, на низменных равнинах, речных террасах и в поймах при
высоком стоянии грунтовых вод, обеспечивающем полное насыщение
влагой почвенного профиля. В зависимости от степени
минерализации фунтовых вод участие в растительном покрове могут
принимать либо такие требовательные к питательному режиму растения,
как Ттлотнокустовые злаки, осоки, тростники, таволга, сабельник, а
из древесных пород — ива, ольха, ель, либо приспособленные к
обедненной питательной среде мхи и специфические кустарники. В
целом растительность на низинных болотах разнообразнее и богаче,
чем на верховых. Ее опад отличается более высокой зольностью и
легче подвергается разложению под действием микроорганизмов.
Морфологический профиль болотных почв относительно прост
и может состоять из трех основных горизонтов:
АО — очес буровато-желтого или зеленовато-бурого цвета, состоящий из нераз-
ложившихся остатков сфагновых, гипновых или долгомошных мхов с примесью
фрагментов отмерших трав и корней; в основном развит в почвах верховых болот;
мощностью — от нескольких до 10—15 см;
Т— торфяный горизонт; в почвах верховых болот — бурый или темно-бурый, в
верхней части горизонта полуразложившиеся растительные остатки сохраняют
исходное биологическое строение, в нижней — степень разложения торфа возрастает;
в почвах низинных болот торфяный горизонт буровато-серого или коричневого
цвета, с глубиной может переходить в перегнойный или перегнойно-торфяный более
темного, коричневого или черного, цвета;
G — глеевый минеральный горизонт сизовато-серого или голубовато-сизого цвета.
240
По мощности торфяного горизонта болотные почвы делятся на
торфянисто-глеевые (мощность торфа меньше 25 см), торфяно-гле-
евые (25—50 см) и торфяники (более 50 см). В последнем случае
верхние слои торфа оказываются составной частью почвенного
профиля, а нижние (глубже 50 см) — материнской породой для почвы.
Если мощность торфа достигает нескольких метров, то он
представляет собой своеобразное органогенное геологическое тело.
Химические и физико-химические свойства почв верховых и
низинных болот различны. Почвы верховых болот более кислые
(рН 2,5—3,5), сильно ненасыщенные основаниями (до 90 %). Торф
характеризуется очень малой зольностью (2—5 % на сухое вещество)
и небольшой объемной массой — 0,03—0,10. Влагоемкость его очень
высокая.
Болотные низинные почвы не столь кислы, значения рН
находятся в пределах от 5,0 до 6,5, иногда даже реакция становится
нейтральной. Степень ненасыщенности основаниями не
превышает 20—40 %. Зольность торфа значительно больше, чем в почвах
верховых болот, обычно она находится в пределах 5—10 %, но
может достигать и больших величин. Почвы богаты биогенными
элементами — фосфором, азотом, калием. Объемная масса
органогенного горизонта — 0,15—0,20. Емкость поглощения всех видов торфа
высокая (более 80 мг- экв на 100 г почвы).
Происхождение болотных почв связано с развитием анаэробных
условий, которые возникают вследствие переувлажнения
почвенной толщи. При прекращении доступа кислорода в почву
существенным образом меняется характер микронаселения. Деятельность
аэробных микроорганизмов резко подавляется и начинают
функционировать анаэробы. При этом общее количество микроорганизмов
заметно уменьшается, что обусловливает снижение биологической
активности почв. В результате падают темпы процессов
гумификации и минерализации органических веществ, начинается
накопление слаборазложившейся массы и промежуточных продуктов ее
распада — кислых неспецифических низкомолекулярных
органических соединений (молочной, уксусной и других кислот), которые в
свою очередь подавляют жизнедеятельность микроорганизмов.
Характер роста и отмирание болотной растительности усиливает
состояние анаэробиоза в почвах: травяно-осоковая растительность
образует на поверхности почвы мощную дернину, а мхи —
подушки, обладающие высокой влагоемкостью и предотвращающие
боковой поверхностный сток атмосферных осадков. Кроме того,
типичная болотная растительность, как отмечалось выше, медленно
разлагается из-за своего состава (в ней преобладают воски, смолы,
16-5046 241
лигнин). Почти весь кислород воздуха расходуется в поверхностном
слое на разложение органических остатков, поступающих в почву
при отмирании дернин и мохового покрова. В глубь почвы
проникает очень малое его количество, что ограничивает
жизнедеятельность групп аэробных микроорганизмов.
В процессе торфонакопления в верхних горизонтах почв
создается все менее благоприятная среда для корневых систем растений
еще и потому, что зольные элементы и азот почти не
освобождаются из растительных остатков, поэтому биологический круговорот
веществ имеет устойчивую тенденцию к сужению. На фоне
дефицита оснований, особенно в почвах верховых болот, в торфяном
горизонте растет кислотность.
По мере развития болота и увеличения мощности торфяного
горизонта скорость прироста мхов возрастает, особенно в центре
болота, где воды, удерживаемые в торфяном горизонте, не
соприкасаются с минеральным субстратом и поэтому наименее
минерализованы. За счет более быстрого прироста мхов и слоя торфа центр
болота часто имеет выпуклую форму.
Минеральный горизонт болотных почв, находящийся под
органогенным (торфяным) горизонтом, полностью охвачен процессами
оглеения. В нем в результате глеевой метаморфизации разрушаются
первичные и вторичные минералы, переходят в раствор элементы с
переменной зарядностыо (железо, марганец, сера и др.), почвенная
масса приобретает сизый цвет из-за присутствия соединений закис-
ного железа и освобождения светлоцветных минералов от
железистых гидроксидных пленок.
Скорость образования болотных почв достигает существенных
величин. За 1000 лет может сформироваться торфяная почва с
мощностью торфа до 80—100 см. В некоторых случаях под торфяным
горизонтом обнаруживаются в погребенном состоянии почвы
другого типа, например подзолистые, свидетельствующие о
направленности эволюции почвенного покрова.
С точки зрения земледельческого использования почвы
низинных болот имеют бблыную ценность, чем почвы верховых болот.
После осушения, известкования и внесения ряда удобрений (в том
числе микроудобрений) болотные почвы осваиваются как пашни и
сенокосы. Торф низинных болот применяется как органическое
удобрение, торф верховых болот — большей частью как топливо.
Необходимо рациональное хозяйственное использование болотных почв
(особенно верховых), поскольку они выполняют важную функцию
в стабилизации водного баланса территорий.
242
Глава 16
ПОЧВЫ БОРЕАЛЬНЫХ И СУББОРЕАЛЬНЫХ
ЛЕСНЫХ ОБЛАСТЕЙ
Хвойные и смешанные леса образуют в Северном полушарии
широкий пояс, протягивающийся в широтном направлении
через Евразию и Северную Америку. На севере он граничит с
лесотундрой, на юге во внутриконтинентальном секторе на широте
57—58° с. ш. — с лесостепью, а в приокеанических секторах — с
хвойно-широколиственными и широколиственными лесами суббо-
реального пояса.
В пределах бореальных хвойных и смешанных лесов как в
Северной Америке, так и особенно в Евразии, во внутриконтинен-
тальных секторах распространена вечная мерзлота.
Во влажных бореальных и суббореальных лесных областях
среднегодовой коэффициент увлажнения превышает единицу и лежит в
пределах 1,1—1,6. Ни в одном месяце в году коэффициент
увлажнения не опускается ниже 0,6. Максимум осадков выпадает летом.
При относительно невысоких температурах (средняя температура
июля 14—18 °С) увлажнение почв в теплый период достаточное.
На водопроницаемых породах и при хорошо дренированном
рельефе водный режим почв — промывной. В условиях плоского
рельефа, особенно на породах тяжелого гранулометрического состава,
а также в понижениях рельефа, легко создается временное или
постоянное переувлажнение, с которым связано широкое
распространение заболоченных и болотных почв.
В зависимости от механического и минералогического составов
пород и условий дренажа в бореальных и суббореальных лесных
областях формируются существенно различные типы почв (рис. 16.1).
На породах легкого гранулометрического состава, богатых
первичными железосодержащими минералами, распространены подбуры.
На породах легкого гранулометрического состава, бедных
основаниями, подбуры сменяются железистыми и железисто-гумусовыми
(альфегумусовыми) подзолами.
На суглинистых породах, бедных основаниями, распространены
подзолистые почвы: глеево-подзолистые — наиболее часто
встречающиеся в северной тайге, типичные подзолистые — в северной и
особенно в средней тайге и дерново-подзолистые — преимущественно в
южной тайге. На суглинистых породах, богатых основаниями, в
условиях хорошего дренажа в подзоне южной тайги и в
широколиственных и хвойно-широколиственных лесах суббореального пояса
появляются бурые лесные почвы (или буроземы).
16* 243
1фиридпмс
ЗОНЫ И
ПОДЗОНЫ
Бореальная
таежнолесная
Суббореальная
лесная
северная
тайга
средняя
тайга
южная
тайга
лиственные леса
лиственные леса
Лесостепь
Альфегуму-
совые
под-
буры
щ
щ
?
подзолы
Подзолистые
глеево-
подзо-
лис-
тые
типичные
дерно-
во-под-
золис-
тые
А
В
.J.
Буроземы
грубо-
гумусовые
1
типичные
к
i
J iy.l.1 .. 1
Серые
лесные
А
1
ш\
Рис. 16.1. Распределение типов почв в бореальных и суббореальных
лесных областях
На породах, содержащих карбонаты кальция (элювио-делювий
известняков, сильно карбонатные морены и др.), как в бореальных,
так и в суббореальных лесах распространены дерновые остаточно-
карбонатные почвы.
В континентальных и резко континентальных областях бореаль-
ного и суббореального лесного поясов под широколиственными, а
в экстраконтинентальных областях — и мелколиственными лесами,
появляются серые лесные почвы, представленные светло-серыми,
серыми и темно-серыми подтипами.
В таежно-мерзлотном, континентальном секторе азиатской
части России, в Северосибирской, Центральносибирской и Якутской
областях в северной и средней тайге распространены мерзлотные
глеевые, а в условиях расчлененного и горного рельефа — мерзлот-
но-таежные почвы (гидроморфные, но неоглеенные) с сильно
выраженными криотурбационными явлениями. В Центральноякутской
области в подзоне средней и южной тайги распространены
своеобразные палевые и палевые осолоделые почвы. Местами появляются
солоди и солонцы.
244
В лиственных травяных лесах южнотаежной подзоны широко
распространены дерново-таежные почвы.
Наиболее хорошо изучены почвы влажных бореальных и суббо-
реальных лесных областей.
Подбуры
Эти почвы образуются в кустарниково-тундровых,
лесотундровых и таежных областях Евразии и Северной Америки. Наиболее
типичные представители этих почв описаны на севере европейской
территории России, в Средней и Восточной Сибири, в
Скандинавии, на Аляске, в центральной Канаде.
Почвы формируются в условиях холодного или умеренно
холодного влажного климата с относительно коротким для лесных
областей летом и суровой зимой.
Непременным фактором образования типичных подбуров
является богатство материнских пород основаниями и первичными
железосодержащими минералами, а также их легкий
гранулометрический состав. Обычно это песчаные, со значительным количеством
хряща, элювиальные образования или наносы гляциального либо
флювиогляциального происхождения. По петрографическому составу
они могут быть представлены биотитовыми гранитами и гнейсами,
базальтами, диабазами и другими породами основного состава.
Хороший дренаж этих почв обеспечивается не только
особенностями их гранулометрического состава, но и характером рельефа.
Подбуры обычно занимают выпуклые поверхности моренных или
камовых холмов, а также достаточно крутые склоны в горных
местностях бореальных и суббореальных поясов. Подбуры развиваются
и в субтропическом и даже в тропическом поясах, но на
значительных высотах над уровнем моря — у верхнего предела
распространения лесной растительности.
Древесные породы, под которыми образуются подбуры,
преимущественно хвойные (сосна, ель). Это северо- и среднетаежные
высокоствольные леса, а также стланики, криволесья и редколесья более
высоких широт и горных областей. В напочвенном покрове
широкое участие принимают мхи, лишайники и кустарнички при очень
незначительном количестве трав. Такой характер растительности
обусловливает поступление опада преимущественно на поверхность
почвы.
Типичный профиль подбуров состоит из следующих
генетических горизонтов:
245
С поверхности идет мощный (до 10—20 см) органогенный горизонт АО —
коричневато-серый или темно-коричневый, состоящий из слаборазложившихся
остатков мха, лишайников, хвои; в нижней части горизонта степень разложенности
растительных остатков повышается и горизонт приобретает сухоторфянистый облик;
встречающиеся в органической массе единичные зерна первичных минералов
сильно корродированы с поверхности, а светлоцветные минералы отбелены, т. е.
лишены красящих железосодержащих пленок;
A\JBh — аккумулятивно-иллювиальный горизонт коричневато-бурого или
темно-бурого цвета с признаками комковатости, небольшим количеством корней,
слабоуплотненный, по гранулометрическому составу — песчаный или супесчаный с
каменистыми включениями, на которых имеются серовато-бурые натечные пленки;
мощность горизонта 20—30 см; переход в нижележащий горизонт — постепенный,
граница ровная;
Bh — иллювиальный железо-алюмо-гумусовый горизонт, бурый или охристо-
бурый, почти бесструктурный, легкий; как правило, насыщен дресвой, хрящом и
щебнем; каменистые компоненты нередко корродированы сверху, а снизу
покрыты более темными пленками толщиной до 1 мм и более; мощность горизонта не
более 3Q—40 см;
С — выделяется более светлой окраской; материнская порода —
сильнокаменистая, бескарбонатная.
Своеобразие генетического профиля рассматриваемых почв
заключается в том, что непосредственно под мощным грубогумусовым
горизонтом залегает бурый горизонт с морфологическими
признаками вмывания вещества.
По аналитическим данным, в профиле подбуров содержится
большое количество органического вещества: в горизонте АО —
до 60 % и даже более, в горизонте A\fBh — до 10 %, в верхней
части в горизонте Bh — до 5 % и только на переходе к почвообра-
зующей породе оно падает до 1—2 % (рис. 16.2). Причем если в
самом верхнем горизонте органическое вещество представлено
большей частью полуразложившимися растительными остатками, то ниже
оно в основном состоит из гумусовых кислот, преимущественно
фульвокислот. Относительное количество последних увеличивается
с глубиной, отношение С./Сф сверху вниз меняется от 0,5—0,7 до
0,1—0,2. Среди различных фракций гумуса преобладают фульвокис-
лоты, связанные с полуторными оксидами, причем с глубиной
возрастает их относительное содержание.
Для подбуров характерна кислая реакция среды во всем
профиле, в горизонте A\fBh — близкая к сильнокислой. Максимальная
степень ненасыщенности основаниями отмечается в средней
части профиля — до 50—60 %. Она обеспечивается присутствием в
почвенном поглощающем комплексе ионов водорода, а также
алюминия. Емкость поглощения в большинстве горизонтов малая —
до 15 мг • экв на 100 г почвы, только в горизонте АО она может
заметно превышать 20—25 мг • экв на 100 г почвы.
246
> W~> vc
5PJ0 f""F"l I'-'-'"-"I
Mvv] еэ
p
£
1
<*>
ый;
E
§
n
и
Я
оро
с
2ч
s о
i 3
1
«
2
<n I a i
о
s
0U
О
Ц
* s
3 5
По валовому химическому составу подбуры обеднены по
сравнению с почвообразующей породой кремнеземом и оксидами
щелочноземельных и щелочных металлов. Лишь содержание СаО в
горизонте АО иногда выше, чем в породе. На этом фоне в
рассматриваемых почвах происходит остаточное накопление полуторных
оксидов железа и алюминия, причем максимальное количество
последних обнаруживается в средней части профиля в горизонте Bh.
Аналогичный характер профильного распределения имеют
несиликатные формы оксидов железа и алюминия, которые определяются
с помощью различных вытяжек (Тамма и Мера—Джексона).
Гранулометрический анализ почв обнаруживает увеличение с
глубиной доли крупных фракций в составе мелкозема.
Таким образом, подбуры — это кислые, умеренно
ненасыщенные почвы, существенно обогащенные органическим веществом, в
составе которого преобладают полуразложившиеся растительные
остатки и фульвокислоты, связанные с железом и алюминием; в
этих почвах максимум содержания полуторных оксидов приурочен
к средней части профиля — горизонтам AlfBhn Bh.
Генетическая связь между перечисленными свойствами подбу-
ров и факторами почвообразования состоит в следующем. В
условиях холодного (или прохладного) влажного климата и поступления
на поверхность почвы относительно трудно разлагаемых
растительных остатков (хвоя, мхи, лишайники) минерализация и
гумификация органического вещества идут в замедленном темпе. В
образующейся мощной подстилке продуцируются в основном
фульвокислоты. Из-за низкой микробиологической активности почв доля
гуминовых кислот мала, причем среди них преобладают наиболее
простые по строению, слабо конденсированные бурые гуминовые
кислоты, которые по свойствам приближаются к фульвокислотам.
Вследствие малой зольности хвойного, мохового и лишайникового
опада и быстрого вымывания зольных элементов фульвокислоты в
этом горизонте практически не усредняются. Лишь частично они
взаимодействуют с редкими зернами первичных минералов,
которые рассеяны в слое полуразложившихся растительных остатков.
При этом в результате интенсивной кислотной агрессии
минеральные зерна теряют пленки полуторных гидроксидов, корродируются
и отбеливаются. Основная же масса реакционно способных кислых
органических веществ поступает в нижележащую минеральную
толщу, где обстановка существенно иная: здесь создается значительно
более узкое отношение гумусовых кислот к минеральным
компонентам, бурые гуминовые и фульвокислоты, реагируя с железом и
алюминием почвенных минералов, образуют алюмо-железо-гуму-
248
совые (альфегумусовые) комплексы разной степени растворимости.
При этом часть из них становится неподвижной уже в самой
верхней части минерального профиля почвы (главным образом метал-
лоорганические соединения бурых гуминовых кислот), где
последние, выпадая в осадок, покрывают темно-бурыми пленками
минеральные зерна и способствуют некоторой агрегации почвы.
Фульваты железа и алюминия как более подвижные соединения
смещаются несколько глубже, но уже в средней части профиля
оказываются в такой степени насыщенными металлами, что выпадают
из растворов, формируя иллювиальный алюмо-железо-гумусовый
горизонт. В нем они концентрируются в виде пленок на
каменистых компонентах и рассеиваются в массе мелкозема. Поскольку со
временем иллювиированное органическое вещество
минерализуется, ранее связанные с ним железо и алюминий переходят в
иллювиальном горизонте в форму полуторных оксидов, придавая ему ярко-
бурый оттенок.
Алъфегумусовый процесс, т. е. процесс образования и
перемещения по профилю алюмо-железо-гумусовых соединений, является
основным, определяющим генетическое своеобразие подбуров. В
малой степени из-за низкой биохимической активности почв в них
может быть развит процесс глинообразования (образование глин
преимущественно гидрослюдисто-иллит-монтмориллонитового
состава). В подбурах активно идет процесс выщелачивания щелочных
и щелочноземельных оснований, поскольку сильному промачива-
нию почвы противостоит слабый процесс биологического захвата
элементов.
Первичный профиль подбуров может образоваться за
сравнительно короткий промежуток времени — несколько сотен лет. В
дальнейшем, по мере все большего разрушения первичных
минералов и обеднения железом и алюминием верхней части профиля, эти
почвы, которые иногда называют скрытоподзолистыми, могут
приобрести признаки явной оподзоленности и даже
эволюционировать в подзолы.
Подбуры — малоплодородные почвы. Они практически не
используются в земледелии. Но изучение и охрана этих почв важны
для рационального ведения лесного хозяйства.
Подзолы
Районы распространения этих почв во многом совпадают с
районами распространения подбуров. Это также главным образом
таежные и лесотундровые области равнин и низкогорий Северного
249
полушария. Климат такой же влажный и холодный или умеренно
холодный, при котором происходит сквозное промачивание почв и
замедленный ход трансформации органических и минеральных
компонентов.
Основным отличием условий формирования типичных
подзолов является характер материнских пород. При том, что последние,
так же как и в случае подбуров, имеют легкий гранулометрический
состав и представляют собой пески или супеси, нередко с
включениями каменистых компонентов, они (материнские породы подзолов)
характеризуются существенно иными химико-минералогическими
особенностями. В основном подзолы развиваются на продуктах
выветривания и переотложения бедных основаниями и полуторными
оксидами кислых пород: гранитов, гранодиоритов, кварцитов и др.
В генетическом плане это могут быть элювии, флювиогляциальные,
озерные и древнеаллювиальные отложения.
Геоморфологические условия формирования подзолов
разнообразны. Они образуются и при хорошем дренаже на плоских
возвышенных поверхностях, и на пологих склонах, но также и в
депрессиях холмистого рельефа по периферии болот в обстановке
ухудшенной дренированности.
В составе лесов, под которыми формируются подзолы,
преобладают сосна, лиственница, иногда ель, пихта, а в напочвенном
покрове — кустистые лишайники, зеленые мхи, в ряде ситуаций —
сфагнум. В большинстве своем эти растения слабо накапливают
зольные элементы, дополнительным фактором их малозольности
оказывается обедненность почвообразующих пород доступными
элементами минерального питания, в том числе основаниями
(кальцием, калием, магнием, железом, алюминием). В результате на
поверхность почв с опадом поступает очень мало золы. Это явление
не столь ярко выражено, когда подзолы развиваются под
березовыми травяно-кустарниковыми лесами.
Подзолы имеют генетический профиль с контрастными
переходами между генетическими горизонтами.
АО — горизонт, представляющий собой органогенную часть профиля;
разделяется обычно на две части: сверху он представляет собой типичную лесную
подстилку, состоящую из остатков хвои, мхов, шишек, листьев, мощность подстилки может
достигать 4—6 см; ниже растительные остатки в этом горизонте характеризуются
лучшей разложенностью, часть из них преобразована в грубый гумус, имеет
непрочную мелкокомковатую структуру; горизонт пронизан тонкими корнями древесных
растений, содержит продукты деятельности насекомых; нижняя граница проходит
на глубине 10—15 см;
Л2 — подзолистый элювиальный горизонт, резко отличается от
вышележащего, он — белесовато-пепельный или даже белый (сахаристый оттенок), с при-
250
знаками горизонтальной делимости, слабоуплотненный или рыхлый; мощность
от нескольких до 20—30 см; переход в нижележащий горизонт резкий, граница
слабоволнистая;
Вм — иллювиально-гумусовый или иллювиально-железисто-гумусовый,
коричневато-бурого (коричневого) или охристо-бурого цвета; структура выражена слабо,
но горизонт уплотнен, сцементирован; в некоторых случаях представляет собой
чередование более или менее ожелезненных прослоев мощностью до 1 см
(псевдофибры); на каменистых компонентах — натечные темно-бурые пленки; общая
мощность горизонта может быть всего несколько сантиметров, но может достигать и
30—50 см; переход в почвообразующую породу постепенный.
Csiat — сиаллитная почвообразующая порода, песчаная или опесчаненная, с
включениями хряща и щебня.
Из приведенного описания типичного профиля подзола видно,
что его отличие от подбура выражается в присутствии
элювиального горизонта А2. Горизонты в профиле подзолов характеризуются
резкой морфологической контрастностью. Столь же резкая
профильная дифференциация обнаруживается по химическим свойствам.
Подзолы имеют специфический гумусовый профиль: в горизонте
АО количество органического вещества (слаборазложившихся
растительных остатков) достигает 50 % и более, в подзолистом горизонте
оно резко падает (иногда до долей процента), а в нижележащем
горизонте Bh, как правило, наблюдается второй его максимум — до
3—8 %. К материнской породе содержание органического вещества
постепенно уменьшается. В составе гумуса преобладают фульвокис-
лоты: в верхней части профиля отношение С. /С. равно 0,4—0,6, а в
средней и нижней может сужаться до 0,2—0,1. Часть фульвокислот
представлена фракцией органо-минеральных соединений, связан^
ных с полуторными оксидами, но в заметном количестве
присутствуют и свободные фульвокислоты, особенно вблизи от
поверхности почвы (рис. 16.3).
Подзолы — одни из самых кислых и ненасыщенных почв мира.
В горизонтах АО и А2 величины рН могут снижаться до 3,5 и 3,0 и
только ниже горизонта Bh они приближаются к значениям
слабокислой реакции. Ненасыщенность основаниями в верхней части
профиля может превышать 70—80 %. В составе почвенного
поглощающего комплекса при подчиненном значении кальция и магния
преобладают водород и алюминий. Емкость поглощения малая, причем
колеблется по профилю: от 2—4 мг-экв на 100 г почвы в горизонте
А2 до 15—20 мг • экв в горизонте АО и более 5 мг • экв в горизонте Bh.
Для подзолов типичен элювиально-иллювиальный тип
распределения валовых и особенно несиликатных форм оксидов железа и
алюминия. Резкий минимум их содержания (нередко меньше, чем в
породе) обнаруживается в горизонте А2 и максимум — в горизонте
251
Bh. В последнем количество несиликатного железа, например,
может быть в десять раз и более выше, чем в подзолистом горизонте.
Некоторое относительное увеличение R203 отмечается в грубогуму-
совом горизонте. При общем малом содержании (менее 5 %)
илистая фракция имеет более или менее равномерное распределение по
профилю. Основным процессом почвообразования, который
доминирует в описываемых почвах и обусловливает возникновение их
свойств, является процесс оподзоливания, т. е. разрушение
первичных и вторичных минералов под воздействием поступающих из
лесной подстилки и грубогумусового горизонта органических кислот и
вынос продуктов разрушения в иллювиальный горизонт и за
пределы профиля.
Поступающий на поверхность подзолов растительный опад, как
отмечалось выше, отличается малой зольностью и по своему
составу неблагоприятен для глубокого развития процесса гумификации.
В условиях резкого дефицита оснований и невысокого уровня
биохимической активности почвы в наземном слое растительных
остатков продуцируются главным образом низкомолекулярные
неспецифические кислоты и фульвокислоты при небольшом количестве
относительно слабо конденсированных бурых гуминовых кислот.
Органические соединения всего этого комплекса оказываются
практически неусредненными, потенциально агрессивными,
высокоподвижными и в таком состоянии, подобно тому как это происходит в
подбурах, вымываются в нижележащую минеральную толщу.
Однако если в подбурах, формирующихся на богатых
основаниями породах, поступление органических кислот в минеральную часть
профиля приводит к их значительной нейтрализации и потере
подвижности уже непосредственно под органогенным горизонтом, то в
подзолах, приуроченных в бедным породам, этого не происходит.
Кислые гумусовые вещества и неспецифические органические
кислоты подзолов, воздействуя под подстилкой на первичные и
вторичные минералы, разлагая их, образуют железо-алюмо-органичес-
кие комплексные соединения, которые продолжают оставаться
неусредненными и сохраняют подвижность вплоть до средней части
почвенного профиля. Только пройдя определенный путь в
нисходящем направлении, по мере возрастания концентрации мигрирующих
растворов и насыщения железом и алюминием органо-минеральные
комплексы выпадают в осадок, формируя иллювиальный альфегу-
мусовый горизонт Bh. При этом часть почвенного профиля между
названным горизонтом и подстилкой превращается в сильноразру-
шенный, отбеленный, обедненный железом и алюминием
подзолистый элювиальный горизонт. В нем остаточно накапливаются наи-
253
более устойчивые минералы — кварц и кислые полевые шпаты.
Освобождающиеся при разрушении минеральной части почвы
щелочные и щелочноземельные основания в условиях кислой среды
не задерживаются ни в одном из горизонтов и выносятся за
пределы почвенной толщи.
На бедных основаниями легких породах подзолы могут
развиваться уже через несколько десятков лет с момента начала
почвообразования. В этом случае их профиль имеет вертикальную
протяженность всего в 10—20 см, но тем не менее представлен всеми
характерными для подзолов горизонтами (АО, А2, Bh). Вместе с тем
подзолы образуются и из других почв как эволюционная стадия
почвообразования. Они могут формироваться из подбуров по мере
уменьшения в последних запаса неразрушенных первичных
минералов и выноса из верхней части профиля полуторных оксидов или
из торфяно-глеевых почв при понижении уровня грунтовых вод и
возникновении периодически промывного режима вместо водозас-
тойного, когда создаются условия для нисходящего выноса
водорастворимых соединений закисного железа.
Подзолы — малоплодородные почвы, что связано с их высокой
кислотностью, малым содержанием биогенных элементов,
преобладанием грубого гумуса и плохими водно-физическими свойствами.
Подзолистые почвы
Весьма широко в пределах бореальных и суббореальных лесных
областей распространены подзолистые почвы. Эти почвы, так же
как и иллювиально-гумусовые подзолы, отличаются ярко
выраженной элювиально-иллювиальной дифференциацией профиля, но в
отличие от последних приурочены к породам более тяжелого
гранулометрического состава —- суглинкам, реже — легким глинам.
Образование в их профиле горизонтов А2 и В связано не только с
оподзоливанием, как в иллювиально-гумусовых подзолах, но и с
некоторыми другими почвенными процессами.
Эти почвы развиваются преимущественно в условиях холодного
и умеренно холодного климата, при котором лишь часть осадков
испаряется, а основная их масса просачивается в почву. Общее
количество осадков — от 400 до 600 мм в год. Ранней весной и осенью,
когда имеет место минимальная десукция влаги из почвы,
происходит сквозное промачивание почвенного профиля и смыкание
нисходящего тока с грунтовыми водами.
Суглинистые отложения, на которых формируются подзолистые
почвы, имеют различный генезис. Это могут быть моренные, флю-
254
виогляциальные или делювиальные отложения. Значительные
массивы подзолистых почв приурочены к покровным суглинкам.
Общими чертами пород, которые служат материнскими для
подзолистых почв, являются их относительная бедность основаниями, бес-
карбонатность, кислая или близкая к ней реакция среды, умеренная
водопроницаемость.
Рельеф районов распространения подзолистых почв весьма
разнообразен. Очень характерна для них приуроченность к моренным
равнинам с чередованием гряд, увалов и выровненных поверхностей.
Подзолистые почвы могут встречаться и на низменных пространствах
в случае их достаточной дренированности, а также в горных районах
гумидных лесных областей. Наиболее типичные высоты над уровнем
моря, где распространены подзолистые почвы, — 200—500 м.
Подзолистые почвы образуются под хвойными и смешанными
лесами, в которых древесные породы представлены различными
сочетаниями ели, сосны, лиственницы, пихты, березы, клена, дуба,
липы и др. В напочвенном покрове участвуют мхи, лишайники,
осоки, хвощи, кислица, черника, брусника и др. Обычно выражен
кустарниковый ярус.
Указанный комплекс условий образования подзолистых почв
складывается в подзонах северной, средней и южной тайги на
Русской и Западно-Сибирской равнинах, в некоторых районах
Средней и Восточной Сибири, в центральной лесной относительно
более континентальной части Западной Европы и в пределах таежной
зоны Северной Америки.
Генетический профиль целинных подзолистых почв включает
следующие горизонты:
АО — лесная подстилка; состоит из опада хвои, листьев, обломков веток,
шишек, остатков мхов и трав; нижние слои обычно характеризуются большей степенью
разложенности, усилением темно-серых тонов, землистым сложением; мощность
варьирует от 1—2 до 10—15 см;
A\hf— гумусово-аккумулятивный, серый или светло-серый; имеет
мелкокомковатую непрочную структуру, рыхлое сложение; в горизонте сосредоточена основная
масса корней древесной и травянистой растительности; мощность от нескольких до
10—15 см; часто замещен горизонт А\А2, отличающимся более светлой окраской и
признаками пластинчатой структуры;
А2 — подзолистый, наиболее светлоокрашенный в профиле горизонт —
серовато-палевый или серовато-белесый; имеет слоеватую или плитчатую структуру,
иногда бесструктурный; мощность от 1 до 20 см и более; более легкий по
гранулометрическому составу, чем нижележащий горизонт, слабоуплотненный; нередко в
горизонте содержатся рудяковые зерна черного цвета диаметром до нескольких
миллиметров; нижняя граница неровная, часто языковатая;
BtPe — иллювиальный, бурый, темно-бурый или красно-бурый, плотнее и
тяжелее по гранулометрическому составу, чем А2; характеризуется ореховатой структу-
255
рой, книзу — призматической или глыбистой; на гранях структурных агрегатов *-
темные (коричневые) пленки; нередко поверхность агрегатов покрыта белесой
присыпкой и черными точками марганцовистого состава; горизонт имеет вертикальную
протяженность до 100—150 см и обычно подразделяется на подгоризонты Bl9 B2, Щ
С — материнская порода, неизмененная почвообразованием, сиаллитного
состава, чаще — бескарбонатная, вскрывается на глубине 200—250 см.
Типичные подзолистые почвы содержат малое количество
органического вещества (рис. 16.4). Только в горизонте АО, где
накапливаются грубые растительные остатки, оно достигает 20—30%, в гуму-
сово-элювиальном горизонте резко падает до 2—3 % и ниже по
профилю не превышает 0,5 %. Лишь в тех случаях, когда в
профиле подзолистых почв выделяется собственно гумусово-аккумулятив-
ный горизонт, в нем может содержаться до 6—8 % органического
вещества. В подзолистых почвах в отличие от песчаных подзолов не
формируется отчетливо выраженный второй максимум гумуса в
иллювиальной части профиля.
В составе гумуса подзолистых почв преобладают фульвокисло-
ты. Отношение Сг/С. последовательно изменяется по профилю
сверху вниз от 0,6—0,8 до 0,2—0,3.
Для подзолистых почв характерна кислая реакция среды — от
сильнокислой в верхних горизонтах до слабо- или умереннокислой
в нижних. Степень ненасыщенности почв основаниями
соответствует, как правило, изменениям кислотности. В горизонтах А\ и А2
ненасыщенность может достигать 50—70 %, в горизонте В и ниже
уменьшается до 20—30 %. В составе почвенного поглощающего
комплекса присутствуют водород, алюминий, кальций и магний.
Содержание двух последних катионов увеличивается с глубиной.
Почвы характеризуются малой емкостью поглощения, которая
коррелирует по профилю с содержанием органических и
минеральных тонкодисперсных частиц. Минимальная емкость поглощения
(как правило, менее 10 мг- экв на 100 г почвы) отмечается в
подзолистом горизонте. В гумусовом и иллювиальном горизонтах она
существенно возрастает, нередко в несколько раз.
По валовому химическому составу профиль подзолистых почв,
так же как и песчаных подзолов, резко дифференцирован. В
горизонте А2 обнаруживается максимум содержания кремнезема и
минимум полуторных оксидов, щелочных и щелочноземельных
оснований. Ниже по профилю — в иллювиальных горизонтах —
отмечается увеличение содержания железа и алюминия, причем оно, как
правило, более высокое, чем в почвообразующей породе. Напротив,
количество валового Si02 в горизонте В относительно падает. В
самых верхних, обогащенных органическим веществом горизонтах на-
256
I
о
3
►С ТО I
s 5 '
С о '
и
§
9
л * i
2 S !
II!
§ 3
н ас
о л
«в а
2 2
а
§f
я J
. к
I 3
^ о
. о-
а"
s §
2*
х о
блюдается некоторое повышение содержания кальция, магния,
калия, фосфора и других биофильных элементов.
Количество несиликатных полуторных оксидов железа и
алюминия (в вытяжках Тамма и Мера—Джексона) также имеет
элювиально-иллювиальное распределение в профиле подзолистых почв.
Основная особенность подзолистых почв, связанная с
гранулометрическим составом, заключается в том, что их верхние
горизонты (А1А2, но главным образом А2) более легкие, а горизонт В более
тяжелый. Это различие наиболее отчетливо выражено в
распределении илистой фракции. В иллювиальном горизонте ее содержание
может быть в 2—3 раза больше, чем в подзолистом. Если в
приповерхностной части подзолистых почв присутствуют заметные
аккумуляции гумуса и соответственно происходит накопление органических
коллоидов, то здесь несколько увеличивается количество илистых
частиц. По сравнению с почвообразующей породой, как правило,
наблюдается обеднение илистой фракцией всех почвенных
горизонтов, но описаны случаи, когда в горизонте В ее содержится больше,
чем в породе.
Таким образом, наиболее характерными признаками
подзолистых суглинистых почв являются: элювиально-иллювиальная
дифференциация профиля по содержанию железа, алюминия, илистых
частиц; обеднение почвенной толщи кальцием, магнием, натрием,
калием; кислая реакция среды, высокая ненасыщенность почв
основаниями; преобладание фульвокислот в составе гумуса при его
невысоком содержании; малая емкость поглощения.
Происхождение указанных свойств суглинистых подзолистых
почв обусловлено следующими факторами и процессами
почвообразования. Вследствие относительно невысокой
микробиологической активности почвы и поступления на ее поверхность бедного
основаниями опада (в значительной степени хвойного) в подстилке
продуцируются главным образом подвижные агрессивные фульво-
кислоты и неспецифические кислоты. Доля образующихся гумино-
вых кислот относительно невелика. В условиях промывного режима
кислые гумусовые вещества интенсивно выносятся из подстилки и
мигрируют вниз по профилю. В верхней подподстилочной части
почвы они активно взаимодействуют с минеральными
компонентами. Под действием нисходящих органических соединений
происходит растворение гидроксидов железа и алюминия и
кислотно-гидролизное разложение первичных и вторичных кристаллических
минералов.
Разложению и дезинтеграции подвергаются в первую очередь
относительно легко разрушаемые первичные минералы (слюды,
258
пироксены, основные полевые шпаты), а также некоторые
глинистые минералы, в основном унаследованные от материнской
породы. На фоне их исчезновения в верхних горизонтах относитель но
накапливаются более устойчивый кварц и кислые полевые шпаты.
Переходящие в раствор и освобождающиеся из кристаллических
решеток натрий, кальций, калий и магний вымываются из верхних
горизонтов в ионной форме, кремний — в ионной и коллоидной
формах. Железо и алюминий выносятся в форме растворимых орга-
но-минеральных комплексов и коллоидных соединений.
Таким образом, почвенная масса, обедненная темноцветными
кристаллическими минералами и гидроксидами железа, пленки
которых ранее покрывали отдельные минеральные зерна, приобретает
белесоватый, похожий на золу оттенок — формируется
элювиальный подзолистый горизонт А2. Нижняя граница этого горизонта —
неровная, языковатая, что связано с миграцией оподзоливающих
растворов в нижележащую толщу почвы главным образом по
крупным вертикальным трещинам, ходам корней и землероев.
Судьба переходящих в жидкую фазу продуктов оподзоливания
различна. Щелочные и щелочноземельные основания и кремний
частично перехватываются корневыми системами растений, но в
основном выносятся за пределы почвенного профиля вплоть до
грунтовых вод. Соединения железа и алюминия в значительной мере
теряют подвижность уже в средней части почвы. Они
накапливаются здесь в рассеянном виде, придавая красно-бурый оттенок
почвенной массе, а также образуя натечные пленки на гранях
структурных отдельностей. Развивается иллювиальный горизонт А
Осаждение алюмо-железо-гумусовых комплексов обусловлено тем, что
по мере их движения вниз из-за десукции и испарения влаги
возрастает концентрация растворов и происходит их нейтрализация при
взаимодействии с минералами.
Процесс оподзоливания вызывается также воздействием на
минеральную часть почвы прижизненных выделений корней растений и
микроорганизмов, однако основной оподзоливающий эффект, как
было описано выше, связан с агрессивностью органических кислот,
образующихся при отмирании и трансформации растительных
остатков.
Кроме оподзоливания в элювиально-иллювиальной
дифференциации профиля подзолистых почв на суглинках участвует еще один
процесс, причем некоторые исследователи даже ставят его по
значимости на первое место. Речь идет о процессе лессиважа, т. е. о
суспензионном переносе с нисходящим током влаги тонких частиц
почвы в неразрушенном виде. В первую очередь это касается илистых и
17* 259
коллоидных частиц и в меньшей степени — частиц более крупных
фракций. Протеканию лессиважа в подзолистых суглинистых почвах
способствуют промывной режим почв и недостаточная оструктурен-
ность верхних горизонтов почвы, при которой значительная часть
ила оказывается не вовлеченной в структурные агрегаты, а находится
в диспергированном состоянии и легко увлекается вниз
просачивающейся влагой. Основной зоной аккумуляции вмываемых илистых
частиц является средняя часть почвенного профиля.
Процессы оподзоливания и лессиважа обычно усиливают друг
друга. Растворение органическими кислотами и вынос из верхних
горизонтов гидроксидов железа, являющихся клеящим веществом,
приводит к распаду структурных отдельностей и повышает степень
диспергации ила. С другой стороны, элювиирование илистых час>-
тиц, обычно характеризующихся повышенным содержанием железа
и алюминия, уменьшает в верхних горизонтах запас минеральных
компонентов, нейтрализующих гумусовые кислоты.
Совместное действие оподзоливания и лессиважа в некоторых
подзолистых почвах ведет к образованию весьма контрастных по
гранулометрическому составу горизонтов — облегченному А2 и
утяжеленному BtFe, что в свою очередь становится причиной
возникновения ряда явлений почвообразования. На контакте этих
горизонтов в периоды повышенного увлажнения почвы застаивается влага
и создаются восстановительные условия. В анаэробной обстановке
резко возрастает растворимость соединений железа и марганца,
переходящих в двухвалентную форму, в повышенном количестве
образуются подвижные органо-минеральные соединения.
Формирующиеся растворы просачиваются вниз по профилю, усиливая
элювиально-иллювиальную дифференциацию почвы. По мере просыхания
горизонтов, особенно летом, железо и марганец вновь окисляются
и выпадают в осадок в форме гидроксидов. При этом образуются
различного рода стяжения, конкреции, рудяковые зерна,
рассеянные в зоне периодически избыточного увлажнения.
В зависимости от характера растительности в подзолистых
суглинистых почвах в различной степени выражен гумусо-аккумулятив-
ный процесс. Слабее всего он проявляется под хвойными лесами с
мохово-лишайниковым напочвенным покровом (формируется лишь
маломощный фульватный горизонт А1А2). Под смешанными
лесами, особенно с участием широколиственных древесных пород и при
развитом травяном покрове, обособляется горизонт А19
отличающийся повышенным содержанием гуминовых кислот и менее
кислой реакцией среды. По этому признаку почвы делятся на
подзолистые и дерново-подзолистые.
260
Возраст подзолистых суглинистых почв в пределах бореальных и
суббореальных лесных областей соизмерим с длительностью
голоцена. Породы, к которым приурочены эти почвы,
стабилизировались на поверхности 10—12 тыс. лет назад. Высказана гипотеза о
том, что подзолистые суглинистые почвы в основном уже
сформировались в атлантический период голоцена (5 тыс. лет назад) и
позже глубоких изменений не претерпели. Как показывает изучение
почвообразования на относительно молодых датированных
отложениях, для развития текстурно-дифференцированного профиля этих
почв требуется не менее 3 тыс. лет.
Подзолистые почвы таежно-лесных областей делятся на
подтипы: глеево-подзолистые, типичные подзолистые и дерново-подзолистые.
В дерново-подзолистых почвах уменьшается или совсем исчезает
горизонт подстилки АО, появляется гумусовый горизонт А1
светло-серого цвета, непрочной комковатой структуры. Ниже него
располагается подзолистый горизонт А2. Глеево-подзолистые почвы —
переходный подтип к глеево-элювиальным. Они будут рассмотрены в
одном из следующих разделов.
Подзолистые почвы по степени проявления и мощности
подзолистого горизонта делятся на виды: слабо-, средне- и
сильноподзолистые почвы.
Естественное плодородие подзолистых почв низкое. Это почвы
с повышенной кислотностью. В них мало азота, фосфора, калия,
они обеднены и рядом микроэлементов. Структура верхнего
пахотного горизонта быстро разрушается, подпахотный иллювиальный
горизонт плохо водо- и воздухопроницаем. Поэтому использование
подзолистых почв в земледельческой культуре требует ряда мер по
повышению их плодородия и охране: внесение минеральных и
органических удобрений, введение соответствующей системы
обработки и севооборотов.
Буроземы (или бурые лесные почвы)
Буроземы распространены на равнинах Западной и
Центральной Европы, на севере Аппалачских гор и прилегающих равнинных
территориях Северной Америки, в горных условиях Кавказа,
Крыма, Карпат, Тянь-Шаня, Дальнего Востока. В Южном полушарии
они развиты в горах Новой Зеландии, на юго-востоке Австралии, на
тихоокеанском побережье Южной Америки.
Буроземы встречаются в широком диапазоне гидротермических
условий, но основные их ареалы в отличие от подбуров и
подзолистых почв тяготеют к территориям с умеренно теплым, влажным
261
климатом. Суммы положительных температур 2500—3000 °С, лишь
в отдельных районах распространения этих почв они снижаются до
2000 °С. Годовое количество осадков составляет 600—1000 мм, а
коэффициент увлажнения практически в течение всего года больше 1,0.
Буроземы, как правило, не промерзают или промерзают слабо и
ненадолго, в них господствуют положительные температуры.
Характерен промывной тип водного режима.
Буроземы формируются на породах различного
гранулометрического состава (суглинках, глинах, песках, щебнистых наносах и
корах выветривания). По генезису породы могут быть различны, но
отличаются богатством оснований и повышенным количеством
железосодержащих минералов. Нередко материнские породы карбо-
натны.
Буроземы не обнаруживают строгой приуроченности к каким-
либо определенным формам рельефа. Типичных представителей этих
почв можно встретить и на достаточно крутых горных склонах, и в
пределах равнинных пространств, в предгорьях и в межгорных
депрессиях при условии достаточно хорошего дренажа.
Леса, под пологом которых формируются буроземные почвы,
весьма разнообразны по составу, но непременной их особенностью
является богатый зольными элементами опад с высоким
содержанием кальция, магния и др. Обширные площади на буроземах
заняты широколиственными (граб, бук, дуб, ясень) и хвойно-широко-
лиственными лесами. Могут формироваться бурые лесные почвы и
под хвойной растительностью (пихта, ель, кедр).
Генетический профиль буроземов включает следующие горизонты:
АО — лесная подстилка из опавших листьев, хвои, веточек; небольшой
мощности, порядка 1 см;
А!^ — гумусово-аккумулятивный горизонт буровато-серого цвета; зернистой или
зернисто-комковатой структуры, с большим количеством копрогенных агрегатов,
чаще всего суглинистый, с ходами червей, пронизан корнями растений, рыхлый,
нижняя граница ровная или слабоволнистая, переход постепенный, мощность 10—
30 см;
Вт — метаморфический оглиненный горизонт, более тяжелый по
гранулометрическому составу, чем А\, бурого цвета, комковато-ореховатый, внизу — ореховатый;
также заметны следы деятельности почвенных беспозвоночных; постепенно
переходит в почвообразующую породу, мощность около 100 см;
Сы — материнская порода, неясно оструктуренная, более легкая по
гранулометрическому составу, может содержать повышенное количество каменистых
компонентов; иногда остаточно-карбонатная.
Буроземы характеризуются маломощным (10—12 см) гумусовым
горизонтом (рис. 16.5). У поверхности содержание гумуса порядка
5—7 %, ниже быстро падает до 1—2 %. В горизонте А1 — гумус фуль-
262
f 1
i*
S I
к
s 5
t
8 ?1
II
6
s
el
if
•О л
II
я 5
-. °
11
g 5
5 P
ватно-гуматный (Сг/Сф — около единицы), при движении вниз по
профилю это отношение заметно сужается.
Реакция среды в профиле изменяется от кислой (или близкой к
ней) до слабокислой. В случае карбонатности пород в горизонте С
даже может быть слабощелочная реакция. Емкость поглощения
буроземов в целом по профилю невысокая, но в самой верхней части
она может достигать более 35 мгэкв на 100 г почвы, т. е.
приближаться к высокой. Степень ненасыщенности основаниями — 20—30 %,
часто еще ниже. В отличие от подзолистых почв и подбуров
обменная кислотность здесь в большей степени обусловливается
алюминием, а не водородом. По валовому химическому составу
почвенный профиль практически однороден. Отмечается некоторое
обеднение почвенной толщи по сравнению с породами кремнеземом и
относительное обогащение оксидами алюминия и железа. Кальций
и магний накапливаются главным образом в верхних горизонтах.
Несиликатные формы полуторных оксидов также имеют
аккумулятивный тип профильного распределения. В буроземах наблюдается
заметное увеличение илистой фракции в горизонте Втиъ
переходных горизонтах А1Вт. Здесь ее содержится на 5—7 % больше, чем в
породе.
Подытоживая описание свойств буроземов, можно выделить
наиболее характерные из них: умеренно кислая реакция среды, гу-
матно-фульватный или даже фульватно-гуматный состав гумуса,
хорошая оструктуренность почвенной массы,
недифференцированный слабоожелезненный профиль, накопление ила в средней части
почвы.
Как можно заметить, одной из своеобразных черт этих почв по
сравнению, например, с подзолистыми является отсутствие
существенных признаков элювиально-иллювиальной дифференциации
профиля, хотя буроземы развиваются в условиях промывного
водного режима и под древесной растительностью (иногда даже
хвойной). Первопричины указанных особенностей буроземов связаны с
гидрометрическим режимом и составом почвообразующих пород, к
которым они приурочены. Постоянная влажность буроземов и
господство в их профиле положительных температур в течение почти
всего года способствуют повышенной активности микроорганизмов,
микроартропод и мезофауны. Это обусловливает ускоренную
гумификацию и минерализацию растительных остатков, которые хотя и
поступают в буроземы в сравнительно большом количестве, но
трансформируются намного быстрее, чем в других лесных почвах бореаль-
ного и суббореального поясов. В результате в буроземах присутствует
сравнительно большое количество гумуса муллевого типа, т. е. от-
264
личающегося высокой степенью дисперсности и тесной связью с
минеральными компонентами. В гумусе высока доля гуминовых
кислот, точнее одной из фракций — бурых гуминовых, или ульми-
новых. Такой гумус малоагрессивен, он является не столько
агентом выноса продуктов почвообразования, сколько, напротив,
способствует их аккумуляции на месте. Бурые гуминовые кислоты в
буроземах образуют нерастворимые органо-минеральные
комплексы, которые не только сами оказываются малоподвижными, но и,
выполняя функцию структоров (клеящих веществ), удерживают в
почвенных агрегатах от вымывания тонкие частицы минерального
и органического вещества.
Хорошая оструктуренность буроземов связана и с интенсивной
деятельностью почвенных беспозвоночных: дождевых червей, но-
гохвосток, клещей и мокриц. Ими перерабатывается большая часть
почвы, которая в значительной мере состоит из зоогенных агрега-
тов-копролитов.
Образующиеся в буроземах в процессе гумификации
органических остатков фульвокислоты довольно быстро теряют свой
агрессивный потенциал из-за повышенной зольности растительного опада.
Избыток фульвокислот, неусредненных основаниями, поступающими
с золой растений, нейтрализуется также в верхней части профиля
полуторными оксидами, которые в достаточном количестве обычно
содержатся в материнских породах.
При слабом протекании элювиально-иллювиальных процессов
в буроземах создаются благоприятные условия для процесса мета-
морфизации первичных минералов. Агентами его служат
микроорганизмы, углекислота и в меньшей степени — гумусовые вещества.
Продукты метаморфизации накапливаются в почве в виде
вторичных глинистых минералов (гидрослюд, иллит-монтмориллонитовых
образований), а также гидроксидов железа и алюминия. Особенно
заметны результаты внутрипочвенного сиаллитного оглинивания в
средней части профиля (имеющей бурый цвет), где на фоне
положительных температур влажность почв поддерживается на
необходимом уровне в течение наиболее длительного периода и
достаточно высока биологическая активность.
Освобождающиеся при выветривании железо и алюминий и вновь
образующиеся глинистые минералы в основном аккумулируются на
месте по причинам, указанным выше, — хорошая агрегированность
почв, низкий агрессивный потенциал гумуса. Наиболее заметно за
пределы почвенного профиля выносится кремнезем.
Таким образом, ведущими почвообразовательными
процессами в буроземах являются: сиаллитное оглинивание и умеренное оже-
265
лезнение, муллевое гумусообразование, зоогенная и хемогенная
агрегация почвенной массы, биогенная аккумуляция элементов в гумусовом
горизонте.
Как правило, буроземы — это относительно молодые почвы. Их
профиль может сформироваться за несколько сотен лет. При
дальнейшем течении почвообразования (через тысячи лет) по мере все
большего выветривания и выщелачивания профиля эти почвы
могут эволюционировать в оподзоленные, более кислые и более
ненасыщенные.
Буроземы обеспечивают высокую продуктивность лесных
насаждений, используются иногда и в сельском хозяйстве (под зерновые
культуры). Положительными свойствами их типичных разностей
являются хороший водно-воздушный режим и слабокислая реакция
среды. Мелиорация буроземов ведется в направлении обогащения
их органическим веществом и биофильными элементами.
Буроземы горных склонов подвержены эрозии. Поэтому при
вырубке лесов и антропогенном изменении экосистем на этих
почвах необходимо применять противоэрозионные системы
земледелия или лесоразведения.
Описанные выше подбуры, песчаные подзолы, суглинистые
подзолистые почвы и буроземы относятся к почвам автоморфным, т. е.
они увлажняются за счет атмосферных осадков и характеризуются
достаточным, но без избытка, увлажнением профиля. Такие почвы
распространены в пределах бореальных и суббореальных областей
на обширных территориях водораздельных поверхностей, придолин-
ных склонов равнин и горных склонов в том случае, если
особенности почвообразующих пород и рельефа (степень расчлененности,
уклоны) обеспечивают отток из почвы избытка влаги.
Вместе с тем в рассматриваемых областях значительные
пространства заняты почвами, в которых в той или иной мере
выражены явления переувлажненности профиля. Это может происходить
либо в связи с затрудненностью нисходящей фильтрации влаги, либо
вследствие ее дополнительного поступления из почв более высоких
гипсометрических уровней, либо из-за близкого к поверхности
залегания уровня грунтовых вод. В наиболее общем виде выделяются
два варианта переувлажнения почв: поверхностное (обусловленное
застоем в почве атмосферной влаги) и грунтовое (охватывающее
главным образом нижние и средние части профиля и
обусловленное грунтовыми водами). В пределах каждого из этих вариантов
почвы могут различаться по длительности и интенсивности
избыточного увлажнения.
266
Поверхностно-глеево-элювиальные почвы
Эти почвы в основном распространены на равнинных
территориях Европы, Западной Сибири и Северной Америки, где они
соседствуют с ареалами суглинистых подзолистых и бурых лесных почв.
Биоклиматические условия их образования не имеют ярко
выраженных специфических черт, кроме того, что в составе
растительного покрова отмечается больше влаголюбивых видов травянистых
растений и мхов. Обычно на этих почвах растут еловые, сосново-
еловые или смешанные леса с мохово-кустарниковым или мохово-
травяным наземным покровом.
Условием, определяющим формирование этих почв, является
резко дифференцированный гранулометрический профиль с более
легкой верхней частью и более тяжелой нижней. Такой профиль
может быть унаследован от почвообразующих пород, но может быть
и результатом процессов почвообразования, протекавших ранее в
толще более или менее однородных наносов. Двучленные литологи-
ческие образования занимают значительные площади в пределах
гляциальных равнин Евразии и Северной Америки. В пределах
верхнего метра в таких отложениях верхний слой сложен песками или
супесями флювиогляциального либо озерного происхождения, а
нижний —- моренным или покровным суглинком. Нередко
покровные и лёссовидные суглинки подстилаются валунной мореной
более тяжелого гранулометрического состава. Указанное сочленение
различных типов наносов в толще почв определенным образом
влияет на характер их водного режима. В верхнюю облегченную часть
почвы атмосферная влага поступает в количестве, соответствующем
относительно высокой влагоемкости слагающего субстрата, и
сравнительно быстро фильтруется в нисходящем направлении. На
контакте же с более тяжелой частью почвы при резкой смене темпа
фильтрации происходит застой влаги и возникает
восстановительная обстановка. Аналогичная ситуация имеет место в почвенном
профиле и в том случае, когда неоднородность
гранулометрического состава почв является следствием предшествующего этапа их
развития. Так, к формированию существенно утяжеленного горизонта
под более легким может привести процесс лессиважа, когда
интенсивное вымывание тонких фракций сопровождается заиливанием
(кольматажем) средней части профиля. Совместное протекание
лессиважа и внутрипочвенного оглинивания также может привести к
формированию слабоводопроницаемого иллювиально-метаморфи-
ческого горизонта. Процессы оподзоливания в суглинистых почвах
267
(разрушение ила в горизонте А2 и вынос продуктов разрушения в
горизонте В) дополнительно усиливают дифференциацию
гранулометрического профиля на более легкую и более тяжелую части.
Генетический профиль поверхностно-глеево-элювиальных почв
напоминает профиль суглинистых подзолистых почв, однако имеет
ряд существенных отличительных особенностей, выражающихся
главным образом в более отчетливо выраженных признаках оглеения.
АО — подстилка из слаборазложившихся остатков хвои, листьев и трав, иногда
представляет собой торфянистый горизонт или слабооторфованную дернину;
мощность до 10 см;
A\A2g — гумусово-аккумулятивный горизонт, серый или светло-серый, местами
со слабым сизоватым оттенком, структура непрочная, елоевато-комковатая; с
мелкими охристыми пятнами и дробинками гидроксидов железа; мощность 5—15 см;
A2g — глеево-элювиальный горизонт; сизовато-белесого цвета, плитчатый или
чешуйчатый, с большим количеством ржавых пятен и темно-бурых конкреций
гидроксидов железа; мощность варьирует от 10 до 40 см;
Btg—- иллювиальный оглеенный горизонт, неоднородно окрашенный (мраморо-
видный) — участки охристо-бурого цвета чередуются с сизыми и белесыми, на
контрастном фоне выделяются бурые и сизые прожилки: в верхней части много ржавых
примазок; по гранулометрическому составу отчетливо тяжелее вышележащего,
имеет ореховую структуру; мощность 20—50 см;
BtFe — иллювиальный горизонт, наиболее тяжелый в профиле, с прочной орехо-
вато-призматической структурой, бурый, на гранях структурных отдельностей
темно-бурые пленки; пронизан сизовато-белесыми языками; мощность 30—50 см;
Cslal — почвообразующая порода, суглинистая или глинистая, не имеющая
признаков соглеения.
Поверхностно-глеево-элювиальные почвы содержат под
подстилкой не более 8 % гумуса, обычно 3—5 % (рис. 16.6). Содержание
гумуса убывает с глубиной, но в горизонте Bt возможен слабо
выраженный второй максимум гумуса. В составе органического
вещества преобладают фульвокислоты; отношение Сг/Сф в этих почвах
обычно $оке, чем, например, в сопряженных с ними подзолистых
суглинистых почвах. Реакция кислая во всем профиле почв, особенно в
его верхней части. Ненасыщенность основаниями в
приповерхностных горизонтах может быть весьма высокой — 40—70 %, а в
некоторых случаях даже до 90 %. К почвообразующей породе она
уменьшается до 10—20 %. Ненасыщенность в значительной степени связана с
обменным алюминием. Профиль резко дифференцирован по
количеству илистой фракции: отчетливый минимум ее содержания
обнаруживается в горизонте А29 максимум — в горизонтах Ъщ и BtFe.
Распределение по профилю величин емкости поглощения
соответствует распределению ила: она варьирует от 5—15 (элювиальная
часть профиля) до 20—30 мг • экв на 100 г почвы (иллювиальные
горизонты). Валовые формы оксидов железа и алюминия имеют также
268
элювиально-иллювиальное распределение в профиле. Вместе с тем
максимум несиликатных форм железа (окисного и закисного)
отмечается в горизонтах AlA2g и A2g. Несиликатный алюминий большей
частью накапливается ниже — в верхней части иллювиального
горизонта.
Основным генетическим процессом, ответственным за
формирование большинства свойств рассматриваемых почв, является элю-
виально-глеевый. Он заключается в образовании в определенные
периоды продуктов анаэробного почвообразования и выносе их вниз
по профилю. Некоторые следствия начальных фаз этого процесса
были описаны при рассмотрении суглинистых подзолистых почв. В
почвах, которым посвящен данный раздел, этот процесс выражен
значительно ярче и полнее.
Периодически возникающий застой влаги над водоупорным
горизонтом тяжелого гранулометрического состава приводит в повер-
хностно-глеево-элювиальных почвах к более существенному
понижению окислительно-восстановительного потенциала и к более
глубокому преобразованию минеральной и органической частей почвы.
Вследствие активизации анаэробных микроорганизмов
находящиеся в твердой фазе почв гидроксиды железа и марганца
переходят в закисные формы. Резко возрастает подвижность ионов этих
металлов, увеличивается их концентрация в растворе. В
восстановительной обстановке трансформации подвергаются и алюмосили-
катные минералы. Это происходит по причине изменения зарядно-
сти некоторых химических элементов, входящих в состав
кристаллических решеток, а также из-за потери последними атомов
кислорода внешних слоев. В результате алюмосиликаты
оказываются менее устойчивыми и легче подвергаются разложению. В
условиях избыточного увлажнения изменяется характер гумификации
растительных остатков: увеличивается доля первично продуцируемых
фульвокислот, в относительно повышенных количествах образуются
неспецифические низкомолекулярные органические кислоты
(щавелевая, лимонная и др.). Кроме того, возможно превращение
относительно стабильных гуминовых кислот в более подвижные фуль-
вокислоты. Все эти соединения растворимы в воде и способны
оказывать химически активное воздействие на минеральную часть почвы.
Таким образом, при анаэробиозе в почвах, с одной стороны,
имеет место интенсивное продуцирование органических веществ с
ярко выраженными кислотными свойствами, с другой — такое
преобразование минеральной части, которое способствует ее
взаимодействию с гумусовыми и неспецифическими органическими
кислотами. Как показывают полевые и лабораторные исследования, в
270
восстановительной среде образуются прочные, устойчивые,
водорастворимые органо-минеральные комплексы (железоорганические и
алюмоорганические), которые удерживаются в растворе. Часть этих
соединений по порам, трещинам, корневым ходам выносится вниз
по профилю в среднюю его часть, где по мере уменьшения
увлажненности почвы и повышения окислительно-восстановительного
потенциала выпадает из раствора, формируя иллювиальный
горизонт. Другая же часть продуктов анаэробиоза из-за низкой
водопроницаемости утяжеленного горизонта задерживается над ним на
месте своего образования и при высыхании почвы, когда
восстановительные условия сменяются окислительными, выпадает в осадок.
При этом закисное железо сегрегируется в конкреции гидроксидов
железа, что служит наряду с нисходящим выносом этого красящего
агента одной из причин осветления основной массы элювиального
горизонта.
Процессы восстановления в поверхностно-глеево-элювиальных
почвах идут наиболее интенсивно ранним летом, когда почвы
достаточно прогреты и еще увлажнены. Именно с этим периодом
связана максимальная микробиологическая активность почв, что
является важным обстоятельством, поскольку поверхностное оглеение
почв — процесс биохимический. Его выраженность также зависит
от наличия органического вещества, поэтому наиболее высокого
уровня восстановительные процессы достигают в пределах
переувлажненной зоны там, где больше гумуса.
Весной и осенью, несмотря на избыточное увлажнение почв,
восстановительные явления в них ослабевают, поскольку с
понижением почвенных температур падает активность анаэробных
микроорганизмов. В эти периоды с нисходящими токами влаги в почвах
перемещаются в основном илистые частицы.
Почвы с поверхностным временным избыточным
увлажнением и четко выраженной элювиально-иллювиальной
дифференциацией профиля напоминают по внешнему виду подзолистые
суглинистые. Поэтому некоторые отечественные почвоведы (И.П.
Герасимов, СВ. Зонн) предлагали называть их псевдоподзолистыми.
Западноевропейские почвоведы называли их псевдоглеями,
поскольку в отличие от почв с постоянным увлажнением (стагногле-
ев) переувлажнение в них временное, периодически проходящее.
Представляется более правомерным и рациональным использовать
для описываемых почв наименование «поверхностно-глеево-элю-
виальные», поскольку оно отражает их реально существующие
свойства и процессы, а не те, которые отсутствуют в почвенном
профиле.
271
К поверхностно-глеево-элювиальным почвам относятся:
1) глеево-подзолистые почвы северной и средней тайги Евразии
(подтип в пределах типа подзолистых почв);
2) контактно-глеевые подзолистые почвы на двучленных
наносах, которые отличаются сложным строением профиля; в них в
пределах верхнего однородного литологического слоя (например,
покровных суглинков) может быть образован профиль подзолистой
почвы (АО, А19 А2, BtFe), а ниже — на контакте с более тяжелым и
менее водопроницаемым наносом (мореной) — может развиться
второй осветленный (элювиально-глеевый) горизонт, переходящий
с глубиной в горизонте Btg;
3) глеево-элювиальные лесные почвы суббореальных областей,
распространенные среди дерново-подзолистых почв и буроземов на
равнинных участках со слабо расчлененным рельефом; в этих
почвах особенно ярко выражено отбеливание горизонта /42, поэтому
они получили название подбелы.
Используемые без осушения в сельском хозяйстве поверхностно-
глеево-элювиальные почвы дают заниженные урожаи, посевы на них
подвержены вымочкам. Для повышения плодородия этих почв
необходимо устройство на них дренажной сети, внесение органических и
минеральных удобрений, а также проведение известкований.
Элювиально-глеевый процесс характеризуется относительно
высокой скоростью. При наличии контрастной по гранулометрическому
составу толщи с водоупорным горизонтом в ее средней части для
возникновения поверхностно-глеево-элювиальной почвы
достаточно нескольких сотен лет. По мере развития этих почв, все большего
уплотнения в них иллювиального горизонта и прогрессирующего
переувлажнения профиля они могут эволюционировать в торфяно-
глеевые почвы. На водораздельных поверхностях суббореальных и
бореальных лесных областей встречаются почвы верховых болот,
образовавшихся на месте бывших поверхностно-глеево-элювиаль-
ных почв. Почвы верховых болот — это конечная стадия в ряду
нарастания увлажненности за счет поступления влаги на
поверхность почвы. Основные свойства и генезис торфяно-глеевых
постоянно переувлажненных почв верховых болот описаны в гл. 15.
Грунтово-глеево-элювиальные почвы
Эти почвы не приурочены к каким-либо определенным
климатическим условиям в пределах бореальных и суббореальных лесных
областей. Почвообразующие породы, на которых они развиваются,
могут существенно различаться — от покровных, моренных и делю-
272
виальных суглинков среднего и тяжелого гранулометрического
состава до супесей и песков (часто слоистых) флювиогляциального и
древнеаллювиального происхождения. Грунтово-глеево-элювиаль-
ные почвы чаще всего встречаются в нижних частях склонов и в
местных понижениях рельефа. Непременным условием их
формирования является периодически высокий уровень стояния
фунтовых вод, воздействующих на почву. Наиболее характерная
растительность для этих почв — заболоченные хвойные или смешанные
леса с моховым покровом.
Морфологический профиль рассматриваемых почв имеет ряд
сходных черт с профилем поверхностно-глеево-элювиальных почв.
Он также дифференцирован по элювиально-иллювиальному типу и
содержит яркие признаки оглеения. Основное отличие заключается
в максимальной выраженности последних в нижней части
профиля, включая почвообразующую породу.
Кроме того, под лесной подстилкой или очесом АО в грунтово-
глеево-элювиальных почвах, как правило, расположен
торфянистый горизонт AT. Ниже залегает горизонт А\А2 или А2, который
может быть не оглеен, либо содержит морфологические признаки
сезонного оглеения в форме черновато-бурых примазок и мелких
рудяковых зерен. В горизонтах В и С наблюдается максимальное
постоянное оглеение — сизый цвет с локальными ржавыми
прожилками и пятнами.
Грунтово-глеево-элювиальные почвы имеют кислую реакцию
среды, низкую емкость поглощения, ненасыщенность основаниями
50—70 % в верхней части профиля; они обнаруживают накопление
полуторных оксидов и ила в горизонте Bg.
Механизм протекания элювиально-глеевого процесса в
описанных почвах связан с колебанием уровня грунтовых вод. При их
подъеме (20—50 см от поверхности) в верхней части почвы
создаются условия избыточного увлажнения и восстановительная
среда, накапливаются продукты анаэробного почвообразования —
минеральные соли двухзарядного железа и марганца, органо-мине-
ральные соединения и др. Сезонное понижение уровня грунтовых
вод (до глубины 1—2 м) сопровождается оттоком растворенных
веществ из верхних горизонтов, их отбеливанием, улучшением
аэрации и переходом восстановленных форм в окисленные. Если
латеральные движения грунтовых вод отсутствуют или выражены
слабо, то в почвах под элювиально-глеевыми горизонтами
формируются иллювиальные горизонты. При боковом оттоке грунтовых вод
элювиальные горизонты в почвах получают максимальное
развитие, иногда растягиваясь по вертикали на 1 м и более. При обра-
18-5046 273
зовании грунтово-глеево-элювиальных почв на песчаных породах
иллювиальные горизонты в них могут иметь форму ортзандовых
прослоек.
Дерново-карбонатные почвы
Эти почвы формируются на почвообразующих породах с
высоким содержанием карбонатов кальция, что обусловливает
существенное отличие их свойств от многих почв лесной зоны.
Дерново-карбонатные почвы могут быть развиты под лесной,
луговой и кустарниковой растительностью в условиях промывного
или периодически промывного водного режима. Они
располагаются на плоских, повышенных элементах рельефа, на склонах и
равнинных участках — там, где выходят на поверхность или близко
подходят к ней породы, содержащие много обломочного материала
известкового состава. Это могут быть элювии известняков,
мергелей, доломитов, мраморов либо рьбслые отложения (например,
сильнокарбонатные морены), содержащие большие количества
каменистых компонентов этих пород. Встречаются дерново-карбонатные
почвы и на карбонатных глинах и песчаниках.
Морфологический профиль этих почв включает следующие
горизонты:
АО — лесная подстилка из слаборазложившегося растительного опада;
мощность до 6—8 см;
А\ — гумусово-аккумулятивный горизонт; коричневато-серый или
темно-серый, зернистый или комковато-зернистый; пронизан корнями растений, иногда в
верхней части дернинообразный; мощность от 5 до 20—30 см;
В — в типичных дерново-карбонатных почвах развит не всегда, часто
фрагментарно как переход к горизонту С; буровато-серый, комковатый; при увеличении
степени выветрелости карбонатных пород и возрастании мощности рыхлого наноса
горизонт становится более выраженным, усиливается буроватый оттенок,
уплотняется, появляется ореховатость, оглеенность (преобразуется в BJ; мощность от 10—
20 до 50 см;
Сса — почвообразующая порода, плотная или рыхлая.
Дерново-карбонатные почвы характеризуются относительно
высоким содержанием гумуса (в типичных представителях этих почв
до 10 % и более), в составе которого нередко преобладают гумино-
вые кислоты, отношение Сг/Сф колеблется от 0,7—0,9 до 1,0—1,3.
Реакция верхних горизонтов почв нейтральная, реже слабокислая,
нижних — щелочная. Степень ненасыщенности изменяется в
зависимости от глубины залегания карбонатов: при их высоком
залегании находится в пределах 5—10, при низком — до 40 %. В почвенно-
поглощающем комплексе доминируют кальций и магний. В типич-
274
ных дерново-карбонатных почвах содержание валовых и
подвижных форм R203 и Si02 и илистой фракции почти не изменяется по
профилю. В случаях, когда карбонаты находятся в нижних
горизонтах почв, в самой верхней части профиля обнаруживается
увеличение содержания Si02 и уменьшение Б^Оэ. В горизонте В выделяется
максимум содержания ила.
Своеобразие свойств дерново-карбонатных почв обусловлено
существенным влиянием карбонатов кальция на направление
протекающих в этих почвах процессов; несмотря на то, что они
формируются под лесной растительностью и в условиях промывного
режима, многие процессы почвообразования, характерные для
описанных выше лесных почв, в них не имеют места или в значительной
степени ослаблены. Так, в типичных дерново-карбонатных почвах
не обнаруживается не только признаков оподзоливания, но и
выщелачивания. Это объясняется тем, что разложение поступающих
на поверхность и в толщу почвы растительных остатков происходит
в среде, насыщенной основаниями и прежде всего кальцием. В этих
условиях, во-первых, продуцируется относительно повышенное
количество гуминовых кислот, а во-вторых, образуются
малоподвижные в нейтральной среде органо-минеральные соединения: гуматы
кальция и комплексные железо-алюмо-фульватные соединения. Все
фракции гумуса фиксируются в верхней части профиля, формируя
под дерновой или лесной подстилкой гумусово-аккумулятивный
горизонт.
Агрессивный потенциал образующихся гумусовых кислот
начинает несколько возрастать только тогда, когда увеличивается
мощность рыхлого малокарбонатного наноса, а почвообразующая
порода с высоким уровнем содержания карбонатов залегает более
глубоко. В этих условиях в подгумусовом горизонте возможно развитие
процессов декарбонизации и даже оподзоливания. Процесс
растворения мелких обломков известковых пород и выщелачивания
карбонатов кальция сопровождается освобождением терригенного
силикатного илистого материала и гидроксидов железа. В результате в
почвах создается эффект внутрипочвенного оглинивания, причем
часть глин может передвигаться по профилю.
В зависимости от особенностей почвообразующих пород и
интенсивности процессов выщелачивания выделяются
дерново-карбонатные типичные, выщелоченные и оподзоленные почвы.
Некоторые исследователи считают, что этот ряд почв можно
рассматривать и как эволюционный, характеризующий направленность и
стадии развития почв на обогащенных карбонатами породах в
течение голоцена.
18»
275
Дерново-карбонатные почвы отличаются высоким
плодородием, чему способствуют нейтральная реакция среды, относительно
высокое содержание гуминовых кислот и хорошая оструктуренность
почвенной массы.
Глава 17
ПОЧВЫ ЛЕСО-ЛУГОВО-СТЕПНЫХ И СТЕПНЫХ
СУББОРЕАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
В Северном полушарии лесо-лугово-степные и степные
ландшафты и свойственные им почвы расположены во внутриконти-
нентальных секторах Евразии и Северной Америки. В Южном
полушарии суббореальные сухие степи распространены в Южной
Америке лишь в Патагонии.
В Северном полушарии лесо-лугово-степные и степные
ландшафты образуют серию внутриконтинентальных ландшафтных зон,
имеющих форму дуг, открытых к югу. На обширных пространствах
Восточно-Европейской равнины, Западной Сибири, Казахстана, а
также в северной Монголии лесостепная и степная зоны имеют
направление, близкое к широтному. Однако уже на западе Восточно-
Европейской равнины наблюдается смещение границ лесостепной
зоны к югу, более южное положение подзоны разнотравно-типча-
ково-ковыльных степей и исчезновение подзоны сухих типчаково-
ковыльных степей. В восточном приокеаническом секторе Евразии
на равнинах Внутренней Монголии степная зона приобретает
меридиональное направление: с запада на восток последовательно
сменяют друг друга подзоны сухих, типичных и луговых степей.
В Северной Америке широтные отрезки лесо-лугово-степной и
степной зон коротки. Отчетливо выражено меридиональное
направление зоны луговых степей (или прерий, занимающих Центральные
равнины) и злаково-разнотравных и сухих степей, вытянутых с
севера на юг в пределах Великих равнин.
В лесо-лугово-степной зоне Евразии в наиболее южных, теплых
и менее континентальных областях на западе и на востоке
высокотравные луговые степи перемежаются с широколиственными,
преимущественно дубовыми лесами. В наиболее северных и холодных
частях зоны, в Западной и Южной Сибири широколиственные леса
уступают место мелколиственным березовым. Наряду с луговыми
степями в Южной Сибири в межгорных сухих котловинах
появляются типичные, а местами и сухие степи.
276
Положение лесо-лугово-степной зоны между лесной и степной,
неоднократные изменения в голоцене климатических условий и
связанные с ними смещения границ лесов и степей, давнее освоение
лесостепной зоны человеком и уничтожение лесной растительности
обусловили сложный полигенетический характер почв и
почвенного покрова.
На низменных равнинах Западной Сибири, Приднепровской и
Окско-Донской низменностей в почвенном покрове сохранились
черты прошлого гидроморфного режима. Здесь появляются лугово-
черноземные, часто солонцеватые и осолоделые почвы, солонцы и
солоди.
В лесо-лугово-степной зоне в отдельные годы и сезоны года
коэффициент увлажнения больше единицы и в почвах создается
промывной режим. Бывают годы, в которые испаряемость превышает
количество осадков и в почвах господствует непромывной режим.
Почвенный покров лесо-лугово-степной зоны представлен
серыми лесными почвами, приуроченными к лесным массивам или
участкам, находившимся в прошлом под лесом. Под участками
луговых степей распространены оподзоленные и выщелоченные черноземы,
под высокотравными прериями с признаками палеогидромофизма —
черноземовидные и лугово-черноземные почвы, часто солонцеватые, в
сочетании с солодями и солонцами.
В степной зоне коэффициент увлажнения постоянно меньше
единицы (0,6—0,3) и понижается с севера на юг. С ним связаны
изменения растительности и почв. В пределах собственно степной
зоны выделяются подзоны разнотравно-типчаково-ковыльных, тип-
чаково-ковыльных и засушливых полынно-типчаково-ковыльных
степей, сменяющихся на юге полупустынями. В пределах степной
зоны выделяются две почвенные зоны — черноземов и каштановых
почв.
Черноземы, представленные подтипами типичных и
обыкновенных черноземов, приурочены к подзоне разнотравно-типчаково-ко-
выльных степей. В южной части подзоны появляются южные
черноземы, распространяющиеся и в северную часть подзоны типчаково-
ковыльных степей.
Каштановые почвы занимают подзоны типчаково-ковыльных и
полынно-типчаково-ковыльных степей и представлены подтипами
темно-каштановых и светло-каштановых почв, образующих
соответственно две подзоны (рис. 17.1).
В черноземной зоне и особенно в зоне каштановых почв
распространены солоди, солонцы и солончаки. Участие солодей в по-
277
§1
о
I
Я з з «
8" ft Б х
о
« х
1&8
11
lis
i i §
Pis
Sis-
Si1
Й S 4>
3 g 3
I
I
I
g
с
I
и
is
18»
Л&1
8
v Z
a x
II
2
m
2
g 2
S3
С CD
£8
S s
5 2
3
«3
ИУЭ1Э
чвенном покрове уменьшается от лесостепи к степной зоне, а
распространение солонцов и солончаков к типчаково-ковыльным и
особенно к засушливым полынно-типчаково-ковыльным степям
увеличивается.
Серые лесные почвы
Эти почвы развиваются в пределах умеренно континентальных
лесо-лугово-степных областей суббореального пояса. В Евразии
фрагментарно выраженная зона серых лесных почв протягивается с
запада на восток от придунайских равнин до предгорий Саян.
Наиболее обширные ареалы этих почв приурочены к
Волыно-Подольской, Среднерусской, Приволжской возвышенностям, к югу
Западно-Сибирской равнины. В Северной Америке они субмери-
дионально простираются к западу от Великих Озер.
Климат районов распространения серых лесных почв —
континентальный или умеренно континентальный. Годовые амплитуды
среднемесячных температур до 30—40 °С. Лето теплое, а зима
холодная или умеренно холодная. Осадков выпадает 400—700 мм в
год. При этом среднегодовой коэффициент увлажнения равен или
даже несколько больше единицы, что обеспечивает периодически
промывной тип водного режима почв.
Наиболее характерными почвообразующими породами для
серых лесных почв являются лёссовидные, покровные или аллюви-
ально-озерные суглинки, реже моренные наносы и элювии
плотных пород. Почвообразующие породы обычно карбонатны.
Значительные площади серых лесных почв приурочены к
хорошо дренируемым возвышенным равнинам. Это территории с
волнистым или холмистым рельефом и с четко выраженной овражно-
балочной сетью. Вместе с тем описываемые почвы формируются и
на плоских слаборасчлененных междуречьях, в низменностях и
межгорных котловинах. Характер геоморфологических условий находит
отражение в особенностях строения профиля этих почв.
Естественный растительный покров серых лесных почв
представлен двумя основными типами лесов. В лесо-лугово-степных
областях Европы они формируются под широколиственными
травянистыми лесами с участием дуба, липы, клена, бука, граба или
ясеня. В сибирских областях на серых лесных почвах произрастают
березовые леса с примесью осины, а на востоке — сосны и
лиственницы.
Надземный и внутрипочвенный опад, поступающий в серые
лесные почвы, богат основаниями, азотом, содержит относительно мало
279
восков и смол, что благоприятствует его ускоренному и глубокому
разложению.
Серые лесные почвы отличаются сложным по строению
морфологическим профилем, имеющим большую мощность.
АО — лесная подстилка из отмерших листьев, остатков трав мощностью до 3 см;
АХр — гумусово-аккумулятивный горизонт, серый, темно- или светло-серый,
комковато- или ореховато-зернистый; густо переплетен корнями травянистых
растений; мощность 20—30 см;
A\hfA2 — гумусово-элювиальный, светлее предыдущего, комковатый, с
признаками горизонтальной делимости, на гранях структурных отдельностей — белесая
присыпка, внутренние части агрегатов имеют более темный цвет, иногда содержат
округлые микроконкреции железа диаметром до 1,0—1,5 мм; мощность 20—40 см;
А2В — элювиально-иллювиальный горизонт, серовато-бурый, ореховатый, с
признаками горизонтальной делимости, присыпка на поверхности структурных
агрегатов выражена достаточно отчетливо;
Bth — иллювиально-метаморфический, бурый или буро-коричневый, более
тяжелый по гранулометрическому составу и более плотный, чем вышележащий,
ореховатый с призматичностью, на гранях структурных отдельностей — темно-серые
глянцевитые пленки органо-минерального состава, особенно ярко выражены в
верхней части горизонта; мощность нередко 50 см;
Вт — метаморфический оглиненный горизонт, светлее вышележащего, желто-
бурый, бурый, менее оструктурен, ореховато-призматический; пленки на гранях
структурных отдельностей более светлые; мощность 20—40 см;
Веа — карбонатный горизонт, палево-желтый или палево-бурый,
глыбисто-призматический, с карбонатными образованиями в виде псевдомицелия и мелких
конкреций; мощность до 50 см.
С глубины порядка 200 см начинается горизонт С — обычно
карбонатный лёссовидный суглинок.
Для серых лесных почв характерен своеобразный гумусовый
профиль, особенно по составу гумуса (рис. 17.2). В верхнем горизонте в
среднем содержится 5—8 % гумуса при отношении Сг/Сф от 1 до
1,2—1,3. На глубине около 30—40 см количество гумуса убывает до
1—2 %. Но в горизонте Bth может несколько возрастать, причем, как
правило, в этом горизонте заметно расширяется отношение Сг/Сф9
происходящее главным образом за счет увеличения доли гуминовых
кислот, связанных с кальцием. Ниже степень гумусированности
постепенно уменьшается.
Реакция почвенного раствора в профиле серых лесных почв
изменяется от слабокислой, иногда кирлой в верхней части профиля
(горизонт А1А2) до нейтральной и щелочной в нижней (горизонт Вса).
Емкость поглощения — средняя, варьирует по профилю в пределах
15—30 мгэкв на 100 г почвы, увеличиваясь в гумусово-аккумулятив-
ном и иллювиальном горизонтах. Ненасыщенность почв
основаниями наблюдается только в верхней части профиля (10—20 %). Кроме
280
3
OQ
О
с
*
§
О
=J
■g
&
О
S
II
кальция и магния здесь в почвенном поглощающем комплексе
присутствуют в небольшом количестве водород и алюминий. Валовой
химический и гранулометрический состав обнаруживает тенденцию
к дифференциации профиля по элювиально-иллювиальному типу.
Разница в содержании Rpv Si02, ила между элювиальными и
иллювиальными горизонтами в серых лесных почвах меньше, чем в
подзолистых, но выражена достаточно отчетливо.
Таким образом, особенности химических и физико-химических
свойств серых лесных почв выражаются в том, что в их профиле
совмещаются признаки значительной аккумуляции гумусовых
веществ, элювиально-иллювиальной дифференциации профиля и
выщелачивания карбонатов.
Генезис серых лесных почв объясняется следующим образом.
Вследствие повышенного содержания зольных элементов и азота,
малого содержания восков и смол в опаде трав и древесных
лиственных породах создаются благоприятные предпосылки для
глубокого преобразования растительных остатков. Этому же
способствуют гидротермические условия — относительно высокие
температуры почвы и достаточная их увлажненность в весенне-летний и
осенний периоды.
В такой обстановке происходит интенсивная гумификация
органического вещества под воздействием разнообразных
микроорганизмов, многочисленных насекомых и дождевых червей.
Продуцируется гумус с относительно повышенным содержанием гуминовых
кислот, преимущественно муллевого типа.
Часть образующихся гуминовых и фульвокислот усредняется уже
на месте своего образования в верхней части профиля за счет
оснований, освобождающихся при разложении растительного опада.
Однако для полной нейтрализации гумусовых веществ этих
оснований не хватает, поскольку значительная их доля выщелачивается из
ризосферы в периоды усиления промывного режима (весной и
осенью). Остающиеся неусредненными гуматы кальция и фульваты R^
вымываются вниз по профилю. По мере насыщения основаниями
они выпадают в осадок в средней части профиля. При этом
основная зона вмывания гуматов кальция, как менее подвижных
соединений, оказывается в горизонте 2?^, тогда как фульваты железа и
алюминия проникают и глубже — до глубины 100 см и более.
Именно с этим обстоятельством связано расширение отношения Сг/Сф в
горизонте Bth и его сужение в более глубоких горизонтах.
Результаты взаимодействия гумусовых кислот с минеральной
частью почв проявляются в морфологическом облике последних.
Самый верхний горизонт приобретает связанную с гумусово-акку-
282
мулятивными явлениями темно-серую окраску. В залегающей под
этим горизонтом части профиля, через которую мигрируют неус-
редненные гумусовые вещества, происходит осветление
поверхностей структурных агрегатов. Это обусловлено тем, что гумусовые
кислоты растворяют красящие пленки гидроксидов железа на зернах
светлоокрашенных минералов (кварц, полевые шпаты). Возникает
эффект белесой присыпки, покрывающей комки почвы. В
нижележащих горизонтах, где осаждаются вмываемые органо-минеральные
соединения, напротив, на структурных отдельностях появляются
пленки иллювиирования, придавая поверхностям агрегатов более
темную окраску, чем их внутренняя масса.
Вынос во влажные периоды неусредненных гуматов кальция и
связанных с фульвокислотами гидроксидов железа и алюминия
приводит к ослаблению прочности структурных агрегатов, диспергации
минеральных коллоидов и вымыванию их с нисходящими токами
влаги в более глубокие горизонты (особенно в горизонт Bth). В
серых лесных почвах процесс лессиважа выражен слабее, чем в
подзолистых суглинистых почвах, но тем не менее текстурная
дифференциация профиля в них заметна достаточно отчетливо. Кроме вмы-
вания илистых частиц утяжеление горизонта BJh в определенной
степени обязано также и внутрипочвенному выветриванию, при
котором вторичные глинистые минералы накапливаются на месте
своего образования.
Текстурная дифференциация профиля оказывает воздействие на
особенности водного и окислительно-восстановительного режимов
серых лесных почв. Во многих из них на границе гумусово-акку-
мулятивного и иллювиального горизонтов присутствуют мелкие
железистые конкреции, свидетельствующие, по-видимому, о
некотором застое влаги во влажные периоды года над оглиненной
частью и развитии анаэробной обстановки.
Именно к нижней части гумусового профиля часто приурочен
максимум белесой присыпки, что может быть объяснено
периодическим возникновением здесь восстановительных условий,
способствующих переходу окисных форм железа в растворимые закисные
и более высокой подвижности органо-минеральных соединений.
На генезис серых лесных почв оказывает заметное воздействие
весьма интенсивный биологический круговорот, характерный для
травянистых лесных фитоценозов (особенно для
широколиственных лесов). В приповерхностных горизонтах этих почв происходит
биогенная аккумуляция кальция, магния и других зольных
элементов. Однако этот процесс не компенсирует полностью климатоген-
ного (связанного с просачиванием атмосферных осадков) выноса
283
оснований и поэтому почвы имеют в верхнем горизонте
слабокислую реакцию и глубоко выщелоченный от карбонатов профиль.
Рассмотренная выше концепция происхождения серых лесных
почв впервые упоминается в работах В.В. Докучаева, который
рассматривал эти почвы как первичный самостоятельный зональный
тип, соответствующий определенной комбинации современных
факторов почвообразования. Вместе с тем в почвоведении существуют
и другие точки зрения, согласно которым серые лесные почвы —
это либо стадия преобразования черноземов после поселения на
них леса, либо, напротив, стадия трансформации первичных опод-
золенных почв, испытывающих влияние наступающей на лес луго-
во-степной растительности. Исследование почвообразования на
разновозрастных датированных наносах показывает, что для
формирования более или менее зрелого профиля серых лесных почв
необходимо время не менее 3000 лет.
Серые лесные почвы по мощности гумусового горизонта и
содержанию в нем гумуса разделяются на светло-серые, серые и темно*
серые. Серые лесные почвы широко используются в земледелии. На
них выращивают зерновые культуры, кукурузу, свеклу, картофель
и др. Наиболее плодородны темно-серые лесные почвы. Серые и
светло-серые почвы в большей степени требуют мелиоративных
мероприятий, внесения органических и минеральных удобрений,
травосеяния, известкования.
Черноземы
Условия, необходимые для образования этих почв, создаются в
пределах степных и лесо-лугово-степных областей суббореального
пояса Евразии и Северной Америки. В Европе они распространены
на придунайских низменных равнинах, протягиваются полосой
через Молдову, Украину, центральные части Русской равнины,
Северный Кавказ и Поволжье. К востоку от Урала обширные площади
черноземов простираются в южной части Западной Сибири и на
севере Казахстана. Отдельные ареалы этих почв приурочены к
равнинам и предгорьям Алтая, Минусинской котловине, а также к
котловинам Забайкалья. В Северной Америке черноземы в основном
формируются на пространствах Великих равнин.
Климат зоны распространения черноземов — континентальный или
умеренно континентальный с теплым летом и умеренно холодной или
даже холодной зимой. Годовая амплитуда температур 30—50 °С. В
течение года выпадает от 300 до 600 мм осадков, в североамериканских
степях — до 750 мм. Максимум атмосферного увлажнения приходится
284
на летний период, однако в это время отмечаются и наиболее высокие
среднемесячные температуры (в июле 20—25 °С), в результате чего
значительная доля летних осадков испаряется. Осадки выпадают в
течение лета неравномерно, вслед за ливневыми дождями следуют
длительные периоды засухи. Среднегодовой коэффициент увлажнения
находится в пределах 0,8—0,5, а в теплый период года иногда
опускается до 0,3. Таким образом, летом для черноземов характерно
периодическое иссушение, но весной и осенью за счет просачивания талых
и дождевых вод значительная часть их профиля заметно увлажняется.
В ряде регионов (в Западной Сибири, Забайкалье и др.) черноземы
зимой промерзают на большую глубину.
В большинстве своем черноземы развиваются на суглинистых
породах — лёссах или лёссовидных наносах, которые отличаются
достаточно хорошей водопроницаемостью, пористостью и карбо-
натностью. К таким породам в основном приурочены черноземы
европейской части России, Украины, Западной Сибири и
Центральных равнин США. В Канаде черноземная зона проникает в
пределы границ древнего оледенения, где почвообразующими
породами служат озерно-ледниковые и моренные отложения. В
Казахстане и на Урале эти почвы иногда формируются на
бескарбонатном элювии плотных пород.
Наиболее характерный рельеф в районах формирования
черноземов — равнинный, с разной степенью развитости овражно-балоч-
ной сети. Распространены черноземы на возвышенностях
(Среднерусской, Приднепровской и др.), низменностях (Среднедунайской,
Западно-Сибирской), в предгорьях (Алтая, Саян) и в обширных
депрессиях (в Забайкалье). Как правило, условия рельефа
обеспечивают достаточно хороший дренаж почв.
Черноземы развиваются под травянистыми степными
ассоциациями. Характер растительного покрова в областях
распространения черноземов видоизменяется в связи с особенностями
гидротермических условий. К территориям с относительно повышенной
атмосферной увлажненностью приурочены луговые степи, высокий
и густой травостой которых представлен разнообразными видами
разнотравья, бобовых и злаковых. В умеренно засушливых степях
преобладает ковыльно-разнотравная и разнотравно-ковыльная
растительность. Сухие степи образованы ковыльно-типчаковыми (или
типчаково-ковыльными) более разреженными ассоциациями.
Степная растительность поставляет в почву большое количество
органических веществ. Травянистые растения в степи отмирают
ежегодно целиком или в значительной части, у однолетников
отмирают и надземные и подземные органы, у многолетников — вся
285
надземная часть и значительная доля (около одной трети) корневых
систем. Особенно много попадает в почву органических остатков в
луговых степях.
При переходе к ковыльно-разнотравным и ковыльно-типчако-
вым степям количество поступающих в почву растительных
остатков последовательно уменьшается.
Наземный и корневой опад степной растительности богат
азотом и зольными элементами. По сравнению с лесным опадом
(особенно хвойным) в нем меньше восков, смол, дубильных веществ, а
больше кальция, магния, фосфора, что благоприятствует процессам
гумификации в степных почвах.
Мощная корневая система степной растительности представляет
собой своеобразный биологический барьер, который удерживает в
почвах многие необходимые растениям элементы зольного питания.
Они активно вовлекаются в биологический круговорот веществ, и
таким образом предотвращается их вымывание из сферы
почвообразования. Нераспаханные черноземы обильно населены
разнообразной почвенной фауной. В верхних горизонтах обитают черви,
личинки хрущей, долгоносиков и других насекомых. Верхние горизонты
почв разрыхляются и перемешиваются мелкими землероями,
полевками и др. Обитают здесь и крупные землерои — сурки, суслики,
которые делают почву еще более воздухо- и водопроницаемой.
Черноземы характеризуются высокой микробиологической
активностью, максимумы которой приходятся на весенний и осенний
периоды, когда в почвах создаются оптимальные гидротермические
условия. Летом микробиологическая деятельность резко
сокращается вследствие иссушения почвы, а зимой — в результате ее
промерзания.
Таким образом, в областях распространения черноземов
складывается следующий комплекс условий почвообразования:
а) наличие травянистой растительности, поставляющей в почву
большое количество богатых зольными элементами и азотом
органических остатков;
б) богатство почвообразующих пород карбонатами кальция или
первичными кальцийсодержащими минералами;
в) континентальный климат со сменой периодов увлажнения и
иссушения, прогревания и промерзания почв.
Морфологический профиль типичных черноземов включает
указанные ниже горизонты.
С поверхности залегает горизонт степного войлока (если почвы распахиваются,
то этот горизонт отсутствует).
286
Ниже развит мощный гумусово-аккумулятивный горизонт A\h — темно-серый,
почти черный, мелкозернистый или комковато-зернистый, рыхлый, густо пронизан
корнями травянистых растений (особенно в верхней части) и ходами червей.
А\В — переходный гумусовый горизонт, буровато-серый, книзу серая окраска
ослабевает, зернисто-комковатый, менее рыхлый, чем вышележащий; в нижней
части вскипает и содержит карбонаты в виде псевдомицелия и трубочек;
Веа — иллювиально-карбонатный горизонт, бурый или палево-бурый с
белесыми пятнами конкреционных карбонатных новообразований (белоглазки); имеет ком-
ковато-ореховатую структуру, уплотненный; *
Сса — почвообразующая порода, выделяется уменьшением содержания
карбонатных скоплений и ухудшением структуры.
По суммарной мощности горизонтов A\h и А\В черноземы
подразделяются на виды: маломощные — менее 40 см, среднемощные —
40—-80 см, мощные — 80—120 см и сверхмощные — более 120 см.
По глубине залегания карбонатного горизонта различают
подтипы черноземов типичных (описанный выше профиль),
выщелоченных и оподзоленных (между горизонтами А1А и Вса развит
выщелоченный от карбонатов, а иногда и с признаками оподзоленности
горизонт), а также обыкновенных и южных (в которых карбонаты
присутствуют соответственно в средней части горизонта А1В и в
нижней части горизонта А1).
По содержанию гумуса среди черноземов выделяют: многогумус-
ные, или тучные (более 9 %), среднегумусные (6-—9 %) и малогумусные
(менее 6 %). В пределах гумусового профиля органическое
вещество постепенно убывает с глубиной (рис. 17.3). Черноземы — это
почвы с максимально широким отношением в составе гумуса Сг/Сф —
от 1,5 до 2,0 и даже несколько более. Среди фракций гумуса
преобладают гуминовые кислоты, связанные с кальцием. В гумусовом
горизонте наблюдается значительное содержание азота, калия и
фосфора.
Реакция почвенного раствора в верхней части профиля
типичных черноземов близка к нейтральной. В карбонатных горизонтах
она становится слабощелочной. Емкость поглощения благодаря
большому количеству органических коллоидов очень высокая, особенно
в верхних горизонтах (от 30 до 60—70 мг • экв на 100 г почвы).
Почвенный поглощающий комплекс полностью насыщен основаниями,
среди которых преобладает кальций (75—80 %). Остальные 20—25 %
приходятся на поглощенный магний. Валовой химический состав
практически одинаков во всех горизонтах почв, так же как и
химический состав илистой фракции. В верхней части профиля
обнаруживается небольшой максимум ила. В горизонте Вса аналитически
подтверждается накопление карбонатов кальция.
287
Рис. 17.3. Профиль чернозема.
Генетические горизонты: 1 — гумусово-аккумулятивный гуматно-кальциевый; 2 — переходный;
3 — иллювиально-карбонатный; 4 — сиаллитно-карбонатная почвообразующая порода.
Состав илистой фракции: 5 — иллит-монтмориллонитовый
Черноземы обладают хорошими физическими свойствами:
водопрочной структурой, высокой воздухо- и водопроницаемостью,
значительной водоудерживающей способностью.
Большинство свойств черноземов обусловлено особенностями
процессов гумусообразования и гумусонакопления, протекающих в этих
почвах. Значительные количества ежегодно поступающих в почву
травянистых остатков, их высокая зольность и богатство золы
основаниями являются одними из определяющих факторов глубокой
гумификации органического вещества. В относительно влажные и
достаточно теплые весенний и осенний периоды, когда в чернозем
мах максимально активизируется микрофлора (преимущественно
288
бактериальная), происходит интенсивное превращение
органических остатков в направлении продуцирования главным образом гу-
миновых кислот. В почвах в это время преобладает нейтральная
реакция среды, в сфере гумусообразования содержится большое
количество щелочноземельных оснований и вследствие этого
образуются устойчивые органо-минеральные соединения гумино-
вых кислот, прежде всего гуматы кальция. Фульвокислот образуется
значительно меньше и лишь в связанной с гуминовыми кислотами
форме. Свободных, агрессивных фульвокислот в черноземах нет.
Параллельно с гумификацией органического вещества в
весенний и осенний периоды происходит его весьма интенсивная
минерализация. Однако результаты последнего процесса не
проявляются в резком уменьшении содержания гумуса, поскольку он
существенно затормаживается летом и зимой. В сухое летнее и холодное
зимнее время химические превращения новообразованных
гумусовых веществ прекращаются. Иссушение и промораживание
почвенной массы ведут к тому, что эти вещества сильно дегидратируются,
коагулируют и переходят в малоподвижное состояние, практически
необратимо теряя растворимость. Именно чередование периодов
покоя и активного протекания гумусообразования способствует
формированию в черноземах больших запасов гумуса.
Развитию аккумулятивных явлений в черноземах
благоприятствуют и другие особенности генезиса этих почв. Сочетание большого
количества органических коллоидов с высокой емкостью
поглощения и практически полная насыщенность почвенного
поглощающего комплекса двухзарядными катионами (кальцием и магнием)
приводят к тому, что коллоиды находятся в устойчивом прочно
скоагулированном состоянии. Они консолидируются в структурные
агрегаты и не передвигаются по профилю.
Формированию водопрочной комковато-зернистой структуры в
черноземах способствует и обильная корневая система травянистых
растений, густо пронизывающая верхние горизонты почв. Корни
трав разделяют почвенную массу на многочисленные мелкие
комочки и уплотняют их. При разложении отмерших корней
образующиеся из них гумусовые вещества склеивают почвенные частицы
между собой.
Оструктуривание черноземов связано также с деятельностью
обильной почвенной фауны, особенно дождевых червей. Многие
структурные агрегаты в этих почвах имеют зоогенный характер.
Хорошее структурное состояние почв создает весьма
благоприятные для жизни растений водный и воздушный режимы почвы:
внутри почвенных агрегатов в капиллярных промежутках между ча-
19-5046 289
стицами может удерживаться капиллярно-подвешенная влага, в то
время как пространства между комками могут быть в это же время
заполнены воздухом.
Генезис черноземов в значительной степени определяется
процессами передвижения и преобразования минеральных
водорастворимых солей в почвенном профиле. Как уже говорилось ранее,
черноземы степной зоны существуют в условиях непромывного водного
режима. Обычная глубина промачивания — порядка 2 м. В
результате этого верхняя часть профиля черноземных почв оказывается
лишенной водорастворимых солей, а на определенной глубине
формируются иллювиальные солевые горизонты. Особенно характерен для
черноземов иллювиальный карбонатный горизонт. В его
образовании участвуют как биогенные карбонаты кальция, так и карбонаты,
унаследованные почвой от породы. Механизм этого процесса таков.
Выделяющаяся при разложении органических остатков
углекислота в верхней части профиля почв соединяется с кальцием,
освобождающимся при минерализации растительных остатков, и
образует бикарбонат кальция. Часть продуцирующейся углекислоты,
растворяясь в почвенной влаге, способствует переводу
нерастворимых карбонатов породы в более растворимые бикарбонаты по
схеме СаСОэ + С02 + Н20 -» Са (НС03)2. С нисходящими потоками
влаги бикарбонаты смещаются вниз по профилю, где превращаются
в различные формы карбонатных новообразований (белоглазка,
примазки извести, псевдомицелий и др.).
Многие исследователи считают, что количество карбонатов в
черноземах зависит от степени исходной карбонатности материнских
пород. Однако существует точка зрения, согласно которой карбонатность
пород не первопричина, а следствие черноземного и в более широком
смысле степного почвообразовательного процесса (Л.С. Берг, С.С. Не-
уструев, Б.Б. Полынов). В доказательство этого приводятся различные
факты. Так, на первично бескарбонатном элювии гранитов в условиях
степного климата и под степной растительностью формируются
почвы с карбонатным горизонтом. При этом вся толща рыхлого
субстрата в процессе почвообразования обызвестковывается за счет
выветривания алюмосиликатных кальцийсодержащих минералов и
поступления определенного количества карбонатов кальция на поверхность
почвы с атмосферными осадками и пылевыми массами.
В некоторых черноземах наиболее засушливой части степной зоны
в самом низу профиля могут обнаруживаться также такие
легкорастворимые соли, как гипс, хлориды и сульфаты натрия и магния.
Образование подобных иллювиально-солевых горизонтов связано,
как правило, с изначальной засоленостью пород и вымыванием на-
290
званных солей из верхней и средней частей профиля в процессе
почвообразования.
В зависимости от глубины промачивания почв и повторяемости
относительно влажных лет гипсовые и солевые иллювиальные
горизонты располагаются или непосредственно под карбонатными
горизонтами, маркируя границу почвы и почвообразующей породы,
или находятся ниже границ почв, уже в толще почвообразующей
породы, как это наблюдается в большинстве черноземов.
Возраст черноземов оценивается в несколько десятков тысяч
лет. Для того чтобы сформировался более или менее зрелый
черноземный почвенный профиль с характерным мощным гуматно-
кальциевым горизонтом, по различным оценкам необходимо
время от 3—5 тыс. до 10 тыс. лет. Некоторые исследователи считают,
что такие свойства черноземов, как многогумусность, наличие
конкреционных карбонатных новообразований и общая высокая обыз-
весткованность профиля, по крайней мере на ряде территорий
имеют реликтовый характер и унаследованы от прошлых периодов
развития этих почв в условиях близкого залегания минерализованных
грунтовых вод, т. е. черноземы имеют признаки палеогидроморфиз-
ма (В.А. Ковда, Е.М. Самойлова й др.).
Черноземы — одни из самых плодородных почв мира. Они
обладают благоприятными для земледелия химическими (богатство
гумусом, элементами минерального питания) и физическими
свойствами (хорошая оструктуренность, воздухо- и водопроницаемость).
На этих почвах получают наиболее высокие урожаи зерновых,
сахарной свеклы, подсолнечника и многих других культур. Вместе с
тем их нерациональная эксплуатация нередко приводит к
деградации — потере гумуса, переуплотнению, эродированности и
вторичному засолению.
Каштановые почвы
Почвы этого типа в пределах суббореальных степных областей
распространены в подзоне сухих степей. По степени гумусированности
каштановые почвы делятся на темно-каштановые (мощность
гумусового горизонта 25—40 см, содержание гумуса 3,5—4,5 %), каштановые
(20—30 см, 2,5—3,5 %) и светло-каштановые (15—20 см, 1,5—2,5 %).
В суббореальных сухих степях развиваются первых два подтипа.
Светло-каштановые почвы тяготеют к полупустынным ландшафтам и по
многим признакам близки к бурым пустынно-степным почвам.
В районах распространения сухостепных каштановых почв
выпадает меньше осадков, лето более жаркое, почвы развиваются в усло-
19* 291
виях более резко выраженного непромывного режима, чем в районах
распространения черноземов. Карбонатный горизонт поэтому лежит
ближе к поверхности, часто под ним обнаруживается горизонт
скопления гипса. Последнее обстоятельство, как правило, связано с
приуроченностью каштановых почв к гипсоносным породам.
Соотношение процессов поступления органических остатков, их
гумификации и минерализации складываются в каштановых почвах
таким образом, что гумуса в них накапливается меньше, чем в
типичных среднегумусовых черноземах. Несколько изменяется по
сравнению с черноземами и состав гумусовых веществ — в каштановых
почвах уменьшается относительное содержание гуминовых кислот,
поэтому почвы сухих степей имеют не черный, а каштановый цвет.
Генетический профиль темно-каштановых и каштановых почв
включает следующие горизонты:
A\h — гумусово-аккумулятивный горизонт мощностью 25—40 см,
темно-каштановый, структура от мелко- до среднекомковатой, в условиях целины густо
переплетен корнями растений;
Л\В — переходный горизонт мощностью 15—20 см, более светлой и часто более
яркой коричневой окраски, а также более плотной крупнокомковатой структуры;
Вей — карбонатный горизонт; начинается непосредственно у нижней границы
распространения гумуса, т. е. с глубины 25—40 см, и продолжается до глубины 80—
90 см. В зависимости от характера материнских пород имеет желто-бурый или жел*
тый цвет с ярко-белыми или желтовато-белыми крупными пятнами и примазками
извести; горизонт плотный, с хорошо выраженной ореховато-призматической
структурой, часто встречаются кротовины; на глубине около 100 см уменьшается
плотность горизонта и количество новообразованных карбонатов;
Ва — иллювиально-гипсовый горизонт; начинается с глубины 100—120 см,
значительно рыхлее предыдущего и несколько влажнее, так как гипс более
гигроскопичен, чем углекислый кальций; новообразования гипса выражены в виде тонких
прожилок, иногда — мелкокристаллических стяжений или более плотных
крупнокристаллических друз.
Глубина залегания карбонатного и гипсового горизонтов
уменьшается от темно-каштановых почв к каштановым и
светло-каштановым.
Реакция почвенного раствора в этих почвах *— от
слабощелочной до щелочной (рис» 17.4). Емкость поглощения — от средней до
малой. В составе поглощенных катионов кроме кальция и магния в
небольших количествах содержится натрий (в сухостепных
каштановых почвах 5—10 %).
Каштановые почвы обладают достаточно высоким естественным
плодородием, но сельскохозяйственные угодья даже на
темно-каштановых почвах страдают от недостатка влаги, поэтому необходимы
мероприятия по сохранению и накоплению атмосферных вод или
искусственное орошение.
292
* s
3 =*
x *
н «e
о
%
S "
5 *
is
1°
|U
I *
^ о
. a
о
1
i
О ев
i а
*8.
О 2
К g
н о о
2 о S
est
6 u 1
£ * Д
3 s s
™ й i
48s
••ч О
.. о
3 в
s *
§,а
Глава 18
СОЛОНЧАКИ, СОЛОНЦЫ И СОЛОДИ
В субаридных и аридных областях в различных географических
поясах и зонах локально распространены почвы, генезис и свойства
которых обусловлены процессами засоления и рассоления, — это
солончаки, солонцы и солоди. Несмотря на то что географически и
генетически они связаны друг с другом, каждый из этих почвенных
типов имеет четкие индивидуальные признаки и свойства.
Солончаки
Солончаки встречаются в аридных и субаридных областях
различных термических поясов Земли от арктических до жарких
пустынь. Они широко распространены в сухих степях и сухих
саваннах, но встречаются и в других ландшафтных областях: в степи и
лесостепи — среди черноземов и серых лесных почв и даже в
таежных экстраконтинентальных областях Центральной Якутии —
среди палевых и палевых осолоделых почв.
Солончаки образуются при близком залегании к поверхности
минерализованных почвенно-грунтовых или почвенно-делювиаль-
ных вод в условиях климата, где суммарная испаряемость
превышает количество выпадающих осадков, т. е. где среднегодовой
коэффициент увлажнения меньше единицы. Эти условия обеспечивают
преимущественно восходящее движение капиллярной и пленочной
влаги, ее испарение вблизи поверхности почв, выпадение из
растворов в осадок и накопление в почве легкорастворимых солей.
Солончаки, связанные с грунтовыми водами, приурочены к
депрессиям рельефа и низменностям; они широко распространены на
низменных побережьях озер и морей, на древнеаллювиальных
равнинах, в поймах и дельтах рек, вдоль тектонических разломов,
выходов глубинных минерализованных вод.
В полупустынях и пустынях наряду с грунтово-водным
засолением почв обширные пространства солончаков образуются при
испарении соленых бессточных озер и отчленившихся от моря
лагун. В этом случае вся масса солей, находившихся в водной массе
водоема, оседает на поверхности почвы. Мощные, плотные солевые
коры покрывают в этом случае поверхность почв — это соровые
(или шоровые) солончаки. Они, как правило, лишены высшей
растительности.
Обычно растительность солончаков представлена
разнообразными галофитами, преимущественно сочными солянками. Среди
294
них можно назвать поташник, содовую солянку, селитрянку,
калийную солянку, сведу, сарсазан, солерос; из других обычных га-
лофитов — аджерек, кермек. На солончаках, образующихся при
периодическом подтоке делювиальных засоленных вод и
находящихся большую часть времени в сухом состоянии, оглеение
выражено очень слабо или не выражено совсем, а растительность
представлена ксерофитными солянками, такими, как биюргун, нано-
фитон, кокпек и др.
Солончаки имеют следующие морфологические признаки. Их
поверхность обычно покрыта белыми корками и выцветами солей;
в профиле почв выделяются многочисленные прожилки,
червоточинки и небольшие рыхлые стяжения белых или слегка желтоватых
кристалликов солей. При подсыхании стенка почвенного разреза
солончака покрывается белым налетом — это соли,
кристаллизующиеся при испарении влаги. Наряду с выцветами и стяжениями
солей по всему профилю солончаков выделяются ржавые и сизые
пятна — признаки оглеения почв и периодической смены
окислительных и восстановительных условий.
Характер солончаков, их морфологические и химические
свойства зависят от минерального состава грунтовых вод, участвующих
в засолении, от глубины залегания вод и их режима.
Состав грунтовых вод определяется всей совокупностью
процессов выветривания и почвообразования, совершающихся в данной
географической области. В зависимости от характера засоления в
пределах типа солончаков выделяются разные виды.
В относительно влажных областях в зоне степей и лесостепей
умеренных широт, где соотношение осадков и испаряемости
исключает заметное накопление в фунтовых водах более
легкорастворимых солей, чем бикарбонат кальция Са(НСОэ)2, распространены
луговые карбонатные солончаки.
Наличие в грунтовых водах соды (NaHC03, Na2C03) приводит к
образованию широко распространенного подтипа содовых
солончаков. Содовые солончаки и озера встречаются в степных условиях
умеренного пояса (в Якутии, Забайкалье, Западной Сибири, в
Украине, в Армении), а также в пустынных областях умеренной и
тропической зон.
Содовое засоление возможно в самых разнообразных
географических условиях, так как источники происхождения соды в почвах
различны. Содержание соды в содовых солончаках достигает в
некоторых случаях 1—2 % от веса почвы.
295
В особую группу выделяются широко распространенные в
аридных областях Земли хлоридно-сульфатно-натриевые и магниевые
солончаки. Их образование связано с уменьшением сточности,
увеличением испарения и повышением степени минерализации
грунтовых вод. При этих условиях грунтовые воды и почвенные растворы
обогащаются относительно более легкорастворимыми солями
натрия и магния; содержание солей в почвах составляет 2—5 % и более.
Источником хлоридов и сульфатов в грунтовых водах и почвах
могут быть как продукты выветривания массивно-кристаллических
пород, так и древние солевые аккумуляции в осадочных породах —
морских, лагунных и озерных отложениях.
В некоторых случаях количество солей в осадочных породах
настолько велико, что на выходах их даже без участия грунтовых вод,
а только за счет поверхностного делювиального перераспределения
солей образуются солончаки. Подобные солончаки (и солонцы) на
выходах соленосных древних пород называют остаточными.
О количестве и составе водорастворимых соединений в почвах
судят по данным анализов водных вытяжек. В водной вытяжке
определяют плотный остаток, прокаленный остаток, водорастворимый
гумус, а также анионы и катионы: СОэ, HC03, CI, CaS04, Mg, Na.
Результаты анализов выражаются в процентах и в миллиграмм-
эквивалентах к абсолютно сухой почве, а часто и в
эквивалент-процентах от веса прокаленного остатка.
Величины сухого и прокаленного остатка позволяют судить об
общем содержании растворимых веществ в почве, соотношении
растворимых минеральных и органических соединений и
распределении их по профилю. В незаселенных почвах плотный остаток на
всем протяжении профиля не превышает 0,25 %. В солончаковатых
колеблется от 0,25 до 1 %, а в солончаках он ни в одном из
горизонтов почвы не опускается ниже 1 %, достигая в почвах наиболее
интенсивного засоления 15 % и более.
По глубине залегания солевых горизонтов почвы делятся на
следующие группы: высоко солончаковатые (корковые) — соли выше
30 см от поверхности; солончаковатые — соли на глубине 30—80 см;
глубоко солончаковатые — соли на глубине 80—150 см. Если
солевой горизонт находится глубже 150 см, почвы относятся к
незаселенным.
По степени засоления солончаковатые почвы делятся на группы в
соответствии с величиной плотного остатка (суммы солей) в
процентах от массы абсолютно сухой почвы: слабозасоленные — 0,3—0,5; сред-
296
незасоленные — 0,5—1,0; сильнозасоленные — 1,0—2,0; очень силъноза-
соленные — > 2,0.
Многие галофитные растения обладают специфической солеус-
тойчивостью, и по характеру дикой флоры можно приблизительно
судить о степени засоления.
При определении типа засоления принимается во внимание не
только содержание, но и соотношение ионов. Для этого содержание
анионов и катионов в водной вытяжке исчисляется в миллиэквива-
лентах, после чего определяются их эквивалентные отношения.
Название почв по типу засоления складывается на основании
учета соотношений анионов и катионов. Например, солончак хло-
ридно-натриевый — CI: S04 > 2, (Na + К): (Ca + Mg) > 2; сульфатно-
магниево-кальциевый — CI: S04 < 0,2, (Na + К): (Ca + Mg) < 1 и т. д.
(табл. 18.1).
Таблица 18.1
Типы засоления почв
по соотношению ионов
Типы засоления по анионам
Хлоридный
Сульфатно-хлоридный
Хлоридно-сульфатный
Сульфатный
Карбонатно-сульфатный
Сульфатно-содовый
Типы засоления по катионам
Натриевый
Магниево-натриевый
Кальциево-натриевый
Кальциево-магниевый
Магниево-кальциевый
Натриевый
C1/S04
>2
1-2
0,2-1,0
<0,2
<0,2
—
Na + К
Ca + Mg
>2
1-2
1-2
<1
<1
<2
S04/C1
<0,5
0,5-1,0
1,0-5,0
>5,0
>5,0
—
Ca + Mg
Na + К
<5
0,5-1,0
0,5-1,0
>1
>1
—
HC13/(C1 + S04)
—
—
—
—
1,2
2,0
Mg
Ca
—
>1
<1
>1
>1 1
—
297
Сопоставление соотношений ионов по профилю почв с их
соотношением в плотном остатке грунтовых вод позволяет судить не
только о типе засоления, но и о преобладающих в данной почве
процессах: прогрессивного засоления, периодического засоления
и рассоления или преимущественного рассоления с наличием
остаточных солевых горизонтов.
На рис. 18.1, а показан характер распределения солей и
соотношения их в почве с прогрессивным засолением. Максимум солей
приурочен к верхнему горизонту почвы. В этом же горизонте
заметно увеличивается по сравнению с остальной частью профиля и с
грунтовыми водами относительное содержание в составе солей С1 и
Na. Хлориды натрия более растворимы, чем сульфаты натрия и
особенно сульфаты кальция. Преимущественное накопление хлоридов
натрия у поверхности почвы объясняется тем, что при подъеме вод
от уровня фунтовых вод по капиллярам внутри почвенной толщи и
частичном испарении увеличивается концентрация растворов, часть
сульфатов выпадает в осадок, а поднимающиеся к поверхности
растворы становятся не только более минерализованными, но и
относительно обогащенными хлоридами натрия.
На рис. 18.1, б приводится солевой профиль почвы, находящейся
в стадии рассоления. В этом профиле максимум солей находится на
глубине 50—70 см, причем максимум сульфатов кальция и натрия
наблюдается выше по профилю, чем максимум хлоридов натрия.
Отношение хлоридов к сульфатам и отношение натрия к сумме
кальция и магния по всему профилю почвы ниже, чем в грунтовых
водах. Сульфаты менее растворимы, чем хлориды; при промывании
и рассолении почв они более длительное время задерживаются в
почвенном профиле.
Многие засоленные почвы
имеют очень сложный солевой профиль
с несколькими максимумами
накопления солей, что свидетельствует о
нескольких этапах засоления и
рассоления почвы, связанных с
различными уровнями стояния грунтовых
вод в прошлом или
периодическими колебаниями уровня вод по
сезонам года и в многолетних
климатических циклах.
Уровень залегания и режим
грунтовых вод определяют характер
солончаков. Если уровень грунтовых
Рис. 18.1. Распределение
легкорастворимых солей по профилю почв:
а — коркового солончака;
- глубоко солончаковой почвы
298
вод в течение года слабо колеблется и капиллярно поднимающаяся
влага достигает поверхности почв, соли концентрируются в самом
верхнем горизонте и на поверхности при относительно небольшом
их содержании в остальной толще почвы: образуется корковый
солончак (см. рис. 18.1, я).
Если уровень грунтовых вод значительно меняется и влага
испаряется в различные периоды года, то на поверхности и на
различной глубине от нее соленакопление происходит в нескольких
горизонтах или во всей толще почвы над грунтовой водой. Максимум
накопления солей на поверхности при одновременном высоком
содержании солей во всей почвенной толще характеризует профиль
типичного солончака (см. рис. 18.1, б).
При относительно глубоком постоянном уровне грунтовых вод,
когда капиллярная влага не достигает поверхности, солевые
накопления могут обнаруживаться лишь в глубоких горизонтах почвы —
образуется солончаковая почва или глубинный солончак.
Солончаки, связанные в своем генезисе с постоянным уровнем
грунтовых вод, называются луговыми солончаками; солончаки,
образующиеся на днищах озер и лагун, в которых значительная часть
солей накопилась за счет испарения поверхностной воды, — соро-
выми или шоровыми.
В орошаемых районах при недостаточном дренаже полив
может вызвать подъем грунтовых вод и образование вторичных
солончаков.
Культурные растения плохо переносят присутствие солей.
Токсическое действие различных солей, однако, неодинаково. В раду
углекислых солей токсична сода, в то время как углекислые
кальций и магний безвредны. Среди сернокислых солей наиболее
вреден MgS04, менее — Na2S04 и безвреден гипс — CaS04 • 2H20.
Хлористые соли — NaCl, MgCl2 — примерно одинаковы по степени
вредности.
Солончаки обладают низким природным плодородием.
Сельскохозяйственное использование солончаковатых почв требует
применения ряда мелиорации, в частности: устройства дренажа с
целью понижения уровня грунтовых вод и предотвращения
поступления капиллярной влаги к поверхности; промывки солончаков с
последующим удалением и сбросом дренажных вод; посева
растений, перехватывающих корнями капиллярный поток влаги
(люцерна и другие травы); соблюдения норм и сроков полива в целях
предотвращения возможного подъема уровня грунтовых вод и развития
процессов вторичного засоления.
299
Солонцы
Солонцы встречаются отдельными массивами и мелкими пятна*
ми в сочетаниях и комплексах с другими почвами в областях,
подвергавшихся в прошлом засолению или локально засоленных и в
настоящее время. Они широко распространены в степях, сухих
саваннах и полупустынях Северного и Южного полушарий.
По условиям увлажнения солонцы разделяются на степные (ав-
томорфные) и луговые (гидроморфные).
Степные солонцы встречаются в комплексах и сочетаниях с
зональными почвами: каштановыми, бурыми пустынно-степными и
красно-бурыми почвами.
Луговые солонцы в настоящее время (или в недавнем прошлом)
приурочены к низменным озерно-аллювиальным равнинам;
примером таких равнин являются Тамбовская, Западно-Сибирская низмен*
ности в России, Центральные равнины в США, Амуро-Сунгарийс-
кая низменность в северо-восточном Китае и др. В этих условиях
солонцы образуют комплексы с луговыми, лугово-черноземными
почвами и черноземами, часто солонцеватыми.
Солонцы с поверхности не засолены, но имеют высокую
щелочность, а на небольшой глубине в них присутствуют
легкорастворимые соли. Поэтому к солонцам приурочены растительные
группировки и сообщества, приспособленные к этим неблагоприятным
условиям: обычно на солонцах растут черная полынь, биюргун, кер-
мек, кокпек, нанофитон и др.
Морфологический профиль солонцов весьма характерен и резко
дифференцирован. Он включает следующие генетические горизонты.
А1А2 — надсолонцовый гумусово-элювиальный горизонт различной мощности —
от единиц сантиметров до 20—30 см, серого, на границе с иллювиальным
горизонтом — светло-серого цвета, слоеватый или пластинчатый, рыхлый,
i?,Na — иллювиальный солонцовый горизонт мощностью 7—12 см, бурый или
темно-бурый, плотный, столбчатой или призматической структуры, с хорошо
выраженными глянцевитыми гранями по структурным отдельностям, часто столбы или
призмы высотой 10—20 см и 5—7 см в поперечнике распадаются на крупные орехо-
ватые отдельности, в сухом состоянии горизонт очень плотен, во влажном — вязок и
бесструктурен,
^сма) ~~ подсолонцовый карбонатный, часто гипсовый горизонт мощностью до
25 см, более светлый, бурый, с белесыми пятнами карбонатов и прожилками гипса,
легкорастворимых солей, структура ореховато-комковатая, менее плотный, чем
солонцовый горизонт,
Ва — переходный к материнской породе, светло-бурый с белесыми пятнами и
прожилками карбонатов, гипса и легкорастворимых солей, более рыхлый, с
непрочной комковатой структурой
Cs — засоленная почвообразующая порода.
300
Химический профиль солонцов столь же резко
дифференцирован (рис. 18.2). При низком содержании гумуса и его резком
убывании к нижней части горизонта А наблюдается во многих случаях
некоторое повышение его содержания в горизонте J9,Na — солонцовом.
Слабощелочная реакция почв в надсолонцовом горизонте
изменяется и сохраняется щелочной по всему профилю. Верхний надсолонцо-
вый горизонт обеднен илом, оксидами железа и алюминия и несколько
обогащен кремнеземом. В иллювиальном солонцовом горизонте
содержание всех этих компонентов увеличивается. Соответственно
изменяется и емкость поглощения: она наибольшая в иллювиальном
горизонте. Наряду с поглощенными Са и Mg в ряду обменных
оснований содержится Na, составляющий 20—40 % от емкости обмена.
Подсолонцовый карбонатный или карбонатно-гипсовый
горизонт характеризуется максимальным содержанием С02 карбонатов
и появлением S04 гипса. Максимальное содержание гипса
отмечается глубже, в горизонте Bcs, в нем же появляются и
легкорастворимые соли, содержание которых увеличивается ниже по профилю к
материнской породе.
Приуроченность солонцов к соленосным породам, областям
древнего и современного соленакопления позволила связать их генезис
с процессами рассоления ранее засоленных пород и почв.
Для развития солонцового процесса необходимо воздействие на
почвы растворов, содержащих соли натрия. При воздействии
минерализованных вод часть натрия входит в состав почвенного
поглощающего комплекса. Наиболее быстрое и полное насыщение
почвенных коллоидов натрием наблюдается при воздействии на
почвы вод, содержащих соду. Присутствие натрия в поглощающем
комплексе делает почвенные коллоиды неустойчивыми.
При достаточном насыщении поглощающего комплекса
натрием (свыше 10 % от емкости поглощения) и последующем удалении
избытка легкорастворимых солей из верхнего горизонта почв
коллоиды, насыщенные натрием, переходят при увлажнении почвы в
золь и передвигаются вслед за растворимыми солями на некоторую
большую или меньшую глубину, что зависит от глубины залегания
растворимых солей и гипса, оказывающих на коллоиды
коагулирующее действие.
На границе солевого горизонта коллоиды коагулируют. Здесь
формируется иллювиальный солонцовый горизонт, обогащенный по
сравнению с верхним надсолонцовым (элювиальным) горизонтом
коллоидами. Солонцовый горизонт уплотнен, обладает особой
призматической или столбчатой структурой, обязанной
гидрофильное™ коллоидов, сильно набухающих при увлажнении и резко умень-
301
шающихся в объеме при высушивании почв. Этот горизонт имеет
щелочную реакцию и неблагоприятные физические свойства:
малую порозность и плохую водопроницаемость. Щелочная реакция в
солонцовом горизонте появляется за счет вытеснения из
поглощающего комплекса иона Na+ водородным ионом растворенной
углекислоты, а также ионами Са2+ бикарбонатов кальция:
(Кол.) 2Na+ + Са(НС03)2 -> Са2+ + 2NaHC03
В подсолонцовом горизонте на ранних стадиях рассоления почв
(или их периодическом слабом засолении) сохраняются хлориды и
сульфаты натрия. На более поздних стадиях рассоления эти соли
обнаруживаются на большой глубине, а в подсолонцовом горизонте
сохраняется относительно менее растворимый гипс (горизонт Bcs).
На еще более поздних стадиях рассоления гипс замещается
карбонатом кальция, что происходит при поступлении в подсолонцовый
горизонт соды, образующейся при обменных реакциях, идущих в
солонцовом горизонте CaS04 + Na2C03 = CaC03+Na2S04.
Карбонаты кальция выпадают на месте, а более легкорастворимые сульфаты
натрия выносятся в более глубокие горизонты.
В зависимости от степени рассоления и проявления
солонцового процесса различают несколько стадий развития солонцов. На
ранней стадии рассоления с периодическим сезонным засолением
почвы, связанным с подъемом грунтовых вод, при подтягивании и
испарении пленочной влаги, развиваются корково-призматические
или корково-столбчатые солончаковатые хлоридно-сулъфатные
солонцы.
Мощность гумусового горизонта А — 3—5 см; горизонт В™*
мощностью 7—10 см имеет короткостолбчатую или короткопризмати-
ческую структуру, в нижней части — ореховато-зернистую; ниже
располагается солевой горизонт с максимумом легкорастворимых
солей, очень рыхлый, обычно с повышенной влажностью, которая
обусловлена сильной гигроскопичностью солей. Вскипание от НО
начинается еще в солонцовом горизонте, а новообразования
карбонатов кальция в форме червеобразных прожилков — непосредственно
под ним. В солончаковатых солонцах часто наблюдается несколько
горизонтов выделения гипса.
Для корковых солончаковатых солонцов характерно: наличие с
поверхности некоторого количества легкорастворимых солей, что,
по-видимому, связано с их пленочным передвижением кверху в
периоды сильного иссушения поверхности почвы; максимум
легкорастворимых солей в подсолонцовом горизонте с преобладанием хлористых
солей (на глубине 20—30 см); обособление на глубине 30—70 см го-
303
ризонта накопления гипса; невысокая щелочность солонцового
горизонта.
По мере отрыва от грунтовых вод и дальнейшего рассоления
образуется группа лугово-степных хлоридно-сульфатных и сульфат-
но-хлоридных солонцов — от корковых до среднестолбчатых.
В этих почвах солонцовый горизонт начинается с глубины 10—-15 см
и имеет более щелочную реакцию, чем у предыдущей группы
солонцов. Максимум солей и гипса находится на глубине около 50 см.
При дальнейшем рассолении солонцовый горизонт в своей
верхней части разрушается и опускается еще глубже (до 20—25 см);
легкорастворимые хлориды и сульфаты, а также гипс почти
полностью удаляются из почвенного профиля, из легкорастворимых
солей сохраняется лишь сода.
Это особая группа глубоко столбчатых, часто с поверхности,
осолоделых лугово-степных солонцов, представляющих переходную
группу к осолоделым почвам и солодям.
Солонцы обладают совокупностью химических,
физико-химических и физических свойств, обусловливающих их низкое
естественное плодородие. Возможности их использования в земледелии
ограничивают: высокая щелочность, обусловленная образованием
соды, гидрофильность коллоидов, набухание, вязкость и липкость
почвы во влажном состоянии, сжатие и сильное уплотнение при
высыхании. Эти почвы обладают малой водопроницаемостью,
неводопрочной структурой, значительной долей недоступной
растениям влаги.
В девственном состоянии, как уже отмечалось ранее, эти почвы
покрыты специфической солонцовой растительностью, среди
которой особенно обычны биюргун, кокпек и черная полынь.
Освоение и использование солонцов возможно лишь при
проведении специальных противосолонцовых мелиорации. Для
устранения щелочности солонцов и вытеснения натрия из поглощающего
комплекса применяется их гипсование. Реакция вытеснения натрия
идет следующим образом:
(поглощ. комплекс) 2Na+ + CaS04 ->
-» (поглощ. комплекс) Са2+ + Na2S04
Сернокислый натрий — нейтральная соль; таким образом,
щелочность солонцов не увеличивается, но тем не менее уже
присутствующая в солонцах сода не уничтожается. Поэтому для
мелиорации солонцов с высокой щелочностью предлагается вносить
кислые реагенты: сульфат железа, сульфат аммония и серу (последняя
304
окисляется в почве сульфуризирующими бактериями до серной
кислоты). Гипсование солонцов при умелом применении дает хорошие
результаты. Лучший эффект достигается на фоне глубокой пахоты с
орошением, когда получающиеся при обмене растворимые соли
удаляются из сферы реакции. В солонцах с близким гипсовым
горизонтом при условии глубокой пахоты, сопровождаемой
орошением, наблюдается эффект самогипсования без дополнительного
внесения гипса.
Местами, в условиях целины, наблюдается «самомелиорация»
солонцов, обязанная деятельности землероев, преимущественно
сусликов, выбрасывающих на поверхность почв при постройке
нор почвенные массы из подсолонцового гипсоносного горизонта.
В Прикаспийской низменности, где особенно обильны поселения
сусликов, на солонцовых комплексах можно наблюдать все стадии
перехода солонцовых почв в свойственные данной области светло-
каштановые почвы с остаточными признаками солонцеватости.
Солоди
Солоди и в различной степени осолоделые луговые и лугово-
лесные почвы встречаются в широком диапазоне географических
поясов. В России они описаны в области распространения вечной
мерзлоты близ полюса холода — в Якутии на террасах рек Лены и
Вилюя. Они также широко распространены на низменных древне-
аллювиальных равнинах в лесостепной и степной зонах Западной
Сибири, Дальнего Востока (где получили название луговых
подбелов) и Северо-Восточного Китая, на Русской равнине в
Тамбовской, Днепровской и Причерноморской низменностях; солоди и
осолоделые солонцы имеются в Венгрии на Среднедунайской равнине,
столь же широко они распространены в лесостепной зоне на
равнинах Северной Америки в Канаде и в США, где известны под
названием планосолей (planosols). В зоне сухих степей и полупустынь
умеренного пояса Евразии солоди и осолоделые почвы широко
распространены в падинах и лиманах Прикаспийской низменности и в
Западной Сибири. В субтропических и тропических поясах Земли
солоди и осолоделые почвы распространены и в Южном
полушарии: в южной и восточной Австралии, на аллювиальных равнинах
Параны и Уругвая в Южной Америке и в юго-восточной Африке. В
тропическом поясе Северного полушария осолоделые солонцы и
солоди описаны в котловине оз. Чад в Африке.
Таким образом, солоди, подобно солончакам и солонцам,
распространены в умеренно засушливых и сухих областях во всех
20-5046 305
географических поясах Земли. Они приурочены обычно к сла-
бодренированным равнинам и бессточным впадинам, где близко
от поверхности (на глубине 2,0—3,5 м) находятся грунтовые воды
гидрокарбонатно-натриевого или хлоридно-сульфатно-натриевого
состава. Обычно в почвенном покрове подобных областей
наблюдается сочетание солончаков, солонцов и в той или иной мере
засоленных болотных почв.
В периоды обильных дождей или снеготаяния может наблюдаться
кратковременное поверхностное переувлажнение или даже
затопление почв.
Солоди развиваются под различными растительными
сообществами: влажными лугами, травяно-осоковыми болотами,
травяными березняками (например, под березовыми колками в Западной
Сибири) или осинниками (например, в Тамбовской низменности).
В солодях, образующихся под луговой растительностью, имеется горизонт Л\ —
дерновый; в случае нахождения почв под болотной растительностью (травянисто-
осоковой) выделяется торфянистый горизонт АО. Если солоди находятся под лесной
растительностью, на поверхности их имеется горизонт подстилки из разлагающихся
листьев. Под горизонтом А\ располагаются следующие горизонты:
А1А2 — гумусово-элювиальный горизонт мощностью 5—10 см, светло-серого
цвета, непрочно-комковатой структуры, структурные отдельности распадаются на
плитки и чешуйки;
А2 — элювиальный осолоделый белесый горизонт мощностью 10—15 см и
более, несколько больше уплотнен, пылеват, с хорошо выраженной, но непрочной
слоевато-листоватой структурой, имеет охристые пятна и марганцово-железистые
новообразования в форме рудяковых зерен диаметром до 3—5 мм; в нижней части
горизонта, на границе с иллювиальным горизонтом, количество рудяковых зерен
увеличивается. Отдельными языками осолоделый горизонт заходит в нижележащий;
Bt{f4n) — иллювиальный глинисто-железистый, часто солонцеватый, имеет большую
мощность. Он начинается с глубины 30—40 см от поверхности и достигает 100 см.
Темно-бурый, с хорошо выраженной структурой от мелко- до крупноореховатой и
призматической. По граням структурных отдельностей в верхней части горизонта
часто наблюдается кремнеземистая присыпка, в нижней части горизонта грани
структурных отдельностей глянцевиты. При близком залегании грунтовых вод в этом
горизонте наблюдаются по граням структурных отдельностей сизые пленки,
свидетельствующие о наличии закисных соединений железа;
Веа{я) — иллювиальный карбонатный горизонт, начинается с глубины 80—100 см
и достигает 150—160 см. Он обычно более светлый, чем предыдущий,
грязно-желтый или светло-бурый с желтовато-белесыми мучнистыми стяжениями и прослоями
карбонатов кальция. Если горизонт грунтовых вод находится в пределах 2,0—2,5 м,
этот горизонт сильно оглеен. Структура — крупноореховатая, в сухом состоянии
очень плотный;
Ссв(1)— на глубине 160—180 см начинается переход к материнской породе,
заметный по исчезновению структуры и меньшему содержанию карбонатов. Во многих
солодях в нижней части карбонатного горизонта и в почвообразующей породе
появляются гипс и в заметном количестве легкорастворимые соли.
306
Для солодей характерно невысокое содержание гумуса (3—4 %)
в верхней части гумусового горизонта и быстрое его убывание с
глубиной (рис. 18.3). Отношение гуминовых кислот к фульвокис-
лотам в верхней части гумусового горизонта близко к единице, с
глубиной оно значительно уменьшается (0,5—0,3). Значения рН
по профилю резко изменяются. В горизонтах А1А2 и А2 реакция
нейтральная или слабокислая, ниже — щелочная. Наблюдается
резкое перераспределение по профилю илистой фракции: в
иллювиальном горизонте содержание ее в 2—3 раза выше, чем в
осолоделом элювиальном. Соответственно распределению илистой
фракции изменяется и емкость поглощения. В гумусовом горизонте она
составляет 12—15, в элювиальном — 5—7, а в иллювиальном — до
30—35 мг • экв на 100 г почвы. Небольшое количество
поглощенного натрия (2—3 мг • экв) имеется в гумусовом и осолоделом
горизонтах, но максимум поглощенного натрия находится на
глубине 50—60 см в иллювиальном горизонте.
Состав илистой фракции по горизонтам изменяется, в
горизонте 2?/Na) отношение Si02/Al203 и Si02/Fe203 уменьшается. К этому же
горизонту приурочен максимум подвижных форм железа и
алюминия. Максимальное содержание аморфной кремнекислоты,
наоборот, находится в самом верхнем горизонте (А1А2).
Содержание легкорастворимых солей в профиле солодей
невелико и составляет сотые и десятые доли процентов.
Нахождение солодей по соседству с солончаками и солонцами
послужило основанием для первого исследователя этого ряда почв
К.К. Гедройца связать генезис солодей с деградацией солонцов.
Процесс деградации солонцов К.К. Гедройц представлял
следующим образом. Превращение солонцов в солоди наблюдается в
депрессиях рельефа (блюдцах, западинах, лиманных понижениях),
получающих дополнительное количество влаги за счет поверхностного
стока. Влага застаивается над солонцовым водоупорным
горизонтом и длительное время воздействует на верхнюю часть почвенного
профиля. Насыщенные натрием органические коллоиды и
коллоиды гидроксидов железа и алюминия под воздействием воды
диспергируются и по мере просачивания растворов вымываются в
глубокие горизонты почвы, что сопровождается обесцвечиванием и
облегчением гранулометрического состава верхних горизонтов.
Глинистые минералы (вторичные алюмосиликаты) также
диспергируются и частично вымываются, а частично благодаря
большой удельной поверхности и дисперсному состоянию подвергаются
гидролитическому разложению под действием воды, насыщенной
углекислотой. При этом идет вытеснение из поглощающего комп-
20*
307
лекса натрия и замена его на водородный ион. Ион натрия образует
с ионом НС03 соду, которая при господстве во влажные периоды
года нисходящего тока влаги также вымывается из верхних
горизонтов и обусловливает осолонцевание нижней части профиля на
глубине 50—100 см от поверхности.
При длительном течении процесса весь солонцовый горизонт
полностью разрушается; на его месте формируется элювиальный
осолоделый горизонт, наиболее обедненный органическими и
минеральными коллоидами, обогащенный остаточным кварцем и оставшимся
после разложения алюмосиликатов аморфным кремнеземом.
Бывший надсолонцовый гумусово-элювиальный горизонт в своей
нижней части также сильно осветляется и разрушается и лишь в
самой верхней части в той или иной мере прокрашивается гумусом.
Наличие солонцов различных степеней осолодения
подтверждает рассмотренный выше путь образования солодей.
В дальнейшем было выяснено существенное значение
биогенного фактора в накоплении и удержании в верхних горизонтах
солодей аморфного кремнезема. И.В. Тюриным было установлено, что
значительная часть аморфного кремнезема в солодях представлена
скелетами диатомовых водорослей и кремниевыми фитолитариями
злаков. Некоторые почвоведы связывали с деятельностью
диатомовых водорослей и синезеленых водорослей разрушение в солодях
алюмосиликатов, т. е. сам процесс осолодения рассматривали как
явление биохимическое.
Необходимо отметить еще весьма существенные моменты
процесса осолодения. Во всех горизонтах профиля солодей имеются
признаки периодической смены окислительно-восстановительных
условий. В гумусово-элювиальном и осолоделом горизонтах
обычно присутствуют плотные округлые марганцово-железистые
оолитовые конкреции, свидетельствующие о явлениях сегрегации гид-
роксидов железа и марганца, типичных для почв, испытывающих
периодически восстановительный режим. Ряд исследователей
считают периодические восстановительные условия и образование
подвижных железоорганических закисных соединений одним из
главных факторов осолодения. Согласно этим взглядам, солоди могли
бы быть отнесены к щелочным поверхностно-глеево-элювиальным
почвам (в отличие от кислых поверхностно-глеево-элювиальных
оподзоленных почв). Между первыми и вторыми имеется ряд
переходов, так как часто верхние горизонты солодей в лесостепных
областях имеют кислую реакцию, в то время как в нижней части
профиля сохраняется щелочная реакция, присутствуют карбонаты
кальция и даже легкорастворимые соли.
309
Во многих солодях признаки оглеения не ограничиваются
верхними горизонтами, а охватывают весь профиль, усиливаясь с
глубиной. Солоди с периодическим грунтово-водным увлажнением
распространены весьма широко и могут быть связаны в своем генезисе,
как показали некоторые исследования, не с солонцами, а с
болотными солонцеватыми и болотными солончаковатыми почвами.
Следовательно, образование солодей возможно несколькими
путями:
1) из солонцов и солонцеватых почв депрессий при
поступлении щелочных вод поверхностного стока, имеющего
периодический характер и многократно повторяющийся;
2) из слабосолончаковатых или слабосолонцеватых болотных (или
луговых) почв при периодическом воздействии на почвенную толщу
слабоминерализованных щелочных грунтовых вод с последующим
промыванием почвы растворами подвижных органических и органо-
минеральных соединений (т. е. при пульсационном водном режиме).
Солоди имеют низкое естественное плодородие. Негативные
свойства солодей — резкодифференцированный по
гранулометрическому составу профиль и неблагоприятный водовоздушный
режим, низкая емкость поглощения, малое содержание питательных
веществ, склонность к заплыванию и образованию корки.
Использование их осложняется комплексностью почвенного покрова, в
котором значительную долю составляют еще более непригодные для
земледелия солонцы, солончаки или болотные почвы. Поэтому
освоение территорий с солодями часто требует планировки рельефа. При
освоении солодей необходимы глубокая вспашка, внесение
органических и минеральных удобрений и даже известкование.
Использование солодей в земледелии затрудняется также из-за
их приуроченности к депрессиям рельефа, длительно
переувлажненным, что осложняет своевременное проведение
сельскохозяйственных весенних работ. Солоди под луговой растительностью в
падинах и лиманах используются обычно как сенокосы и пастбища.
Глэвэ 19
ПОЧВЫ ПОЛУПУСТЫНЬ И ПУСТЫНЬ
В суббореальном поясе Евразии и Северной Америки по мере
аридизации климата степи сменяются полупустынями и пустынями.
Зональным типом почв в полупустынях являются бурые
пустынно-степные, а в пустынях — серо-бурые почвы. Наиболее
обширные ареалы этих почв имеются в Евразии и Северной Америке.
310
Бурые пустынно-степные и серо-бурые
пустынные почвы
В Евразии широкий пояс полупустынь и пустынь и
соответствующих им почв протягивается в широтном направлении и
охватывает равнины Средней и Центральной Азии.
В Северной Америке пояс пустынь и полупустынь имеет
меридиональное простирание и занимает наиболее аридную западную
часть Великих равнин, Большой бассейн, протягиваясь на юг в
Калифорнию и аридные области Мексики.
В Южном полушарии суббореальные и субтропические
полупустыни и пустыни распространены в Патагонии и в юго-западной
Приандийской, наиболее аридной части Аргентины.
Главные особенности климата полупустынь и пустынь — сухость
и резкая континентальность. Среднегодовая сумма атмосферных
осадков в полупустынях — 150—180, в пустынях — 100—160 мм. По
сезонам года осадки распределены неравномерно: в полупустынях
наблюдается слабый летний максимум, в пустынях —
зимне-весенний. Из года в год количество осадков значительно варьирует.
Важным показателем климата полупустынь и пустынь является
высокая величина испаряемости: в среднем она составляет в
полупустынях 800—1000 мм, в пустынях — 1100—1200 мм и превышает,
таким образом, сумму годовых осадков в 7—10 раз.
Средние температуры июля составляют 25—27 °С, а зимние, в
наиболее холодном месяце — январе, опускаются до —5—10 °С.
Годовая амплитуда среднемесячных температур колеблется около
40—42 °С. Почвы ежегодно промерзают; безморозный период длится
160—220 дней, продолжительность периода со среднесуточной
температурой воздуха выше 10 °С составляет 150—200 дней.
Водный режим почв непромывной, а в летний жаркий период —
резко эксудативный (выпотной).
Характерная черта растительного покрова полупустыни —
бедность видового состава, изреженность и комплексность. Здесь
распространены полынные, типчаково-полынные, полынно-биюргуно-
вые и биюргуново-кокпековые растительные сообщества с
заметным участием эфемероидов и эфемеров.
Почвообразующие породы весьма разнообразны по своему
генезису, гранулометрическому и химическому составу, однако общими
особенностями многих из них являются значительное содержание
карбонатов кальция, наличие гипса и некоторого количества
легкорастворимых солей.
Профиль бурых пустынно-степных почв морфологически четко
дифференцирован и включает следующие горизонты.
311
Л\^са — гумусовый мощностью 8—10 см в суглинистых почвах, до 20 см — в
почвах легкого гранулометрического состава; окрашен в сероватый и светло-бурый
цвет. С поверхности отслаивается хрупкая пористая корочка (1—5 см), ниже
которой находится небольшой мощности подкорковый горизонт листоватого или слое-
вато-чешуйчатого сложения;
2?/Na) —иллювиальный, часто солонцеватый горизонт бурого цвета, мощностью
10—20 см, с комковато-ореховатой или глыбистой структурой, значительно
уплотнен;
Вса — карбонатный горизонт, мощность его в суглинистых почвах 30—35 см, в
легких — 35—40 см и более; темно-бурый с рассеянными грязно-белыми пятнами
карбонатов, плотный, комковато-ореховатый, часто глыбистой структуры;
Ва — гипсовый горизонт, начинается на глубине 60—80 см, белесовато- и
желтовато-бурый, менее плотный, с многочисленными мелкими пятнами карбонатов,
прожилками, пятнами и конкрециями мелкокристаллического гипса;
Ссаа — почвообразующая порода, начинается с глубины 75—80 см, обычно
карбонатная и гипсоносная.
Содержание гумуса в верхнем горизонте бурых полупустынных почв
очень невелико и составляет 1,1—1,6 % с колебаниями средних величин
в зависимости от гранулометрического состава от 0,4 до 1,8 %. При
малом содержании гумуса его распределение по профилю
равномерное, со слабо выраженным максимумом в горизонте Bt, что связано с
распределением корневой системы ксерофитной
полукустарничковой растительности: максимум корней и корневого опада приурочен
именно к этому горизонту. В составе гумуса преобладают фульво-
кислоты (Сг/Сф — 0,5—0,8), отношение C/N составляет 7,2—8,7.
Емкость поглощения бурых полупустынных почв в горизонте
А мала (10—15 мгэкв/100 г); она возрастает в средней части
профиля. В составе поглощенных оснований преобладает кальций,
заметную долю составляет магний (20—25 %), как правило,
присутствует поглощенный натрий (3—5 % от суммы поглощенных оснований).
Бурые полупустынные почвы обычно карбонатны с самой
поверхности, содержание С02 карбонатов увеличивается с глубиной и
достигает максимума в горизонте Вса — 4,5—5,5 %. Исключение
составляют почвы легкого гранулометрического состава, где верхняя
граница вскипания, индицирующая появление карбонатов,
проходит на глубине 10—15 см от поверхности.
Реакция почв по всему профилю щелочная (рН 8,0—8,6). В
водных вытяжках обнаруживается повышенное содержание
бикарбонатов кальция, калия и натрия, особенно в солонцеватом
горизонте. Других легкорастворимых солей в верхней части профиля мало.
Содержание их, особенно сульфатов натрия, заметно увеличивается
в горизонте Bcacs и в почвообразующей породе.
По мере возрастания аридности климата бурые
пустынно-степные почвы сменяются серо-бурыми пустынными.
312
Морфологический профиль и свойства серо-бурых пустынных
почв имеют много общего с бурыми полупустынными. Различия
связаны с еще большей аридностью климата, большей
изреженностью растительного покрова (покрытие не более 15—20 %),
преобладанием полынно-солянковых и солянковых группировок. Растения
имеют высокую зольность (3,0—3,5 %) с преобладанием в составе
золы кальция, калия и значительным участием галогенов — натрия
и хлора.
Сходство серо-бурых и бурых пустынно-степных почв
заключается в наличии светлого слоеватого горизонта А\са с пористой
корочкой на поверхности и коричневато-бурого, уплотненного
горизонта В. В отличие от бурых пустынно-степных почв в серо-бурых
новообразования карбонатов появляются уже с глубины 22—25 см,
а обильные прожилки и гнезда мелкокристаллического гипса — с
глубины 40—50 см.
Содержание гумуса в этих почвах составляет лишь 0,7—1,0%.
Это объясняется очень малым поступлением органических остатков
и быстрой их минерализацией. С высокой зольностью растений и
большим содержанием в них кальция связано образование
карбонатов кальция при минерализации растительных остатков. В
условиях сухого климата карбонаты накапливаются в верхних
горизонтах серо-бурых почв, максимум С02 карбонатов в отличие от бурых
пустынно-степных приурочен к горизонту А\са (рис. 19.1).
С наличием в составе золы растений натрия связано
образование при минерализации растительных остатков соды NaHC03, что
обусловливает высокую щелочность серо-бурых почв (рН 8,5—9,5)
и появление признаков солонцеватости. На это указывает наличие
поглощенного натрия и более высокое содержание ила в
иллювиальном горизонте 5/Na). В верхних 20—30 см водорастворимых солей
мало, но уже в гипсовом горизонте Bcs содержание их резко
увеличивается и достигает 1—2 % и более.
Солевые аккумуляции в почвообразующих породах и почвах
аридных областей связаны с двумя источниками:
1) соли, накопившиеся в предшествующие геологические эпохи
в период формирования самих пород или в предшествующую гид-
роморфную фазу засоления почв;
2) соли, поступающие на поверхность почв с осадками и
пылевыми массами и сохраняющиеся в условиях аридного климата в
почвенной толще.
Мощные реликтовые гипсовые горизонты, унаследованные от
почвообразующих пород, широко распространены в серо-бурых
почвах пустынь Средней и Центральной Азии. Реликтовые гип-
313
&
о g S So о
V
Ж2М
ждя
«О
$8
2
и
5
*
I
ю
i
о
а
4>
I П
is
Si
II
IS'
Is
О
s
•S x
" iv
1
d Я
IS'
* S
Я О
1*
8 c
2 a
■I?
совые горизонты имеют большую мощность (до 50 см и больше),
а содержание в них гипса составляет 40—60 % почвенной массы.
В подобных горизонтах гипс часто имеет шестоватую форму,
преобладают плотные массивные друзы крупнокристаллического гипса,
часто окрашенного окислами железа в розоватый цвет.
Гипсоносные серо-бурые почвы распространены на плато
Устюрт, древних останцовых поверхностях в Заунгузских Каракумах и
в Прибайкалье.
Бурые пустынно-степные и серо-бурые почвы имеют низкое
естественное плодородие. Эти земли используются как пастбища
невысокой продуктивности. В земледелии их можно использовать лишь
при орошении, с применением комплекса мероприятий по
предотвращению вторичного засоления, осолонцевания, образования корки
на почвах суглинистых и глинистых почвах и дефляции почв
легкого гранулометрического состава — супесчаных и песчаных.
Опасность дефляции почв возникает и при использовании территории в
качестве пастбищ, при перевыпасе, когда требуется строгое
соблюдение допустимых норм пастбищных нагрузок — численности
выпасаемых животных (овец, верблюдов) на единицу площади.
Сероземы
Сероземы — это почвы субтропических пустынных степей и
эфемеровых полупустынь. Они распространены, в частности, в
предгорьях и на подгорных равнинах Тянь-Шаня, Памиро-Алая, Копет-
дага и в некоторых районах равнинного Закавказья и
рассматриваются как нижняя ступень в вертикальном ряду почвенных зон этих
горных сооружений. Они встречаются на подгорных равнинах и в
низкогорьях Передней Азии и Пакистана, во внутренних, наиболее
сухих областях лёссового плато в Китае. В Северной Америке они
распространены в сухих предгорьях Скалистых гор, в Южной
Америке — в сухих субтропических районах Аргентины, у подножий
Анд в провинции Гран-Чако.
Климат в областях распространения сероземов
континентальный, сухой и жаркий, с продолжительным безморозным периодом
(170—240 дн. в году). Сумма положительных температур у
подножий гор составляет 5500—5800 °С, в предгорьях — 3500—4000 °С.
Средняя температура июля +26—30 °С, января — от +2 до —5 °С.
Среднегодовое количество осадков в зоне полупустынь составляет
170—200 мм, увеличиваясь по мере повышения абсолютной высоты
до 400—500 мм в год. Основное количество атмосферных осадков
(70 % годовых) выпадает в зимне-весенний период. Лето очень су-
315
хое, испаряемость составляет 1000—1350 мм и превышает годовое
количество осадков в 5—8 раз.
Наиболее типичные сероземы образуются на эоловых
лёссовидных отложениях и лёссах. Лёссы обрамляют пустыни и
аккумулируются в местах ослабления деятельности ветра, на склонах и у
подножий гор. Они широко распространены в предгорьях и на подгорных
равнинах Средней, Центральной и Восточной Азии, на подгорных
плато у Скалистых гор в Северной Америке и у подножий
Центральных и Южных Анд в Аргентине.
По гранулометрическому составу лёссы представляют пылеватые
средние суглинки, содержащие в мелкопесчаной и пылеватых
фракциях значительное количество кварца и слабовыветрелых полевых
шпатов. Илистая фракция лёссов состоит преимущественно из
гидрослюд и иллита. Лёссы содержат значительное количество кальцита
(10—20 % СаС03), равномерно распределенного в толще наносов.
Лёссы — очень пористые, хорошо водо- и воздухопроницаемые
породы, как правило, незасоленные или содержащие лишь
небольшое количество гипса и легкорастворимых солей. Сероземы
образуются не только на лёссах, но и на различных лёссовидных породах —
облёссованных элювиально-делювиальных, делювиальных, пролю-
виальных и древнеаллювиальных отложениях.
Сероземы образуются под эфемерово-мятликово-полукустарнич-
ковыми пустынными степями. По количеству ежегодного опада эти
растительные сообщества не уступают умеренно засушливым и
сухим степям. Основная масса органических веществ и зольных
элементов поступает с корневыми остатками (табл. 19.1).
Профиль сероземов имеет следующие генетические горизонты.
А1н/са — гумусовый горизонт мощностью 12—20 см, пылевато-суглинистый, в
верхней части задернован, серый или светло-серый, чешуйчато-мелкокомковатой
структуры, рыхлый, бурно вскипает при действии НС1, что свидетельствует о
присутствии карбонатов;
Веа — переходный горизонт, мощность 15—30 см, серовато-палевый, пылевато-
сугл инистый непрочно-комковатой структуры, ячеистый, ноздреватый от обильных
ходов и камер насекомых. Многочисленные капсулы от личинок, преимущественно
жуков, заполнены минеральным материалом и образуют хорошо оформленные
овальные структурные отдельности; по стенкам пустот карбонаты выделяются в виде
псевдомицелия;
Вса — карбонатный иллювиальный горизонт мощностью 50—80 см, пылевато-
сугл инистый, уплотненный, с новообразованиями карбонатов в виде белесоватых
пятен и мучнистых стяжений и конкреций;
Ссв(ст) — почвообразующая порода палевого, желтовато-палевого цвета, пылевато-
суглинистая, с рассеянными мелкими выделениями карбонатов, с глубины 1,5—2,0 м
появляются прожилки мелкокристаллического гипса.
316
Таблица 19.1
Годовое поступление органических остатков
и зольных элементов в почвы эфемерово-злаково-
кустарничковых пустынных степей
(по Л.Е. Родину и Н.И. Базилевич)
Растительная
группировка
Эфемеровые
полынники
Мятликовые
полынники
Мятликово-
эфемеровые
полынники
Органические
остатки, ц/га
всего
101
65
103
с
корневыми
остатками, %от
общего
поступления
77
74
86
Азот, кг/га
92
76
108
Зольные элементы
всего
290
239
389
органогенов*
124
96
164
биогалогенов**
28
34
29
*Са + К + Р + S + Mg.
**Na + CI + избыток S.
На рис. 19.2 показано распределение в профиле сероземов
органических и минеральных веществ и состав поглощенных оснований.
Содержание гумуса в верхней части профиля составляет 2,5—1,5 %.
В его составе преобладает фракция фульвокислот. Отношение Сг/Сф
меньше единицы (0,7—0,9). Реакция почв щелочная.
Карбонаты кальция обнаруживаются с самой поверхности почв,
но максимум их приурочен к глубинам 20—80 см. Емкость
поглощения почв невелика — 8—10 мгэкв, в составе поглощенных
оснований преобладает кальций, около 20 % от емкости поглощения
составляет магний. Содержание поглощенных калия и натрия не
превышает в сумме 5 %.
Легкорастворимых солей в верхней части почвенной толщи до
глубины 80—90 см очень мало. Ниже содержание их несколько
увеличивается, в небольшом количестве появляется гипс.
Особенности генетического профиля сероземов объясняются
современным гидротермическим режимом. В различные сезоны года
эти условия резко контрастны.
В зимне-весенний период почвы промачиваются на глубину
100—150 см, поэтому наиболее легкоподвижные продукты
выветривания и почвообразования — хлориды и сульфаты — вымываются
317
8 S
«В
5
I
11
It
2 с
g i м
О 5 "
jb «В
aig
с is
g « §
sag.
is
I
1-Я
£ о
it
2 s
si
из верхних горизонтов и накапливаются в нижней части почвы на
границе слоя максимального промачивания.
В зимне-весенний период, теплый и достаточно влажный,
активно протекают почвенные процессы, бурно развиваются
эфемеры, цветут кустарники, оживляется деятельность микроорганизмов,
идет гумификация растительных остатков; в среде, богатой
углекислотой и влагой, идет разложение первичных и образование
вторичных глинистых минералов, что обнаруживается по увеличению
содержания илистой фракции в почвенной толще по сравнению с
почвообразующей породой (см. рис. 19.2).
Однако кратковременность влажного периода весьма
ограничивает процесс оглинивания, поэтому сероземы оглинены в
значительно меньшей степени, чем другие почвы сухих субтропиков —
серо-коричневые и в особенности коричневые.
При довольно значительном поступлении органических
остатков образующиеся гумусовые вещества (вследствие высокой
активности микрофлоры во влажный период) быстро минерализуются,
поэтому сколько-нибудь значительного накопления гумуса в
сероземах не происходит, но вследствие преимущественно корневого
опада наблюдается постепенное убывание гумуса в глубину.
Быстрое течение процессов новообразования и распада гумусовых
веществ способствует образованию фульвокислот и простых форм гу-
миновых кислот. Небольшое содержание гумуса и преобладание в
его составе светлоокрашенных гумусовых веществ делают
гумусовый горизонт этих почв очень светлым, часто слабо отличающимся
от нижележащих горизонтов. Светло-серый цвет верхнего
горизонта сероземов, так же как и глубже лежащих горизонтов, связан с
высоким содержанием карбонатов кальция по всему профилю почв,
начиная с самой поверхности. В почвах, образующихся на
карбонатных наносах, значительная доля карбонатов унаследована от
почвообразующей породы; малое количество осадков, высокая
испаряемость, подтягивание в сухой период растворов к поверхности
почвы — все эти обстоятельства способствуют сохранению
карбонатов в гумусовом горизонте; однако максимум их обнаруживается
обычно на глубине 20—60 см в иллювиальном карбонатном
горизонте.
Второй источник карбонатов кальция в сероземах — это
поступление эолового твердого материала, содержащего СаСОэ, а также
поступление Са(НСОэ)2, растворенного в атмосферных осадках. В
областях распространения этих почв поступление Са(НС03)2 из
атмосферы, несмотря на небольшое количество осадков, может составить
величину, не меньшую, чем количество кальция, участвующего в
319
биологическом круговороте, т. е. около 50—100 кг/га в год; при
непромывном режиме и кратковременности периодов насыщения
почвы углекислотой бикарбонат кальция лишь слабо перемещается по
профилю почв; в результате вся почвенная толща подвергается суб-
аэральному атмогенно-биогенному обызвесткованию.
Отсутствие вредных солей, хорошие водно- и
воздушно-физические свойства сероземов обусловливают высокое потенциальное
плодородие этих почв. Использование их в земледелии без полива
возможно лишь в весьма ограниченных размерах в областях, где
количество осадков во влажный период настолько велико, что
обеспечивает необходимый запас продуктивной влаги. В таких условиях
возможно богарное земледелие. В Средней Азии оно сосредоточено
в высоких предгорьях на темных, наиболее гумусированных
сероземах, переходных к серо-коричневым почвам.
Основные массивы сероземов используются в земледелии,
садоводстве и виноградарстве в условиях орошения. Весьма широко
эти почвы используются под культуру хлопчатника. На них
возделывают пшеницу, сахарную свеклу, кукурузу, бахчевые культуры,
рис и др. При орошении сероземов, расположенных на равнинах,
необходимы мероприятия по предотвращению подъема уровня
грунтовых вод, вторичного засоления и заболачивания почв. В условиях
правильного орошения, особенно при внесении минеральных и
органических удобрений и соблюдении севооборотов, на сероземах
получают высокие и устойчивые урожаи.
Такыры и такыровидные почвы
В пустынях локально распространены своеобразные
образования — такыры и такыровидные почвы. Они занимают днища
плоских понижений, древние речные русла, нижние выположенные
части конусов выноса и слепых речных дельт на подгорных равнинах.
Местами они встречаются на землях древнего Орошения.
Такыры и такыровидные почвы образуются в условиях
периодического кратковременного поверхностного обводнения за счет
разливов рек или поверхностного стока редких ливневых дождей.
В периоды затопления слой воды над поверхностью почвы
составляет обычно несколько сантиметров и сохраняется несколько дней.
За этот период в воде обильно развиваются синезеленые и зеленые
водоросли. С водой приносятся тонкие илистые частицы,
оседающие на поверхности почвы.
Самым характерным горизонтом такыров является верхняя
корка мощностью 5—10 см, плотная, светло-серая, глинистая, порис-
320
того или слабо слоеватого сложения, лежащая на слабо измененной
толще почвообразующей породы, обычно рыхлой, серого, часто олив-
ково-серого цвета, с рассеянными мелкими белесоватыми
стяжениями гипса и других солей.
Поверхность типичных такыров голая или почти голая, разбита
мелкими трещинами на паркетовидные отдельности, местами
покрыта чешуйками высохших водорослей.
Такырная корка имеет высокую щелочность (рН 8,5—9,5), но обычно
не засолена. Непосредственно под коркой содержание
легкорастворимых солей резко увеличивается. Предполагают, что образование
такырной корки связано не только с заиливанием, но и с процессами
поверхностного осолонцевания, происходящего при периодическом
подтягивании солей к поверхности в сухой период и их промывании в
период затопления такыров. Осолонцеванию способствует
сильнощелочная реакция вод, что обусловлено, как показал ряд исследований,
метаболизмом развивающихся в период затопления водорослей.
Такыровидные почвы распространены обычно на древнеаллю-
виальных равнинах под саксаульниками и разреженной полынно-
солянковой растительностью с эфемерами.
Профиль почв имеет следующие морфологические черты.
Под непрочной пористой светло-серой корочкой мощностью 2—5 см
располагается светло-серый, слоевато-чешуйчатый, рыхлый, пористый горизонт Л\ев
мощностью 5—10 см. Ниже идет слабо уплотненный, бесструктурный переходный горизонт
Веа, сменяющийся на глубине 20—30 см почвообразующей породой, часто это
тонкослоистый древний пылевато-суглинистый аллювий или ирригационный нанос.
Такыровидные почвы содержат очень мало гумуса (0,2--0,5 %),
&едны азотом и подвижными соединениями фосфора. Их
использование в земледелии требует орошения, а также борьбы с засолением
и образованием корки. При соблюдении всех этих требований и
удобрении на них получают хорошие урожаи различных культур.
Глава 20
ПОЧВЫ ПЕРЕМЕННО-ВЛАЖНЫХ
КСЕРОФИТНО-ЛЕСНЫХ И САВАННОВЫХ
СУБТРОПИЧЕСКИХ И ТРОПИЧЕСКИХ ОБЛАСТЕЙ
В переменно-влажных субтропических и тропических областях
Северного и Южного полушарий распространены коричневые,
красно-коричневые, серо-коричневые почвы, слитоземы, а также красные и
красно-бурые почвы саванн (ферроземы).
21-5046 321
Коричневые и красно-коричневые почвы
Эти почвы распространены в субтропических областях со
средиземноморским типом климата, для которого характерны сухое
жаркое лето и влажная теплая зима с очень непродолжительным
снеговым покровом или совсем без него.
Коричневые и серо-коричневые почвы распространены
преимущественно в горных районах под ксерофитными лесами и
редколесьями в Западном Тянь-Шане и Памиро-Алтае, в Копетдаге и в
сухих субтропиках Закавказья (в Армении, Восточной Грузии,
Азербайджане и Дагестане). Коричневые и красно-коричневые почвы
под сухими дубово-грабинниковыми лесами распространены в Крыму
на южном склоне Главной Крымской гряды.
Эти почвы формируются в сухих субтропиках Средиземноморья
в Южной Европе и Северо-Западной Африке, в Мексике,
Калифорнии, в центральной части Чили, в Южной Африке, Южной и Юго-
Восточной Австралии. Небольшие ареалы коричневых почв имеются
в субтропических горных районах восточной Азии в Китае.
Климатические условия областей распространения коричневых
почв имеют некоторые общие черты: резкие изменения условий
увлажнения в течение года; для них характерны короткая, мягкая,
влажная, бесснежная или малоснежная зима и длинное, очень сухое и
теплое лето. Среднегодовое количество осадков, основная часть
которых выпадает весной, составляет 350—650 мм. Температура
наиболее холодного месяца в этих областях колеблется от +1 до — 2,5 °С, а
самого теплого месяца — около 20—21 °С. Среднегодовая
температура составляет 9—10°С. Почвы не промерзают, период вегетации
продолжается 190—215 дн., а безморозный период — 205—230 дн.
Сумма температур выше 10 °С лежит в пределах 3000—4500 °С.
Почвы развиваются на различных по гранулометрическому и
химическому составу породах: продуктах выветривания
изверженных и осадочных пород, различных рыхлых отложениях
(лёссовидных суглинках и глинах, преимущественно карбонатных).
Коричневые почвы образуются под ксерофитными
дубово-грабовыми лесами, лесами из клена и грецкого ореха. В
Средиземноморье часто к коричневым почвам приурочены заросли
вечнозеленых кустарников типа фриганы, шибляка и др.
Коричневые почвы имеют следующий морфологический профиль.
A\h — гумусово—аккумулятивный горизонт мощностью 30—50 см, имеет
коричневый или серовато-коричневый цвет, комковато-капролитовую, а в нижней части
горизонта комковато-ореховатую структуру; гранулометрический состав его
постепенно утяжеляется в нижней части горизонта;
322
Bt — метаморфический оглиненный, насыщенный кальцием горизонт, лежит на
глубине 40—80 см и глубже, имеет более тяжелый гранулометрический состав и
более яркую коричневую или красновато-коричневую окраску. Структура его ком-
ковато-ореховатая, местами по граням видны слабо выраженные глинистые пленки,
в нижней части горизонта в сухое время года можно видеть по порам мицеллярные
новообразования карбоната кальция;
Втеа — оглиненный иллювиально-карбонатный горизонт, имеет более светлую
коричневато-буроватую окраску, плотный, ореховато-призматический, имеются
новообразования карбонатов кальция в форме прожилок, конкреций, часто плотно
сцементированных; мощность и глубина залегания горизонта варьируют. В
типичных коричневых почвах он ограничивается пределами первого метра;
Сса — почвообразующая порода начинается на глубине 120—130 см, оглинен-
ность уменьшается, так же как и уменьшается содержание карбонатов.
Анализы вскрывают главные особенности коричневых почв (рис.
20.1). Гумусовый горизонт имеет мощность около 40—50 см;
содержание гумуса в верхней части горизонта A\h — 5—7 %. С глубиной
наблюдается постепенное падение содержания гумуса. В составе
гумуса преобладают гуминовые кислоты, связанные с кальцием и
глинистыми минералами.
В верхней части профиля почвы имеют нейтральную реакцию,
сменяющуюся в карбонатном горизонте щелочной. Карбонатный
горизонт в типичных коричневых почвах начинается в нижней
части гумусового горизонта, максимум карбонатов находится на
глубине 70—80 см.
Содержание илистой фракции в почве выше, чем в почвообра-
зующей породе. Максимальное содержание ила приурочено к
горизонту Вт, где оно составляет 50—60 %.
Почвы имеют высокую емкость поглощения (30—40 мкэкв на
100 г), насыщены основаниями. В составе поглощенных оснований
преобладает кальций, но часто содержится много магния, что
связано с преобладанием в илистой фракции минералов группы
монтмориллонита.
Генетические особенности коричневых почв определяются в
значительной мере их гидротермальным режимом.
В течение зимнего влажного и относительно теплого периода
идет интенсивное выветривание первичных и образование вторичных
глинистых минералов гидрослюдисто-монтмориллонит-иллитового
состава. Подвижные продукты выветривания во влажный зимний
период вымываются из верхних частей почвенной толщи на
большую или меньшую в зависимости от количества осадков глубину.
Обычно легкорастворимые соли (хлориды, сульфаты) совершенно
удаляются из почвенного профиля, в то время как менее
растворимые карбонаты кальция откладываются на глубине 30—50 см и глуб-
21* 323
Ш3> W&2 Шк ША4 Hi*
Рис. 20.1. Профиль коричневой почвы.
Генетические горизонты: / — гумусово-аккумулятивный гуматно-кальциевый; 2 —
метаморфический оглиненный сиаллитный; 3 — оглиненный иллювиально-карбонатный; 4 — сиаллитно-
карбонатная почвообразующая порода. Состав илистой фракции: 5 — преимущественно
монтмориллонитовый
же, образуя карбонатный иллювиальный горизонт. В наиболее
влажных климатических условиях карбонатный горизонт находится в
более глубоких частях профиля или совсем отсутствует.
Во влажные зимний и весенний периоды протекают процессы
гумификации и в значительной мере минерализации растительных
остатков, происходящие в условиях нейтральной или
слабощелочной среды, богатой основаниями.
В течение жаркого и засушливого лета процессы выветривания
значительно замедляются, особенно в верхнем, наиболее сухом,
горизонте, в то время как на некоторой глубине, где почва менее иссу-
324
шена, эти процессы продолжаются и в течение лета. Поэтому
наиболее оглиненным оказывается не самый верхний горизонт почв> а
горизонт, находящийся на глубине 30—80 см. Основная масса
глинистого вещества связана с выветриванием минералов на месте.
Иссушение поверхности почв обусловливает подтягивание
пленочной влаги и растворенных веществ из более глубоких слоев. При
испарении влаги растворенные в ней вещества, в частности
карбонаты кальция, кристаллизуются, заполняя капиллярные
промежутки в почвенной толще над карбонатным конкреционным
горизонтом.
Новообразования карбонатов кальция, выделившиеся при
испарении поднимающейся пленочной влаги, имеют форму тончайшей
белой плесени, или псевдомицелия.
Во время зимнего дождливого периода при промывании почвы
водой, значительно насыщенной углекислотой (за счет разложения
органических остатков), эта карбонатная плесень вновь
растворяется и оттесняется в более глубокие части профиля.
Но тем не менее периодическое поднятие почвенных растворов
кверху и активное биологическое поглощение кальция,
преобладающего в составе зольных элементов растительного опада,
обусловливают постоянно нейтральную реакцию в верхней части
почвенной толщи, насыщенность поглощающего комплекса основаниями,
и в частности кальцием, что создает устойчивость органических
веществ и всего поглощающего комплекса почв.
В течение сухого и жаркого лета процессы минерализации
органических веществ замедляются, что способствует полимеризации и
сохранению в почвах гумусовых веществ. Поэтому содержание
гумуса в коричневых почвах составляет обычно 4—7 %, а в
серо-коричневых — 3—4% со значительным преобладанием группы гуми-
новых кислот (Сг/Сф 1,5—2,0). Освобождающиеся при
выветривании оксиды железа в сухой период дегидратируются, что придает
почве красновато-коричневый оттенок, особенно яркий в
горизонте максимального оглинивания. На красноцветных продуктах
выветривания известняков terra rossa, широко распространенных в
областях со средиземноморским климатом, весь профиль почв
приобретает красноватый цвет. Они выделяются как красно-коричневые
(или красноцветные коричневые) почвы.
Коричневые почвы обладают высоким естественным
плодородием и широко используются в земледелии, садоводстве и
виноградарстве. Они имеют достаточные запасы азота и валового фосфора,
однако подвижных форм фосфора в них недостаточно.
Препятствием к их еще более широкому использованию является, во-первых,
325
наличие сухого летнего периода, в течение которого многие
культуры требуют полива, и, во-вторых, частое нахождение их в условиях
горного рельефа, где земледелие зачастую невозможно, а
садоводство и виноградарство влекут за собой сильную эрозию почв.
Серо-коричневые почвы
Серо-коричневые почвы субтропических и тропических сухих
степей, полусаванн и ксерофитных кустарничковых формаций за<*
нимают наиболее засушливые области в переменно-влажных
субтропиках и тропиках, располагаясь на границе с сероземами —
почвами субтропических сухих степей и полупустынь, где количество
осадков составляет 250—350 мм в год с ранневесенним
максимумом. Серо-коричневые почвы распространены на подгорных
равнинах, в предгорьях и низкогорьях Восточного Закавказья, Южного
Дагестана, Памиро-Алая и Копетдага.
Они имеют следующее морфологическое строение.
A\h—гумусовый горизонт мощностью 20—25 см, коричневато-серый, в верхней
части пластинчатый, в нижней — комковато-ореховатый, вскипает с поверхности;
&т(са) ~~ метаморфический горизонт мощностью до 50 см и более,
серовато-коричневый, более тяжелый по гранулометрическому составу, более плотный, орехо-
вато-мелкоглыбистый, выделения карбонатов в виде псевдомицелия и прожилок;
Веа — иллювиальный карбонатный мощностью 25—30 см, более плотный, с
многочисленными выделениями карбонатов в виде пятен и конкреций;
Сса — карбонатная почвообразующая порода.
Степень оглинения серо-коричневых почв обычно меньше, чем
коричневых почв, так как период и степень увлажнения почв в
субтропических кустарничковых полусаваннах ниже, чем в
субтропических жестколистных сухих лесах. Меньшее количество осадков
обусловливает также более скудную растительность и меньшее
поступление органических остатков в почвы, а соответственно
относительно небольшое содержание гумуса (от 2,5 до 3,5 %) и
небольшую мощность гумусового горизонта (20—35 см).
Во время летнего сухого периода верхние горизонты
серо-коричневых почв сильно иссушаются и в них, так же как и в
коричневых, происходит подтягивание пленочной влаги кверху, что
приводит к ежегодному вторичному окарбоначиванию гумусового
горизонта и щелочной реакции всей толщи почв.
Серо-коричневые почвы в случае нахождения в условиях
равнинного рельефа используются в земледелии и садоводстве. В
областях, где зимний период безморозный, на них выращивают обычно
два урожая в год: зимой (без полива) — зерновые культуры (напри-
326
мер, пшеницу), а летом (с поливом) — более теплолюбивые
культуры (рис, хлопчатник, табак, бахчевые). Серо-коричневые почвы
используются под сады и виноградники и такие субтропические
культуры, как инжир, гранат и оливы.
Слитоземы (вертисоли)
В субтропических и тропических переменно-влажных областях
спорадически распространены своеобразные темноцветные почвы
очень тяжелого гранулометрического состава. В субтропиках они
встречаются среди коричневых почв, а в тропиках соседствуют с
красно-бурыми и красными почвами саванн. Эти почвы известны
под разными названиями. На международных почвенных картах и в
классификациях они получили название вертисолей. На Почвенной
карте мира (1983) и в русской учебной литературе они названы сли-
тоземами. Именно это последнее название используется в этой
книге. Слитоземы распространены в переменно-влажных
субтропиках и тропиках на всех континентах мира в условиях, где в
течение года влажные периоды сменяются сухими. В субтропиках
максимум осадков выпадает в зимне-весенний прохладный период, в
тропиках — в летний жаркий. Количество осадков варьирует в
широких пределах — от 400—450 до 800 мм и более.
Слитоземы распространены на выровненных поверхностях, где
во влажный период наблюдается поверхностное переувлажнение.
Это, во-первых, аллювиальные и озерно-аллювиальные равнины,
сложенные тяжелыми суглинками и глинами, обычно
карбонатными, в илистой фракции которых основную массу образуют минералы
группы монтмориллонита и смектиты. Во-вторых, слитоземы
встречаются и на возвышенных равнинах, сложенных породами
основного состава — базальтами, траппами, норитами и другими, т. е.
породами, содержащими в составе первичных минералов много
кальция и магния. При выветривании таких пород в условиях
переменно-влажного климата образуется вермикулит-монтмориллонитовая
кора выветривания, являющаяся почвообразующей породой для сли-
тоземов.
Наиболее характерной морфологической чертой слитоземов
является наличие глубоких трещин, образующихся в сухие периоды и
разбивающих поверхность почв на полигоны диаметром 2—3 м и
более, а также наличие местами специфического микрорельефа,
получившего название гильгае. Образование микрорельефа связано
с сильным набуханием и вспучиванием монтмориллонитовых глин
при увлажнении.
327
Морфологический профиль слитоземов без признаков гидромор-
физма слабо дифференцирован и состоит из следующих горизонтов.
A\hm — гумусово-монтмориллонитовый горизонт серого, темно-серого или
темно-коричневого цвета, комковато-зернистой структуры, в сухом состоянии разбит
трещинами. Мощность горизонта 15—20 см;
Втт1 — динамометаморфический слитный гумусово-монтмориллонитовый
горизонт темно-серого, серого или коричневого цвета, не отличающегося по цвету от
верхнего горизонта, с ясно выраженными зеркалами скольжения, с
глыбисто-крупночешуйчатой структурой. В случае присутствия карбонатов они рассеяны в
почвенной массе в форме плотных конкреций, имеющих на поверхности черный цвет.
Мощность горизонта — 100—150 см;
Bmtca — карбонатный горизонт, желто-бурый с новообразованиями карбонатов в
виде мучнистых стяжений и плотных конкреций, мощность горизонта 40—60 см. В
почвах, образовавшихся на древнем аллювии, местами карбонатный горизонт
сильно сцементирован и образует известковую плиту;
Сшса — монтмориллонитовая глинистая почвообразующая порода, карбонатная.
В почвах, испытывающих грунтовое или продолжительное
поверхностное переувлажнение, в горизонтах АВт и Вт появляются
признаки периодического оглеения — сизые пятна и мелкие
железисто-марганцевые конкреции.
Далее приводятся главные химические и физико-химические
свойства слитоземов (рис. 20.2).
1. Низкое содержание гумуса (0,5—3,0%) на всем протяжении
профиля (до глубины 100-—180 см) и слабое его убывание с
глубиной; преобладание в составе гумуса в верхней части профиля гуми-
новых кислот, а на всем протяжении профиля — гуминов.
2. Тяжелый гранулометрический состав при содержании
илистых частиц не менее 40 % (обычно 60—70 %) с преобладанием в
составе ила минералов монтмориллонит-вермикулитовой группы.
Отношение Si02/Al203 в илистой фракции составляет 3,5—4,5 при
высоком содержании магния. Максимальное оглинивание почв
приурочено к глубине 30—100 см.
3. Щелочная реакция (рН 7,5—8,0 и более) на протяжении
большей части профиля.
4. Высокая емкость поглощения (40—60 мг- экв на 100 г);
преобладание в составе поглощенных оснований кальция при
значительном количестве магния.
5. Максимум карбонатов (если они есть) приурочен к нижней
части профиля (на глубине 100 см и более).
6. В солонцеватых слитоземах обычно наличие щелочности от
бикарбонатов щелочей, а в составе поглощенных оснований
присутствует натрий.
328
Рис. 20.2. Профиль слитозема.
Генетические горизонты: 1 — гумусово-монтмориллонитовый; 2 — динамометаморфичес-
кий слитный гумусово-монтмориллонитовый; 3 — метаморфический монтмориллонитовый
карбонатный; 4 — монтмориллонитовая карбонатная почвообразующая порода. Состав
илистой фракции: 5 — монтмориллонитовый
Особенности строения генетического профиля слитоземов и их
свойства связаны с особенностями минерального состава почвооб-
разующих пород и гидротермическим режимом почв.
Как уже указывалось ранее, в сухие периоды года при
высыхании почв объем почвенной массы уменьшается и образуются
трещины глубиной 100—150 см и шириной в верхней части 2—3 см.
В трещины в начале дождливого периода или периода
поверхностного затопления замывается материал с поверхности почв. По мере
увлажнения и набухания почвенной массы трещины закрываются, а
намытый в них материал оказывается включенным в глубокие
горизонты почв, где подвергается уплотнению и перемешиванию.
329
Набухание глинистых минералов при увлажнении весьма
различно и составляет в процентах к первоначальному объему: для
монтмориллонита — 96, гидрослюд — 12, каолинита — 4,5.
Следовательно, чистые монтмориллонитовые глины в увлажненном
состоянии занимают почти в два раза больший объем, чем в сухом. В
почвах, содержащих большое количество монтмориллонитового
материала и поэтому сильно набухающих при увлажнении, возникает
сильное внутрипочвенное давление, вызывающее разрушение, и
деформацию структурных отдельностей почвенной массы, скольжение
пластичных глинистых масс относительно друг друга и выпирание их
к поверхности. В результате появляются глянцевитые зеркальные
плоскости скольжения, имеющие по отношению к поверхности
почвы наклон в 45° или больше. Эти плоскости хорошо видны при
высыхании почв и получили название сликенсайдов. Давление и
внутрипочвенное скольжение обусловливают очень плотную упаковку
почвенных частиц и расслоение почвенной толщи на крупные чече-
вицеобразные отдельности. В микросложении почв также
наблюдается листовато-чечевитчатая ориентировка глинистой плазмы.
При последующем иссушении почв трещины образуются на
новом месте. В результате происходит периодическое перемешивание
всей почвенной массы на глубину проникновения трещин. Этим
объясняются недифференцированный характер верхней части
профиля почв, глубокое и равномерное прокрашивание почв в темно-
серый, коричневато-оливковый или черный цвет, не меняющийся
на всю глубину распространения трещин, наличие рассеянных в
бескарбонатной глинистой массе известковых конкреций,
перемещенных механически вверх из карбонатного горизонта,
начинающегося у нижней границы распространения трещин.
Слитоземы, несмотря на их темную окраску, содержат очень мало
гумуса — 0,5—1,5 %; лишь в субтропических слитоземах — 3,0—4,0 %.
Темную окраску слитоземов объясняют по-разному. Ее
связывали с преобладанием глинных минералов вермикулит-монтморилло-
нитового состава, имеющих темный оливково-серый цвет. В
ранних работах высказывались предположения, что темный цвет этих
почв обязан магнетиту, марганцу, титану и присутствию гизенгери-
та — коллоидной смеси кремне-алюмо-железистых коагелей,
которые при кристаллизации дают железистые монтмориллониты.
Но скорее всего причина темной окраски не в минеральных
компонентах, а в особом составе гумуса и высокой степени его
дисперсности. Темную окраску слитоземов объясняют наличием
устойчивых глиногумусовых комплексов, чему способствует большая
удельная поверхность монтмориллонитовых глин.
330
Большинство тропических слитоземов, несмотря на низкое
содержание гумуса, тяжелый гранулометрический состав и склонность
к образованию трещин, — наиболее плодородные почвы тропиков.
Они содержат достаточное количество оснований, фосфора; многие
из этих почв богаты марганцем. Однако малое количество
органических веществ обусловливает их бедность азотом, поэтому они
отзывчивы на внесение азотных удобрений. Эти почвы используются
в земледелии в значительно большей степени, чем остальные почвы
тропиков. На них выращивают пшеницу, ячмень и другие
культурные злаки, но особенно часто — хлопчатник.
Субтропические слитоземы (местные названия — смолницы,
тирсы и др.) также широко используются в сельском хозяйстве. Они
содержат несколько больше гумуса (3—4 %) и азота, чем
тропические слитоземы. Эти различия, по-видимому, связаны не с
количеством поступающих органических веществ, так как и тропические и
субтропические слитоземы приурочены к областям
распространения сухих ксерофитных лесов, кустарников и сухих саванн,
поставляющих примерно одинаковое количество органических остатков, а
с различиями в водно-тепловом режиме и скорости минерализации
гумуса.
Красные и красно-бурые почвы саванн
(ферроземы)
Распространение этих почв ограничено поясами экваториальных
муссонов Северного и Южного полушарий. Наиболее обширные
пространства ферроземы занимают в Африке и Южной Америке. В
Африке они образуют к югу и к северу от экватора между 8 и 12° с. ш., 8
и 18° ю. ш. два широтно-вытянутых пояса, смыкающихся в
Восточной Африке и охватывающих таким образом в виде подковы
Гвинейскую экваториальную область. В Южной Америке ферроземы
занимают к югу от экватора большую часть Бразильского нагорья, а к
северу от него — часть Гвианского и равнины Венесулы.
Отдельными массивами ферроземы распространены в
юго-восточной полуостровной Азии, на севере Австралии и на некоторых
островах Океании.
Климат, в котором распространены ферроземы, — жаркий,
тропический, со среднегодовыми температурами 26—30 °С и
небольшими колебаниями по сезонам года. Годовое количество осадков
варьирует от 800 до 1500—1700 мм с неравномерным
распределением по сезонам года. В зимний, очень сухой период,
продолжающийся 6—8 мес, коэффициент увлажнения опускается ниже 0,3 и
331
почвы крайне иссушаются. В период летних экваториальных
муссонов выпадает основное количество осадков, коэффициент
увлажнения приближается к 1,0; идет вегетация растений и активизируются
процессы выветривания и почвообразования. По направлению от
экватора к тропикам количество осадков уменьшается и
продолжительность сухого периода увеличивается, с чем связаны изменения
растительности и почв.
Под переменно-влажными муссонными лесами и
высокотравными саваннами развиты красные ферралпитизированные, слабо
ненасыщенные почвы, чередующиеся с красно-коричневыми
насыщенными почвами.
В более сухих саваннах и ксерофитных редколесьях и
кустарниках распространены красно-бурые ферритизированные почвы.
Почвообразующими породами для всего рассматриваемого ряда
почв являются древние ферраллитные и ферсиаллитные коры
выветривания и продукты их размыва и переотложения — красноцвет-
ные, часто обогащенные железистыми конкрециями и железистым
(латеритным) щебнем, делювиальные и пролювиальные отложения.
Ферритизированные почвы саванн и ксерофитных редколесий
распространены преимущественно на возвышенных равнинах,
высоких плато, хорошо дренированных предгорных равнинах и
древних террасах. На более молодых или обновляющихся в результате
эрозии поверхностях и менее выветрелых породах ожелезнение
почвы не выражено или проявляется менее ярко.
Красные почвы высокотравных саванн имеют ряд реликтовых
признаков, свидетельствующих об их развитии в условиях более
влажного климата под лесной растительностью — муссонными
тропическими лесами. Исчезновению этих лесов способствовали как
природные, так и антропогенные факторы: вырубка и выжигание
лесной растительности.
Почвы, принадлежащие к семейству ферроземов, имеют
следующие морфологические признаки:
Al^— гумусовый горизонт имеет серый или серовато-бурый цвет, крупитчатук)
структуру, часто легкий гранулометрический состав; поверхность почвы весьма
часто покрыта железистым или кремниевым щебнем, железистыми конкрециями за
счет их остаточного накопления по мере выдувания или смывания мелкозема;
мощность гумусового горизонта составляет 10—20 см, переход в нижележащий горизонт
постепенный;
А\ВтЛ — переходный гумусово-метаморфический горизонт буровато-красного
цвета, более ярко окрашен, чем предыдущий; гранулометрический состав несколько
более тяжелый, структура непрочная, комковатая, мощность горизонта варьирует в
пределах 30—40 см;
332
BtmFt — горизонт иллювиально-метаморфический, более тяжелого
гранулометрического состава, чем вышележащие горизонты, более компактного сложения, с
выраженной комковато-ореховатой структурой; по граням структурных отдельнос-
тей видны местами тонкие глянцеватые пленки коллоидного вещества; цвет этого
горизонта ярче предыдущего — кирпично-красный или оранжевый с темными
железистыми и марганцовистыми конкрециями; он начинается на глубине 50—60 см от
поверхности, а нижняя граница его проходит на глубине 100—150 см;
С — материнская порода ферсиаллитного состава; в случае образования почв на
древней коре выветривания сохраняется структура породы; в красно-бурых почвах
сухих саванн в нижней части профиля имеется карбонатный конкреционный
горизонт Вса.
Во влажных саваннах часто встречаются лёссивированные и лате-
ритизированные ферроземы, где горизонт А\ имеет буровато-серый
цвет, ниже идет иллювиальный горизонт BtmFe значительно более
тяжелого гранулометрического состава, часто с обильными
железистыми конкрециями, а местами с плотным латеритным горизонтом —
свидетелем предшествующей гидроморфной стадии развития этих
почв.
Содержание гумуса в ферроземах обычно невысокое — 2—3 %,
состав гумуса слабо изучен; единичные анализы показывают гуматно-
фульватный или фульватно-гуматный состав с отношением С^/С^
близким к единице (рис. 20.3).
Реакция почв в верхней части профиля слабокислая или
нейтральная, в нижней — слабощелочная. Во многих случаях в глубокой
части профиля глубже 1,0—1,5 м обнаруживаются карбонаты
кальция. Емкость поглощения — 10—20 мг- экв на 100 г почвы. Степень
ненасыщенности в верхних горизонтах красных почв саванн около
15—25, в красно-бурых — 5—15 %. Среди глинистых минералов
значительную долю составляют иллит, гидрослюды и смешаннослой-
ные минералы; на долю каолинита приходится лишь 20—30 %.
Поэтому в валовом анализе илистой фракции отношение Si02/Al203
составляет 3,0—3,2. Максимальное содержание илистой фракции
наблюдается в нижней части профиля в горизонте Bmt.
Несмотря на то что многие ферроземы имеют ярко-красный цвет,
валовое содержание в них железа в ряде случаев невелико и
составляет 3—7 %. Яркая окраска связана с преобладанием маловодных
гидроксидов железа. Но в ряде случаев в латеритизированных
(обогащенных железистыми конкрециями) почвах содержание Fe203
достигает 15—20%.
Постоянно высокие температуры и резко изменяющееся по
сезонам года увлажнение представляют характерные особенности
гидротермического режима ферроземов и определяют в значительной
мере направление современных процессов выветривания и почво-
333
Рис. 20.3. Профиль феррозема.
Генетические горизонты: 1 — гумусовый гуматно-фульватный; 2 — переходный гумусово-мета-
морфический; 3 — иллювиальн о-метам орфический; 4 — ферсиаллитная или ферсиаллитно-
карбонатная почвообразующая порода. Состав илистой фракции: 5 — каолинит-иллит-
монтмориллонитовый
образования. В отличие от постоянно-влажных экваториальных
областей с широким развитием явлений ферраллитизации продуктов
выветривания и почв в переменно-влажных областях с
продолжительным сухим периодом процессы выветривания не достигают фер-
раллитной стадии ни в коре выветривания, ни в почвах.
Во влажные летние сезоны, в период активной вегетации
травянистой растительности идет гумификация растительных остатков; в
сухой и жаркий зимний период гумусовые вещества полимеризуют-
ся и частично закрепляются в верхней части профиля, но
значительная часть гумусовых веществ и органических остатков минера-
334
лизуется. Поэтому при обильном поступлении органических
остатков гумусовый горизонт в этих почвах маломощный и содержание
гумуса невысокое.
Оснований для полной нейтрализации гумусовых кислот тем не
менее не хватает, так как они быстро вымываются в период муссон-
ных дождей. Поэтому в слабокислых растворах в верхнем горизонте
почв идет частичное растворение гидроксидов железа, разрушение
структурных отдельностей, а также вынос илистых частиц и
соединений железа из верхней части профиля. В сухой жаркий зимний
период происходят дегидратация, кристаллизация и закрепление
гидроксидов железа, их частичная сегрегация и образование
«псевдопеска» — мелких, сцементированных гидроксидами конкреций.
Образование маловодных гидроксидов железа (гематита, липедокрокита)
обусловливает красный цвет почв.
Красные и красно-бурые почвы саванн малоплодородны,
особенно в случае их образования на бедных основаниями древних
ферраллитизированных продуктах выветривания. Широко
практикуемое выжигание растительности в начале сухого периода и
использование золы для удобрения дают непродолжительный эффект,
и через 2—3 года пашни приходится забрасывать, если не
применять органические и минеральные удобрения. Особенно большой
недостаток в этих почвах — малое содержание калия и доступного
растениям фосфора. Выжигание растительности и распашка почв
приводят к минерализации гумуса, ухудшению структуры и
ускорению эрозии и дефляции почв даже в том случае, если они
используются только как пастбища. В результате эрозии, дефляции и выноса
мелкозема на поверхности почв накапливаются заключенные в
почвенной массе обломки латеритных панцирей и железистых
конкреций. Земледелие в областях распространения ферроземов имеет
очаговый характер. В сухих саваннах необходимо орошение.
Глава 21
ПОЧВЫ ВЛАЖНЫХ ЛЕСНЫХ СУБТРОПИЧЕСКИХ,
ТРОПИЧЕСКИХ И ЭКВАТОРИАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ
Почвы влажных вечнозеленых субтропических, тропических и
экваториальных лесов принадлежат семейству фульвоферраллитов.
Оно включает следующие типы почв: красноземы и желтоземы
субтропических влажных лесов, желтые, красно-желтые и
темно-красные ферраллитные почвы влажных тропических и экваториальных
лесов. Многие свойства этих почв унаследованы от почвообразующих
335
пород — ферраллитизированных и ферраллитных кор
выветривания и продуктов их переотложения.
Ферраллитизация — это процесс выветривания массивных пород
или наносов, сопровождающийся распадом первичных минералов
(за исключением кварца) и образованием вторичных глинистых
минералов группы каолинита или галуазита с низким отношением
Si02/Al203, равным двум. Выветривание идет в условиях
свободного дренажа, и подвижные продукты разрушения первичных и
вторичных минералов (основания: кальций, магний, калий, натрий и
значительная часть кремнезема) выносятся из выветривающейся
толщи.
В выветривающейся толще сохраняется нейтральная или
слабощелочная среда, поэтому образующиеся при гидролизе
минералов гидроксиды железа, алюминия, марганца не растворяются и
по мере выщелачивания остальных компонентов их относительное
содержание в коре выветривания увеличивается и часто в сумме
составляет более 50 % от общей массы выветривающейся породы.
Их максимум приурочен к верхним горизонтам выветривающейся
толщи. При кристаллизации гидроксидов железа образуются гетит
и гематит — минералы охристо-ржавого и красного цветов;
оксиды алюминия.при кристаллизации дают гидраргиллит и бёмит, часть
алюминия участвует совместно с кремнеземом в образовании
каолинита.
Ферраллитизация — длительный процесс, поэтому ферраллитные
коры выветривания приурочены к древним элементам рельефа —
денудационным и пластовым равнинам и плато доплейстоценового
или раннеплейстоценового возраста. На более молодых элементах
рельефа или в условиях, где вынос подвижных продуктов
выветривания — оснований и кремнезема — несколько затруднен,
образуются ферраллитизированные (ферсиаллитные) коры выветривания.
В них сохраняется некоторое количество оснований и несколько
больше кремнезема, поэтому наряду с каолинитом образуются и
некоторые другие глинистые минералы — иллит, вермикулит,
хлориты. Свободных гидроксидов алюминия меньше или они совсем
отсутствуют, но свободных гидроксидов железа в этих корах много,
особенно в случае выветривания основных пород. Продукты
выветривания в последнем случае имеют яркий кирпично-красный цвет,
который сохраняется и в различных рыхлых отложениях,
образующихся при размыве ферраллитных и ферсиаллитных кор
выветривания. Следовательно, фульвоферраллиты — это почвы, образующиеся
под вечнозелеными влажными лесами на бедных основаниями и
богатых оксидами железа и алюминия почвообразующих породах.
336
Красноземы и желтоземы распространены в субтропиках
Северного и Южного полушарий, где наблюдается отчетливо выраженная
закономерность: наиболее крупные массивы этих почв приурочены
к восточным, лучше увлажненным окраинам континентов. В
Евразии они распространены в Юго-Восточном Китае и на островах
Японии, в Северной Америке они занимают п-ов Флориду и
прилегающие к нему с севера и запада территории штатов Джорджия,
Алабама, Миссисипи и Луизиана. В Южном полушарии эти почвы
распространены в субтропическом поясе юго-восточной части
Австралии, в Южной Америке — в Уругвае, в области
распространения базальтов в бассейне р. Параны.
В западных частях континентов, где господствует переменно-
влажный средиземноморской климат, красноземы и желтоземы
встречаются лишь в особых орографических условиях, создающих
местные особенности климата с относительно равномерным и
обильным увлажнением. Таковы районы их распространения в
Закавказье — в Аджарии и на крайнем юго-востоке Азербайджана — в
предгорьях Талыша. Климат в этих районах влажный, субтропический, с
годовым количеством осадков от 1000 до 2500 мм с максимумом в
летний период. Во влажных субтропиках Закавказья средняя
годовая температура 14 °С, средняя летних и осенних месяцев 21—22 °С,
зимних 7 °С. Отрицательные температуры (—0,5—1,5 °С) бывают лишь
в отдельные годы и на протяжении нескольких дней, поэтому
почвы не промерзают.
Красноземы и желтоземы образуются под пологом
субтропических вечнозеленых лесов с примесью листопадных пород и
развиваются почти в одинаковых климатических условиях, но на
разновозрастных, а поэтому и в разной степени ферраллитизированных
породах. Красноземы приурочены к древним ферраллитным корам
выветривания средних и основных пород. На молодых или
обновляемых эрозией элементах рельефа, где продукты выветривания
имеют сиаллитный характер или лишь слабо ферраллитизированы,
развиваются желтоземы, морфологический профиль которых и
свойства мало отличаются от буроземов.
Морфологический профиль краснозема включает следующие
горизонты:
АО — горизонт подстилки мощностью 1—2 см, состоит из сухих листьев, но
часто отсутствует;
Aif — гумусовый горизонт, имеет в верхней части до глубины 5—7 см серую
или коричневатую окраску, капролитовую или мелкокомковатую структуру.
Нижняя часть гумусового горизонта до глубины 25—35 см окрашена в бурый, желто-
бурый или красновато-бурый цвет, структура комковатая, местами на гранях
структурных отдельностей заметны глянцевитые коллоидные пленки;
22 - 5046
337
Вт — метаморфический горизонт буровато-красного или буровато-желтого
цвета, рыхлый, с непрочно комковатой структурой, пронизан корнями, ходами
насекомых; мощность его составляет 80—100 см; окраска с глубиной становится более
яркой — кирпично-красной. Часто в этом горизонте присутствуют мелкие округлые
железистые конкреции. На глубине 150—180 см начинается пестроокрашенная поч-
вообразующая порода С/егаГ Переход к ней хорошо заметен по появлению признаков
структуры исходной выветрелой массивной породы или наноса. В ней отчетливо
видны псевдоморфозы вторичных минералов (например, каолинита) по зернам
ранее присутствовавших полевых шпатов.
Глинистая пестроцветная кора выветривания с хорошо
сохранившейся структурой исходной породы называется зоной литомар-
жа. В деятельном слое почвы эта структура разрушается под
действием корней, почвенной фауны и почвенных растворов, окраска
становится более равномерной, с приближением к поверхности
красный цвет сменяется желто-бурым.
Красноземы на всем протяжении профиля имеют кислую
реакцию (рН водный 4,0—5,5), самые низкие значения рН свойственны
нижней части гумусового горизонта (рис. 21.1). В целинных почвах
содержание гумуса в самом верхнем 3—5-сантиметровом слое часто
достигает 8—12 %; однако уже на глубине 10—15 см содержание гумуса
падает до 2—3 %, а в метаморфическом горизонте составляет 1 % и
менее. В составе гумуса преобладает фракция фульвокислот;
отношение Сг/Сф составляет 0,5—0,6 в верхней части и 0,2—0,1 в
нижней части гумусового горизонта. Фракция гуминовых кислот
представлена бурыми гуминовыми кислотами, связанными с железом в
органо-минеральные комплексы — хелаты.
Емкость поглощения в этих почвах невелика: в гумусовом
горизонте — 10—12 мг • экв на 100 г, в горизонте В 7—8 мг • экв.
Содержание поглощенных Са и Mg очень мало, в сумме они
составляют 0,5—1,5 мгэкв и лишь в самой верхней части гумусового
горизонта увеличиваются до 3,5—4,0 мг • экв. Основную массу
поглощенных катионов составляет алюминий, обусловливающий
вместе с поглощенным водородом высокую обменную кислотность
(солевые рН 3,5—3,8) и степень ненасыщенности почв (85—95 % от
емкости поглощения).
В кислой среде оксиды алюминия и железа частично
растворяются и выносятся из деятельного слоя почвы, на что указывают данные
валового анализа: отношение Si02/Al203 и Si02/Fe203 в почве выше,
чем в почвообразующей породе. Увеличивается по сравнению с
породой относительное содержание подвижных форм железа.
В почвах, формирующихся на ферраллитных корах
выветривания, процесс ферраллитизации (остаточного накопления оксидов
338
P
%
T
P
"
R
"
■■
T
r^
__
i ■ • ■ ■
i i
• i
i i
H
■-f
о о о
<n m <*■
о о о о
«n vo t^ оо
8 g 2
•ч <n
l a ■ i
I ■ ■ I
la a I
la a I
la a I
!■■ ■!
a
si
5 ж
*
i-A
!2
&
II
go
ll
2 I
О
s
a.
CO * .
If
■i!
8S
И
Si
I4
и
Я
£
железа и алюминия) сменяется процессом кислотного
выщелачивания, свойственного всем лесным почвам гумидных областей.
При усилении процесса кислотного выщелачивания в
условиях периодического поверхностного переувлажнения почв
образуются красноземы с резко дифференцированным профилем — лёс-
сивированные, глееэлювиальные и оподзоленные. Они приурочены к
выровненным поверхностям, часто занимают плоские террасы в
нижних частях делювиальных шлейфов. Их профиль включает
горизонты.
A\f— гумусовый, серый или палево-серый, мощностью 7—10 см, комковатый,
непрочный;
А2 — элювиальный, светло-серый, пылеватый, мощностью 10—15 см, с
непрочной пластинчатой структурой, с желто-марганцевыми конкрециями, количество
которых увеличивается к нижней части горизонта;
Bt — иллювиальный, красно-бурый, мощностью 40—60 см и более, плотный,
глинистый, крупнокомковато-ореховатый, по граням отдельностей — блестящие
глинистые пленки, много мелких железо-марганцевых конкреций;
BC/tral — переходный к породе, более ярко окрашен в оранжево-красные тона,
крупнокомковато-глыбистой структуры, глянцевитых пленок меньше, чем в
предыдущем горизонте, много мелких конкреций; на глубине 130—150 см переходит в
горизонт С — почвообразующую породу.
Химические и физико-химические свойства оподзоленных и
неоподзоленных красноземов сходны. Различия заключаются в
значительно более резкой дифференциации по профилю ила и оксидов
железа: минимум в горизонте А2, максимум в горизонте Bt (рис.
21.2). Обилие конкреций свидетельствует о периодическом
переувлажнении этих почв и переменном
окислительно-восстановительном режиме; в периоды переувлажнения и понижения
окислительно-восстановительного потенциала железо и марганец
восстанавливаются и переходят в раствор; в периоды просыхания почвы идет
окисление, выпадение в осадок гидроксидов железа и марганца и
образование из них конкреций.
Красноземы бедны гумусом и питательными веществами —
азотом, фосфором, калием и некоторыми микроэлементами, поэтому
при использовании их в сельском хозяйстве требуется внесение
органических и минеральных удобрений, особенно фосфора.
Красноземы, в том числе с дифференцированным профилем, при сведении
леса и распашке легко эродируются и на поверхности обнажается
горизонт В{ или Вт, лишенный гумуса, с плохими физическими
свойствами, что существенно снижает плодородие этих почв.
В Закавказье красноземы используются для выращивания
различных субтропических культур чайного куста, цитрусовых, многих
340
>4t <t 4t 4t <t О О 4* О О О 4* 4*4
тттштт
••• ■■•• •■•••
I I I
«Л S t- 00 S О -* <N
<4 .>*>
s
! *
! з
s*
ix
X
лекарственных растений и др. При рациональном использовании
на них получают высокие урожаи.
Красно-желтые и темно-красные ферраллитные почвы
распространены в тропических муссонных и экваториальных
постоянно-влажных лесах — гилеях, где количество осадков превышает
1500—2000 мм и более и они распределены относительно
равномерно по месяцам года при наличии сухого периода, продолжающегося
не более 2 мес в году. Средние годовые температуры 23—25 °С с
незначительными колебаниями по сезонам года.
Наибольшие ареалы фульвоферраллитных тропических и
экваториальных почв имеются в Южной Америке, где они занимают
Амазонскую низменность и прилегающие к ней восточные склоны
Анд, и в Африке, где эти почвы приурочены к впадине Конго и
влажным побережьям Гвинеи. Распространены они также в
наиболее хорошо увлажняемых регионах Юго-Восточной Азии,
Малайзии и Океании.
Типичные фульвоферраллитные почвы образуются на древних
корах выветривания или продуктах переотложения, смешанных с
менее выветрелым материалом. На коре выветривания
изверженных и осадочных пород кислого состава образуются красно-желтые
ферраллитные почвы, а на породах основного состава — темно-
красные ферраллитные.
Морфологический профиль недифференцированных и
дифференцированных красно-желтых ферраллитных почв весьма сходен с
соответствующими профилями красноземов.
Несмотря на большое количество поступающих ежегодно на
поверхность почвы органических остатков (35—40 т/га), гумуса в
верхнем горизонте почв немного (3—4 %). В составе гумуса
преобладают фульвокислоты.
Растворимые фракции фульвокислот в среде, бедной
основаниями, глубоко проникают в почву и* воздействуют на большую ее
толщу; в горизонте Вт содержится 1,5—2,0% гумуса. Фульвокислоты
растворяют полуторные оксиды, связывают их в органо-минераль-
ные комплексы, обладающие, однако, благодаря большому
количеству полуторных оксидов и низкому отношению Сфк/К1Ог малой
подвижностью. Тем не менее в результате растворения наблюдается
перераспределение оксидов, что особенно хорошо* видно в
отношении оксидов железа: в коре выветривания они локализованы на
отдельных участках (по выветрелым зернам железосодержащих
минералов), а в почве равномерно рассеяны и равномерно
прокрашивают почвенную массу, образуя местами мелкие зернистые выделения
и микроконкреции (диаметром от 0,05 до 1,5 мм).
342
Под пологом влажных тропических лесов с густой и разветвленной
корневой системой, большим опадом, разнообразной почвенной ме-
зофауной, среди которой особенно обильны различные виды
термитов, почвообразованием захватывается значительная толща породы.
Под серовато-бурым гумусовым горизонтом Л\ (мощность которого составляет
20—25 см) находится метаморфический горизонт Вт желто-бурого или красновато-
бурого цвета, мощность которого достигает 80—100 см. На глубине 100—120 см от
поверхности его сменяет кирпично-красный или красно-бурый, глинистый
горизонт Вт с мелкими конкрециями, который при высыхании сильно твердеет, а при
эрозии на поверхности почв превращается в плотный плинтит.
В этих почвах в составе глинистых минералов преобладает
каолинит. Они очень бедны основаниями, кислы (рН 4—4,5), при малой
емкости поглощения сильно не насыщены: поглощенные Са2+ и Mg2+
в сумме составляют 1—2,5 мг-экв на 100 г почвы, поглощенные А13+
и Н+ — 8—10 мг-экв, степень ненасыщенности — 75—85 %.
Присутствие в почве положительно заряженных коллоидов гидроксидов
железа и алюминия обусловливает поглощение анионов. Емкость
анионного поглощения обычно выше, чем катионного. Особенно
активно и необратимо сорбируется анион фосфорной кислоты РО/".
Ферраллитный характер почв проявляется в высоком
содержании оксидов железа и алюминия и низком отношении Si02/Al203,
не превышающем 2,0.
В минеральном составе почв обнаруживаются минералы
гидроксидов алюминия — гиббсит и гидраргиллит. Во многих красно-
желтых ферраллитных почвах в глубоких горизонтах
обнаруживается плотный, сцементированный гидроксидами железа латеритный
горизонт с ячеистым или конкреционным (пизолитовым)
сложением. Образование латеритного горизонта связано с воздействием
грунтовых вод, содержащих растворенные соединения двухзарядного
железа Fe(HC03)2 и др. Его наличие свидетельствует, что в данной
почве в прошлом грунтовые воды находились близко к поверхности, в
капиллярной кайме происходило окисление железа, выпадение его
гидроксидов в осадок и образование железистой плиты. В почвах, где
грунтовые воды находятся глубоко, латеритный горизонт имеет
реликтовый характер. Если по условиям рельефа и дренирования не
исключается периодический подъем грунтовых вод, гидрогенная
аккумуляция гидроксидов железа может продолжаться и в настоящее время.
Ферраллитные почвы с латеритными горизонтами выделяются в
особый ряд — конкреционных или латеритизированных ферраллитных
почв.
Красно-желтые ферраллитные почвы малоплодородны,
нуждаются в удобрениях, особенно фосфорных; при условии расчленен-
343
ного рельефа легко эродируются и покрываются плинтитом.
Особенно губительна для них все еще используемая в Южной Америке
и Африке подсечно-огневая система земледелия,
сопровождающаяся потерей органического вещества и цементацией почв.
Несколько более плодородны темно-красные ферраллитные
почвы. Они образуются на основных породах, богатых кальцием,
магнием и железосодержащими минералами. Содержание оксидов
железа в остаточной коре выветривания составляет 30—35, в почвах —
20—25 %; в сумме Fe203 и А12Оэ составляют 60—70 % почвенной
массы. Отношение Si02/Al203 в почвенной массе 1,8—1,2. Эти
почвы содержат больше гумуса (4—2 % в горизонте А; 1,8—2,0 % — в
горизонте В), имеют несколько более высокую емкость поглощения
катионов (13—8 мг • экв на 100 г) и анионов (около 20 мг • экв на 100 г
почвы). Они имеют хорошую водопрочную мелкокомковатую
структуру, более водопроницаемы и влагоемки, чем красно-желтые
ферраллитные почвы.
Темно-красные ферраллитные почвы в тропиках широко
используются под различные культуры. На них, так же как и на красно-
желтых ферраллитных почвах, возделывают кофейное дерево,
какао, масличную и кокосовую пальмы, цитрусовые, бананы,
каучуковое дерево, из корнеплодов — маниок и ямс, из зерновых —
богарный и поливной рис. Внесение органических и минеральных
удобрений повышает урожайность культур в 3—5 раз. Плодородие
почв ограничивается не только недостатком азота, фосфора и
калия, но также низким содержанием в почвах кальция, магния и ряда
микроэлементов — цинка, марганца, меди, бора, молибдена,
поэтому внесение микроудобрений имеет положительный эффект.
Часть IV
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ГЕОГРАФИИ ПОЧВ И РЕГИОНАЛЬНАЯ
ОРГАНИЗАЦИЯ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА
Глава 22
ФАКТОРЫ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ
ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ГЕОГРАФИИ ПОЧВ
Распределение почв на земной поверхности представляет собой
сложную, мозаичную картину. Различия в конкретных проявлениях
строения почвенного покрова обусловлены многообразием
изменений в пространстве факторов почвообразования. Климат,
растительность, почвообразующие породы и современные условия рельефа, а
также типы эволюции этих почвообразователей во времени
изменяются от места к месту и создают на разных участках поверхности
множество вариантов сочетания почв друг с другом.
Закономерности распределения почв на земной поверхности в
тесной связи с факторами почвообразования, характер
пространственных смен почв, особенности их сочетаний на глобальном,
региональном и локальном уровнях изучает география почв — один из
основных разделов почвоведения.
Строение почвенного покрова изучается географией почв с
помощью сравнительно-географического метода, подразумевающего
сопряженное исследование пространственных изменений почв и
факторов почвообразования. Последовательное применение
сравнительно-географического метода позволило установить основные
закономерности распределения почв на поверхности Земли и их
обусловленность факторами почвообразования. К таким
закономерностям относятся:
1) биоклиматическая зональность почв;
2) литогенная дифференциация почвенного покрова;
3) топогенно-геохимическая сопряженность почв;
4) историко-хронологическое разнообразие почвенного покрова.
345
Биоклиматическая зональность почв
Биоклиматическая зональность почв как одна из
закономерностей формирования и строения почвенного покрова была
установлена и всесторонне исследована на самом раннем этапе
развития генетического почвоведения. Сравнительный анализ свойств
почв и особенностей их распределения в связи с изменением
факторов почвообразования на территории Русской равнины позволил
В.В. Докучаеву сформулировать это важнейшее положение
географии почв. Он писал, что «поскольку все важнейшие почвообразова-
тели распределяются на земной поверхности в виде поясов и зон,
вытянутых более или менее параллельно широтам, то неизбежно,
что и почвы <...> — наши черноземы, подзолы и пр. — должны
располагаться на земной поверхности зонально, в строжайшей
зависимости от климата, растительности и пр.» (К учению о
зонах природы: Избр. соч., 1954.). В развернутом виде положение
В.В. Докучаева о широтной зональности явилось фундаментальным
научным обобщением, впервые соединившим в единую стройную
систему разнообразные факты и противоречивые объяснения
причин распространения тех или иных почв. Значительный резонанс
среди исследователей почв различных стран получила составленная
В.В. Докучаевым в 1899 г. «Карта-схема почвенных зон Северного
полушария». На ней было выделено пять мировых зон:
1) бореальная, или арктическая;
2) лесная с подзолами;
3) черноземных степей;
4) аэральная с подразделением на каменистые, песчаные,
солончаковые и лёссовые пустыни;
5) латеритная.
На карте-схеме эти зоны опоясывали все материки Северного
полушария, почти не отклоняясь от строго широтного направления.
Позднее, по мере накопления фактических данных о почвенном
покрове Земли, первоначальные представления о преимущественно
широтной зональности почв, открытой В.В. Докучаевым, все более
и более усложнялись. Был предложен более универсальный термин
и соответствующее ему понятие «горизонтальная зональность почв»,
т. е. полосчатое расположение почвенных ареалов на равнинах,
которые могут иметь и широтное, и субмеридианальное, и даже
меридиональное простирание. При этом, если речь идет именно о
биоклиматической зональности почв, конфигурация и направление
почвенных зон обусловливаются характером пространственных
изменений гидротермических условий. В.М. Фридланд предложил
346
различать несколько генетических типов зональных систем, в
зависимости от факторов, вызывающих переход одной зоны в другую.
Им выделены следующие генетические типы почвенно-зональных
систем (рис. 22.1).
1. Горизонтальная зональность, связанная с преобладанием измене-
ния термического фактора:
а) в условиях достаточного увлажнения; она наблюдается в
областях с высоким увлажнением, где смена почвенных зон связана
главным образом с изменением термического режима, так как при
промывном режиме почв дальнейшее увлажнение приводит лишь к
возрастанию стока;
б) в условиях резко недостаточного увлажнения; в крайне
засушливых областях, где все почвы развиваются при недостаточном
увлажнении; при непромывном и эксудативном водном режиме смена
одних почвенных зон другими также связана с изменением
термического фактора.
2. Горизонтальная зональность почв, связанная с
преобладанием изменения фактора увлажненности. В умеренно влажных
областях причиной зональности является в первую очередь
изменение степени увлажнения, причем здесь наблюдаются два раз^
личных случая:
а) фактор увлажнения изменяется в том же направлении, что и
термические условия. Например, увеличивается сухость климата и в
этом же направлении наблюдается нарастание температур,
происходит быстрая смена на небольшом протяжении одних почвенных
зон другими, образуется целый спектр зон;
б) фактор увлажнения изменяется в направлении, резко
отличном от направления изменений термических условий.
В этом случае происходят изменения направления зон, их
изгибание, переход из широтных в меридиональные. Если изменения
фактора увлажнения не столь значительные, то наблюдаются
изменения биоклиматических условий в пределах одной и той же зоны и
формирование внутри зоны почвенно-биоклиматических провинций (или
фаций).
Представления о почвенных фациях были сформулированы
И.П. Герасимовым. Он писал, что местные провинциальные (фа-
циальные) особенности климатов, обусловленные в основном
местными термодинамическими атмосферными процессами, существенно
усложняют во многих регионах горизонтальную (широтную)
зональность почв и способствуют выраженности специфических местных
явлений, вплоть до формирования особых типов почв и
закономерностей их географического распространения.
347
Учение о биоклиматической почвенной зональности было
распространено В.В. Докучаевым не только на равнинные, но и на
горные территории. При исследовании почв Русской равнины он
обратил внимание на то, что распространение типов почв связано с
высотой местности, и высказал предположение о возможном
существовании вертикальных почвенных зон. Посетив позднее Кавказ и
ознакомившись с его природой и почвами от подножий до горных
вершин, В.В. Докучаев установил закон вертикальной зональности.
«Так как вместе с поднятием местности всегда закономерно
изменяются и климат, и растительность, и животный мир — эти
важнейшие почвообразователи, то само собой разумеется, что также
закономерно должны изменяться и почвы по мере поднятия от
подошвы гор, например Казбека или Арарата, к их снежным
вершинам, располагаясь в виде тех же последовательных, но уже не
горизонтальных, а вертикальных зон, начиная в подходящих,
разумеется, случаях латеритами и желтоземами и кончая подзолами и кислыми
торфянистыми почвами» (В.В. Докучаев, 1954).
Высказанная В.В. Докучаевым идея аналогии между
горизонтальной и вертикальной зональностью в дальнейшем развивалась
его учеником С.А. Захаровым, который изучал долгое время почвы
Кавказа и пришел к выводу, что каждой горизонтальной зоне
соответствует своя вертикальная, за исключением горно-луговой,
аналоги которой на равнинах в то время были неизвестны.
С.А. Захаров ввел ряд понятий для явлений отклонения
вертикальной почвенной зональности от единой «идеальной» схемы. Им
было использовано понятие об «инверсии почвенных зон», т. е.
таком расположении вертикальных зон, при котором нижние зоны
располагаются выше, чем это следовало бы по аналогии со схемой
горизонтальных зон. Примером инверсии зон в Закавказье может
быть появление черноземов на Армянском нагорье выше зоны
бурых лесных почв, приуроченных к более увлажненным склонам
горных массивов. Были введены понятия об «интерференции», или
«выпадении», зон для случаев, когда в силу климатических или
орографических особенностей какая-либо зона или несколько зон
выпадали из общей системы: например, зона каштановых почв по
южным склонам, проникая очень высоко в горы, смыкается
непосредственно с зоной горно-луговых почв; зоны черноземов и бурых
лесных почв выпадают. Случаи проникновения одних зон в другие
(например, по горным долинам) С.А. Захаров называл «миграцией
почвенных зон».
По мере накопления материалов о почвах гор Средней Азии,
Алтая, Южной и Восточной Сибири, а также материалов о за-
349
кономерностях распределения почвенных зон в горах
Центральной и Юго-Восточной Азии, в Кордильерах и в Андах выяснилось,
что состав вертикальных почвенных зон и структура зональности
сложны и разнообразны и не всегда подчиняются единой схеме
почвенных зон от более теплых и сухих к более холодным и
влажным.
Выяснилось, что состав и структура почвенных вертикальных
зон зависят от положения:
а) данной горной страны в системе географических поясов;
б) в пределах пояса в различных секторах увлажнения (приокеа-
нических и континентальных).
Существенное значение для понимания особенностей
вертикальной зональности почв в горных странах континентального климата
имело исследование Р.И. Аболиным вертикальных почвенных
поясов в Центральном Тянь-Шане. Здесь особенно ярко проявляется
значение орографии в формировании аридных и экстрааридных
климатов во внутренних впадинах и на изолированных от влияния
приносящих влагу воздушных масс нагорьях. В Центральном Тянь-
Шане распространены на больших абсолютных высотах
высокогорные степные и высокогорные пустынные почвы, отделенные от
пустынных и степных почв подножий гор и прилегающих равнин
серией вертикальных влажных зон с черноземами, горно-лесными и
горно-луговыми почвами.
Наряду с уточнением и обобщением материалов, касающихся
вертикальной зональности почв, возникло представление,
выдвинутое Ю.А. Ливеровским и Э.А. Корнблюмом, о необходимости
введения понятия «горная зональность», охватывающего более
широкий комплекс явлений, чем непосредственное изменение
климата, растительности и почв с увеличением абсолютной высоты на
горных склонах.
Авторы обратили внимание на особенности изменения почв на
предгорных равнинах, имеющих незначительные изменения
абсолютных высот. Здесь образуются особые предгорные почвенные зоны,
отличные от почвенной зоны прилегающих равнин. Появление этих
предгорных зон связано с трансформацией перемещающихся
воздушных масс и фронтов под влиянием горных хребтов.
Как видно из вышеизложенного, со времен В.В. Докучаева
концепция биоклиматической зональности почв претерпела
существенные изменения. Она значительно усложнилась,
конкретизировалась и мало напоминает схематическое представление о
всеобщем господстве на поверхности Земли строго широтных
почвенных зон.
350
Литогенная дифференциация
почвенного покрова
По отношению к процессам литогенеза выделяются две главные
группы почвообразования: постлитогенное и синлитогенное.
Постлитогенное почвообразование начинается на ранее
образовавшейся породе и заметным образом не нарушается поступлением
на поверхность почвы нового твердого материала.
Синлитогенное почвообразование идет при периодическом
поступлении твердого материала на поверхность почвы эоловым, водным
и другими путями. В этом случае почвообразование и породообра-
зование идут одновременно.
Рассмотрим случаи литогенной дифференциации почв при по-
стлитогенном почвообразовании. Почвообразующие породы,
особенно на первых стадиях постлитогенного почвообразования,
представляют весьма мозаичную основу, на которой отпечатывается
воздействие биоклиматического фактора. В соответствии с литоло-
гической неоднородностью формируется и неоднородный
почвенный покров.
Литогенная трансформация биоклиматического влияния на
почвы обусловлена особенностями гранулометрического и
химического составов почвообразующих пород.
Различия в гранулометрическом составе почвообразующих
пород проявляются, как правило, в гранулометрическом составе почв.
В свою очередь с гранулометрическим составом почв связан ряд
важнейших почвенных водно-физических свойств:
водопроницаемость, водоподъемная способность и влагоемкость. Эти свойства
соответственно влияют на тепловые свойства почв (см. гл. 13).
Увеличение (или уменьшение) степени водопроницаемости
пород ослабляет воздействие увеличивающегося (или
уменьшающегося) количества осадков. Породы и почвы тяжелого
гранулометрического состава с очень слабой водопроницаемостью (а также
постоянно мерзлые почвы) могут вызвать даже в условиях малого
количества осадков застой влаги в почвах и явления оглеения, т. е.
процессы, свойственные почвам с близким горизонтом почвенно-
грунтовых вод или почвам, развивающимся в условиях очень
влажного климата.
Существенное изменение в направлении почвообразования и
соответственно в почвенном покрове вызывает появление песчаных
массивов на фоне почвообразующих пород более тяжелого
гранулометрического состава (суглинков, глин), особенно если пески
бедны основаниями и имеют преимущественно кварцевый минерало-
351
гический состав. Во влажных тропических лесах среди ферраллит-
ных суглинистых почв на песках развиваются тропические
подзолы; в степной зоне среди суглинистых черноземов и каштановых*
почв — серопески и серопесчаные дерновые почвы; в зоне полупу*
стынь и пустынь среди бурых пустынно-степных и серо-бурых почв*
суглинистого состава располагаются обширные массивы пустынных*
песчаных почв.
Резкая дифференциация почвенного покрова даже в сходные
климатических условиях может быть связана и с различиями в
химическом составе почвообразующих пород. Почвообразующие
породы по химическому составу можно разделить на группы:
1) кремнеземистые, очень бедные основаниями;
2) ферраллитные, очень бедные основаниями и кремнеземом^
обогащенные железом и алюминием;
3) сиаллитные, бедные основаниями;
4) сиаллитные, богатые основаниями;
5) сиаллитно-карбонатные, богатые основаниями и содержащие
карбонаты кальция;
6) карбонатные, состоящие преимущественно из карбонатов
кальция;
7) соленосные, обогащенные сульфатами и хлоридами;
8) углеродистые.
В зависимости от того, какие из этих пород оказываются почво*
образующими, биоклиматическое воздействие на почвы
преломляется в том или ином направлении.
В холодном и умеренно холодном климате таежных областей
роль химического состава почвообразующих пород проявляется в
обособлении трех основных направлений почвообразования. На
бедных, сильно выветрелых, обогащенных кварцем породах
легкого гранулометрического состава образуются почвы с резко
дифференцированным профилем, в котором наиболее характерны
белесый элювиальный (подзолистый) и иллювиальный железистый
горизонты. Это подзолы железистые и железисто-гумусовые — очень
кислые, сильно ненасыщенные, бесструктурные почвы с низким
уровнем плодородия. На продуктах выветривания основных и сред*
них пород со значительным содержанием щелочноземельных
оснований и железа в первичных минералах образуются слабодиф*
ференцированные кислые почвы с потечно-гумусовым
иллювиальным профилем — подбуры. На карбонатных породах формируются
слабокислые и нейтральные аккумулятивно-гумусовые почвы —
дерново-карбонатные. Они отличаются наиболее высоким плодо-»
родием.
352
В умеренно холодных и умеренно теплых лесных областях на
бескарбонатных и бедных основаниями суглинистых и глинистых
отложениях образуются почвы с резко дифференцированным
профилем, включающим осветленный подзолистый горизонт и
иллювиальный заиленный горизонт, обогащенный оксидами железа, —
подзолистые почвы. Они сильно не насыщены основаниями,
малопродуктивны. На богатых основаниями породах в этих же
климатических условиях подзолистые почвы замещаются сиаллитными ог-
линенными почвами без признаков оподзоливания — буроземами.
Во влажных субтропических и тропических лесах на слабовы-
ветрелых, богатых первичными минералами (точнее алюмосиликат-
ными) породах сохраняется буроземный тип почвообразования. На
сильно выветрелых ферраллитных корах выветривания его сменяет
ферраллитный тип почвообразования, особенно ярко выраженный
на корах выветривания пород основного состава. На кварцферрал-
литных корах выветривания кислых пород появляются почвы с
дифференцированным осветленным в верхней части профилем —
лессированные и оподзоленные ферраллитные (оподзоленные
желтоземы и красноземы).
В умеренно сухих областях степей литогенная мозаичность
почвенного покрова также проявляется весьма отчетливо. На
широко распространенных здесь обызвесткованных лёссовидных
суглинках под разнотравно-злаковой степной растительностью
образуются черноземы и каштановые почвы. Их профиль включает
темноокрашенный гумусово-аккумулятивный горизонт и
залегающий ниже иллювиально-карбонатный горизонт с разнообразными
формами новообразований карбонатов. Существенно иной
профиль и свойства имеют почвы степных областей, образующиеся на
перемытых, преимущественно кварцевых песках. Даже в условиях
засушливого климата песчаные почвы в момент выпадения
ливневых осадков или при весеннем снеготаянии промачиваются
насквозь, т. е. развиваются в условиях периодически промывного
режима. Поэтому в их почвенном профиле отсутствует
карбонатный горизонт. Гумусовый горизонт хотя и выражен
морфологически, но более светлый, чем в черноземах или каштановых почвах.
В условиях переменно-влажного климата саванн формируются
существенно различные почвы на феррсиаллитных корах
выветривания или продуктах их переотложения и на монтмориллонитовых
корах выветривания и связанных с ними монтмориллонитовых
глинах. На феррсиаллитных породах образуются красные почвы
саванн, или ферроземы, в формировании профиля которых
участвуют процессы гумусонакопления, термической дегидратации
23-5046
353
(рубефикации), элювиально-иллювиальной дифференциации. На
монтмориллонитовых глинах образуются темноцветные
тяжелосуглинистые почвы — слитоземы. Это почвы с недифференцированным
профилем, малогумусные, часто карбонатные, в них при
периодическом увлажнении и иссушении сопровождающимся сильным
набуханием и сжатием глинистого материала происходит смещение и
перемешивание почвенной массы.
Столь же велики различия в почвах, приуроченных к
разнообразным почвообразующим породам, в засушливых и сухих областях — в
полупустынях и пустынях. Под эфемерными пустынными степями
на лёссовидных суглинках и лёссах, например, распространены
сероземы. В условиях полива это весьма плодородные почвы. На
засоленных породах (палеогеновых и неогеновых глинах) под ксеро-
фитными полынно-солянковыми сообществами образуются бурые
пустынно-степные и серо-бурые пустынные почвы. Использование
их даже в условиях орошения затруднено вследствие возможности
вторичного засоления.
Самостоятельную группу почв, связанную с особенностями поч-
вообразующих пород, образуют синлитогенные почвы.
К синлитогенным принадлежат, во-первых, аллювиальные
почвы речных пойм. Почвообразование и накопление аллювия здесь
идут одновременно. В зависимости от расстояния от русла реки
изменяются гранулометрический состав и мощность прослоев
аллювия: в прирусловой пойме формируются аллювиальные дерновые
слоистые почвы легкого гранулометрического состава; в
центральной и особенно притеррасной части поймы откладывается
суглинистый или иловато-суглинистый тонкослоистый аллювий,
синхронно отложению которого идет формирование аллювиальных
дерновых почв.
Другим ярким примером синлитогенного почвообразования
являются пеплово-вулканические почвы, образующиеся в областях
современного вулканизма и широко распространенные в Притихоо-
кеанском вулканическом поясе Северной и Южной Америки, в
полуостровной и островной частях Восточной Азии, в Малайзии и
Океании.
Вблизи действующих вулканов почвообразование периодически
прерывается выпадением пеплового материала. Образуется
слоистая толща, в которой вовлеченные в почвообразование прослои пепла
перемежаются с погребенными аккумулятивными и иллювиально-
гумусовыми горизонтами. Так как при воздушном переносе
происходит дифференциация пепловых частиц по гранулометрическому
составу, вокруг действующих и недавно потухших вулканов обнару-
354
живается концентрическая зональность пеплово-вулканических почв:
вблизи вулкана они более грубослоистые, с частыми включениями
обломочного материала — пемзы, кусков вулканической брекчии;
чем дальше от кратеров, тем пепловый материал становится все
более тонкозернистым. Пеплово-вулканические почвы, сохраняя в
профиле некоторые общие черты — слоистость, высокое
содержание гумуса, наличие большого количества аморфных оксидов
железа и алюминия, связанных в органо-минеральные комплексы, —
различаются в зависимости от географического положения
вулканов и, следовательно, общих биоклиматических условий.
В бореальных и суббореальных поясах формируются охристые
вулканические почвы; в субтропических и тропических поясах, где
выветривание пеплов идет более быстро и интенсивно,
распространены более темноокрашенные аллитные гумусные почвы или андо-
соли.
К синлитогенным могут быть также отнесены почвы склонов,
на которых активно протекают процессы делювиального или со-
лифлюкционного перемещения почвенных масс и рыхлых
отложений и происходит периодическое погребение почв аккумулятивных
частей склонов. Процессы перемещения твердого материала
вызывают литогенную дифференциацию склоновых почв. Особенно ярко
они проявляются в местах распространения вечной мерзлоты.
Для понимания особенностей почвенного покрова, связанных с
неоднородностью литогенной основы, необходимо иметь в виду
закономерности распространения почвообразующих пород, которые
обусловлены геологическим строением земной коры. Исключительно
геологическим фактором обусловливается распределение
изверженных и плотных осадочных пород. География рыхлых осадочных
пород и кор выветривания связана, кроме того, с экзогенными
факторами (климатом, рельефом и др.).
Ядра материков Земли представляют собой древние
кристаллические щиты и платформы: Канадский, Фенноскандинавский,
Сибирский, Гвианский и Бразильский щиты, Африканская и
Западно-Австралийская платформы, сложенные изверженными
породами преимущественно кислого состава. Этим определяется широкое
распространение на равнинах земного шара почвообразующих
пород преимущественно кислого состава. В экваториальных и
тропических областях с платформами связаны древние ферраллитные коры
выветривания кислых пород — гранитов, гранитогнейсов, —
бедных основаниями, обогащенных остаточным кварцем, часто сильно
латеризированных (сцементированных оксидами железа). На
обширных пространствах равнин и плоскогорий Южной Америки, Афри-
23* 355
ки, Австралии низкое плодородие почв саванн и
влажно-тропических лесов существенно определяется господством кислых пород и
продуктов их выветривания.
В тропических областях размыв кварц-ферраллитных древних
кор выветривания кислых пород сопровождается накоплением в
области древних и современных аллювиальных равнин песков
кварцевого состава, с которыми связано распространение наиболее
бесплодных песчаных почв.
Широкое распространение кислых изверженных пород в
пределах Канадского и Фенноскандинавского щитов, представлявших в
четвертичный период области ледниковой денудации, определило в
значительной мере состав ледниковых и флювигляциальных
отложений не только в пределах щитов, но и в области ледниковых
аккумулятивных равнин, лежащих южнее, вне щитов. С кислыми
породами в этих районах в значительной степени связано
формирование подзолистых почв и подзолов, профиль которых отличается
резкой выраженностью элювиального процесса.
Породы основного и среднего состава, хотя и встречаются в
области щитов и платформ, но имеют подчиненное значение.
Исключения составляют сибирские траппы триасового возраста,
располагающиеся в пределах Сибирской платформы, и траппы мелового и
неогенного возраста Индийской платформы, с которыми связано в
Сибири широкое распространение таежных неоподзоленных почв —
подбуров, а на Индостане — черных монтмориллонитовых
тропических почв — слитоземов (местное название — регуры).
Более широко породы среднего и основного состава в виде туфов
и лав распространены в областях современных геосинклинальных зон,
в краевых частях континентов, на островных дугах, в областях
новейших разломов, тектонически активных, с широко развитым
четвертичным и современным вулканизмом. С основными породами
связаны наиболее плодородные почвы влажнотропических и
экваториальных областей — темно-красные ферраллитные.
Распределение почвообразующих пород, особенно продуктов
разрушения и переотложения изверженных и плотных осадочных
пород, может характеризоваться определенной систематичностью и
упорядоченностью, которые наследуются почвенным покровом. Так,
целые спектры рыхлых отложений, связанные с механической
дифференциацией вещества, образуются на подгорных равнинах и в
межгорных котловинах, на пространствах древнеаллювиальных и
флювигляциальных равнин, по окраинам жарких пустынь, а также
древних перигляциальных пустынь. Подобные комплексы
различных по составу рыхлых наносов определяют закономерные
последовательные смены почв на обширных территориях.
356
Аналогичные явления упорядоченности строения почвенного
покрова могут быть связаны и с эндогенными литологическими
факторами. Они возникают, как отмечалось выше, в областях
современных действующих и недавно потухших вулканов — там, где
вулканические брекчии, туфы, отложения вулканических пеплов,
газовые выделения и гидротермальные источники образуют
упорядоченные зоны вокруг действующих вулканов.
Топогенно-геохимическая
сопряженность почв
В отечественном почвоведении издавна существует понятие о
рядах почвообразования, связанных с расположением почв по
рельефу, и как следствие — с различиями в условиях локального
увлажнения и миграции веществ. Еще В.В. Докучаев и НА. Сибирцев
(1890) выделяли почвы водораздельных равнинных поверхностей как
зональные, нормально растительные наземные почвы и почвы
понижений, испытывающие воздействие грунтовых вод, как почвы инт-
разональные.
Б.А. Коссович (1906), развивая идеи В.В. Докучаева, разделил
все почвы на генетически самостоятельные (почвы плакоров -
ровных водораздельных поверхностей) и генетически подчиненные
(почвы понижений). С.С. Неуструев (1931) первые называл «автомор-
фными» почвами, а вторые — «гидроморфными» И.П. Герасимов,
Е.Н. Иванова и А.А. Завалишин выделили серию рядов
почвообразования в зависимости от характера увлажнения. Кроме
элювиального (или автоморфного) и гидроморфного рядов почв ими были
выделены промежуточные: элювиально-гидроморфный ряд,
объединяющий почвы, получающие дополнительное количество влаги за счет
притока поверхностных делювиальных вод, и элювиально-ксеромор-
фный ряд, включающий почвы, развивающиеся в условиях более
сухих, чем это могло бы быть при данных климатических условиях,
например, на хорошо обогреваемых склонах, где происходит
быстрое испарение влаги.
Степень контрастности почвенного покрова, обусловленная
перераспределением влаги по элементам рельефа, наиболее низка или
вообще отсутствует, если почвы и почвообразующие породы имеют
легкий гранулометрический состав и отличаются хорошей
водопроницаемостью. На породах более тяжелого состава, или при наличии
в самом профиле почв горизонтов с плохой водопроницаемостью
контрастность увеличивается за счет поверхностного или внутри-
почвенного стока влаги с относительно повышенных элементов ре-
357
льефа. Большое значение имеет также и форма выпадения осадков —
ливневые осадки, бурное снеготаяние способствуют стоку, а следом
вательно, увеличению контрастности почвенного покрова.
Латеральная миграция и пространственная дифференциация
продуктов выветривания и почвообразования. Существенным фактором
дифференциации почвенного покрова, обусловливающим
определенные особенности его строения, является перераспределение по
элементам рельефа продуктов выветривания и почвообразования и
накопление их в водах, наносах и почвах «генетически
подчиненных» позиций. Эти явления подчиняются определенным
географическим, а точнее ландшафтно-геохимическим закономерностям. Как
уже отмечалось ранее (см. гл. 4), основоположником геохимии
ландшафтов был Б.Б. Полынов, который создал целостную теорию
выветривания и миграции его подвижных продуктов, изложенную в
монографии «Кора выветривания» (1934).
На основе сопоставления среднего химического состава
массивных пород и среднего состава минерального остатка
поверхностных речных вод он установил относительную миграционную
способность химических элементов и их соединений. Выяснилось, что
наибольшей миграционной способностью обладает хлор,
несколько меньшей — сера, далее идут кальций, натрий, магний, калий,
затем кремнезем и наименее подвижны оксиды железа и
алюминия (табл. 22.1).
Таблица 22.1
Миграционная способность химических элементов
и их соединений (по Б.Б. Полынову)
Порядок
миграций
IV
III
II
I
Элементы
и их соединения
А1203
Fe203
Si02
Са
Mg
К
Na
CI
so4
Средний состав
массивных
пород
15,35
7,29
59,09
3,60
2,11
2,57
2,97
0,05
0,15
Средний состав
минерального
остатка вод
0,90
0,40
12,80
14,70
4,90
4,40
9,50
6,75
11,60
Относительная
подвижность
элементов
<М>2
0,04
0,20
3,00
1,30
1,25
2,40
100,00
57,00
358
Таким образом, если из выветривающейся толщи почв или
пород за некоторое время будет вынесен весь хлор, она потеряет
примерно половину (57 %) от первоначального содержания S04. За это
же время будет вынесено всего лишь 2—3 % от первоначального
содержания натрия и кальция и около 1,2—1,3 % магния и калия;
еще в меньшей степени выветривающаяся толща будет обеднена
кремнеземом, а оксиды железа и алюминия практически останутся
на месте. Если продолжительность выветривания велика и из
толщи вынесены не только хлор и сульфаты, но и весь кальций и
натрий, то в ней сохранится еще около 50 % первоначальных запасов
калия и магния (так как относительная подвижность этих
элементов в два раза меньше). При полном выносе всех оснований вынос
кремнезема составляет 15—20 % его исходного содержания, т. е.
остаточные продукты выветривания будут обогащены наименее
подвижными оксидами железа и алюминия, относительное содержание
которых к этому моменту окажется в 1,5—2 раза больше их
первоначального содержания.
Следовательно, при длительно идущем процессе выветривания
и выносе веществ остающаяся толща последовательно обедняется
элементами с высокой миграционной способностью и
относительно обогащается менее подвижными. В природе наблюдаются все
последовательные стадии остаточной коры выветривания —
обломочной, обломочной об известкован ной, сиаллитной, аллитной (или
ферраллитной).
Химические элементы и их соединения, которые выносятся из
остаточной зоны выветривания (из геохимически автономных почв),
перемещаются с подземными и поверхностными водами на
большее или меньшее расстояние от места своего освобождения.
Порядок выпадения элементов из растворов и накопления в различных
почвах и рыхлых наносах обратный порядку их подвижности, т. е.
элементы с наиболее высокой миграционной способностью
уносятся наиболее далеко и аккумулируются в более пониженных
областях — внутри континентов, в речных дельтах или попадают в моря и
океаны. Менее подвижные продукты задерживаются в
значительной части по пути, причем чем менее подвижны элементы, тем
ближе зона их аккумуляции располагается к области сноса.
В результате в пределах данного водосборного бассейна
формируются в соответствии с геоморфологическими условиями
последовательно сменяющие одна другую зоны с различными типами
геохимических аккумуляций. Они геохимически связаны с областями,
где идет формирование остаточных продуктов выветривания и
почвообразования того или иного типа.
359
Аккумуляция вещества в почвах и рыхлых наносах
геохимически подчиненных ландшафтов происходит из-за наличия ландшафт-
но-геохимических барьеров, т. е. зон, где существенно изменяются
условия миграции элементов и их соединений, что приводит к
понижению их миграционной способности. Выделяются следующие
основные группы ландшафтно-геохимических барьеров:
1) биогеохимические;
2) физико-химические (окислительные, восстановительные,
сульфидные, восстановительные глеевые, сульфатно-карбонатные,
щелочные, кислые, испарительные и адсорбционные);
3) термодинамические;
4) механические.
Детальный анализ различных типов геохимических барьеров и
их сложных сочетаний, которые могут сменять друг друга в почвах и
почвенном покрове, проведен Н.С. Касимовым и А.И. Перельма-
ном (1992).
На геохимических барьерах в почвах и корах выветривания зон
аккумуляций может накапливаться сиаллитный, карбонатный или
хлоридно-сульфатный материал. В аридных областях, где
испаряемость превышает количество осадков, широко распространены
испарительные барьеры, с которыми связано образование засоленных
почв. С испарительным и температурным барьерами связано
образование в гидроморфных почвах горизонтов «лугового мергеля» или
сцементированных известью плотных горизонтов — хардпэнов.
С окислительным барьером связано накопление гидроксидов
железа и формирование плотных конкреционных горизонтов в
гидроморфных почвах субтропиков и тропиков и ожелезненных лугово-
болотных и болотных почв в гумидных областях умеренных поясов.
На резко выраженных окислительно-восстановительных барьерах в
пределах низменных морских побережий и открытых дельт рек
возникают сульфидно-хлоридные аккумуляции.
Почвенный покров ландшафтно-геохимических арен.
Геохимически сопряженные почвы располагаются в пределах ландшафтно-
геохимических арен. Ландшафтно-геохимические арены — это
территории, лежащие на различных гипсометрических уровнях, но
находящиеся в общем водосбросном и солесборном бассейне и
связанные механическим и химическим стоком в одну общую
(наиболее крупную) ландшафтно-литолого-геохимическую
территориальную единицу. Протяженность ландшафтно-геохимических арен
составляет часто сотни и тысячи километров, а их возраст как
геохимически сопряженных территорий измеряется геологическим
временем.
360
При рассмотрении закономерностей геохимической
сопряженности почв в пределах арены необходимо принимать во внимание
не только водную, но и воздушную миграцию веществ, причем как
в твердой, так и в жидкой фазе. Так, развеивание солей с
поверхности солончаков и перенос их на большие пространства — весьма
широко распространенное явление, вызывающее засоление почв
прилегающих повышенных равнин. Особенно отчетливо этот
процесс проявляется в случае субаэрального засоления древней сильно
выщелоченной коры выветривания на территориях, лежащих
вблизи морей или океанов. Большое значение приобретает воздушный
перенос солей с акватории на сушу.
Сложность, состав и контрастность почвенно-геохимических зон
внутри арен определяются как геоморфологическими, так и
биоклиматическими условиями в ее отдельных частях. Наиболее
полная и контрастная зональность наблюдается в том случае, если в
области формирования гидрохимического стока и распространения
автономных почв (элювиальных ландшафтов) климатические
условия характеризуются повышенной влажностью, а геохимически
подчиненные почвы лежат в понижениях с относительно засушливым
климатом. Наименее контрастны арены, находящиеся целиком в
условиях влажного или очень сухого климата (см. рис. 6.4).
Почвенно-геохимические катены. Ландшафтно-геохимические
арены включают в себя более частные территориальные единицы —
геохимические ландшафты. Напомним, что, по Б.Б. Полынову,
геохимический ландшафт представляет собой совокупность
элементарных ландшафтов (элювиальных, супераквальных, субаквальных),
сменяющих друг друга по элементам рельефа от местного
водораздела к местной депрессии и связанных друг с другом миграцией
веществ. Именно в пределах геохимических ландшафтов
формируются ряды почв, связанные между собой боковой миграцией
веществ. Эти парагенетические ассоциации почв называют почвенно-
геохимическими сопряжениями или почвенно-геохимическими катена-
ми (рис. 22.2).
Почвенно-геохимические катены весьма разнообразны и тесно
связаны со всей совокупностью физико-географических условий.
Существенное значение имеет характер выветривания и
почвообразования в элювиальных и трансэлювиальных членах геохимически
сопряженного ряда почв, так как именно этот фактор
обусловливает состав и количество подвижных компонентов, которые могут
участвовать в местных миграциях. Большое значение имеет также
химический состав наземного растительного опада, потому что в
случае поверхностного стока вод в первую очередь выщелачиваются и
361
Автономный ; Транс- • Супераквальный , Аквальный
Элювиальный {элювиальный;
Рис. 22.2. Схема элементарных ландшафтов (по Б.Б. Полынову)
перераспределяются в пределах катены те элементы, которые
извлекаются из почвы растениями.
Столь же существенное значение имеет тип рельефа, в
пределах которого формируется почвенно-геохимическая катена. В
условиях молодого аккумулятивного (например, молодой моренной
или эолово-аккумулятивной равнины), а также молодого
эрозионного рельефа (горные склоны, где преобладает механический снос)
почвенно-геохимические катены выражены слабо. Наоборот, на
территориях с древним континентальным рельефом они развиты
хорошо. Исключение представляют катены, обусловленные
дифференциацией легкорастворимых солей, где формирование
элювиальных и аккумулятивных членов сопряженного ряда идет очень
быстро.
Катены формируются как в пределах литохимически
однородных почвообразующих пород, так и в условиях пестрого состава
исходных пород. В последнем случае подчиненные члены
сопряженного ряда формируются под совокупным влиянием подвижных
продуктов выветривания и почвообразования различных пород и
особенно тех, продукты выветривания которых обладают
наибольшей растворимостью.
Если повышенные элементы рельефа сложены хорошо
водопроницаемыми породами и почвами, то на склонах боковой сток
отсутствует и все почвы принадлежат к группе геохимически автономных.
Связь между почвами повышенных и пониженных участков
осуществляется в этом случае через сток фунтовых вод (грунтово-водное
сопряжение).
362
Если же почвообразующие породы и особенно почвы склонов
плохо водопроницаемы, то воды стекают по поверхности почвы или
над плотными иллювиальными (или постоянно мерзлыми)
горизонтами. Этот тип сопряжения почв можно назвать водным поверх-
ностно-почвенным, или водным внутрипочвенным.
На земной поверхности существует большое разнообразие по-
чвенно-геохимических катен, которые характеризуют определенные
сочетания биоклиматических, геоморфологических и литологичес-
ких условий в пределах той или иной территории.
Так, в пределах древнеледниковых равнин Евразии и Северной
Америки, сложенных карбонатной мореной или карбонатными
покровными суглинками, карбонаты кальция выносятся из почв
элювиального ряда (дерново-карбонатных, бурых лесных и
дерново-подзолистых остаточно-карбонатных, серых лесных и др.) и
накапливаются в почвах депрессий, находящихся под воздействием
жестких грунтовых вод. Здесь образуются в условиях суперакваль-
ного режима перегнойно-карбонатные или черноземовидные
луговые почвы со значительным накоплением лугового мергеля, а в
случае водозастойного режима — карбонатные торфяно-болотные
почвы.
На плоских слабодренированных древнеаллювиальных и древ-
неозерных равнинах, в областях распространения лесо-лугово-степ-
ных ландшафтов (Западная Сибирь, Дальний Восток,
Северо-Восточный Китай) в формировании почвенно-геохимических
сопряжений участвуют, кроме карбонатов кальция, более легкорастворимые
соли: сода, кремнекислый натрий, сульфаты и хлориды натрия, а
иногда и магния. Элювиальные и трансэлювиальные члены таких
катен могут быть представлены лугово-черноземными
солонцеватыми, местами осолоделыми почвами, с небольшим содержанием
солей и карбонатным горизонтом. Супераквальные позиции
занимают содовые солонцы и солончаки. В замкнутых бессточных
впадинах встречаются лугово- и торфяно-болотные слабозасоленные
почвы.
Для равнин гумидных бореальных областей (Скандинавия,
Карелия) характерны почвенно-геохимические катен ы, которые
можно назвать ферри-ферро-гумусовыми. Молодость территории
обусловливает присутствие здесь слаборазвитых
почвенно-геохимических сопряжений в элювиальном и трансэлювиальном ландшафтах.
Лишь при переходе к нижним частям склонов и заболоченным
депрессиям возникают контрастные образования. В ряду транссуперак-
вальных подзолисто- и торфяно-болотных почв, находящихся в
условиях восстановительной среды, приобретают подвижность же-
363
лезо и марганец, которые в форме углекислых солей и
восстановленных органо-железистых комплексов выносятся в почвы местных
депрессий и там, где восстановительный режим сменяется
окислительным, выпадают в осадок в виде гидроксидов. Таким образом,
формируются болотные и озерные руды.
Историко-хронологическое
разнообразие почвенного покрова
Дифференциация почвенного покрова на поверхности Земли —
это результат длительных процессов и сложной истории развития
ландшафтов. Почвы начали формироваться с момента
возникновения жизни на планете и заселения суши сначала низшими, а затем
высшими организмами, т. е. как только появились условия для
образования биокосных тел. По мере увеличения плотности жизни и
эволюции живых организмов расширялась среда и изменялись
формы почвообразования, сменявшие одна другую в пространстве и во
времени. К настоящему моменту многие поколения почв
безвозвратно исчезли с поверхности Земли в результате денудационно-ак-
кумулятивных процессов, трансгрессий моря и тектонических
явлений. В палеозойских и мезозойских литифицированных
(окаменелых) осадочных породах континентального происхождения находят
лишь следы древнего почвообразования. Фрагментарно
встречаются древние почвы в кайнозойских континентальных осадках и в
отложениях четвертичного периода.
И все-таки, несмотря на периодическое «стирание» почв в
истории Земли, современный почвенный покров представляет собой
сложное гетерохронное (разновозрастное) образование. Это
связано с тем, что катастрофические (по отношению к почвенному
покрову) природные явления происходили на разных участках земной
поверхности в разное время. Так, обширные платформы и древние
пенеплены влажных тропических и экваториальных областей, не
подвергшиеся четвертичным оледенениям и заметным
тектоническим нарушениям, представляют собой территории, где
стабилизированная литологическая основа существует с мезозойского и даже
более древнего времени. Здесь развиты ферраллитные коры
выветривания, на которых почвообразование идет не прерываясь многие
сотни тысяч и миллионы лет. При этом биоклиматическая
обстановка во многих случаях не претерпевала существенных изменений.
Почвенный покров современных бореальных и суббореальных
лесных областей значительно моложе. Определяющим его возраст
фактором стали плейстоценовые материковые оледенения, особенно их
364
последние стадии, после которых поверхность покрылась плащом
гляциальных и флювиогляциальных наносов и начался текущий (го-
лоценовый) этап формирования почвенного покрова. Длительность
его протекания в этих областях — не более 10—12 тыс. лет.
Почвенный покров внеледниковых территорий суббореального
пояса, занятых современными лесостепными и степными
ландшафтами, имеет больший возраст — десятки тысяч лет. Новейший этап
формирования почв здесь начинался в большинстве случаев на
лёссовых аккумуляциях или наносах, связанных с трансгрессией морей.
Самый молодой почвенный покров (десятки, сотни лет, первые
тысячи лет) характерен для свежих аллювиальных осадков (особенно на
низких поймах), территорий, покрытых недавними
вулканическими отложениями, а также для горных областей, где активно идущие
денудационно-аккумулятивные процессы постоянно «возвращают»
почвообразование на начальные стадии его развития.
Гетерохронность почвенного покрова обусловливает различия в
его составе и строении, поскольку почвы, находящиеся на разных
этапах развития, могут существенным образом различаться. В
процессе направленной эволюции при увеличении возраста почвы могут
изменяться не только количественно (обогащение или обеднение
веществами), но и качественно, неоднократно переходя, например,
из одного подтипа и даже типа в другой. Поэтому для правильной
оценки историко-хронологических факторов дифференциации
почвенного покрова необходимо понимание закономерностей
эволюции почв во времени. Основы эволюционно-исторического анализа
почв и почвенного покрова заложены в положениях В.В. Докучаева
о генетических связях между различными почвами, прогрессе и
регрессе почв, об их устойчивости и изменчивости.
Одним из важнейших аспектов теории эволюции почв являются
представления о связи развития почв с изменением факторов
почвообразования. Практически любое изменение почв во времени
обусловлено изменениями среды ее существования. При этом
факторы почвообразования могут изменяться с различной быстротой,
соизмеримой или несоизмеримой с возможной скоростью развития
почв. Возможно несколько состояний почв во времени в связи с
состоянием географической среды (рис. 22.3).
1. Относительно стабильное состояние почвы в условиях
начавшегося изменения факторов почвообразования. Почва находится в
равновесии с предшествующей комбинацией факторов
почвообразования, а текущие изменения факторов еще недостаточны для его
нарушения.
2. Одновременная эволюция почв и факторов почвообразования.
365
Рис. 22.3. Типы (этапы) состояния почв во времени (1—4)
в связи с состоянием факторов почвообразования:
а — состояние факторов почвообразования; б — состояние почв
3. Эволюция почв, протекающая вследствие изменения
факторов -почвообразования, но после них, в период стабилизации
факторов.
4. Состояние относительного равновесия почв со средой в
период постоянства факторов почвообразования, наступивший вслед за
этапом их изменения.
Схема возможных рядов развития почв в соответствии с
циклами изменения тех или иных факторов почвообразования была
предложена Н.Н. Розовым. Им были выделены следующие циклы:
1) собственно биологический — это цикл «саморазвития» почвы
в системе почва—растение, когда ведущим фактором является
изменение биоценоза;
2) биогеоморфологический — цикл развития почвы и системы
почва—растение в связи с развитием рельефа;
3) биоклиматический — цикл развития почвы и системы
почва—растение вместе с изменением климата.
Биологический цикл (саморазвитие, онтогенез, автоэволюция, ста-
топедогенез) разделяется на две фазы:
1) фазу образования почвы из горной породы;
2) фазу зрелой почвы.
В первую фазу вследствие «неуравновешенности» свойств
горной породы с другими факторами почвообразования, прежде всего
с гидротермическими и биогеохимическими условиями, а также
вследствие смен биоценозов (по мере заселения горной породы)
почвообразование идет относительно быстро.
366
По мере того как слагается устойчивый по отношению к данным
гидротермическим условиям и условиям субстрата биоценоз —
«климакс—ассоциация» — почва достигает зрелости. Дальнейший
процесс изменения биоценоза и почвы идет значительно медленнее,
хотя и не прекращается. Наряду с суточными и годичными биоце-
нотическими ритмами, определяющими в значительной мере
циклические почвенные процессы, в почвенной толще идут
необратимые изменения минеральных и органических соединений, в
результате которых часто существенно трансформируются условия
местообитания живых организмов, что в свою очередь вызывает
новые изменения в биоценозах. Таким образом, на стадии «зрелой
почвы» ее дальнейшее развитие в условиях относительного
постоянства климата и устойчивого рельефа обусловлено все большим
проявлением обратной связи почв с биологическими факторами
почвообразования, т. е. взаимодействием почв и биоты.
Формирование почвы, как уже говорилось выше, начинается с
заселения поверхности породы организмами. При этом процесс
идет различно в зависимости от того, начинается ли
почвообразование на поверхности плотной массивной породы или на рыхлом,
уже измененном выветриванием воздухо- и водопроницаемом
материале.
На массивной породе процессы выветривания (т. е. изменения
физического, химического и минералогического составов породы)
и процессы почвообразования идут одновременно,
распространяясь от поверхности вглубь и захватывая постепенно все более
глубокие слои породы.
Первые поселенцы на скалах — микроорганизмы. Их клетки и
споры переносятся по воздуху и откладываются на поверхности и
в трещинах породы. Среди них есть автотрофы (синезеленые и
диатомовые водоросли, азотфиксирующие бактерии и др.),
которые не нуждаются в готовом органическом веществе — источнике
углерода и азота, а поглощают эти элементы из воздуха или
дождевых осадков.
После отмирания клетки автотрофных организмов служат
питательным субстратом для гетеротрофных организмов (или сапрофи-
тов), нуждающихся в готовом органическом веществе
(разнообразные микроскопические грибы, актиномицеты, бактерии).
Продукты жизнедеятельности и разложения этих организмов наряду с
кислородом воздуха и атмосферной влагой воздействуют на
минералы горных пород, разлагают и растворяют их.
На поверхности массивных пород поселяются и разнообразные
литофильные лишайники: накипные, листовые и пластинчатые.
367
Лишайники разрушают породу, воздействуя на нее и химически и
механически (гифы лишайников проникают в тончайшие
трещинки между минералами). При отмирании лишайников их
органические остатки смешиваются с минеральным мелкоземом,
накапливающимся в углублениях и трещинах скал. В этих местах поселяются
мхи, куртинки травянистой растительности и даже отдельные
кустарники и деревья. Участки, покрытые такой растительностью,
осваиваются беспозвоночными животными. Так формируются
первичные, или пленочные, почвы, мощность которых измеряется
сантиметрами. Они состоят практически из одного темноокрашенного,
пронизанного корнями и сплошь переработанного
беспозвоночными гумусового горизонта А1, лежащего на плотной, но с
поверхности измененной породе.
На свежих рыхлых наносах начальное почвообразование идет
несколько иначе. Первые стадии почвообразования на молодых
рыхлых отложениях можно наблюдать на речном аллювии в поймах
и дельтах рек, на свежих пролювиальных конусах выноса, молодых
горных моренах и осыпях, на вновь обнажающихся из-под воды
морских отложениях, на свежих вулканических пеплах вблизи
действующих вулканов и на антропогенных выемках и насыпях
(курганах и др.).
Рыхлые отложения водо- и воздухопроницаемы, что
благоприятствует уже на самых первых стадиях почвообразования
проникновению в глубь толщи наноса корней, микроорганизмов и
почвенных животных. Рыхлые отложения содержат не только
первичные минералы, но и продукты их выветривания — вторичные
минералы. Большая удельная поверхность минеральной массы в
рыхлых наносах и наличие элементов питания, доступных для
растений, благоприятствуют относительно быстрому заселению
поверхности высшими зелеными растениями и формированию
через ряды сукцессионных смен растительности сложившегося
биоценоза.
Имеется ряд исследований почв, образовавшихся на одних и тех
же отложениях, в одних и тех же климатических условиях, но на
разновозрастных, хорошо датированных субстратах (на
разновозрастных моренах горных ледников, приморских дюнах, насыпных
валах, курганах). Такие хроноряды позволяют установить
направленность, скорость и стадии развития почв в период их начального
становления в рамках биологического цикла почвообразования (рис.
22.4).
Исследования, проведенные с помощью метода почвенных хро-
норядов в высокогорной зоне Приэльбрусья, показали, что зрелый
368
§0
I И*
Khl * \*\
ЩчМ * Is)
EJ
в I
i ~
p ^
E
«г
-7
E
*
и
^
7
EF
*r
—7
s
a
a
§ л
*
■5"
2 *
кк
о
«э
ft*
hrNI
*
о
о
а
0Q
О
С
D
S
X
Я о
2 *
ч
^ (
«ч-
^
т N
? В
*
■в
s
§ *
I
«^
о
«ч
18
S
о
5
о
S
К
о-.
I I I I I
о о о
tF \о оо
т 1 г
Я © о
t
-5046
о
8
DOHOdOU
имнноиенэиэХэ
о
о
о
о
<N
У
еохнэшэге
киТшкЛгоЛжш гяаднаюид
п • 1000
• 100
s:
о
с
ж
\
Т
Т1
эинваое^доониш 1
ooHHoahouHdjXHg |
2. •
&
кипгоигайэнии
и иипгоифии^
у
г
I
• 1000
«
1 ■ 100
о
тг
„А/....
1...
V
—-.
i „_
^г
п
__J
эинвжхЫияонлги 1
ooaooXwiO-aj-iv
.J--4 ^ I
енюэгпэя ojo^oahHHBjdo
ЭИНЭЮЮДОН
о
1
KMnecMiHinrBHDdao
1
09
О
I..
Is
и
si
§ I i
8 8
5§ •
С О <N
sis
в
a
ГЧ
6
s
0ц
о
i
гумусовый горизонт горно-луговых и горных лесо-луговых почв
формируется за 300—500 лет; для образования хорошо
выраженного ожелезненного метаморфического горизонта требуется не
менее 1000 лет, иллювиального алюмо-железисто-гумусового
горизонта — несколько первых тысяч лет (рис. 22.5). В полупустынных
суглинистых почвах гумусированный выщелоченный от
легкорастворимых солей горизонт образуется за несколько сотен лет, субаэ-
ральное атмогенно-биогенное обызвесткование почв проявляется
через 1000—2000 лет, элювиально-иллювиальная дифференциация
профиля по содержанию ила становится хорошо заметной через
3000—4000 лет. В степных черноземах полноразвитый мощный
гумусово-аккумулятивный горизонт появляется не менее чем
через 2000—3000 лет после начала формирования профиля, иллю-
виально-карбонатный и элювиально-глинистый горизонты —
через 3000—4000 лет. Сравнительно немного времени (несколько
сотен лет) необходимо для образования выраженного органогенного
горизонта в торфяно-глеевых почвах и элювиально-глеевого в глее-
подзолистых почвах (А.Н. Геннадиев, 1990).
На рис. 22.6 показано, какие горизонты и в какой степени
оказываются сформированными в различных почвенных зонах в
течение 1000 лет, в том случае, если процесс почвообразования
начинается на свежих субстратах.
12 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Р и с. 22.6. Хронокоррекция результатов почвообразования.
Почвы: 1 — торфяно-глеевые и торфяные; 2 — подзолы; 3 — дерново-подзолистые; 4 — буроземы
лессивированные; 5 — серые лесные; 6 — дерново-карбонатные; 7 — глеево-элювиальные;
8 — черноземы выщелочные и оподзоленные; 9 — черноземы типичные и обыкновенные;
10 — светло-каштановые; 11 — лугово-каштановые; 12 — горно-луговые субальпийские.
Горизонты: А — гумусовые (0 — грубо-;/— фульватные; А — гуматные); Т— торфяные;
А2 — элювиальные; Вт — метаморфические; В — иллювиальные (/ — текстурно-; А — гумусово-;
Fe — железисто-; Са — карбонатно-; Cs — гипсово-; /Na — солонцеватые); Gt g — глеевые.
Штриховкой показаны горизонты, не успевающие сформироваться за 1000 лет
24*
371
Таким образом, скорость начального формирования почв и
отдельных их свойств в различных биоклиматических и тополитоло-
гических условиях существенно различается. Время, необходимое
для того, чтобы то или иное свойство почвенного тела или вся
почва в целом полностью сформировались, т. е. пришли в равновесие
с данной комбинацией факторов почвообразования, предложено
назвать характерным временем почвы или отдельного ее признака.
И.А. Соколовым и В.О. Таргульяном была произведена
группировка свойств почв (гумидных умеренных областей) по примерной
величине характерного времени. Из этих данных можно видеть, что
почвы обладают как свойствами с очень малыми характерными
временами — часы, сутки, месяцы (влажность, температура, состав
почвенного поглощающего комплекса), так и свойствами с очень
большим характерным временем — сотни тысяч и даже миллионы
лет (образование зрелого минералогического профиля,
выветривание кислых полевых шпатов, кварца). Названные авторы
сформулировали представление о «почве-памяти» и «почве-моменте».
Почва-память — это совокупность устойчивых и
консервативных свойств почвенного профиля, являющихся результатом действия
факторов и процессов в течение всего периода почвообразования.
Почва-момент — это совокупность динамических, лабильных
свойств, являющихся результатом факторов и процессов,
действующих в момент наблюдения почвы или вблизи него.
Развитие почв в биогеоморфологическом цикле происходит в том
случае, когда ведущими в эволюции почв становятся изменения
рельефа. Почвы, достигшие равновесия с данной комбинацией
факторов почвообразования или стремящиеся к равновесию с ними,
выводятся из этого состояния в силу изменения
геоморфологической обстановки и таким образом возникновения иной комбинации
факторов почвообразования.
С.С. Неуструев показал на основании анализа почвенного
покрова разновозрастных террас степных рек выраженный в
пространстве геоморфологический цикл эволюции почв — от солончаковых
и солончаковатых почв поймы до луговых солонцов и
остепеняющихся солонцов высоких террас.
В.А. Ковдой с соавторами была разработана концепция
эволюции почв, которая исходит из того, что в пределах обширных
территорий суши мира, представленных гляциальными, флювиогляци-
альными и аллювиальными равнинами, наиболее универсальной
закономерностью послеледникового развития земной поверхности
было ее медленное поднятие, сопровождающееся образованием
постепенно повышающихся систем террас или постепенно углубля-
372
ющихся систем долин. При этом происходило понижение уровня
фунтовых вод и последовательное обсыхание почвенного покрова.
В этой связи считается, что большинство почв великих равнин суши
Земли прошли в прошлом гидроморфный этап развития, а полный
эволюционный ряд таких почв представлен несколькими историко-
генетическими стадиями. Выделяется пять основных стадий.
1. Гидроаккумулятивная — с подводным почвообразовательным
процессом.
2. Гидроморфная — стадия капиллярно-надводного
почвообразования.
3. Мезогидроморфная — с воздействием капиллярных вод лишь
на глубокую часть почвенного профиля.
4. Палеогидроморфная — грунтовые воды не оказывают
влияния на почвообразование, но о воздействии их на предшествующих
стадиях свидетельствуют некоторые остаточные признаки былого
гидроморфизма (специфические новообразования, конкреции,
остатки гидрофильной флоры и т. д.).
5. Протерогидроморфная — стадия, при которой почвы
развиваются при глубоком залегании фунтовых вод. Признаки прошлого
гидроморфизма выражены слабо или отсутствуют. Только
палеогеографические данные позволяют предполагать приуроченность
ландшафта в прошлом к аккумулятивным гидроморфным условиям.
Развитие названных стадий почвообразования в
геоморфологическом цикле осуществляется с различной скоростью и имеет
качественные отличия в разнообразных биоклиматических условиях.
Биоклиматический цикл развития почв связан с изменениями
климатических условий и сдвигом фаниц растительных и
почвенных зон. Почвенный процесс видоизменяется вслед за эволюцией
биоклиматической обстановки, что приводит к преобразованиям в
строении почвенного профиля.
Универсальное значение направленному биоклиматическому циклу
развития почв придавал В.Р. Вильяме. Им была выдвинута теория
«единого почвообразовательного процесса», согласно которой все
почвы равнин прошли в своем развитии ряд стадий, обусловленных
изменениями положения полюсов Земли и соответственно
термических зон. Эволюция почв шла, по В.Р. Вильямсу, в следующем
направлении: от наиболее молодых — тундровых, через подзолистые,
болотные к все более древним — черноземным, далее к сухостепным,
солонцовым и солончаковым почвам. Предполагается, что одна и та
же почва (как физическое тело) проходит через все названные
стадии. Однако эта гипотеза была слишком абстрактной,
умозрительной, она не подтвердилась последующими исследованиями.
373
Позднее были предложены более обоснованные схемы
биоклиматической эволюции почв регионального характера.
Так, согласно схеме В.О. Таргульяна и А.Л. Александровского,
почвообразование на суглинистых породах в пределах южной тайги
Русской равнины претерпело в голоцене (последние 10—12 тыс. лет)
следующие изменения. В позднеледниковье формировались слабо
дифференцированные почвы с признаками гидроморфизма и солиф-
люкционных деформаций, в раннем голоцене развивались процессы
гумусонакопления, оглеения и выщелачивания, отличавшиеся малой
интенсивностью; позднее — в теплый и влажный раннеатлантичес-
кий период — произошла глубокая текстурно-химическая
дифференциация почвенных профилей; в позднеатлантическое время из-за
увеличения засушливости климата проявилась стадия темноцветного
лугово-степного почвообразования и в последней трети голоцена в
связи с похолоданием климата протекали деградация темноцветного
горизонта, кислотный гидролиз и элювиально-глеевый процесс.
В работах, посвященных истории голоценового
почвообразования в степных областях Русской равнины (В.П. Золотун, 1974,
И.В. Иванов, 1983 и др.), выявлено направленное возрастание
мощности гумусового горизонта и увеличение глубины залегания
карбонатов в черноземах на протяжении последних 4000—5000 лет, что
трактуется как результат смены климатических условий —
повышения увлажненности, происходившего на рубеже суббореального и
субатлантического периодов голоцена (около 2500 лет назад).
Каждый из рассмотренных циклов (биологический,
геоморфологический, биоклиматический) может быть ведущим в процессе
развития почв на том или ином участке земной поверхности. Но
нередко в природе почвенный покров одновременно
эволюционирует в нескольких поступательных циклах изменения почв, как бы
«вложенных» один в другой и вызывающих сложный суммарный
эффект. В зависимости от соотношения стадий почвообразования,
совпадения или несовпадения их направленности в процессе
эволюции почв, те или иные почвенные свойства при переходе от
одной стадии к другой могут либо усиливаться, либо ослабевать, либо
исчезать вовсе, замещаясь на новообразованные.
В соответствии с тем, какой тип эволюции определяет развитие
почвенного покрова во времени, свойства составляющих его почв
могут в большей или меньшей степени соответствовать
современным факторам почвообразования. Если почвенный покров
относительно молод и формировался в условиях практически неизменной
или медленно изменяющейся географической среды, то, как
правило, свойства почв в полной мере отражают современную биокли-
374
матическую и тополитологическую обстановку. В этом случае
почвенный покров, по образному выражению В.В. Докучаева,
представляет собой именно «зеркало ландшафта» (существующего в
данный момент).
Но на значительных пространствах земной поверхности
почвенный покров имеет длительную и сложную историю, он развивался
при многократных сменах климата, биоценозов,
геоморфологических и гидрогеологических условий. В таких ситуациях в почвах
могут сохраняться черты, не объяснимые современными факторами
почвообразования и свидетельствующие об иных фазах развития
почв, связанных с иной в прошлом географической обстановкой.
Такие унаследованные от былых этапов почвообразования свойства
почв называются реликтовыми, а почвы, включающие их, — полиге-
нетичными.
Так, к полигенетичным относятся современные субаэральные
почвы (существующие вне влияния грунтовых вод), в профиле
которых наблюдаются реликтовые горизонты гидрогенной
аккумуляции тех или иных соединений (легкорастворимых солей, гипса,
карбонатов кальция, гидроксидов железа и марганца и др.),
указывающие на связь почв с грунтовыми водами в прошлом — на их
палеогидроморфизм. О том же могут свидетельствовать в субаэраль-
ных почвах кремнеземистые корки и конкреции, сизые,
зеленоватые и ржавые пятна в нижних частях профиля, а также остатки
гидрофильной флоры. К реликтовым свойствам относятся криотурба-
ции в почвах, не имеющих в настоящее время горизонта вечной
мерзлоты; остатки мощного гумусового горизонта на некоторой
глубине, верхняя часть которого подверглась минерализации; наличие
целых профилей сильновыщелоченных ферраллитных почв в
экстрааридных условиях тропических пустынь и т. д. Встречаются гид-
роморфные почвы, в которых обнаруживаются признаки прежнего
субаэрального почвообразования, свидетельствующие о лучших в
прошлом условиях дренирования, — хорошо сформированные
элювиальные и иллювиальные горизонты и др.
При резком изменении направленности почвообразования
ранее сформированный почвенный профиль как бы отчуждается от
новой комбинации географических факторов и его можно
рассматривать как своеобразную почвообразующую породу для
формирования нового профиля почв. Подобные явления наиболее четко
выступают в тропических аридных областях, где на древних пенеп-
ленах сохранились реликтовые ферраллитные латеритизированные
почвы, на которых развиваются современные пустынные почвы с
субаэральным или гидрогенным обызвесткованием и засолением.
375
Учитывая сказанное о многообразии путей эволюции почв и
сложном сочетании эволюционных циклов на различных участках
суши Земли, можно выделить несколько основных типов почвенно-
генетических регионов суши мира, характеризующихся
определенным возрастом почвенного покрова, уровнем его устойчивости и
характером изменения почв во времени (рис. 22.7).
1. Горные области с молодым и постоянно возобновляющимся
почвенным покровом. В их пределах широко распространены
почвы первой фазы развития (т. е. фазы образования почв из горной
породы) — первичные почвы и почвоэлювии. Быстрое развитие
рельефа приводит к частому обновлению почвенного покрова и
уничтожению биоклиматических и иных реликтовых черт.
2. Молодые моренные ледниковые равнины с почвенным
покровом, имеющим возраст 3—10 тыс. лет, с локальным
распространением почв, прошедших гидроморфную стадию.
3. Древние ледниковые равнины с почвами, сохранившими
следы перигляциального режима и последующих биоклиматических
изменений.
4. Аккумулятивные внеледниковые возвышенные равнины,
сложенные лёссами и лёссовидными породами, с относительно более
древними почвами. Вероятное эоловое происхождение исключает
на большей части этих равнин предшествующую гидроморфную
стадию развития почв. Эволюция почв связана с
биоклиматическими циклами и с погребением почв новыми эоловыми осадками.
5. Низменные аккумулятивные внеледниковые (флювиогляци-
альные, озерные, аллювиальные) равнины, пережившие в
четвертичное время аквальную и супераквальную стадии развития, с
почвами, сохранившими в той или иной мере черты прежнего гидро-
морфного режима. Эволюция почв этих территорий обусловлена в
значительной мере биогеоморфологическим циклом развития: раз-
Рис. 22.7. Типы почвенно-генетических регионов.
Регионы с преобладанием относительно молодых почв, отвечающих современным условиям:
1 — горы с преобладанием почво-элювиев; 2 — горы с сочетанием почво-элювиев и развитых
почв на коре выветривания; 3 — молодые ледниковые равнины с сочетанием почво-элювиев и
молодых почв. Регионы с преобладанием относительно молодых почв в сочетании с палеоклима-
тогенными и гидрогенными; 4 — древнеледниковые равнины с участием почв с реликтами
перигляциального и супераквального режимов; 5 — аккумулятивные лёссовые и другие равнины с
участием палеоклиматогенных и гидрогенных почв; 6— аккумулятивные суглинистые равнины с
участием палеоклиматогенных и гидрогенных почв; 7 — песчаные аккумулятивные равнины с
участием палеоклиматогенных и гидрогенных почв. Регионы с преобладанием
палеоклиматогенных почв: 8 — денудационные равнины с древними корами выветривания; 9 — денудационные,
пластовые и аккумулятивные равнины с древними солевыми аккумуляциями. Регионы с
молодыми палеогидрогенными почвами: 10 — аллювиальные, озерные равнины и низменности
377
новозрастные элементы рельефа представляют эволюционный рад
почв от гидроморфных к палео- и протерогидроморфным.
6. Низменные молодые приморские равнины с молодыми
почвами, развивающимися в биологическом и
биогеоморфологическом циклах.
7. Молодые эоловые песчаные равнины с малоразвитыми и
неразвитыми почвами, эволюционирующими в биологическом цикле.
8. Пластовые и денудационные равнины, не испытавшие в
четвертичное время существенных тектонических движений, с
сохранившимися мезозойскими и палеоген-неогеновыми корами
выветривания. Неоднократные изменения климата и смещения зон и
связанные с ними биоклиматические циклы изменения почв определили
на значительных пространствах наличие в почвах реликтовых черт,
унаследованных от иных биоклиматических условий.
Глава 23
СТРУКТУРЫ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА
Исходя из всего сказанного об основных закономерностях
географии почв, можно заключить, что почвенный покров Земли —
это многофакторное образование, сложно отражающее в своем
строении разнообразные особенности географической среды. Состав,
конфигурация и положение относительно друг друга компонентов
почвенного покрова характеризуют его структуру. В настоящее
время сформированы представления о мега-9 макро-, мезо- и
микроструктурах почвенного покрова, которые образованы
территориальными почвенными единицами различной крупности, имеющими
протяженность от тысяч километров до десятков метров.
Исходной же неделимой единицей почвенного покрова
является элементарный почвенный ареал, т. е. пространство, занимаемое
какой-либо одной почвой, относящейся к классификационной
единице наиболее низкого ранга (например, к разновидности почв), и
ограниченное другими элементарными почвенными ареалами или
непочвенными образованиями. Понятие «элементарный почвенный
ареал» (ЭПА) и наиболее полная его характеристика были
предложены В.М. Фридландом. Ранее аналогичные компоненты
почвенного покрова Б.Б. Полынов называл почвенными индивидуумами,
а Джонсон — полипедонами.
Характеристика ЭПА включает следующие показатели:
378
1) классификационное наименование образующей его почвы;
2) характеристику морфологии ареала — его площади, формы и
характера границ;
3) описание связи ареала с факторами почвообразования —
биоклиматическими условиями, условиями рельефа и увлажнения, поч-
вообразующими породами, возрастом и историей формирования
данной почвы и изменения ее под влиянием деятельности человека.
Размеры ЭПА колеблются в широких пределах — от единиц
квадратных метров до нескольких сотен гектаров. Степень изрезанности
ареала измеряется коэффициентом расчленения, т. е. отношением
длины границ ареала к длине окружности, имеющей площадь
данного ареала:
К=—А9
р 3,54
где S — периметр ареала; А — площадь ареала.
По форме ареалы делятся на округлые, вытянутые и линейные.
Для округлых ареалов отношение длины по наибольшей оси к
длине по наименьшей оси не превышает двух; для вытянутых оно
лежит в пределах 2—5; для линейных — более 5.
Границы перехода одного ареала в другие также входят в
характеристику ЭПА; они могут быть резкими, ясными и постепенными.
Элементарные почвенные ареалы, чередуясь в пространстве,
образуют почвенные комбинации, которые и создают структуру
почвенного покрова.
На основании имеющихся представлений о географии почв
В.М. Фридланд предложил схему классификации почвенных
комбинаций. Прежде всего они делятся на микро-, мезо- и макрокомбинации.
Микрокомбинации — это чередование мелких (измеряемых
единицами и десятками метров) элементарных почвенных ареалов,
обычно связанных с микрорельефом; различная экспозиция склонов
микрорельефа не влияет на распределение почвенного покрова.
Мезокомбинации — это сочетание почвенных ареалов или
сочетание микрокомбинаций. Здесь во многих случаях проявляется
влияние экспозиции.
Макрокомбинации — это сочетания мезокомбинации почв. Они
связаны с макроформами рельефа. На равнинах — это различные
по генезису и возрасту типы рельефа (например, сочетание
аккумулятивных и денудационных равнин или различных по возрасту и
степени расчленения аккумулятивных равнин и т. д.).
379
Микроструктуры и мезоструктуры
почвенного покрова
Микроструктуры почвенного покрова распространены главным
образом на слабо расчлененных и недостаточно дренированных
равнинах — это комплексы и пятнистости почв. Появление
комплексов почв (контрастных микроструктур) имеет разные причины, но
главная из них — микрорельеф — неровности поверхности с
разницей высот между повышениями и понижениями от нескольких
сантиметров до 2—3 м и площадью от нескольких квадратных метров
до 300—500 м2.
В отличие от мезоструктур, где мезорельеф и пестрота почвооб-
разующих пород формируются независимо от почвообразования и
обычно предшествуют ему, в процессе формирования
микроструктур почвообразование взаимосвязано с развитием микрорельефа и
растительности и существенно на них влияет.
Комплексы почв наиболее типичны для экстремальных
биоклиматических условий с дефицитом тепла или влаги или того и
другого вместе. Они широко распространены в тундровой зоне, особенно
при наличии вечной мерзлоты. В условиях вечной мерзлоты (при
периодическом замораживании и оттаивании верхнего слоя почв) и
континентального климата возникает полигонально-трещинный
микрорельеф. Здесь господствуют полигональные почвенные
комплексы, в которых рисунок почвенного покрова образован шести-,
пяти- и четырехугольниками.
В более влажных тундрах с вечной мерзлотой формируются ме-
дальонный микрорельеф и округло-пятнистые почвенные
комплексы на плоских поверхностях и струйчатые (вследствие солифлюк-
ции) — на склонах.
В сухих степях и полупустынях на слаборасчлененных равнинах
широко распространены округло-пятнистые солонцовые
комплексы, связанные с перераспределением влаги и легкорастворимых
солей по элементам микрорельефа: микрозападины, получающие
больше влаги, занятые лугово-степными (лугово-каштановыми,
лугово-бурыми) почвами, и микроповышения — солончаковатыми
солонцами (рис. 23.1).
Многие формы микрорельефа имеют зоогенное происхождение,
поэтому пятнистые комплексы часто связаны с деятельностью зем-
лероев (сурков, сусликов) и термитов.
Многие мелкопятнистые почвенные комплексы имеют фитоген-
ное происхождение, особенно при разреженном растительном
покрове в полупустынях и пустынях, где единичные растения или их
380
О 2 4 6 8 10 12 14 16 м 0 2 4 6 8 10 12 14 16 м
Рис. 23.1. Солонцовые комплексы Прикаспийской низменности:
а — округло-западинный просадочный с сусликовинами; б — потяжино-мелкопятнистый с
сусликовинами: 1 — перерытые почвы сусличьих бугорков, солончаковатые; 2 — корковые
солончаковатые солонцы плоских поверхностей под черной полынью; 3 — столбчатые
солонцы плоских поверхностей под белой полынью; 4 — столбчатые загипсованные солонцы
с солянками вокруг старых суслячьих бугорков; 5 — западины со светло-каштановыми
солонцеватыми почвами под типчаково-серополынными группировками; 6 — центральные,
наиболее пониженные части западин с темноцветными лугово-каштановыми почвами под
типчаково-разнотравными группировками
группы препятствуют развеванию поверхности почв и
способствуют задержанию эолового материала, что приводит к формированию
фитогенного микрорельефа.
В большинстве названных выше случаев появлению
комплексности почвенного покрова способствует перераспределение по
элементам микрорельефа влаги, что обусловливает неоднородность
растительного покрова, различную степень задернения и затенения
почв и соответственно различную подверженность их процессам
дефляции и поверхностной эрозии.
На низких речных и озерных террасах, а также на низменных
морских побережьях, где близко к поверхности находятся
минерализованные фунтовые воды, возникают пятнистые солончаковые
комплексы.
В переменно-влажных субтропических и тропических областях
на почвообразующих породах глинистого монтмориллонитового
состава распространены слитоземы. В результате переменного ув-
381
лажнения и иссушения почв (соответственно набухания и сжатия)
формируются полигональные комплексы со своеобразным
микрорельефом — гильгаи. Почвы в них различаются по карбонатности,
содержанию легкорастворимых солей и другим свойствам.
Названные типы комплексов в комбинации с различными
сочетаниями и мозаиками почв образуют сложные структуры
почвенного покрова. Ареалы наиболее широко распространенных
комплексов почв показаны на учебной Почвенной карте мира (масштаба
1 : 15 000 000) и Почвенной карте РСФСР (масштаба 1:2 000 000)
особыми знаками.
В ряду мезоструктур почвенного покрова различают сочетания и
мозаики почв.
Сочетаниями называются комбинации почв, закономерно
сменяющих друг друга по элементам рельефа и связанных между собой
боковым перемещением поверхностных или почвенно-грунтовых вод
с растворенными и взвешенными химическими соединениями —
продуктами выветривания и почвообразования. Вещества,
выносимые из почв и пород повышенных элементов рельефа, в
определенных биоклиматических и ландшафтно-геохимических условиях в той
или иной мере задерживаются в наносах и почвах депрессий, в
результате чего формируются геохимически сопряженные ареалы почв,
закономерно сменяющие друг друга от местных повышенных
элементов рельефа к местным депрессиям.
Мозаиками называются неупорядоченные в пространстве и
геохимически несопряженные между собой комбинации почв,
связанные с литологической неоднородностью выходящих на поверхность
коренных пород или неупорядоченным распределением в
пространстве рыхлых отложений различного механического и
минералогического состава.
Геометрические типы мезоструктур почвенного покрова
определяются, во-первых, тектонически обусловленными морфоструктур-
ными особенностями рельефа того или иного региона.
Существенно различны мезоструктуры цокольных и денудационных
возвышенных равнин (пенепленов), высоких и средневысотных пластовых
и денудационно-аккумулятивных равнин древних плит и молодых
платформ, аккумулятивных низменных равнин.
Во-вторых, мезоструктуры почвенного покрова могут быть тесно
связаны с морфоскульптурами рельефа, которые генетически
обязаны различным экзогенным процессам: ледниковой экзарации и
аккумуляции, водно-ледниковой, озерной, речной и морской
аккумуляциям, разнообразным формам водной эрозии, дефлюкционным,
дефляционно-аккумулятивным и карстово-суффозионным процессам.
382
Наложение определенного типа морфоскульптур на то или иное
морфоструктурное основание создает разнообразие генетико-геомет-
рических форм рельефа, а соответственно и типов структур
почвенного покрова.
Наибольшее влияние морфоструктурного основания на
почвенный покров проявляется на цокольных и денудационных
возвышенных равнинах, где обычны выходы на поверхность массивно-
кристаллических или разнообразных плотных осадочных пород, что
обусловливает литологическую неоднородность и приводит к
появлению неупорядоченных мозаичных структур.
На высоких и средневысоких пластовых равнинах влияние
литологии морфоструктурного основания проявляется в меньшей
степени и преимущественно на участках с глубоким эрозионным
расчленением. Вдоль эрозионных врезов обнажаются коренные породы,
что приводит к появлению среди упорядоченных сочетаний почв
участков, вытянутых вдоль эрозионных врезов с мозаичными
структурами почвенного покрова.
На аккумулятивных равнинах и низменностях влияние морфо-
геоструктур на почвенный покров практически не сказывается. Здесь
главная роль в формировании и дифференциации почвенного
покрова принадлежит экзогенным формам рельефа: геометрия
морфоскульптур предопределяет те или иные геометрические формы
мезоструктур почвенного покрова с господством упорядоченных
сочетаний почв.
Морфоструктуры обязаны эндогенным процессам и в своем
распространении подчинены геологическим закономерностям; морфос-
кульптуры связаны с экзогенными процессами, которые в свою
очередь, подчиняются в своем распространении и формах проявления
географическим закономерностям; в первую очередь они связаны с
палеоклиматическими и современными климатическими условиями.
Некоторые типы мезоструктур почвенного покрова
распространены очень широко, другие встречаются спорадически.
В табл. 23.1 названы наиболее распространенные типы
мезоструктур почвенного покрова равнин. Мезоструктуры почвенного
покрова обычно характеризуются рисунком почвенного покрова с
ясными элементами симметрии.
Для низменных водно-аккумулятивных равнин характерны
полосчатые структуры, для возвышенных эрозионных равнин —
древовидные, для подгорных равнин, образованных конусами выноса
горных рек, — веероподобные, для равнин с суффозионными и
термокарстовыми формами рельефа — округло-пятнистые и
кольцевые структуры.
383
со
CM
Л
=f
-I
« a
2
s
as
s
X
a
&
у
о
о
s
о
&
о
в
о
У
о
с
a
2
с
?
ф
i
У
S
о
i
a
о
2
о
а
X
о
О
&
И
SS
S°
s
4
S
S
S
I
во
&
oOfl я
я 55 * ° л s
« § л а 5 Я
о 5 О с =2. в>
С 8L £ я 5? й
о5а*о§
ill!
«is!
C°8
8*8
s
&
4
ed a g
&* я h
Й « я
§ 8 |
о ж £
Ш
и 3 Э*
||§
a, &S
я Й
II1
1 i i i
i i I §
38 ii
i
Рисунок пространственных комбинаций генетически друг с
другом не связанных почв, как правило, лишен элементов симметрии —
мозаичен.
Мозаики появляются на денудационных равнинах и в горных
областях. Существуют и переходные формы структур почвенного
покрова, несущие в себе черты и сочетаний и мозаик.
Макро- и мегаструктуры
почвенного покрова
Тот или иной тип макроструктуры почвенного покрова
обусловлен совокупным воздействием ряда факторов: биоклиматических,
орографических, литологических, историко-генетических и других,
приводящих к пространственной дифференциации почв. В
большинстве случаев макроструктуры почвенного покрова
представляют собой пространственно-упорядоченные системы, связанные с тем
или иным упорядоченно расположенным почвообразующим
фактором или их совокупностью.
В ряду упорядоченных макроструктур почвенного покрова
нужно назвать прежде всего определенные типы горизонтальной (или
равнинной) и вертикальной (или горной) зональности почв,
связанные с биоклиматической зональностью. Подобные структуры
называют биоклиматогенными.
В этом случае макроструктуры почвенного покрова состоят из
определенного набора почвенных зон. При этом под почвенной
зоной понимается ареал определенного типа почвенных сочетаний, в
состав которых наряду с одним или несколькими типами плакор-
ных (субаэральных) почв входят также сопряженные с ними типы
почв, развивающиеся в интразональных (супераквальных,
геохимически подчиненных) условиях.
Упорядоченные макроструктуры почвенного покрова могут быть
связаны также с изменением условий почвообразования по формам
макрорельефа, с последовательной сменой на обширных
пространствах гор и равнин различных по механическому и
минералогическому составу комплексов рыхлых наносов, с дифференциацией
почвенного покрова под воздействием палеоклиматогенных и палео-
гидрогенных факторов и др.
С механической дифференциацией вещества связаны многие
литолого-генетические типы рыхлых отложений. Упорядоченное
расположение на обширных пространствах равнин различных по
механическому и минерало-химическому составу типов рыхлых отло-
25-5046 385
жений определяет местами макроструктуру почвенного покрова.
Особенно ярко подобная дифференциация проявляется на
подгорных равнинах и в межгорных котловинах, на пространствах древне-
аллювиальных и флювиогляциальных равнин, по окраинам жарких
пустынь.
Макроструктуры, связанные с геохимической и минералого-гра-
нулометрической дифференциацией почвообразующих пород,
могут быть названы упорядоченными литогенными.
В некоторых случаях упорядоченные макроструктуры
почвенного покрова связаны с эндогенными литологическими факторами.
Они возникают в областях современных действующих и недавно
потухших вулканов. Вулканические брекчии, туфы, отложения
вулканических пеплов, газовые выделения и гидротермальные
источники образуют упорядоченные зоны вокруг действующего вулкана.
Ослабление интенсивности пеплопадов по мере удаления от центра
извержения наряду с различиями гранулометрического состава и
ослаблением поствулканических явлений обусловливают
упорядоченное зональное расположение почв, часто контролируемое
направление господствующих ветров. Возникающие в результате
подобной дифференциации макроструктуры почвенного покрова
будем называть вулканогенными.
Упорядоченные макроструктуры почвенного покрова весьма
часто связаны с историко-генетическими факторами. Особенно
отчетливо они проявляются на древнеаллювиальных и приморских
низменных равнинах мира, где с различными по возрасту
геоморфологическими уровнями связаны определенные стадии развития
почвенного покрова с последовательно замещающими друг друга
семействами и типами супераквальных (гидроморфных), постсу-
пераквальных (палеогидроморфных) и вторичных субаэральных
почв. Макроструктуры такого рода могут быть названы палеогидро-
генными.
Сложные, но закономерные макроструктуры почвенного
покрова характерны для цокольных равнин, плоскогорий, древних щитов
и плит в тропических субэкваториальных и экваториальных
областях. Здесь на обширных пространствах сохранилась древняя фер-
раллитная, местами сильно латеризованная кора выветривания,
лежащая in situ или в той или иной мере размытая в верхней части и
переотложенная в виде делювиальных и пролювиальных
отложений. Эти древние продукты выветривания выступают как почвооб-
разующие породы весьма специфического состава, существенно
386
определяющие характер современных почв саванн и ксерофитных
тропических редколесий и кустарников, а местами, как, например,
в Австралии, и почв тропических пустынь. На поверхности древних
пенепленов сохранились не только древние элювиальные коры
выветривания и части профилей древних почв, но и древние суперак-
вальные образования — массивные латеритные коры.
Лишь в областях интенсивного эрозионного расчленения, где
древняя кора размыта, или в областях современного вулканизма, на
относительно свежем материале, формируются почвы,
соответствующие современным биоклиматическим условиям. Сложное
сочетание древних продуктов выветривания и связанных с ними почв с
современными характерно для такого рода макроструктур
почвенного покрова. Они могут быть названы палеоклиматогенными, хотя
этот термин и не исчерпывает всей сложности почвенного покрова
подобных территорий.
Наряду с упорядоченными макроструктурами почвенного
покрова, обусловленными процессами, происходящими в
географической оболочке, местами на первый план выступают и существенно
усложняют общую картину неупорядоченные макроструктуры,
связанные с геологическим строением и литологическим составом пород.
Подобные структуры можно назвать неупорядоченными литогенными.
Особенно часто они наблюдаются в горных областях, с молодыми и
постоянно обновляющимися вследствие интенсивной денудации
почвами. Здесь характер почв наиболее тесно связан с химическим,
минералогическим составом и физическими свойствами массивных
пород, распространение которых подчинено не географическим, а
геологическим закономерностям. Массивы известняков или
основных изверженных пород часто вносят существенное усложнение в
упорядоченные макроструктуры как горной, так и горизонтальной
почвенной зональности.
В некоторых случаях в формировании макроструктур
почвенного покрова участвуют и антропогенные факторы. Так, в систему
горной почвенной зональности в ряде случаев вклинивается зона
террасированных склонов с плантациями, полями орошаемого риса,
где рельеф, почвы и почвенный покров существенно
преобразованы земледельческой культурой.
Наиболее универсальны из названных выше упорядоченных
макроструктур почвенного покрова — биоклиматогенные,
проявляющиеся в форме горизонтальной (равнинной) и вертикальной
(горной) зональности почв.
25* 387
Региональные особенности горизонтальной
биоклиматогенной зональности почв
Первоначальные представления о преимущественно широтной
зональности почв, открытой В.В. Докучаевым на основании
изучения ландшафтов и почв Русской равнины, по мере накопления
фактических данных о почвенном покрове Земли видоизменялись.
В настоящее время термин «широтная зональность почв»
применяется ограниченно. Более универсален и точен термин
«горизонтальная зональность почв» — для обозначения полосчатого
расположения почвенных ареалов на равнинах.
На рис. 23.2 представлена схема почвенных зон на «идеальном
континенте» — массиве плоской суши, протягивающейся от
полярных широт до экватора. При составлении схемы использованы
картографические данные о суммарной площади континентов на
различных широтах Северного и Южного полушарий и данные о
составе и географическом положении ландшафтных и почвенных
зон в различных географических поясах на реальных континентах.
В результате обобщения этих материалов выявлялась наиболее
общая «идеальная» картина организации почвенного покрова в
глобальном масштабе. На схеме прежде всего отчетливо видно, что
формы горизонтальной зональности многообразны, а широтная
зональность — это один из ее частных типов. Наряду с широтными
или близкими к ним дугообразными спектрами почвенных зон
имеются зоны меридиональные и концентрические. В приокеаничес-
ких западных и восточных секторах континента ареалы почв в
соответствии с биоклиматическими условиями хотя и сменяют друг друга
в широтном направлении, но не имеют формы вытянутых зон.
Таковы ареалы дерновых субарктических почв, буроземов,
желтоземов и красноземов, коричневых и ряда других почв.
На схеме идеального континента столь же отчетливо выступают
различия в организации почвенного покрова Северного и Южного
полушарий. Основной массив суши приурочен к Северному полу-
Рис. 23.2. Схема горизонтальной зональности на гипотетическом континенте.
Зоны: Арп — арктических пустынь; Г — тундровых почв; Д — дерновых субарктических;
Тм — таежно-мерзлотных и подбуров; По — подзолов и подзолистых почв; Л — серых лесных
почв; Б — буроземов; Чп — черноземовидных почв прерий; Ч — черноземов; К — каштановых
почв; Сб — бурых пустынно-степных; Кч — коричневых. Скч — серо-коричневых; С —
сероземов; Чпк — красновато-черных почв прерий; ЖК — желтоземов и красноземов; Пс — почв
пустынь умеренного, субтропического и тропического поясов; Кб — красновато-бурых почв
опустыненных саванн; Кб + Ккч — красно-бурых почв сухих саванн и коричнево-красных почв
ксерофитных кустарников; Кр — красных почв саванн; Ф — желтых и красно-желтых феррал-
литных почв; Фоп — желтых и красно-желтых оподзоленных
388
80е с.ш.-
Ледники
едники
80е с.ш.
60°-
60р
70е с.ш.
70е с.ш.
шарию. К югу от экватора суммарная площадь континентов
уменьшается, в суббореальном и бореальном поясах Южного полушария
материковая суша отсутствует, а южный полярный континент -—
Антарктида — покрыт льдом.
Асимметрия суши в Северном и Южном полушариях
определяет соответственно и асимметрию почвенного покрова. Ряд хорошо
выраженных в Северном полушарии широтных или близких к ним
трансконтинентальных (протягивающихся через весь континент)
почвенных зон в Южном полушарии отсутствует. Это зоны аркто-
тундровых и тундровых почв, подзолистых почв и подзолов. В
Южном полушарии отсутствует также весь спектр широтных внутри-
континентальных зон суббореального пояса: серых лесных,
черноземов, каштановых, бурых пустынно-степных и серо-бурых почв
суббореальных пустынь.
Хотя состав почв субтропических поясов Северного и Южного
полушарий аналогичен (в сухих субтропиках распространены
коричневые, серо-коричневые почвы и сероземы, а во влажных —
желтоземы и красноземы), ареалы этих почв, тяготеющих к западным и
восточным приокеаническим секторам континента, асимметричны.
Элементы симметрии и широтной зональности почвенного
покрова в Северном и Южном полушариях появляются лишь в
экваториальном и субэкваториальном поясах, где зона ферраллитных
красно-желтых и желтых почв влажных лесов сменяется к северу и
к югу от экватора зонами красных и красно-бурых почв,
тропических редколесий и саванн.
Рассмотрим подробнее структуру горизонтальной зональности
почв по географическим поясам на идеальном и реальном
континентах (см. рис. 23.2, 23.3).
Полярный пояс Северного полушария в Евразии и Северной
Америке включает три широтно вытянутые почвенные зоны:
полярных пустынных, арктотундровых и тундровых почв. Зоны
полярных пустынных и арктотундровых почв занимают островную часть
Арктики. Зона тундровых почв, протягиваясь в широтном
направлении, охватывает северные части континентов. Ее южная граница
и в Евразии и в Северной Америке отклоняется от широты и имеет
дугообразную форму; наиболее северное положение эта граница за-,
нимает в центральной, наиболее континентальной части материков
(70—73° с. ш.); к океаническим западным и восточным побережьям
южная граница зоны тундровых почв проходит на 67—68° с. ш.
Смещение границ тундровой зоны и тундровых почв к югу в приокеа-
нических, более влажных секторах связано, согласно теории Шим-
пера—Чильмана, с увеличением абсолютной и относительной влаж-
390
ности воздуха. В условиях низких температур при высокой
влажности транспирация влаги затрудняется, что вызывает
физиологическую сухость и исчезновение древесной растительности. Чем конти-
нентальнее климат и суше воздух, тем далее на север, даже в
условиях низких температур, продвигается лесная растительность и
отодвигается соответственно граница тундровой зоны.
Различное положение зоны тундровых почв в системе
термических поясов обусловливает наличие ареалов мерзлотных тундровых
почв с горизонтом постоянной мерзлоты (как, например, в более
северных и континентальных сибирских тундрах) и ареалов
немерзлотных тундровых почв (например, в европейских тундрах).
Бореальный таежно-лесной биоклиматический пояс
протягивается через Северную Америку и Евразию в форме сплошного
широтного вытянутого ареала, южная граница которого проходит во
внутренних частях континентов на широте 55—57° с. ш. и
смещается на 7-—9° к югу, у западного и восточного побережий, где она
проходит на широте 48—50° с. ш.
К бореально таежному лесному поясу приурочена зона
подзолистых почв и подзолов, включающая три широтные подзоны:
северную — глееподзолистых, центральную — типично-подзолистых и
южную — дерново-подзолистых почв. В качестве сопутствующих в
каждой из этих подзон распространены иллювиально-гумусовые и
иллювиально-железистые подзолы. Во внутренних частях Евразии
и Северной Америки в зону подзолистых почв вклиниваются с
севера ареалы таежно-мерзлотных, палевых мерзлотных и других почв
с вечной мерзлотой.
В наиболее влажных приокеанических секторах бореального пояса
на широте около 60° непосредственно на границе с почвами южной
тундры располагаются небольшие по протяженности области
распространения субарктических лугов и редколесий и связанные с
ними дерновые субарктические грубогумусовые и
дерново-торфянистые почвы. В Северной Америке дерновые субарктические
почвы занимают приморские равнины южной Аляски и Алеутские
острова. В Северной Европе подобные почвы распространены на
атлантическом побережье Северной Норвегии, в Исландии, на
Фарерских и Шетландских островах.
В Южном полушарии в бореальном поясе имеется только
островная суша (Фолклендские острова, острова Принца Эдуарда и др.),
где также распространены дерновые почвы, и лишь в южной части
Огненной Земли появляются подзолы.
Почвенный покров суббореального (умеренно теплого) пояса
полно и разнообразно представлен в Северном полушарии в Евра-
391
зии и Северной Америке. На каждом из континентов этот пояс
разделяется на три сектора: восточный и западный приокеанические и
внутриматериковый континентальный.
Внутриконтинентальный сектор, особенно протяженный в
Евразии и менее протяженный в Северной Америке, характеризуется
серией узких широтных почвенных зон. В соответствии с
повышением температуры и уменьшением осадков в направлении с севера
на юг последовательно сменяют друг друга зоны: серых лесных почв,
черноземов, каштановых почв и бурых пустынно-степных почв.
Именно такой спектр широтных зон характерен для
Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнин и Средней Азии. С
приближением к западному и восточному приокеаническим секторам и
с увеличением влажности климата почвенные зоны отклоняются от
широты и приобретают, как это особенно четко видно на равнинах
Северной Америки, меридиональное направление.
В приокеанических западных и восточных секторах суббореаль-
ного пояса обоих континентов, получающих большое количество
осадков, господствуют смешанные и широколиственные леса, а в
почвенном покрове преобладают буроземы, часто лессированные,
перемежающиеся с поверхностно-глееэлювиальными почвами,
получившими название псевдоподзолистых почв или псевдоглеев. В суб-
бореальном поясе Евразии буроземы на равнинах образуют два
ареала: в приатлантической части Западной Европы и в муссонных
Рис. 23.3. Почвенно-биоклиматические области мира:
1 — арктические и антарктические области полярных пустынных почв; 2 — субарктические
тундровые области арктотундровых, тундрово-глеевых и тундрово-болотных почв; 3 — боре-
альные континентальные таежные области мерзлотно-таежных палевых почв, подбуров,
подзолов и болотных мерзлотных почв; 4 — бореальные таежно-лесные умеренно
континентальные области подзолов, подзолистых и дерново-подзол истых, подзолисто-глеевых и болотных
почв; 5 — суббореальные широколиственные лесные области буроземов, оподзоленных
буроземов, глеево-элювиальных лесных и болотных почв; 6 — суббореальные и субтропические
лесо-лугово-степные области выщелоченных и оподзоленных черноземов, черноземовидных
почв прерий, серых лесных почв, локально луговых солонцов и солодей; 7 — суббореальные
степные области черноземов типичных, обыкновенных, южных, каштановых почв, локально —
солонцов, солончаков; 8 — суббореальные полупустынные и пустынные области бурых и се-
робурых, часто солонцеватых почв и солонцов, пустынных песчаных почв, такыров,
солончаков; 9 — субтропические влажнолесные области желтоземов, красноземов, субтропических
глеево-элювиальных и болотных почв; 10 — субтропические ксерофитно-лесные области
коричневых, серо-коричневых почв, локально слитоземов; 11 — субтропические и тропические
ксерофитно-кустарниковые, сухостепные и сухосаванновые области сероземов, бурых и
красновато-бурых почв, локально слитоземов, солонцов и солончаков; 12 — субтропические и
тропические пустынные области песчаных и каменистых пустынных почв, локально
солончаков и реликтовых известково-гипсовых панцирей; 13 — тропические субэкваториальные ред-
колесные и саванновые области ферроземов (красных и красных латеритизованных почв) и
слитоземов; 14— тропические, субэкваториальные и экваториальные влажнолесные области
ферраллитных желтых, красно-желтых и темно-красных почв, локально — альфегумусовых
пепло-вулканических почв (андосолей) и тропических болотных почв
393
областях юга Дальнего Востока, Японии, Кореи и
Северо-Восточного Китая. В Северной Америке также имеются два разорванных
ареала буроземов: на востоке — на подгорных равнинах Северных
Аппалачей к юго-востоку от Великих озер; на западе — на
подгорных приморских равнинах и в межгорных долинах Берегового
хребта и Каскадных гор.
Во всех названных случаях буроземы занимают также и горные
склоны, образуя нижнюю вертикальную почвенную зону.
По мере удаления от океанических побережий и уменьшения
влажности климата буроземы замещаются на этих же широтах
иными почвенными образованиями.
В восточном приокеаническом секторе в Восточной Азии и в
Северной Америке область распространения буроземов ограничена
с запада особой почвенно-биоклиматической зоной высокотравных
прерий с черноземовидными почвами (бруниземами). Эта зона имеет
меридиональное направление, смыкаясь на севере с зоной серых
лесных почв, а на юге (в субтропическом поясе) она переходит в
зону красновато-черных почв прерий.
Субтропический пояс характеризуется отсутствием выраженных
широтных почвенных зон, если не считать обширной области
субтропических полупустынь и пустынь и свойственных им
пустынных почв, занимающих внутриконтинентальные секторы в
Евразии, Северной Америке, Южной Африке и Австралии.
Почвенный покров и структура зональности в восточном и
западном приокеанических секторах в субтропическом поясе
существенно различны.
Восточные приокеанические секторы находятся в сфере
воздействия восточных муссонов; в условиях влажного субтропического
климата здесь формируются под вечнозелеными субтропическими
лесами желтоземы и красноземы. Подобно буроземам они, не
образуют выраженной широтной или меридиональной зоны. Ареалы
желтоземов и красноземов, подобно ареалам буроземов, могут быть
названы почвенно-биоклиматическими областями. В Северной
Америке это п-ов Флорида, прилегающие с севера низменности и
южная часть Аппалачей, в Юго-Восточной Азии — прибрежные
равнины, межгорные долины и низкие горы Центрального и Южного
Китая и южных островов Японии; в Южной Америке желтоземы и
красноземы распространены в субтропическом поясе на равнинах в
бассейне Уругвая, а в горных районах — в Юго-Восточной
Австралии, в Тасмании и на о. Северном в Новой Зеландии. Области
распространения желтоземов и красноземов к западу с нарастанием
сухости климата сменяются серией меридиональных почвенных зон,
394
являющихся как бы продолжением меридиональных зон субборе-
ального пояса. Это зоны красновато-черных почв субтропических
прерий, коричневых почв ксерофитных субтропических лесов и
кустарников, серо-коричневых почв кустарниковых степей и
сероземов субтропических полупустынь. Наиболее четко серия подобных
меридиональных зон выражена в субтропическом поясе
Североамериканского континента. Фрагменты подобной же структуры
наблюдаются в субтропическом поясе на лёссовых плато в Китае
(коричневые, серо-коричневые, сероземы), но здесь ареалы этих почв не
образуют четко выраженных меридиональных зон.
В Южном полушарии элементы меридиональной зональности
почв субтропического пояса наблюдаются в Южной Америке, где
на широтах 30—40р ю. ш. в направлении от Атлантического
побережья к внутренним равнинам последовательно сменяются область
распространения красновато-черных почв прерий и меридионально
вытянутые узкие зоны субтропических черноземов, коричневых, серо-
коричневых почв и сероземов..
Элементы подобной же структуры наблюдаются и на равнинах
субтропической Юго-Восточной Австралии.
Западный приокеанический сектор субтропического пояса в
отличие от восточного характеризуется средиземноморским типом
климата с резко выраженным сухим летним периодом и в большей
или меньшей степени влажным зимним. Это области
распространения летне-сухих (средиземноморских, калифорнийских) лесов и
кустарников и эфемеровых полупустынь. В зависимости от степени
влажности климата здесь чередуются ареалы коричневых почв
ксерофитных субтропических лесов и кустарников, серо-коричневых
почв ксерофитных кустарниковых степей и сероземов полупустынь.
На континентах подобный спектр почв наблюдается в
субтропической зоне Средиземноморской Европы, Северной Африки и
Передней Азии; в Северной Америке сочетания коричневых,
серо-коричневых почв, сероземов и пустынных субтропических почв
характерны для Калифорнии и Мексиканского нагорья.
В Южном полушарии подобные же сочетания почв характерны
для юго-западной субтропической Австралии, южной
субтропической Африки и субтропических районов тихоокеанского побережья
Южной Америки (Чили).
Почти все названные районы имеют сложный рельеф, где
чередуются горные хребты, плато и межгорные впадины, поэтому в
западном приокеаническом субтропическом секторе на реальных
континентах горизонтальные почвенные зоны не выражены. Здесь
господствует горная зональность.
395
Тропический пояс — единственный, где зона пустынь занимает
не только внутренние части континентов, но и выходит к западным
побережьям. Эта закономерность выступает весьма отчетливо как в
Северном, так и в Южном полушариях: в Африке, Северной и
Южной Америке, Австралии.
По направлению от зоны тропических пустынь к экватору
последовательно сменяют одна другую следующие почвенно-биокли-
матические зоны: красновато-бурых почв опустыненных саванн,
красно-бурых почв сухих саванн, коричнево-красных почв ксеро-
фитных тропических лесов, красных ферраллитных и альферрит-
ных почв сезонно-влажных тропических лесов и высокотравных
саванн, красно-желтых ферраллитных почв постоянно-влажных
тропических лесов.
Подобная структура почвенной зональности характерна для
равнинной экваториальной и тропической Африки, где наблюдается
относительно симметричное расположение названных зон к северу и
югу от экватора. В восточной высокой Африке в силу местных
климатических и орографических особенностей эта система нарушается.
Подобная же относительно симметричная система
экваториальных и субэкваториальных почвенных зон наблюдается в Южной
Америке.
В восточных приокеанических секторах континентов
наблюдается проникновение красно-желтых ферраллитных, красных и
красно-бурых почв саванн в более высокие северные и южные широты;
широтные приэкваториальные почвенные зоны здесь изгибаются и
приобретают меридиональное направление. Наблюдается смена зон
не с севера на юг, а с запада на восток. Красно-желтые ферраллит-
ные почвы влажных тропических лесов занимают самые хорошо
увлажненные восточные приокеанические области. К западу они
последовательно сменяются красными и красно-бурыми почвами
саванн и почвами тропических полупустынь и пустынь.
Примером подобной смены почвенно-биоклиматических
областей и зон может служить тропическая муссонная Азия, где красно-
желтые ферраллитные почвы влажных тропических лесов доходят
вдоль восточных побережий Индокитая до Северного тропика; столь
же далеко на север проникают красные и красно-бурые почвы
саванн, занимающие более сухие области внутренних равнин
Индокитая и Индостана. Еще западнее — на Аравийском полуострове —
на этих же широтах красно-бурые почвы сменяются почвами
тропических пустынь.
Проникновение красно-желтых ферраллитных почв до
Северного тропика наблюдается также и на восточных, наиболее хоро-
396
шо увлажненных побережьях Центральной Америки; побережье
Калифорнийского залива на этих же широтах занято красно-бурыми
почвами сухих саванн, а п-ов Калифорния — тропическими
пустынями.
Ранее был приведен ряд примеров, подтверждающих
справедливость схемы зональности идеального континента на реальных
континентах не только Северного, но и Южного полушарий. Однако
это сходство (зеркальное отражение систем зон) наблюдается лишь
в экваториальном, тропическом и отчасти субтропическом поясах
Южного полушария.
В суббореальном поясе Южного полушария на узком массиве
суши Южной Америки наблюдается необычное для этих поясов
положение зоны полупустынных ландшафтов и почв
непосредственно у восточных побережий. Причины этой аномалии — наличие
вдоль восточных побережий Патагонии холодного Фолклендского
течения и наличие горного барьера Анд на востоке,
препятствующего проникновению влажных воздушных масс со стороны
Тихого океана.
В бореальном поясе Южного полушария суша лишь островная.
Восточная половина Огненной Земли, Фолклендские о-ва, о.
Южная Георгия, Южные Сандвичевы о-ва, лежащие в этом поясе,
безлесны, покрыты океаническими лугами и подушечниками и заняты
дерновыми луговыми почвами и болотами.
Зона тундровых почв в Южном полушарии также отсутствует.
Ледники Антарктики покрывают весь континент. Небольшие
пространства, лишенные ледникового покрова (оазисы) в прибрежной
части континента, представляют собой полярные пустыни с
карбонатными, местами засоленными почвами -— аналогами арктических
пустынных почв Северного полушария.
Региональные типы вертикальной (горной)
биоклиматогенной зональности почв
Состав и структура почвенных вертикальных зон зависят от
положения данной горной страны в системе географических поясов, а
в пределах пояса — в различных секторах увлажнения (приокеани-
ческих и континентальных).
При всей сложности и многообразии типов распределения
вертикальных почвенных зон и тесной зависимости их от орографии
данной страны обобщение и систематизация материалов привели к
представлениям об определенных типах структуры вертикальной
зональности растительности и почв.
397
Наиболее простая и слабо меняющаяся структура горной
зональности характерна для высокополярного и полярного поясов. Здесь
выделяются два типа структур:
1) полярный пустынный с широким распространением
каменистых карбонатных арктических почв, часто засоленных,
сменяющихся по мере увеличения абсолютной высоты нивально-ледниковой
зоной, в пределах которой на выходах массивных пород
наблюдается формирование карбонатных и гипсовых корок; подобная
картина характерна для Антарктики, для наиболее северных островов
Канадского Арктического архипелага;
2) полярный арктотундровый, свойственный горным массивам
тундровой зоны Северной Америки и Евразии (горы Пойнт-Барроу
на Аляске, горные массивы Новой Земли, Северного Урала,
Таймыра, горы северо-восточной Сибири).
В бореальном поясе наблюдается некоторое усложнение
структуры за счет появления новых почвенных зон в нижних частях гор и
смещение границ почвенных зон кверху. Наибольшее разнообразие
вертикальных зон наблюдается в горах внутреннего
континентального сектора. В бореальном поясе выделяются три типа
существенно различных структур горной зональности.
1. Бореальный гумидныщ приуроченный к горным массивам при-
океанических западных и восточных областей, с
горно-подзолистыми и горно-тундровыми почвами. Этот тип зональности характерен
для Северных Кордильер, Скандинавского нагорья, восточных
склонов гор Восточной Сибири.
2. Бореальный экстраконтинентальный (мерзлотный) широко
распространен в горах и на плоскогорьях Средней Сибири и
Восточной Сибири. В составе вертикальных почвенных зон
преобладают почвы с постоянно мерзлым горизонтом — горные таежно-
мерзлотные, кислые неоподзоленные и горно-подзолистые; с
высотой они сменяются таежными подбурами и горно-тундровыми
почвами; широко представлена гольцовая зона каменистой горной
тундры.
3. Бореальный континентальный тип горной зональности хорошо
выражен в горах Южной Сибири и в центральных Кордильерах.
Состав вертикальных почвенных зон наиболее разнообразен и в
наибольшей степени сходен со спектром широтных почвенных зон
суббореального пояса. Он включает: горные черноземы, горные
серые лесные почвы, горные кислые буро-лесные и буро-таежные
почвы, горные подзолистые и горно-тундровые почвы. Граница ни-
вальной зоны по сравнению с горными районами гумидных суббо-
реальных областей повышается на 500—700 м.
398
В суббореальном умеренно теплом поясе границы всех зон
смещаются кверху. Появляются как в приокеанических, так и в
континентальных секторах в высоком поясе гор зоны субальпийских
горнолуговых и альпийских горно-луговых почв, отсутствующих в более
холодных поясах. Общая структура горной зональности
усложняется особенно в континентальном секторе.
В суббореальном поясе выделяются два типа структур горной
зональности.
1. Суббореалъный гумидный тип зональности выделяется в
западном и восточном приокеанических секторах. В системе
вертикальных почвенных зон значительное место занимают бурые
горно-лесные и темно-бурые кислые горно-лесные почвы, чередующиеся или
сменяющиеся в высоких частях гор горно-подзолистыми и
горнолуговыми. Такая смена почв наблюдается в Альпах, в береговых
хребтах Центральных Кордильер, элементы этого же вертикального ряда
почв (его нижние члены) характерны для Аппалачей, гор Дальнего
Востока, Северной Кореи, Северной Японии, Тасмании, западных
склонов гор о. Южного в Новой Зеландии, западных склонов
Южных Анд в Чили.
2. Суббореалъный континентальный тип наиболее хорошо
выражен в горах Средней и Центральной Азии — в Северном и
Восточном Тянь-Шане, в Восточном Алтае, в Кентее и Хангае. Подножия
гор здесь лежат в области сухих степей и полупустынь. В составе
вертикальных почвенных зон появляются горно-каштановые почвы,
высоко в горы проникают горные черноземы, в горно-лесном поясе
преобладают темно-бурые или темноцветные горно-лесные почвы,
слабо ненасыщенные, часто с карбонатным горизонтом,
чередующиеся с черноземовидными горно-луговыми и лугово-степными
почвами. Хорошо выражены зоны субальпийских и альпийских
горнолуговых почв. Нивальная линия лежит на 1200—1300 м выше, чем в
горах приокеанических секторов континентов.
В субтропическом поясе выделяются четыре типа структур
горной зональности.
1. Субтропический средиземноморский тип с участием
горно-коричневых, бурых горно-лесных и горно-луговых почв наиболее
хорошо выражен в горах Южной Средиземноморской Европы, на
северозападных склонах Атласа в Северной Африке, на Береговых хребтах
Кордильер, преимущественно на западных, обращенных к океану
склонах. В Южном полушарии подобный же тип горной зональности
свойствен западным склонам Анд в субтропическом поясе.
2. Субтропический гумидный тип характеризуется существенно
иными вертикальными почвенными зонами. Здесь господствуют
399
горные красноземы и желтоземы, часто оподзоленные,
сменяющиеся в более высоких зонах желто-бурыми, бурыми и темно-бурыми
горно-лесными почвами и зоной дерновых и торфянистых
горнолуговых почв. Наиболее полно этот тип зональности выражен в
горах Центрально-Южного Китая и в Восточном Тибете.
3. Субтропический континентальный тип горной зональности в
отдельных звеньях сходен с субтропическим средиземноморским.
Однако нижние члены вертикального ряда почв здесь представлены
горными сероземами и горными серо-коричневыми почвами, затем
следуют те же зоны, что и в средиземноморском ряду:
горно-коричневых, горных бурых лесных и темно-бурых горно-лесных почв. Зона
горно-луговых почв местами замещается зоной горных лугово-степ-
ных почв. Наиболее полно такой тип зональности выражен в горах
Средней Азии; фрагменты этого ряда характерны для гор передней
Азии, юго-восточных склонов Атласа, южной части Скалистых гор
и бассейна Колорадо, северной части Западной Сьерра-Мадре на
Мексиканском нагорье. В Южном полушарии фрагменты этой же
структуры обнаруживаются на восточных склонах субтропических
Анд и в горах южной оконечности Африки.
4. Субтропический экстраконтинентальный тип горной
зональности характерен для гор и нагорий субтропического пояса
Центральной Азии. Здесь на всех абсолютных высотах господствуют
ландшафты и почвы пустынь или холодных сухих степей,
переходящие в Тибетском нагорье, а также нагорьях Восточного Памира
в обширные пространства высокогорных почв холодных пустынь.
Граница нивальной зоны находится здесь на абсолютной высоте
5200—5800 м, т. е. лежит на 1000 м выше, чем в горах восточных
приокеанических областей.
В тропическом поясе, в его центральном и западном секторах,
структура зональности упрощается за счет преимущественного
распространения в широком диапазоне абсолютных высот пустынных
ландшафтов и почв. Здесь выделяются:
1) экстрааридный тип горной зональности с господством
горных пустынных почв. Яркими примерами этого типа служат
Центральные Анды и горные массивы, поднимающиеся в центре
Сахары — Тибести и Ахаггар;
2) гумидный тип горной зональности тропического пояса,
характерный для гор муссонной Юго-Восточной Азии. Вертикальный ряд
почв начинается зоной горных красно-желтых (или темно-красных)
ферраллитных почв, сменяющихся с высотой гумусными феррал-
литными или аллитными почвами, переходящими в свою очередь в
горные бурые и темно-бурые торфянистые, местами оподзоленные
400
почвы. Верхняя безлесная зона занята высокогорными
торфянистыми и торфянисто-дерновыми почвами. Этот тип горной
зональности может быть назван гумидным экваториально-тропическим.
Он характерен для Северных Анд, Восточных Гималаев, гор
Малайского архипелага, Новой Гвинеи и др.
От приведенного ряда незначительно отличается субгумидный
экваториально-тропический тип горной зональности, свойственный
горам Восточной Африки, западным склонам гор Мадагаскара,
восточным склонам Центральных Анд. Здесь появляются горные
красно-бурые и горные красные почвы саванн.
Выше названы только главные, резко отличные типы структур
горной зональности. Имеется много переходных типов со сложным
переплетением элементов различных структур, обусловленных
местными особенностями климата и орографии.
Самый высокий уровень организации педосферы — это мегаструк-
туры почвенного покрова. Они проявляются в различных сочетаниях
почвенно-биоклиматических поясов и почвенно-биоклиматических
областей на поверхности суши и имеют планетарный масштаб.
Глава 24
ПОЧВЕННЫЙ ПОКРОВ МАТЕРИКОВ И КОНТИНЕНТОВ:
ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ И ОСОБЕННОСТИ
ЕГО ОРГАНИЗАЦИИ
Почвенный покров Евразии
Евразия, самый большой материк мира с общей площадью
около 54 млн км2, включает все известное разнообразие почв, типов
структуры горизонтальной и вертикальной зональности.
Разнообразие и сложная макроструктура почвенного покрова
Евразии обусловлены сочетанием и взаимодействием ряда
факторов. Рассмотрим главные из них.
Значительная протяженность континента с севера на юг от
полярного арктического пояса до экваториального обусловливает
разнообразие почв, обязанное различиям термических условий.
Монолитность суши и большая протяженность ее в широтном
направлении приводит к обособлению в пределах географических
поясов приокеанических (западных и восточных) и внутриконти-
нентальных секторов, различающихся по степени и режиму
увлажнения и соответственно по составу почв и структуре биоклимато-
26-5046 401
генной равнинной (горизонтальной) и горной (вертикальной)
зональности.
Наличие во внутриконтинентальной части Евразии обширных
равнин (в Восточной Европе, Западной Сибири, Средней Азии),
простирающихся от полярного пояса до субтропического, явилось
благоприятным фактором формирования широтной горизонтальной
зональности с целым спектром широтных почвенных зон и подзон.
С севера на юг последовательно сменяют друг друга следующие
почвенные зоны:
1) арктотундровых почв;
2) тундровых глеевых почв;
3) подзолистых и болотных почв с подзонами:
а) глееподзолистых;
б) подзолистых;
в) дерново-подзолистых;
4) серых лесных почв;
5) черноземов с подзонами:
а) оподзоленных и выщелоченных (северных);
б) типичных;
в) обыкновенных;
г) южных;
6) каштановых почв с подзонами:
а) темно-каштановых;
б) каштановых;
в) светло-каштановых;
7) бурых пустынно-степных почв;
8) серо-бурых почв суббореальных пустынь;
9) сероземов субтропических пустынных степей и пустынь.
Названный выше спектр широтных внутриконтинентальных
почвенных зон вследствие особенностей климата и рельефа
прерывается в Средней и Северо-Восточной Сибири.
Эти территории находятся в области полюса холода Евразии,
характеризуются экстраконтинентальным холодным климатом и
охвачены современным мощным подземным оледенением. Вечная
мерзлота сковывает толщи пород и нижние горизонты почв, не
успевают оттаять в течение короткого лета, характерного для этих
регионов.
Вечной мерзлотой охвачены не только почвы тундры и
лесотундры, она распространена в почвах северной и средней тайги,
локально встречается даже в области южной тайги и лесостепи
Прибайкалья и Забайкалья. С распространением вечной мерзлоты связа-
402
ны ареалы мерзлотных почв: тундровых и болотных мерзлотных,
таежно-мерзлотных, палевых и палевых осолоделых мерзлотных,
мерзлотных дерново-таежных, локально черноземовидных луговых
и даже серых лесных.
Длительно промерзающие почвы и почвы с постоянно
мерзлотным горизонтом встречаются по северным склонам среди
каштановых почв в горах в Кентее и Хангае и на прилегающих к ним
подгорных равнинах северной Монголии.
Влияние мощного зимнего антициклона проявляется почти до
восточных побережий Азиатского континента, чему способствует
наличие горных барьеров на восточном побережье, огранивающих
смягчающее влияние Охотского моря. Вдоль побережья тянутся
хребты: Корякский, Гыданский, Джугджур.
Горизонтальные широтные почвенные зоны в Средней и Северо-
Восточной Сибири выражены фрагментарно благодаря характеру
рельефа. Здесь господствуют горы и плоскогорья, где организация
почвенного покрова подчинена законам вертикальной зональности.
Широтная зональность почв вновь проявляется на равнинах
Центральной Азии. В Монголии с севера на юг сменяются
широтные зоны: каштановых почв, бурых пустынно-степных и
серо-бурых пустынных почв.
Приокеанические западные и восточные секторы Евразии
характеризуются иным, менее разнообразным спектром почв,
отсутствием выраженных широтно- или
меридионально-ориентированных почвенных зон, хотя смена почв с севера на юг подчиняется в
целом закону биоклиматогенной зональности.
Здесь обособляется ряд почвенно-биоклиматических областей.
В Западной приокеанической части материка выделяются
следующие почвенные области:
1) Северо-Атлантическая (Исландско-Фаррерская, дерновых
субарктических почв);
2) Фенноскандинавская таежно-лесная подзолов, подбуров и
болотных почв;
3) Западно-Европейская лесная лессированных и оподзоленных
буроземов;
4) Южно-Европейская ксерофитно-лесная коричневых и
красно-цветных коричневых почв;
5) Карпатско-Дунайская лесо-лугово-степная буроземов, серых
лесных, лугово-черноземных почв и черноземов.
Последняя, Карпатско-Дунайская почвенная область находится
в более континентальных условиях и является переходной к
системе почвенных зон Восточной Европы.
26* 403
В восточном приокеаническом секторе Евразии, весьма
суженном в своей северной сибирской части, выделяются следующие по-
чвенно-биоклиматические области:
1) Чукотская тундровая;
2) Северо-Восточная таежная подзолов, подбуров и болотных
почв;
3) Дальневосточная лесная буроземов и дерново-подзолистых
почв;
4) Амуро-Маньчжурская лесо-лугово-степная черноземовидных
луговых почв;
5) Восточно-Китайская влажно-лесная желто-бурых почв,
желтоземов и красноземов;
6) Камчатско-Курильская лугово-лесная охристых пеплово-вул-
канических и дерновых почв;
7) Японо-Малайзийская влажнолесная темноцветных пеплово-
вулканических почв (андосолей), темно-красных и красно-желтых
ферраллитных почв.
Для последних двух областей — Камчатско-Курильской и
Японо-Малайзийской — характерна активная современная
вулканическая деятельность, с которой связано формирование специфических
пеплово-вулканических почв и обусловленных пеплопадами и
поствулканическими процессами вулканогенных структур почвенного
покрова.
В переходных от приокеанических к континентальным
условиям в субтропиках выделяется в Китае особая лёссовая ксерофитно-
кустарничковая и сухостепная область серо-коричневых почв и
сероземов.
Рассмотренные выше биоклиматогенные макроструктуры
организации почвенного покрова на равнинах Евразии усложняются при
сочетании с различными горно-зональными структурами, основные
типы которых в различных биоклиматических поясах и секторах
континентов мира были рассмотрены в предыдущем разделе.
Кроме того, различно ориентированные горные хребты и
массивные горные сооружения существенно изменяют общий
характер атмосферной циркуляции, состав и конфигурацию
почвенных зон на прилегающих равнинах и в межгорных впадинах. Так
как горы являются препятствием для свободного проникновения
приносящих влагу воздушных масс на подветренных склонах и
прилегающих равнинах, в «дождевой тени» появляются ареалы
более аридных почв, чем на наветренных. Примером этому
служит почвенный покров Альпийско-Карпатской области,
находящейся в западном приокеаническом секторе Евразии, но защи-
404
щенной горными поднятиями от приносящих влагу западных
воздушных масс.
В этой области, как сказано ранее, наряду с буроземами
распространены серые лесные почвы и даже черноземы.
Наличие меридионально вытянутых горных хребтов в
полуостровной Юго-Восточной Азии создает контрастность почвенного
покрова хорошо увлажняемых восточных склонов гор и лежащих в
дождевой тени западных склонов и прилегающих к ним подгорных
равнин. Восточные склоны и предгорные равнины покрыты
влажными тропическими лесами на красных и красно-желтых феррал-
литных почвах. Западные склоны гор, межгорные котловины и
предгорные равнины, получающие меньшее количество осадков, заняты
сухими тропическими редколесьями и саваннами на красных и
красно-бурых почвах. Подобная макроструктура почвенного покрова
характерна для центральной и восточной части Индостана,
Индокитая и ряда островов Индонезии и Малайзии.
Резко контрастны ландшафты и почвенный покров Закавказья:
на Черноморском побережье и западных склонах гор, обращенных
к приносящим влагу западным воздушным массам под влажными
субтропическими лесами, сменяющимися с высотой
широколиственными листопадными, распространены красноземы,
желтоземы и буроземы. В Восточном Закавказье, изолированном горными
поднятиями от западного влияния, господствуют ландшафты
сухих субтропиков с ксерофитными лесами, кустарниками,
субтропическими сухими степями. Здесь распространены коричневые и
серо-коричневые почвы. В межгорных котловинах и на подгорных
равнинах в почвенном покрове появляются солончаковатые почвы
и солончаки.
Исключительно велика барьерная роль гор в Центральной Азии,
изолированной горными поднятиями как от юго-восточных
муссонов, так и от влияния воздушных масс западного переноса.
Поэтому Центральная Азия — это преимущественно страна сухих степей,
полупустынь и пустынь. Они господствуют не только на равнинах и
в межгорных котловинах, но поднимаются по горным склонам на
высокие нагорья Центрального Тянь-Шаня, Восточного Памира и
Тибета. На абсолютных высотах 3500—4500 м располагаются
высокогорные пустыни, на маломощных карбонатных локально
засоленных пустынных почвах с горизонтом вечной мерзлоты.
Солончаки здесь соседствуют со снежниками и ледниками.
Изоляция Тибетского нагорья Гималаями от юго-восточного
муссона проявляется крайне резко; пустынные ландшафты Тибета
отделены от влажнолесных тропических ландшафтов южного скло-
405
на Гималаев лишь узкой полосой высокогорных лугово-степных и
луговых почв.
В условиях, где изменение климата от океанического к
континентальному происходит постепенно, где горные барьеры не столь
высоки и влага восточных муссонов проникает во внутренние части
континента, сектор внутриконтинентальных пустынных почв
отделяется от восточно-азиатской лесной области буроземов серией
переходных зон, приобретающих на равнинах Маньчжурии и
Внутренней Монголии меридиональное направление; это
ориентированные с севера на юг зоны черноземовидных почв прерий, черноземов,
каштановых и бурых пустынно-степных почв.
Назовем еще ряд обстоятельств, определяющих состав и
организацию почвенного покрова Евразии.
Существование в различных почвенно-биоклиматических зонах
и областях древних озерных и аллювиальных равнин обусловливает
появление среди зональных почв больших ареалов гидроморфных и
палеогидроморфных почв и соответственно появление палеогидро-
генных макро- или мезоструктур почвенного покрова.
Состав почв и характер почвенного покрова аллювиальных
равнин определяются их положением в системе биоклиматогенных
почвенных зон и областей.
На слабодренированных озерно-аллювивальных равнинах таеж-
но-лесных областей (например, в пределах Русской равнины, в
Полесье, Мещере и Западно-Сибирской низменности) имеются
большие ареалы болот с торфяными, торфяно-глеевыми почвами
и полуболотных торфянисто-глеево-подзолистых почв и глееземов.
В суббореальных лесо-лугово-степных областях, как, например, в
южной части Западно-Сибирской низменности и в Приамурье,
распространены лугово-болотные, лугово-серые, лугово-черноземные
почвы и луговые солоди.
На аллювиальных равнинах степной зоны наряду с луговыми и
лугово-черноземными почвами появляются луговые содовые
солончаки, солонцы и солоди, образующие сочетания и комплексы по
элементам мезо- и микрорельефа. Таков, например, почвенный
покров Среднедунайской и Нижнедунайской низменности в
Центральной Европе, Приднепровской и Окско-Донской низменностей в
пределах Русской равнины, в Кулундинской степи, южной части
Западно-Сибирской низменности, Амуро-Сунгарской и Великой
Китайской равнинах северо-восточного Китая.
Существенно иной почвенный покров имеют озерные и
аллювиальные равнины в сухих, средиземноморского типа, субтропиках стран
Южной Европы и Леванта. Здесь среди господствующих коричневых
406
и серо-коричневых почв появляются ареалы поверхностно-глеево-
элювиальных (псевдоглеевых) почв, слитые лугово-коричневые
почвы и темноцветные тяжелоглинистые почвы — слитоземы,
получившие на Балканах народное название смолницы. В международной
классификации подобные почвы названы вертисолями.
Особый характер почвенного покрова имеют древнеаллювиаль-
ные равнины в пустынях Средней Азии. Это обширные, древние,
обсохшие дельты рек Сырдарьи, Амударьи, Мургаба, Теджена, Чу и др.
На них распространены такыровидные пустынные почвы. Это
бывшие луговые, лугово-солончаковые почвы, утратившие связь с
грунтовыми водами и незаливаемые в период наводнений. Профиль этих
почв слабо дифференцирован. Под светло-серой пористой
корочкой мощностью 2—5 см, растрескавшейся на мелкие
полигональные отдельности, располагается слоевато-чешуйчатый, более
светлый или буроватый рыхлый горизонт мощностью 5—10 см. Под ним
находится несколько уплотненный бесструктурный горизонт со
значительным содержанием легкорастворимых солей. Эти почвы кар-
бонатны с самой поверхности.
Подобные же такыровидные солончаковатые почвы
распространены наряду с луговыми, лугово-солончаковыми и болотными
почвами на аллювиальных равнинах рек Тигра и Евфрата в
Месопотамии и на западе Индостана на границе с пустыней Тар, на
аллювиальной равнине среднего и нижнего течения р. Инда. Эти почвы
сравнительно хорошо изучены, так как являются объектами
древнейшего орошаемого земледелия. Многие оазисы имеют возраст в
несколько тысячелетий. Слой ирригационного наноса составляет
здесь 1—2 м. В его толще сформировались новые
культурно-поливные почвы.
Во влажно-тропическом поясе южной и Юго-Восточной Азии с
ее многоводными реками аллювиальные равнины Ганга, Брахма-
путры, Иравади, Салуина, Меконга, Менама некогда были
покрыты влажными тропическими лесами и болотами.
Длительное затопление почв, привнос ирригационных наносов
и выщелачивание поверхностных горизонтов ирригационными
водами существенно преобразовали свойства исходных почв.
Сформировались специфические сильно выщелоченные поверхностно-
глеевые рисовые почвы с повышенной кислотностью, получившие
международное название paddy soils.
В приморских дельтах тропических рек в полосе приливов,
занятых мангровыми лесами, распространены сильнокислые «тионо-
вые» мангровые болотные почвы, свойства которых связаны с
окислением сульфидов и присутствием сульфатов алюминия и железа.
407
Существенное значение в формировании почвенного покрова в
субаридных и аридных областях континента имеют бассейны
внутреннего стока. Они представляют собой замкнутые ландшафтно-
геохимические арены, где характер и степень засоленности почв
изменяются от краевых частей бессточных бассейнов к их центру,
что проявляется в пространственной организации почвенного
покрова.
К областям внутреннего стока относится вся Центральная Азия,
Туранская и Прикаспийская низменности, ряд бессточных
котловин Южной Сибири и Центрального Казахстана.
В Центральной Азии, представляющей в целом бассейн
внутреннего стока, имеется ряд крупных замкнутых впадин: Таримская,
Джунгарская, Цайдамская.
Во всех этих областях конечного стока шло и идет в настоящее
время активное соленакопление. Засолены рыхлые отложения,
грунтовые воды, воды временных водотоков и пересыхающих озер,
превращающихся в это время в безжизненные соляные пустыни.
Многочисленные бессточные впадины характерны также для
пустынь Аравийского п-ов, Иранского плоскогорья, где наиболее
известна обширная соляная пустыня Деште-Кевир.
В сухих степях и полупустынях Прикаспийской низменности, в
краевых частях локальных бессточных впадин Центрального
Казахстана характерна комплексность почвенного покрова с участием
солонцов и в различной степени солонцеватых почв, образующих
комплексы по элементам микрорельефа.
В ряду факторов, участвующих в организации почвенного
покрова в пределах равнинных и горных почвенных зон и областей,
главную роль местами играют литологические особенности почва-
образующих пород. Повсеместно влияние почвообразующих пород
проявляется в гранулометрическом составе почв, определяющем их
различия на тех или иных таксономических уровнях, — от
разновидностей одного вида почв до родов, подтипов и даже типов.
В бореальной и северной частях суббореальных поясов,
подвергавшихся в четвертичное время неоднократным оледенениям,
почвы развиваются на весьма различных по гранулометрическому
и минералогическому составу ледниковых и водно-ледниковых
отложениях. Область Балтийского кристаллического щита сложена
докембрийскими гранитогнейсами и гранитами, с преобладанием
экзарационных форм ледникового рельефа. В депрессиях рельефа
широко распространены каменистая песчанистая морена, валун-
но-галечниковые отложения озов и камов, а приледниковые
озерные депрессии выполнены ленточными глинами. Легкий механи-
408
ческий состав большинства рыхлых отложений, сложенных
продуктами разрушения кислых изверженных пород, предопределил
преимущественное распространение иллювиально-гумусовых
подзолов и подбуров.
В Европейско-Западно-Сибирской бореальной таежной области
моренные ледниковые отложения обогащены обломочным
материалом подстилающих осадочных палеозойских и мезозойских пород,
представленных известняками карбона, гипсово-доломитовыми
толщами верхней перми, песчано-глинистыми отложениями триаса и
юры. В этой области преобладают морены и перекрывающие их
покровные суглинки. Наряду с бескарбонатными моренами
имеются значительные ареалы карбонатных морен и покровных
суглинков. Лишь относительно пониженные поверхности — древние
ложбины стока — выполнены песчаными отложениями. В соответствии
с гранулометрическим и минералогическим составом изменяются
почвы. На бескарбонатных суглинистых породах распространены
глееподзолистые, подзолистые и дерново-подзолистые почвы, на
карбонатных отложениях — дерново-карбонатные, а на песках —
иллювиально-железистые подзолы и буротаежные почвы.
На равнинах Западной Европы типичные буроземы приурочены
лишь к карбонатным покровным суглинкам и моренам, а в горах —
к породам основного состава. На бескарбонатных рыхлых
отложениях в этих же биоклиматических условиях распространены лёсси-
вированные и оподзоленные буроземы, а на бедных кварцевых флю-
виогляциальных песках — железистые подзолы.
Большие ареалы мерзлотных дерново-карбонатных почв на
продуктах выветривания известняков и мергелей и карбонатных
палевых мерзлотных почв на карбонатных древнеаллювиальных
лёссовидных отложениях имеются среди таежно-мерзлотных почв
Средней Сибири и Центральной Якутии.
Дерново-карбонатные почвы (или рендзины) широко
распространены также на равнинах и в горах Западной Европы.
В субтропическом поясе в Средиземноморской Европе и
Передней Азии среди коричневых почв локально распространены
красно-коричневые почвы. Они приурочены к красноцветным
продуктам выветривания некоторых фаций известняков, получивших
название terra rossa (красная земля).
В тропической Юго-Восточной Азии на красноцветных
продуктах выветривания известняков формируются темно-красные фер-
раллитные и темноцветные ферраллитно-маргалитные почвы,
значительно менее кислые и более плодородные, чем окружающие
красно-желтые ферраллитные почвы на бескарбонатных породах.
409
С массивами изверженных пород основного состава —
базальтами и траппами — связано появление в различных
биоклиматических зонах и областях особых типов почв. На траппах и базальтах,
слагающих Среднесибирское плоскогорье, распространены грану-
земы, на трапповом плато Индостана и базальтовых вулканических
плато в Индонезии — темноцветные слитые тропические почвы.
Приведенные примеры показывают, что литологический фактор
существенно влияет на состав и организацию почвенного покрова и
должен учитываться при рассмотрении региональных особенностей
географии почв.
Почвенный покров Северной Америки
Северную Америку пересекают пять широтных термических
поясов: арктический, субарктический, умеренный, субтропический и
тропический.
В распределении осадков и зон увлажнения на большей части
равнин континента выделяется не широтная, а меридиональная
зональность. В умеренном поясе, где господствует западный
перенос, максимальное количество осадков — 1000—2000 мм и более —
выпадает на обращенных к Тихому океану западных склонах
Кордильер с максимумом зимой и осенью, к востоку от горного
барьера, в пределах Великих и Центральных равнин, количество
осадков падает до 300—500 мм; с приближением к Атлантическому
побережью, в области Великих озер и в Аппалачах, вновь
увеличивается до 1000—2000 м. В субтропическом и тропическом
поясах максимальное количество осадков, связанное с пассатами,
выпадает в юго-восточной приатлантической части континента
(1000—2000 мм и более), к западу количество осадков резко
уменьшается: Мексиканское нагорье, Большой бассейн и омываемый
холодным течением Калифорнийский полуостров получают от 300
до 100 мм в год и менее.
Сочетание на равнинах широтных термических поясов и
долготных зон увлажнения создает разнообразие гидротермических
условий и связанных с ними процессов выветривания и
почвообразования; в пределах одной и той же зоны увлажнения наблюдаются
закономерные изменения растительности и почв с севера на юг в
соответствии с изменением термических условий, а в пределах
одного и того же термического пояса видны не менее, а часто более
резкие изменения почв и растительности в направлении от
прибрежных к внутренним частям континента, согласно
распределению зон увлажнения.
410
Эта двойная закономерность особенно резко проявляется в
субтропическом и суббореальном поясах и сглаживается в бореальном
и субарктическом, где направления термических поясов и зон
увлажнения в общих чертах совпадают.
Северная часть Гренландии и острова Канадского Арктического
архипелага (лежащие к северу от 75° с. ш.) принадлежат сектору
полярных пустынных почв. Южные острова архипелага и северную
часть континента пересекает сектор тундровых почв с широтно-вы-
тянутыми зонами арктотундровых и тундрово-глеевых почв. Южная
граница этого сектора на континенте существенно отклоняется от
широтного направления: у западных берегов Северной Америки она
проходит на широте 65° с. ш., во внутренней части континента,
близ устья р. Маккензи, граница смещается до 69° с. ш., а далее —
по направлению к западным побережьям у берегов Гудзонова залива
и на Лабрадоре — опускается вследствие влияния ледовой
Гренландии и холодного Лабрадорского течения до 55° с. ш. Таким образом,
на континенте в сектор тундровых почв входят северная половина
Аляски, включая хр. Брукса, значительная часть северо-западных
территорий Канады, п-ов Унгава и приатлантическая часть
Ньюфаундленда на Лабрадоре.
Располагающийся южнее бореальный таежный сектор подзолов,
буротаежных и торфяно-глеевых почв пересекает континент в
направлении с северо-запада на юго-восток от побережий Тихого до
побережий Атлантического океана. Он включает две почвенные зоны:
северную мерзлотных подзолов и подбуров, занимающую
значительную часть Лаврентинского плато, и более южную безмерзлотную —
подзолов, подзолистых и буротаежных почв. Этот сектор занимает
южную Головину Аляски и большую часть Канады, а именно:
южную часть северо-западной территории, Британскую Колумбию,
северные половины штатов Саскачеван и Альберта, штаты
Манитоба, Квебек, Ньюфаундленд и большую часть Онтарио. Южная
граница бореального сектора во внутренней, наиболее сухой части
континента проходит по широте 55—57° с. ш., с приближением к
океанам она смещается к югу на 7—9° и проходит по широте 48—50° с. ш.
В наиболее сухих частях сектора, к югу от Большого Невольничьего
озера, располагается обширная область подзолистых остаточно-кар-
бонатных почв в сочетании с солодями и солонцами — аналог
Якутской области Евразии.
В суббореальном поясе мегаструктура почвенного покрова
континента усложняется. Здесь выделяются два симметричных приоке-
анических суббореальных лесных сектора на западе — в
Кордильерах — и на востоке — в Аппалачах и прилегающей к ним части
411
Центральных равнин — с буроземами, подзолисто-буроземными и
глеево-элювиальными почвами на равнинах и системой
вертикальных почвенных зон в горных Кордильерской и Аппалачской
почвенных областях.
Суббореальный лесной приатлантический сектор охватывает
южную часть штата Онтарио в Канаде и лежащую к востоку и к югу
от Великих озер территорию США, штаты Мэн, Нью-Йорк,
Пенсильванию, северную часть Кентукки, Огайо, Индиану, Мичиган и
северо-восточные части Висконсина и Миннесоты. Это наиболее
населенная и издавна освоенная часть континента.
Южная граница сектора у побережья Атлантического океана и в
Аппалачах проходит около 38° с. ш. На Центральных равнинах,
контролируемая границей зон увлажнения, она приобретает
меридиональное направление и к востоку от оз. Мичиган проходит по
широте 42—43° с. ш.
Притихоокеанский суббореальный лесной сектор —
преимущественно горная страна. Он охватывает Береговые хребты, скалистые
горы и лежащие между ними плоскогорья и межгорные впадины
между 45—50° с. ш. В этот сектор входит западная часть штатов
Орегон и Вашингтон. Кислые сильно ненасыщенные горные
буроземы сменяются с высотой горными буротаежными и
горно-подзолистыми и горно-луговыми почвами.
Внутри континента, следуя зонам увлажнения, располагаются
вытянутые в меридиональном направлении лесо-луговой сектор
серых лесных и лугово-черноземных почв на севере и бурниземов на
юге и занимающий более западное положение степной сектор с
меридионально вытянутыми зонами черноземов и каштановых почв.
Южные пределы этих секторов лежат около 38° с. ш. Они занимают
западную часть Центральных и северную половину Великих равнин
Северной Америки. Этим секторам в Канаде принадлежат южные
части штатов Альберта и Саскачеван, а в США юго-восточные
части Миннесоты и Висконсина, Северная и Южная Дакота,
Иллинойс, Айова и Небраска. К этим секторам приурочены наиболее
плодородные почвы суббореального пояса и территории их, так же
как и в Приатлантическом секторе, в значительной мере, особенно
на севере и востоке, используются в земледелии, преимущественно
под посевы зерновых культур.
Изолированная лесо-лугово-степная Центрально-Кордильерская
область приурочена к внутренним плоскогорьям Южных
Кордильер (Стикен, Нечако, Фрайзер), лежащих на абсолютных высотах
800—1500 м и обрамленных с запада и востока горными хребтами.
Климат здесь резкоконтинентальный, леса имеют парковый харак-
412
тер, перемежаются с лугами и степями. Преобладающие на севере
дерново-подзолистые почвы южнее сменяются серыми лесными
почвами, выщелоченными и оподзоленными черноземами. На
Колумбийском плато появляются злаковые и злаково-полынные степи на
черноземах и каштановых почвах.
Лежащие к западу от Скалистых гор пустынные плоскогорья
Большого бассейна и склоны обрамляющих их горных хребтов
выделяются в суббореальный пустынный сектор с бурыми и
серо-бурыми пустынно-степными и пустынными почвами, солевыми
озерами и солончаками в бессточных впадинах. Это штаты Невада,
Юта, Аризона.
В субтропическом поясе континента почвенный покров
восточной, центральной и западной частей еще более контрастен.
Юго-восточная часть принадлежит субтропическому
влажно-лесному сектору желтоземов, красноземов, сопутствующих им глеево-
элювиальных почв и субтропических подзолов. В этот сектор входят
штаты Виргиния, Каролина, Джорджия, Флорида, Кентукки,
Алабама, Миссисипи, Миссури и Арканзас. К западу по мере
увеличения сухости климата и изменения режима увлажнения
(постепенным смещением максимума осадков на весенний период) влажные
субтропические леса уступают место более ксерофитным лесам и
субтропическим саваннам. Здесь локализуется субтропический ксе-
рофитно-саванный сектор красно-коричневых, красно-черных и
коричневых почв. Этому сектору принадлежат восточные части
штатов Оклахома и Техаса.
Далее на запад и юго-запад климат становится все суше, а
распределение осадков в течение года все более неравномерным (с
небольшим зимним максимумом). Колюче-кустарниковые сухие
саванны на серо-коричневых почвах, занимающие западные части
Оклахомы и Техаса, сменяются креозотовыми и суккулентными
пустынями Мексики и Калифорнии. Здесь локализуется
субтропический пустынно-ксерофитно-саванновый сектор континента с
красновато-бурыми и серо-бурыми пустынными почвами.
Так же как и в Евразии, биоклиматогенная организация
почвенного покрова, характеризующая наиболее общие черты
макроструктуры почвенного покрова Северной Америки, существенно
усложняется и корректируется региональными факторами. В их ряду можно
назвать прежде всего четвертичное материковое оледенение
континента и литологию ложа ледниковых покровов. Так же как и в
Евразии, здесь было несколько оледенений. Ледники покрывали
большую часть континента и опускались до 40—38° с. ш., т. е. достигали
субтропического пояса. Северная часть континента, а также Канад-
413
ский архипелаг находятся в области современного подземного
оледенения, с чем связано распространение арктотундровых,
тундровых и таежно-мерзлотных почв.
В пределах Канадского щита ложем ледника были архейские и
протерозойские граниты. Так же как и в Фенноскандии,
ледниковые отложения маломощны, сильно каменисты, морены бескарбо-
натны, за исключением Центрального прогиба у Гудзонова залива,
где выходят известняки силура и девона, появляются карбонатные
морены и связанные с ними дерново-карбонатные почвы. Вне
Канадского щита с распространением карбонатных морен и
покровных суглинков связаны в континентальных районах
Северо-Восточной Канады «серые облесенные» почвы средней тайги, сходные
с дерново-таежными и палевыми осолоделыми почвами
континентального сектора Сибири.
На Центральных равнинах, сложенных в основании
известняками, кварцитами, конгломератами, карбонатная морена и
покровные карбонатные суглинки распространены весьма широко. К ним
приурочены к северу и к югу от Великих озер ареалы
дерново-карбонатных почв, а южнее, под смешанными и широколиственными
лесами, оподзоленных буроземов и типичных буроземов.
К озерно-ледниковым и флювиогляциальным карбонатным
отложениям, широко распространенным на Центральной равнине,
приурочены палеогидрогенные лугово-черноземные почвы и чер-
ноземовидные почвы высокотравных прерий.
Карбонатные морены с покровом лёссовидных карбонатных
суглинков являются почвообразующими породами в зонах черноземов
и каштановых почв в области Великих равнин.
Собственно лёссовые отложения не имеют на равнинах
Северной Америки широкого распространения.
С южной границей ледниковых, флювиогляциальных и
лёссовых отложений связана граница сиаллитных продуктов
выветривания и связанных с ними почв. Южнее и юго-восточнее, на
территориях, не подвергающихся оледенению и погребению
четвертичными ледниковыми и перигляциальными отложениями, сохранились
древние ферсиаллитные и ферраллитные коры выветривания и
продукты их размыва и переотложения. Поэтому в субтропическом
поясе Северной Америки не только почвы влажных субтропиков
(красноземы и желтоземы), но и почвы субаридных и аридных
территорий, включая пустынные почвы Мексики, имеют унаследованную
от почвообразующих пород красноватую окраску. К ним
принадлежат красновато-черные почвы прерий, красновато-коричневые
почвы ксерофитных лесов, красновато-бурые почвы полупустынь и
414
пустынь. На более молодых аккумулятивных равнинах — Приат-
лантической и Примексиканской низменностях — наряду с
аллювиальными и болотными почвами распространены на тяжелых
монтмориллонитовых глинах гидроморфные слитоземы и
осолоделые слитые почвы — планосоли, широко используемые для
культуры хлопчатника.
Почвенный покров Центральной Америки
Узкая полоса суши Центральной Америки характеризуется
большим разнообразием биоклиматических и литолого-геоморфологи-
ческих условий и соответственно почв.
По характеру рельефа эта область делится на восточную
равнинную и западную горную. Наиболее высокие горные хребты —
Южная и Восточная (вулканическая) Сьерра-Мадре — имеют
абсолютную высоту 3700—3800 м, а наиболее высокие вершины достигают
4200—4500 м. Между ними на абсолютных высотах 2000—2500 м
находится вулканическое плато Центральная Меза.
Горные массивы сложены комплексом разнообразных меловых
и палеоген-неогеновых осадочных пород, среди которых широко
распространены известняки. С многочисленными молодыми и ныне
действующими вулканами связано распространение лав и туфов
основного состава. Наиболее хорошо увлажняемые западные
склоны гор получают наибольшее количество осадков (1500—2000 мм) и
покрыты горными листопадно-вечнозелеными тропическими
лесами на красных и темно-красных ферраллитных почвах. Верхнюю
вертикальную зону образуют субальпийские горно-луговые почвы.
Климат Центральной Мезы суше, годовое количество осадков с
летним максимумом составляет 600—800 мм. Распространены
травянисто-акациевые саванны на темноцветных пеплово-вулканических
почвах, а в местных депрессиях — солончаковатые темноцветные
луговые почвы и солончаки.
На восточных склонах гор и прилегающих подгорных равнинах
выпадает до 5000—6000 мм осадков в год. Сухие периоды не
выражены. Здесь произрастают влажные тропические леса на равнинах
и смешанные — на горных склонах. Повсеместно распространены
мощные ферраллитные коры выветривания с красно-желтыми и
желтыми ферраллитными почвами; в более высоком поясе гор они
сменяются многогумусными ферраллитными и аллитными и
торфянистыми горно-луговыми почвами.
На п-ов Юкатан, сложенном известняками, распространены
более насыщенные и богатые гумусом темно-красные ферраллитные
415
почвы. Приморские низменности заняты песчаными болотными и
латеритными почвами в сочетании с песчаными иллювиально-же-
лезисто-гумусовыми подзолами.
Почвенный покров Южной Америки
Южная Америка — единственный континент Южного
полушария, простирающийся в пределы умеренного пояса. Его пересекают
пять географических поясов: северный тропический,
экваториальный, южный тропический, субтропический и суббореальный.
Наиболее широкая часть континента лежит в
экваториально-тропических широтах.
Подобно Северной Америке, Южная Америка защищена с
запада высоким барьером Анд, что наряду с направлением несущих
влагу воздушных масс обусловливает характер увлажнения
прилегающих равнин.
В экваториальном, тропическом и субтропическом поясах
преобладает восточный перенос влажных воздушных масс со стороны
Атлантического океана. В умеренном (суббореальном) поясе в
южной части континента господствует западный перенос влаги с
Тихого океана.
Тихоокеанское побережье и западные склоны Анд в
субтропическом и тропическом поясах получают минимальное количество
осадков, так как находятся под воздействием холодных юго-восточных и
южных воздушных масс, поступающих с восточной периферии
Тихоокеанского антициклона. Осадки выпадают нерегулярно, местами
нет дождей несколько лет подряд. Сухость усиливается наличием у
западных берегов континента холодного Перуанского течения.
Побережья Северного Чили и Перу представляют собой тропические
каменистые и солончаковые пустыни. Пустынные ландшафты и почвы
занимают западные склоны и высокие нагорья Центральных Анд.
Здесь располагается обширная высокогорная пустыня Атакама.
Барьерная роль Анд ярко проявляется также в южной части
континента, где преобладает западный перенос воздушных масс.
Обращенные на запад склоны Анд в Южном Чили получают 2000—5000 мм
осадков, а лежащая в дождевой тени Патагония — 150—250.
Засушливость климата Патагонии усиливается наличием вдоль
Атлантического побережья Южной Америки холодного Фолклендского течения.
Поэтому на равнинах суббореального пояса Южной Америки, несмотря
на то что они лежат в восточном приокеаническом секторе,
господствуют ландшафты пустынных степей и пустынь с каштановыми и
бурыми пустынно-степными почвами.
416
Широтная зональность почв на равнинах Южной Америки
проявляется лишь в северной, наиболее широкой части континента.
В экваториальном поясе, на равнинах Южной Америки, лежащих
к востоку от Анд и получающих влагу с Атлантического океана,
наиболее влажный климат с количеством осадков от 2000 до 5000 мм в
год без существенного сухого периода имеет Амазонская низменность.
Здесь господствуют влажные экваториальные тропические леса —
гилей — на желтых ферраллитных почвах, перемежающихся с
болотными. К северу и к югу, несколько асимметрично по отношению к
экватору, располагаются тропические области с количеством осадков
2000—1000 мм и с выраженным сухим периодом, продолжающимся
от 3 до 5 мес. Это зоны сезонно влажных тропических лесов и саванн
на красных ферраллитных и альферритных почвах, занимающие
Гвианское и внутреннюю часть Бразильского плоскогорья. На большой
части поверхности здесь сохранилась древняя ферраллитная кора
выветривания. Длительная эрозия обнажила на поверхности
сцементированные гидроксидами железа и марганца латеритные горизонты.
Массивные латеритные плиты бронируют поверхность,
предотвращая дальнейшую денудацию. Постепенно они сами разрушаются, и
железистый щебень и конкреции участвуют в сложении
делювиальных поверхностных отложений и сохраняются в профиле
современных почв. В результате переотложения ферраллитных кор
выветривания наряду с красноцветными покровными отложениями при
размыве коры выветривания кислых кварцсодержащих пород накопились
толщи белых кварцевых песков. На них под скудной
растительностью образовались самые бедные, бесплодные кварц-песчаные почвы,
а в Приатлантической, наиболее влажной части экваториальной и
тропической областей по окраинам болот — иллювиально-гумусовые
подзолы.
В центральной западной и северо-восточной частях
Бразильского плоскогорья, сложенного кислыми изверженными породами,
преобладают ксерофитные редколесья и кустарниковые саванны —
кампос серрадос. На северо-востоке, где годовая сумма осадков не
превышает 300—350 мм, выпадающих преимущественно в виде
ливней, распространены каатинги — ксероморфные колючие
кустарники и суккуленты. Почвенный покров слабо развит, преобладают
смытые маломощные скелетные красно-бурые почвы с очень
низким уровнем плодородия.
Так как в тропической и субтропической южной половине
континента влажные воздушные массы поступают с Атлантического
океана, наиболее гумидные условия и соответственно почвы
господствуют в восточной приатлантической части. На запад количе-
27-5046 417
ство осадков уменьшается, ландшафтные и почвенные зоны в этой
части континента вытянуты в меридиональном направлении.
В приатлантической приподнятой части Бразильского
плоскогорья и на восточных склонах Береговой Сьерры, между 5 и 23° ю. ш.,
располагается Приатлантическая область влажных тропических и
субтропических лесов на красных ферраллитных почвах,
занимающих нижние части восточных горных склонов и узкую полосу
приморской низменности. На абсолютной высоте около 2000 м
появляются листопадные леса на гумусных ферраллитных кислых почвах;
на высоте 2200 м леса сменяются горными торфяниками. В юго-
западной части Приатлантической области в пределах
вулканического базальтового плато в бассейне р. Параны на высотах 1000 м и
более на выровненных волнисто-холмистых поверхностях «планаль-
то» под хвойно-лиственными и хвойно-араукариевыми лесами и
высокотравными прериями, в условиях субтропического влажного
климата распространены темно-бурые ферраллитные и ферралли-
тизированные почвы и красновато-черные почвы субтропических
прерий. Они имеют мощный гумусовый горизонт, но кислый и
ненасыщенный.
В южной части приатлантической части сектора на
аллювиальных равнинах Ла-Платы леса сменяются высокотравными
луговыми прериями Восточной Пампы. На древнеаллювиальных
лёссовидных суглинках, часто карбонатных, распространены чернозе-
мовидные почвы (бруниземы). Эти почвы с мощным гумусовым
горизонтом имеют нейтральную или слабокислую реакцию,
хорошо оструктуренные, равномерно увлажнены в течение года и
получают 1400—1600 мм осадков. Лето здесь жаркое (24—27 °С), зима
мягкая (10—16°С), но случаются морозы до —5°С.
Физико-химические свойства и гидротермический режим почв
восточной Пампы обусловливают их высокое плодородие.
В глубь континента в районах центральной Пампы, по мере
трансформации морских воздушных масс, количество осадков
уменьшается до 500—600 и далее от 300—400 мм. Меридиональное
простирание зон увлажнения обусловливает такое же направление
ландшафтных и почвенных зон. Черноземовидные почвы Восточной
Пампы сменяются в более внутренних районах Сухой Пампой
субтропическими черноземами. В Приандийской части, в Гран-Чако,
появляются субтропические сухие пустынные степи и ксерофитные
кустарники на коричневых и серо-коричневых почвах в сочетании с
солонцами и солончаками.
В Предкордильерах и Пампинских Сьеррах на подгорных
равнинах и в межгорных долинах распространены полупустыни и пус-
418
тыни на сероземах и серо-бурых солонцеватых почвах с
солончаками в депрессиях рельефа.
Этот пустынный Предандийский пояс протягивается на юг и
смыкается в южной суженной части континента с полупустынями и
пустынными степями Патагонии.
В организации почвенного покрова тропических и
субтропических областей Южной Америки большое значение имеют
аллювиальные сильнообводненные равнины.
В северной части континента между Гвианским нагорьем и
Карибскими Альпами простирается обширная безлесная область,
покрытая травяными и пальмовыми саваннами, — Льяно-Ориноко.
Западная, низменная, часть этой территории — плоская
аллювиальная равнина. В дождливый период при подъеме уровня воды
в реках она заливается водой и превращается в обширное озеро.
В сухой период она освобождается от воды и покрывается
травянисто-болотной растительностью. Здесь преобладают болотные и в
различной степени заболоченные почвы, широко распространены грун-
тово-водные латериты. В южной половине континента большие
ареалы аллювиальных заболоченных и болотных почв приурочены к
Внутренним равнинам. Самая северная их часть — равнина Бени-
Маморе — принадлежит бассейну р. Амазонки. Обильные осадки
(до 2000 мм в год) вызывают летние половодья рек и затопление
плоских аллювиальных равнин. Здесь распространены
высокотравные саванны и тропические редколесья на ферраллитных глеевых и
болотных почвах часто с горизонтами латерита. Южнее
располагается впадина верхнего Парагвая — Пантанал. Во время летних
ливней она превращается в озеро-болото; в сухой период
освободившиеся от воды поверхности заняты луговой растительностью на
луговых глеевых почвах, в депрессиях сохраняется много болот и озер.
Южнее, в Предандийской части внутренних равнин, в пределах
равнины Гран-Чако, простирается пояс болот и соленых озер,
обрамленных солончаками. Вдоль р. Парагвай протягивается широкая
полоса тропических болотных почв. Относительно повышенные
участки равнины заняты тропическими криволесьями на красно-
коричневых почвах.
В пределах Андийского запада Южной Америки структура
вертикальной биоклиматогенной зональности усложняется не только
резкой контрастностью биоклиматических условий, о чем
говорилось выше, но и активной вулканической деятельностью. С пепло-
вулканическими отложениями связано распространение в
экваториальных Андах темноцветных аллофановых почв — андосолей,
широко используемых в горном земледелии. На абсолютной высо-
27* 419
те 2200—3200 м в Колумбии на этих почвах при среднемесячных
температурах 14—16 °С выращивают кукурузу, пшеницу, бобы и
картофель.
Крайняя, юго-западная, часть Андийского горного пояса
принадлежит суббореальному лесному сектору Южного полушария. Здесь
также много действующих вулканов, склоны и подножия гор
покрыты мощными толщами вулканического пепла. На западных,
обильно увлажняемых склонах гор под вечнозелеными влажными
лесами (гемигилеей) преобладают многогумусные охристые пепло-
во-вулканические почвы «трумао». На террасах рек и конусах
выноса располагаются мощные торфянистые почвы с прослоями
вулканического пепла, получившие местное название нади.
Вулканическая деятельность влияет не только на почвенный
покров горных областей. Действие пеплопадов сказывается на
минеральном составе почвообразующих пород и почв Внутренних
равнин Патагонии и Огненной Земли.
Почвенный покров Африки
Главные особенности географии почв Африки определяются
положением континента в системе географических поясов. Экватор
делит Африку на две почти одинаковые по протяженности части.
Северные и южные пределы континента достигают субтропиков. От
экватора к субтропикам последовательно сменяют друг друга
субэкваториальные, тропические и субтропические пояса Северного и
Южного полушарий.
Преобладание на большей, западной, части континента
равнинного рельефа и широтное направление зон увлажнения в этой части
континента обусловливают симметричную широтную смену
почвенных зон.
Центральное место в системе равнинных почвенных зон
Африки занимает приэкваториальный влажнолесной сектор,
занимающий впадину Конго, примыкающие с севера части плато Азанде,
массив Камерун и побережья Гвинейского залива. Северная и
южная границы этого сектора проходят симметрично по отношению к
экватору на 5—8° северной и южной широты. Центральная,
наиболее низкая, часть впадины представляет собой аккумулятивную
равнину, покрытую флювиально-озерными отложениями. Она занята
болотными почвами. Краевые части впадины — это наклонные к ее
центру плато, сложенные осадочными толщами палеозоя и неогена.
Преимущественно платформенный характер рельефа и древний
возраст пластовых и цокольных равнин способствовали сохранению
420
мощных, сформированных в мезокайнозойское время каолинито-
вых ферраллитных кор выветривания с латеритными горизонтами
цементации.
Наличие древних кор выветривания существенно влияет на
характер растительности и почв как в экваториальной зоне, так и в
зоне саванн и тропических редколесий. Здесь распространены
разнообразные ферраллитные, местами сильно латеритизированные
почвы.
В условиях обильного и равномерного атмосферного
увлажнения под влажными экваториальными лесами сформировались
желтые и красно-желтые ферраллитные почвы.
С севера, востока и юга впадина Конго обрамлена
возвышенными пластовыми и цокольными равнинами, лежащими в
переменно-влажных областях тропических муссонов. Здесь под
тропическими переменно-влажными лесами, редколесьями и
высокотравными саваннами распространены красные ферраллитные и
альферритные почвы. Обнажившиеся при размыве ферраллитной
коры латеритные горизонты при цементации их на поверхности
почв образовали плотные мощные железистые панцири,
покрывающие местами водораздельные поверхности и склоны. Особенно
широко распространены латеритные панцири в саваннах западной
части субэкваториального пояса — в бассейнах рек Сенегала,
Гамбии и Нигерии.
С удалением от экватора, уменьшением количества осадков и
сокращением их летнего максимума тропические редколесья и
высокотравные саванны сменяются сухими акациевыми саваннами и
опустыненными ксерофитно-кустарниковыми растительными
сообществами.
В соответствии с биоклиматическими зонами располагаются ши-
ротно-вытянутые зоны красно-бурых почв сухих саванн, красновато-
бурые и бурые почвы опустыненных саванн. Зоны красно-бурых и
красновато-бурых почв пересекают континент между 11—18° с. ш.,
обрамляя с юга Сахару.
В южной, более узкой, половине континента широтная
зональность выражена менее четко. Однако и здесь в переменно-влажных
тропиках выделяется обширная Анголо-Замбо-Родезийская
почвенная область сухих тропических редколесий, кустарников и саванн.
В ее пределах обособляются зона красных и
красновато-коричневых почв, приуроченная к плоскогорью Луанда-Катанга, и зона
красно-бурых почв, занимающая южную, пониженную, часть области.
Бессточная впадина Калахари, сложенная палеогенными извест-
ковистыми песчаниками и покрытая плащом четвертичных песча-
421
ных отложений, занята на севере тропическими редколесьями,
переходящими южнее в опустыненные саванны, а к югу от нижнего
течения р. Оранжевой — в тропические пустыни (например, Карру)*
Большая часть Калахари занята красновато-бурыми
опустошенными почвами. Бессточные впадины заняты солончаками и солонча-
коватыми болотными почвами.
В субэкваториальных и переменных влажных тропических
областях Африки среди красных и красно-бурых почв, занимающих
повышенные элементы рельефа, в депрессиях рельефа, на озерно-ал-
лювиальных равнинах распространены грунтово-водные влажные
травяные саванны, подвергающиеся во влажные периоды
периодическому затоплению. Особенно велики ареалы озерно-аллюви-
альных равнин в бассейне оз. Чад, Белого Нила, а в Восточной
Африке — на приморских равнинах Сомали, Мозамбика и на
приозерных равнинах озер Ньяса, Танганьика и др. Почвообразующи-
ми породами здесь являются тяжелые монтмориллонитовые глины.
Так же как и на других континентах, с этими породами связано
распространение темноцветных слитых почв или слитоземов.
Большинство из них имеют черты гидроморфизма — они оглеены и
часто засолены. Преобладает содовый тип засоления. Им сопутствуют
осолоделые солонцы, солоди и болотные почвы.
Пустыни Африки — Сахара, а в южной части континента Карру
и Намиб, — как и все пустыни тропических областей, имеют
слаборазвитые, нарушенные процессами дефляции песчаные почвы и
скопления песков — эрги, пустынные почвы, покрытые с
поверхности щебнем, — гаммады, а на древнеаллювиальных равнинах
покрытые галечниками — реги.
Наряду с широким распространением в Сахаре
древнеаллювиальных отложений, свидетельствующих о ее большем увлажнении в
прошлом, имеются значительные ареалы почв с горизонтами гид-
роморфной аккумуляции карбонатов и гипсов. При развевании
верхних горизонтов почв и выходе на поверхность они образуют
известковые и гипсовые панцири. Подобные образования широко
распространены в западной Сахаре, в Ливийских и Египетских пустынях.
Современное соленакопление в Сахаре продолжается на
обращенных к Сахаре подгорных равнинах и в межгорных котловинах Са-
харского Атласа и в глубоких впадинах, где разгружаются
горизонты глубоких подземных вод. Засолены также и аллювиальные
почвы нижнего течения и дельты р. Нила.
В высокой Восточной Африке, где ощущается влияние
большого массива азиатской суши и орографических особенностей,
правильное чередование зон увлажнения от экватора к тропикам на-
422
рушается. К северу от экватора, в зоне субэкваториальных
муссонов на п-ове Сомали и южнее его, полупустыни и сухие саванны
доходят до экватора. В южной, более узкой части континента, а
также на Мадагаскаре зоны увлажнения, а соответственно зоны
растительности и почв, имеют меридиональное направление:
наиболее увлажняемые — на востоке, наиболее засушливые — на
западе.
Почвенный покров Восточной и Юго-Восточной Африки
осложняется, кроме того, наличием горных поднятий и
вулканических конусов с системой вертикальных зон и разнообразными
формами проявления предгорной зональности на прилегающих
равнинах.
В горных областях Восточной Африки существенное значение
наряду с вертикальной биоклиматической зональностью имеют
коренные породы. С основными эффузивными породами связаны
глинистые темноцветные слитые почвы Эфиопского вулканического
нагорья и северной части плато Высокий Вельд.
Своеобразие в структуру почвенного покрова Восточной
Африки вносит существование Восточно-Африканского разлома —
глубокой меридионально вытянутой депрессии с серией озер и
обрамляющих их приозерных равнин, с различного рода гидроморфными
почвами.
В субтропиках Северной Африки обособляется северо-западная
горная Атласская область. На северо-западных, обращенных к
Атлантическому океану склонах гор и подгорных равнинах
распространены коричневые почвы и слитоземы. Субтропическая область
Южной Африки также представляет собой горную страну. Это
Капские горы с резко выраженной асимметрией ландшафтов и почв на
внешних, обращенных к океану южных и юго-восточных склонах,
покрытых субтропическими лесами и кустарниками, и внутренних
аридных с ландшафтами полупустынь. На юго-восточных, наиболее
влажных склонах гор под густыми смешанными лесами имеется
небольшой ареал желтоземов и красноземов. Основная часть юго-
восточных склонов гор покрыта ксерофитными лесами и
жестколистными кустарниками на коричневых типичных и выщелоченных
почвах.
Сухие подветренные склоны представляют собой полупустыни с
суккулентными кустарниками и полукустарниками на
серо-коричневых почвах.
Таким образом, определенные элементы симметрии
проявляются и в организации почвенного покрова субтропических горных
областей Северной и Южной Африки.
423
Почвенный покров Австралии
Макроструктура почвенного покрова Австралии определяется
прежде всего ее положением в системе широтных климатических
поясов Земли.
Южный тропик пересекает континент почти посередине,
поэтому большая часть территории Австралии располагается в области
тропического максимума давления, что определяет господство на
континенте ландшафтов и почв тропических песчаных и
каменистых пустынь и полупустынь, занятых склерофитными
кустарниковыми, саваннами и пустынными кустарниками.
Самая северная часть Австралии (п-ова Кейп-Йорк, Кимберлей
и Арнемленд) захватывается полосой экваториальных муссонов. Здесь
распространены тропические переменно-влажные леса, облесенные
саванны и редколесья на красных ферраллитных и альферритных,
местами латеритизированных почвах.
Крайние южные оконечности континента (его юго-западная и
юго-восточная части, а также о. Тасмания) лежат в субтропической
зоне, находящейся в зимний период Южного полушария в полосе
западного циклонального переноса воздушных масс. Сухое лето и
зимние осадки придают этим территориям черты
средиземноморского субтропического климата и определяют появление
соответствующих этому климату ландшафтов сухих лесов и кустарников на
коричневых, красно-коричневых и серо-коричневых почвах; они
сменяются в горах буроземами, желтоземами и красноземами.
Помимо положения в системе широтных поясов особенности и
конфигурация почвенных зон Австралии определяются в
значительной мере наличием вдоль всей восточной окраины материка
горного барьера (Восточно-Австралийских Кордильер), который
обусловливает появление вертикальных почвенных зон, наиболее хорошо
выраженных на юго-востоке: в Австралийских Альпах и на
Тасмании. Горы образуют преграду для проникновения внутрь
континента юго-восточного пассата, несущего влагу.
Основная масса осадков выпадает на восточных склонах гор, их
западные склоны и подгорные равнины оказываются в условиях
значительно более сухого климата. Особенности увлажнения
Восточной Австралии определяет в горах и на равнинах восточной
части континента не широтное, а меридиональное направление
почвенных зон. Наиболее хорошо увлажненные восточные склоны гор,
обращенные к океану, а также верхний высотный пояс
Австралийских Альп заняты горными тропическими лесами на кислых и опод-
золенных бурых лесных почвах, красноземах и желтоземах. Запад-
424
ные, более сухие склоны гор и высокие плато покрыты
субтропическими редколесьями и саваннами. Здесь широтные почвенные зоны
Северной и Южной Австралии (красные ферраллитные и альфер-
ритные почвы саванн, коричневые и красно-коричневые почвы)
смыкаются друг с другом, образуя полукольцо, охватывающее
внутренние полупустынные и пустынные области материка с севера,
востока и юго-востока. Непосредственно к западу, за барьером
Австралийских гор, протягивается в направлении, близком к
меридиональному, еще более сухой пояс злаковых сухих саванн на севере и
склерофитных редколесий и кустарников на юге с преобладанием
красно-бурых и серо-коричневых карбонатных и солонцеватых почв.
Несколько повышенное увлажнение за счет западного цикло-
нального переноса влажных воздушных масс получает
Юго-Западная Австралия. Здесь появляется самостоятельная область влажных
и склерофитных лесов и сопутствующих ей желтоземов, буроземов
и коричневых почв.
В почвенно-географическом отношении территория Австралии
принадлежит четырем почвенным секторам:
Восточно-Австралийскому приокеанскому влажнолесному,
Австралийско-Новогвинейскому тропическому лесо-саванному, Австралийскому саванно-ксе-
рофитно-кустарниковому и Австралийскому кустарниково-пустын-
ному.
Большое значение в распределении и характере почвообразую-
щих пород и почв Австралии имеет древность континента и наличие
ландшафтно-геохимических реликтов. С палеозойского времени
значительная часть континента не покрывалась морем и подвергалась
процессам длительной континентальной денудации, выветривания
и почвообразования. На значительных пространствах Австралии
хорошо сохранились поверхности древнего пенеплена. Такой
характер имеет обширное Западное плато, сложенное допалеозойски-
ми и палеозойскими породами.
В восточной части континента это плато было деформировано,
подверглось разломам и в неогене было поднято. В результате
вертикального перемещения отдельных участков в горной части
Австралии на разных абсолютных высотах имеются остатки древнего,
сохранившегося от эрозии пенеплена. На поверхности пенеплена
как на равнинах в западной и центральной, так и в горах Восточной
Австралии сохранились древние каолинитные, латеритизованные
коры выветривания, не свойственные современным
физико-географическим условиям. Они образовались в те геологические периоды,
когда не было еще Восточно-Австралийских гор — этого барьера,
возникшего в палеогене и неогене и препятствующего проникнове-
425
нию влаги в глубь материка. Пока не существовало горного барьера
на значительных пространствах континента в условиях влажного
климата, шел процесс ферраллитного выветривания.
Присутствие древних продуктов выветривания и
почвообразования на поверхности древнего пенеплена значительно изменяет
характер современного почвенного покрова, особенно в
полупустынях и пустынях Центральной и Западной Австралии.
Вторым ландшафтно-геохимическим реликтом Австралии
являются тяжелые монтмориллонитовые глины, широко
распространенные в пределах древнеаллювиальных и озерных равнин
меридионального Центральноавстралийского прогиба и на плато Баркли.
К ним приурочены темноцветные (черные, темно-серые,
темно-коричневые) слитые монтмориллонитовые почвы (слитоземы),
целиком связанные в своем генезисе и свойствах с этим своеобразным
по физическим свойствам субстратом. Зона слитоземов
протягивается с юга на север вдоль западных подножий Австралийских гор.
В северной половине континента предгорный пояс слитоземов
смыкается с темно-коричневыми слитыми почвами злаковых сухих
саванн плато Баркли, он сильно расширяется также в области
Центральной низменности в бассейнах рек Диамантины и Куперс-Кри-
ка. Монолитность пояса слитых монтмориллонитовых почв,
имеющего характер дуги, открытой к юго-западу, нарушается наличием
на отдельных участках остатков древнего пенеплена с
красно-бурыми и красновато-бурыми почвами сухих и опустыненных саванн.
Одним из факторов, влияющих на характер почвенного покрова
прибрежных районов Австралии, является наличие серии морских
террас с засоленными солонцеватыми и осолоделыми почвами,
распространенными как в субтропической, так и в тропической
Австралии.
Не исключено и эоловое поступление солей с океана, так как в
краевых частях континента повсеместно наблюдается их
накопление, в почвах и наносах не только аккумулятивных, но и
денудационных высоко поднятых равнин. В условиях аридного климата
эоловый привнос солей вызывает засоление почв, а в субгумидном и
гумидном климате — их осолонцевание и осолодение. В глубь
континента степень засоленности почв уменьшается.
В соответствии с характером современного увлажнения
располагаются современные растительность и почвы, сформированные
на молодых элементах рельефа. На более древних элементах
рельефа с остатками древней коры выветривания располагаются почвы,
не соответствующие современным условиям почвообразования, хотя
по площади составляющие часто основу почвенного покрова. Раз-
426
яичного рода реликтовые образования приурочены к определенным
геоморфологическим областям и типам рельефа. Поэтому наиболее
крупные почвенно-географические регионы Австралии тесно
связаны в своих границах не только с биоклиматическими областями,
но и в такой же мере с основными геоморфологическими
регионами страны: Западным Австралийским плато, плато Арнемленд,
плато Баркли, равнинами Центрально-Австралийской депрессии,
известковым плато Налларбор и др.
Совокупное воздействие названных факторов обусловливает
сложность и пестроту почвенного покрова Австралии.
На Новой Гвинее и в Новой Зеландии наряду с указанными выше
факторами — дифференциацией почвенного покрова, проявлением
высотной зональности почв, барьерным эффектом горных
массивов — большое значение имеют вулканическая деятельность и
широкое распространение лавовых и пеплово-вулканических
отложений, выступающих в качестве слабовыветрелых, а при
повторяющихся пеплопадах, периодически обновляемых, почвообразующих
пород. Здесь появляются темноцветные и охристые пеплово-вулка-
нические почвы.
Часть V
СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ,
МЕЛИОРАЦИЯ И ОХРАНА
ПОЧВЕННЫХ РЕСУРСОВ
Глава 25
ФУНКЦИОНАЛЬНАЯ ЦЕННОСТЬ И СТРУКТУРА
ИСПОЛЬЗОВАНИЯ ПОЧВЕННЫХ РЕСУРСОВ
Общая площадь суши Земли составляет около ISO млн км2, что
немногим менее одной трети всей поверхности планеты. Если
исключить площади материковых ледников и внутриконтиненталь-
ных вод, то оставшиеся несколько более 130 млн км2 будут
характеризовать территорию, покрытую почвами. При этом сюда будут
включены как хорошо сформированные почвы (например, черноземы),
так и примитивные или слаборазвитые почвы с коротким
профилем (например, почвы песчаных пустынь, полярных районов,
каменистых высокогорий и др.).
Формы использования человеком почвенного покрова весьма
разнообразны. Являясь обязательным компонентом существования
и благосостояния человечества, почвы служат фундаментом для
поселений, промышленных объектов и транспортной сети,
обеспечивают рекреационные потребности людей, их используют для
складирования отходов производства и т. д. Наиболее
фундаментальными для человека функциями почв оказываются те, благодаря которым
поддерживается приемлемая для него среда обитания и
биологическая продуктивность.
Среди многочисленных экологических функций почв выделяют
глобальные и биогеоценотические (Г.В. Добровольский, Е.Д.
Никитин, 2000). В качестве планетарного образования неосфера влияет
на все составляющие географической ^оболочки. Так, гидросферные
функции почвенного покрова выражаются в формировании речного
стока, трансформации поверхностных вод в грунтовые, в
обеспечении живых организмов водоемов приносимыми почвенными
соединениями, в выполнении роли сорбционного барьера,
защищающего акватории от загрязнения.
428
Атмосферные функции почвенного покрова планеты заключаются в
поглощении и отражении солнечной радиации, регулировании влаго-
оборота и газового режима воздушного бассейна, в частности в
удержании некоторых газов от ухода в космическое пространство и др.
Почвы участвуют в биогеохимической трансформации верхних
слоев литосферы, оказываясь источником веществ для образования
минералов, пород, полезных ископаемых, они обеспечивают
передачу аккумулированной солнечной энергии в глубокие части
земной коры, защищают ее от чрезмерной эрозии.
В широком общебиосферном плане почвенный покров выступает
как связующее звено биологического и геологического
круговоротов, как планетарная мембрана и узел всех биосферных связей, а
также как фактор эволюции живых организмов.
На биогеоценотическом уровне также в полной мере проявляется
полифункциональность почв. Г.В. Добровольский и Е.Д. Никитин
(2000) выделяют около двух десятков биогеоценотических
почвенных функций, которые обусловливают существование и эволюцию
наземных экосистем. Особо важными для живых организмов
представляются те из них, которые обеспечивают:
а) жизненное пространство, жилище и убежище;
б) условия депонирования семян и других зачатков, влаги,
элементов питания и энергии;
в) стимулирование и ингибирование биохимических и других
процессов;
г) сорбцию веществ, поступающих из атмосферы и с
грунтовыми водами, а также сорбцию микроорганизмов;
д) поступление сигналов для ряда циклических (сезонных и др.)
биологических процессов, а также поддержание механизмов
некоторых сукцессионных смен;
е) регуляцию численности, состава и структуры биоценозов;
сохранение биоразнообразия;
ж) «память» биогеоценоза;
з) трансформацию веществ и энергии, находящихся в
биогеоценозе;
и) санитарную функцию;
к) буферное и защитное экранирование биогеоценотической
системы.
Наиболее интегральной экологической функцией почвенного
покрова, ценнейшим для человека его качеством является
плодородие почв, т. е. способность обеспечивать формирование биомассы
растений, их рост, развитие и циклическое воспроизводство. В
более широком плане почва обладает биологической продуктивностью,
429
которая касается не только растений, но и других организмов,
полностью или частично обитающих в почве.
Ранее были рассмотрены отдельные свойства и режимы почв,
обеспечивающие высокий уровень плодородия. Их можно
объединить в четыре группы.
1. Комплекс физических свойств почв: водопрочная зернистая и
мелкокомковатая структура; высокие общая порозность и пороз-
ность аэрации, способствующие оптимальному воздушному
режиму; хорошие впитывающая и водоудерживающая способность;
позитивные физико-механические свойства, обеспечивающие легкость
обработки почв.
2. Комплекс химических и физико-химических свойств:
высокое содержание гумуса с преобладанием в его составе гуматов
кальция; высокое содержание доступных растениям форм азота,
фосфора и калия; наличие доступных форм необходимых
микроэлементов; близкая к нейтральной реакция среды; высокая емкость
поглощения и насыщенность почвенного поглощающего
комплекса кальцием, малое содержание или отсутствие поглощенных
водорода, алюминия и натрия; отсутствие избытка легкорастворимых
солей.
3. Комплекс биологических свойств: высокий уровень
биологической активности; преобладание бактериальной микрофлоры;
активность микроорганизмов-азотфиксаторов; ферментативная
активность микроорганизмов, продуцирующих
ферменты-биостимуляторы; наличие и активность мезофауны, разрыхляющей почву и
способствующей образованию структуры.
4. Благоприятный гидротермический режим, обеспечивающий в
течение всего вегетационного периода достаточные для
оптимального развития растений запас тепла и доступной влаги.
Уровни природного плодородия почв, не подвергающихся
воздействию человека, очень различны. Имеются почвы очень
плодородные, в которых все или большая часть названных свойств
близки к оптимальным. Вместе с тем есть почвы, которые в
естественном состоянии отличаются низким плодородием.
В суббореальных поясах Земли наиболее высоким уровнем
естественного плодородия обладают черноземы луговых степей и чер-
ноземовидные почвы прерий. В более влажных лесных областях суб-
бореального и особенно бореального поясов, хотя и имеется
достаточное количество влаги, повышается кислотность почв и понижается
содержание элементов минерального питания. В еще более высоких
широтах в бореальном поясе не хватает тепла, почвы часто
переувлажнены и поэтому менее плодородны.
430
В почвах аридных областей главный лимитирующий фактор
плодородия — недостаток влаги, часто высокая щелочность,
избыток солей, неблагоприятные физические и физико-химические
свойства, связанные с наличием поглощенного натрия (например, в
солонцеватых почвах и солонцах).
По отдельным континентам, странам и суше в целом были
подсчитаны площади почв, сельскохозяйственное использование к<щ><-
рых затрудняется как природными факторами, так и развитием
некоторых отрицательных свойств почв при их использовании (табл.
26.1). Были учтены следующие лимитирующие факторы и свойства:
недостаток и избыток влаги, уплотнение почв, малая их мощность
(каменистость), наличие вечной мерзлоты.
Таблица 26.1
Главные неблагоприятные факторы, затрудняющие
сельскохозяйственное использование почв,
% от общей площади (Global soil change)
Континенты
и страны
Европа
Центральная
Америка
Северная
Америка
Южная Азия
Африка
Южная Америка
Австралия
Юго-Восточная
Азия
Северная и
Центральная Азия
Мир в среднем
Недостаток влаги
(засухи)
8
32
20
43
44
17
55
2
17
28
Уплотнение
почв
33
16
22
5
18
47
6
59
9
23
Малая
мощность
почв
12
17
10
23
13
11
8
6
38
22
Избыток
влаги
8
10
10
11
9
10
16
19
13
10
Вечная
мерзлота
3
—
16
—
-
—
—
-
13
6
Почвы, не
имеющие
названных
ограничений
36
25
22
18
16
15
15
—
10
11
Из названных факторов в мире в целом наиболее широко
проявляется недостаток влаги; засухи выступают как лимитирующий
фактор плодородия на 28 % площади суши. В Южной Азии, Африке
431
и Австралии ими охвачено 43—55 % территории. Весьма
значительное лимитирующее воздействие оказывают уплотнение почв (23 %,)
и их малая мощность (22 %). Избыток влаги ограничивает
возможности сельскохозяйственного использования почв на 10 %, а вечная
мерзлота — на 6 % площади суши. Таким образом, остается всего
лишь 11 % площади суши, на которой почвы не подвержены
воздействию названных лимитирующих факторов.
О структуре использования почвенных ресурсов можно судить
на основании мировых статистических данных об использовании
земель (World Resources, 1998—1999). Выделяются площади
пашен, пастбищ, лесов и кустарников и прочих земель, частично
или полностью лишенных почвенного покрова (снега, ледники,
скальные поверхности, развеваемые, лишенные растительности
пески).
Такие данные показывают, что в настоящее время лишь
небольшая часть общей площади суши мира (11,2 %) распахана.
Однако по отдельным континентам и странам площади распаханных
почв и доля их участия в общем земельном фонде существенно
варьируют.
Площадь распаханных земель близка к средней мировой в
Северной и Центральной Америке (12,7 %), несколько выше в Азии
(16,8 %). Слабо используется в земледелии почвенный покров в
Южной Америке (6,4 %) и особенно в Африке (6,4 %) и в Австралии
с Океанией (6,1 %). Наиболее высока степень распаханности земель
в зарубежной Европе (32,3 %).
Сравнение площадей пахотных земель по географическим поясам
показывает, что первое место по общей площади пахотных земель
(неорошаемых и орошаемых) занимают субтропики (730 млн га);
почти такие же площади пахотных земель в суббореальных поясах
(720 млн га) и несколько меньше в тропических (656 млн га).
В пределах каждого пояса степень использования почв под пашню
различается по областям увлажнения. В тропическом поясе в гумид-
ных областях на ферраллитных почвах пашни занимают 422 млн га.
В тропических семиаридных областях, где распространены
красно-бурые саванновые почвы и слитоземы, — 222 млн га, а в тропических
аридных с пустынными почвами — всего лишь 13 млн га.
В субтропиках наблюдается подобная дифференциация: 430 млн га
пахотных земель в гумидных областях (красноземы и желтоземы),
220 млн га в семигумидных областях (коричневые почвы и
слитоземы) и в аридных областях (с преобладанием орошаемых земель на
сероземах) — 80 млн га.
432
Еще большие площадные различия в использовании земель под
пашню по областям увлажнения выявляются в суббореальном
поясе. Основные пахотные земли (на буроземах, подбелах и др.)
приурочены к гумидным областям (460 млн га), в 2 раза меньше
площади пашен (250 млн га) — в субаридных областях
(черноземы, каштановые почвы). В суббореальных аридных областях
используются только орошаемые пашни (серо-бурые пустынные,
бурые пустынно-степные почвы) на очень незначительных
площадях — 10 млн га.
В бореальном поясе все пашни находятся в гумидных условиях,
здесь используются подзолы, подбуры, глееземы; их общая площадь
130 млн га.
При оценке участия пахотных почв различных географических
поясов в общей биопродуктивности необходимо учитывать
различия термического режима: в бореальных и суббореальных поясах
возделывается один урожай в год, в субтропических — 1,5—2,0, в
тропических — 2,0—2,5.
Площадь сельскохозяйственных земель в мире не остается
постоянной. В развивающихся странах она неуклонно увеличивается,
в развитых странах проявляется обратная тенденция. Сокращение
площади пашни за последние годы в развитых странах связано с
экономическими причинами — ростом производительности
продукции, перепроизводством основных сельскохозяйственных культур и
снижением цен на фермерскую продукцию.
По расчетам Продовольственной и сельскохозяйственной
организации ООН (ФАО), для того чтобы обеспечить продовольствием
увеличивающееся население планеты (80 млн чел. в год) в
ближайшие 30 лет в развивающихся странах необходимо будет
дополнительно освоить 120 млн га земель. В основном этот земельный
потенциал находится в семи тропических странах Центральной
Африки и Латинской Америки. В таких регионах, как Северная Африка и
Ближний Восток, уже освоено 87 % земель, пригодных для
земледелия, а в Южной Азии освоено 94 % таких земель (World agriculture
towards 2015-2030. FAO, 2003).
Значительная доля мировых земельных ресурсов (более 26 %)
используется в качестве постоянных пастбищ, 32 % земель заняты
лесами и кустарниками.
По данным Государственного доклада «О состоянии и об
охране окружающей среды Российской Федерации в 2001 году» (2002),
площадь земельного фонда России на 1 января 2002 г. составила
1709,8 млн га. Из них пашней было занято 7,2 %, кормовыми
угодьями — 5,3 %, лесами и кустарниками — 52,5 %.
28-5046 433
Глава 26
СОСТОЯНИЕ ПОЧВЕННЫХ РЕСУРСОВ
И ФАКТОРЫ ЕГО ИЗМЕНЕНИЯ
Наиболее значимым фактором, определяющим состояние
почвенных ресурсов, является хозяйственная деятельность людей, в
первую очередь — сельскохозяйственная, поскольку она
охватывает наибольшие площади земель. До появления земледельческой
культуры, на первых этапах развития человеческого общества
воздействие человека на почвы было незначительным. Но с
возникновением земледелия, различных форм обработки земли,
сельскохозяйственной техники, а позднее и удобрений, по мере развития
различных отраслей промышленного производства, с ростом
численности населения планеты это воздействие все более и более
возрастало.
В истории глобальных изменений почв и почвенного покрова,
вызванных антропогенным фактором, можно выделить несколько
периодов (Global soil change, 1990):
— в палеолите и неолите (1—2 млн лет назад) были очень
медленные и слабые изменения почв;
— в течение последних 10 тыс. лет развивающееся земледелие,
вначале охватив тропические территории, распространилось в суб-
бореальные и бореальные области; в аридных и семиаридных
районах составной частью земледелия стало орошение;
— в течение последних 300 лет произошла колонизация
континентов, земледелие начало развиваться в зоне степей, прерий и
саванн с преимущественным развитием товарного производства
сельскохозяйственных продуктов; заметное воздействие на почвы стали
оказывать поселения людей, дорожная сеть;
— в течение последних 150 лет получила развитие и
распространение химизация сельского хозяйства; в качестве фактора
изменений почвенного покрова начала проявлять себя бурно
развивающаяся промышленность;
— последние 50 лет сельскохозяйственное производство
развивается на основе научно-технического прогресса, с использованием
интенсивных технологий; высокие темпы набирают добывающие,
энергетические, перерабатывающие отрасли экономики, нередко
становясь мощным фактором воздействия на почвенный покров.
Воздействие человека на почвы может быть косвенным и прямым.
I. Косвенное (через факторы почвообразования) воздействие
осуществляется путем:
434
1) изменения среды почвообразования:
а) макро- и микроклимата;
б) химического состава атмосферы (повышения содержаний в
воздухе С02, СН4, SOx, NOx, продуктов радиоактивного распада);
в) увеличения содержания аэрозолей как природного (пыль),
так и антропогенного (техногенные аэрозоли, силикаты,
сульфаты и др.) происхождения;
2) изменения гидросферы:
а) уровня морей (включая изменения интенсивности приливов);
б) глубины залегания и режима грунтовых вод;
в) режима рек и озер (при строительстве плотин, каналов);
3) изменений в литосфере (почвообразующих породах):
а) изменения окислительно-восстановительных и кислотно-
основных условий;
б) изменения условий миграции и аккумуляции солей и в
целом солевого баланса;
в) извлечения на поверхность пород, обогащенных разными,
в том числе токсичными, химическими элементами и их
соединениями;
4) изменения естественного растительного покрова:
а) в результате вырубки или посадки лесов, перевыпаса скота
на пастбищах;
б) при выжигании лесов, саванн и кустарников;
в) в результате перегрузки современной экологической емкости
природного ландшафта пахотными угодьями, пастбищами и т. д.
II. Прямое воздействие человека на почвы осуществляется:
а) при ее обработке, особенно с применением разнообразной
тяжелой сельскохозяйственной техники;
б) при орошении и осушении почв;
в) при применении органических и минеральных удобрений, а
также ядохимикатов;
г) при турбациях почвенного профиля при строительных и
других работах и т. д.
Современное состояние значительной части почвенного
покрова мира — это результат развития промышленности и сельского
хозяйства в течение последних 100—150 лет при всевозрастающем
росте народонаселения.
Воздействия человека на почвы, прямые или косвенные, имеют
как положительные, так и отрицательные последствия.
Положительное антропогенное воздействие на почвы. К
положительным эффектам воздействия человека на почвы приводят
целенаправленные действия, базирующиеся на научно обоснованных
28* 435
рекомендациях и адекватной земельной политике. Особенно
показательны позитивные антропогенные изменения почв, которые
приводят к повышению их продуктивности и проявляются в значительном
росте урожайности сельскохозяйственных культур. Из двух факторов
прироста мировой земледельческой продукции — освоение новых
земель и увеличение урожайности — именно последний фактор играл в
последние десятилетия основную роль в мире, особенно в Северной
Америке, Европе и некоторых странах Азии. Так, в глобальном
масштабе в период 1960—1980 гг. увеличение пахотных земель не
превысило 10 %, тогда как урожайность зерновых выросла почти на 60 %, а
корнеплодов — более чем на 20 % (табл. 26.2). Если бы не удалось
таким образом поднять урожайность, то для поддержания нынешнего
уровня продовольственного обеспечения жителей Земли было бы
необходимо освоить под пашни половину всех нынешних
залесенных территорий планеты. Особенно быстро урожайность росла до
1980—1990 гг. (табл. 26.3). Так, во Франции урожайность пшеницы
выросла с 1,8 т/га в 1950 г. до порядка 7 т/га, в Мексике — с 1,7 до 4,4 т/га,
в Южной Корее урожайность риса в период 1961—1977 гг. увеличилась с
3,1 до 4,9 т/га. В развивающихся странах в целом урожаи пшеницы и риса
росли соответственно на 3,8 и 2,3 % ежегодно в период между 1961 и
1989 г. (State of the World, 2001; World agriculture. FAO, 2003).
Увеличение пахотных земель и урожайности
в период 1964—1985 гг. (World resources)
Изменение урожайности, %
Страны
Африка
Азия
Северная и
Центральная Америка
Южная Америка
Европа
СССР
Океания
Мир
Изменение площади
пашен, %
13,5
4,1
7,8
34,6
10,5
1,3
23,5
8,9
зерновых
13
77
44
42
76
35
25
58
Таблица 26.2
корнеплодов
22
58
23
-1
19
13
13
21
436
Таблица 26.3
Средняя урожайность зерновых культур и корнеплодов
в странах мира
(World resources)
Страны
Финляндия
Швеция
Норвегия
Нидерланды
Велико*
британия
Бельгия
Франция
Германия
Болгария
Чехословакия
Венгрия
Польша
СССР
Канада
США
Мексика
Аргентина
Бразилия
Китай
Япония
Индия
Средняя урожайность
зерновых культур
ц/га,
1938-1990 гг.
30,2
43,3
33,2
66,8
57,9
62,3
61,0
57,1
39,9
49,5
47,7
31,4
19,2
22,0
43,4
22,6
22,6
18,8
40,6
56,6
18,6
% к урожайности
в 1978-1980 гг.
15,0
22,0
8,0
19,0
24,0
29,0
31,0
29,0
9,0
25,0
7,0
29,0
20,0
2,0
6,0
11,0
3,0
38,0
38,0
3,0
42,0
Средняя урожайность
корнеплодов
ц/га,
1988-1990 гг.
207,4
324,1
246,0
411,8
378,9
426,4
330,1
369,3
113,4
183,2
179,3
189,6
109,9
249,8
311,3
138,9
207,1
124,7
117,4
245,9
155,5
% к урожайности
в 1978-1980 гг.
23fl
12,0
7,0
ю,о
13,0
8,0
21,0
27,0
13,0
10,0
17,0
10,0
6,0
7,0
9,0
7,0
64,0
38,0
32,0
8,0
24,0
437
Столь существенный рост урожайности достигался прежде
всего за счет увеличения норм внесения удобрений. Если в 1950 г. в
глобальном плане их вносилось 17 млн т, то в 2000 г. — 134 млн т.,
т. е. в 8 раз больше. Между этими годами в Северной Европе,
например, стало вывозиться на поля в 5 раз больше удобрений,
соответственно — 45 и 250 кг/га. Еще более высокие нормы
внесения минеральных удобрений (310—380 кг/га) были отмечены в
последнее десятилетие в Чехословакии, Венгрии, Великобритании, а
также в Японии. Самое же высокое потребление минеральных
удобрений было в ФРГ, Бельгии (550—570 кг/га) и особенно —
Нидерландах (780 кг/га). Относительно малые дозы внесения были в
Канаде и США (100—120 кг/га). С 1995 по 2000 г. потребление
удобрений возрастало в мире в среднем на 3 % в год, в 2000/2001 гг. оно
упало на 3 %, но в 2001/2002 гг. вновь увеличилось на 1 % (Current
world fertilizer trends and outlook to 2007/2008. FAO, 2003).
Это замедление темпов роста потребления удобрений было
связано с тем, что несмотря на высокие вносимые дозы с 1980—1990 гг.
замедлилось увеличение урожайности культур. Урожайность зерна в
среднем по миру росла всего на 1 % в год, а в развитых странах — еще
медленнее. Например, в США урожаи пшеницы увеличиваются очень
медленно с 1983 г., а в Японии риса — с 1984 г. Такое явление
объясняется физиологическими лимитами растительных организмов, при
которых достигается максимально возможный прирост биомассы, и
культуры уже слабо реагируют на улучшение условий их питания.
Тем не менее использование удобрений останется еще на
долгие годы важнейшим фактором повышения продуктивности почв.
В настоящее время удобрения обеспечивают 43 % всех
потребностей сельскохозяйственных растений в минеральном питании, а в
ближайшие десятилетия эта величина может достигнуть более 80 %.
По прогнозам, в развивающихся странах вплоть до 2030 г.
потребление удобрений ежегодно будет возрастать на 1,1 %, что должно
обеспечить к этому сроку увеличение производства зерна на 70 % (Fertilizer
and the Future, 2003; World agriculture, 2003).
Таким образом, применение минеральных удобрений совместно
с органическими наряду с совершенствованием способов внесения
удобрений, приемов обработки почв и подбором наиболее
высокопроизводительных в данных биоклиматических условиях сортов
культурных растений остается для человечества составной частью
стратегии улучшения земледельческих качеств почвенного покрова и
решения продовольственных проблем.
Наряду с удобрениями для повышения плодородия почв
применяется их мелиорация, и в частности — для почв с
неблагоприятным водным режимом — их орошение и осушение.
438
Орошаемое земледелие особенно быстро развивается в
последнем столетии: в 1900 г. было 48 млн га орошаемых земель, к
концу XX в. площадь орошаемых земель в мире возросла на 220 млн га,
т. е. увеличилась в 5 раз. В 1997—1999 гг. орошаемые земли
занимали 1/S всех обрабатываемых земель в развивающихся странах,
но давали 2/5 урожаев всех культур и почти 3/5 всего производства
зерновых.
Около 80 % орошаемых почв сосредоточено в субаридных и
аридных областях, однако в гумидных субтропиках и тропиках
красноземы, желтоземы, а также различные типы ферраллитных почв
также орошаются при культуре риса. Около 85 % орошаемых земель
находится в Азии, преимущественно в развивающихся странах. По
прогнозам ФАО, развивающиеся страны расширят площадь своих
орошаемых земель к 2030 г. по крайней мере на 40 млн га (World
agriculture, 2003).
Кроме орошения мелиорация почв включает широкий спектр
других агрофизических, агрохимических, агротехнических и инженерных
мероприятий, которые способствуют повышению и сохранению
высокого уровня продуктивности почв и соответственно улучшению их
качества. Согласно В.А. Ковде, применительно к почвенно-экологи-
ческим условиям суббореального пояса Евразии весь комплекс
мелиоративных действий включает три основных направления.
I. Предупредительные (защитные) мероприятия и мелиорации,
рассчитанные на сохранение высокопродуктивных почв,
предполагают:
1) исключение монокультуры на полях;
2) внедрение севооборотов с культурой бобовых и парами;
3) противоэрозионные обработки склонов — поперечная,
контурная и безотвальная вспашка, проведение мероприятий по
снегозадержанию для предупреждения засух;
4) общая противоэрозионная организация территории хозяйств
и обработка почв;
5) фитомелиорации подвижных песков и залужение крутых
склонов;
6) фитомелиорация и оборотное использование (пастбищеобо-
рот) равнинных и особенно горных пастбищ;
7) дренаж, предупреждающий подтопление, заболачивание и
засоление почв под влиянием крупных водохранилищ и других
водных объектов;
8) окультуривание пахотных почв — регулярное обогащение
органическим веществом, поддержание комковато-зернистой структуры,
рыхлого сложения корнеобитаемого слоя, устранение кочек, пней,
неровностей рельефа и пестроты пахотного слоя (срезки, землевание).
439
II. Коренные улучшения малопродуктивных и непродуктивных
почв включают следующие мелиоративные мероприятия:
1) осушение заболоченных земель (с сохранением оптимального
режима фунтовых вод — субирригация) для предупреждения
пересушки;
2) орошение незаселенных почв:
а) основное для почв пустынь и полупустынь;
б) дополнительное к осадкам для условий степей;
в) минимальное для условий заливных лугов и пойм
(орошение должно проводиться только из закрытой оросительной сети
с КПД 90 %, только водой высокого качества при контроле
специалистов);
3) комплекс мероприятий по орошению, рассолению и
освоению засоленных почв и солончаков полупустынь и пустынь:
а) глубокий эффективный дренаж;
б) планировки (выравнивание) микрорельефа;
в) химические мелиорации (при содовом засолении);
г) мелиоративные промывки;
д) эксплуатационные промывки;
е) вегетационные поливы (10—20% от водозабора);
ж) дренаж глубокий для отвода промывных и грунтовых вод;
з) изоляция минерализованных (1,5—3,0 г/л и выше)
дренажных вод от рек и использование их для полива высоко солеус-
тойчивых культур и галофитов на песках или в засоленных
понижениях;
4) комплекс мероприятий по мелиорации солонцов и такыров:
а) выравнивание микрорельефа;
б) плантаж (если есть в почвах гипсовый горизонт на глубине
60—30 см) и внесение мелиоративных доз органических
удобрений (до 100 т/га);
в) внесение гипса, кислотных отходов, фосфогипса, извести
в сочетании с высокими мелиоративными дозами органических
удобрений и землевание на солонцах, не имеющих гипсового
горизонта;
г) снегозадержание или умеренное увлажнение для удаления
продуктов обменных реакций;
д) травопольные севообороты и применение физиологически
кислых удобрений, повторное внесение органических удобрений;
5) мелиорация кислых почв — известкование кислых оподзо-
ленных, кислых осушенных болотных, дельтовых, приморских
(сульфидных) почв; обогащение их злаками, золой, измельченными алю-
440
мосиликатными минералами в сочетании с органическими и
физиологическими щелочными минеральными удобрениями,
использование известковых сапропелей;
6) осушение торфяников, их землевание, покрытие сапропелем
и окультуривание;
7) мелиорация слитых, переуплотненных бесструктурных
тяжелых почв, глубокое безоборотное рыхление, щелевание, кротова-
ние, обогащение известковым и органическим веществом, пескова-
ние совместно с навозным удобрением;
8) инженерное и лесомелиоративное закрепление и
хозяйственное освоение оврагов — строительство плотин и небольших прудов,
облесение и залужение склонов, близких к оврагам.
III. Восстановительные мелиорации, рекультивация
разрушенных и создание новых искусственных почв:
1) рекультивация терриконов, отвалов, открытых шахтных
выработок, выработанных торфяников, карьеров, взрывных воронок и
траншей;
2) выполаживание полностью эродированных массивов, их
землевание, облесение и залужение;
3) землевание полностью развеянных ветрами пахотных почв и
песков;
4) внесение сапропеля или пойменного аллювия на бесплодные
песчаные подзолы, торфяники и тяжелосуглинистые почвы;
5) кольматаж (водное наиление мелкозема) болот, галечниковых
пространств, песков и такыров;
6) создание на смытых склонах гор и холмов капитальных
террас и обвалований, обеспечивающих ликвидацию эрозии, создание
искусственных почв и освоение их под многолетние и однолетние
культуры.
Перечисленные выше мелиоративные мероприятия должны быть
дифференцированы применительно к конкретным
физико-географическим условиям и типам почв. Научной основой для разработки
почвенно-мелиоративного проектирования служат специальные
почвенные карты, содержащие информацию об актуальных
свойствах почв и возможном их изменении при том или ином типе
использования. Одной из важнейших задач современного
почвоведения является разработка общей концепции и критериев качества
почв, а также методов его улучшения.
Отрицательное антропогенное воздействие на почвы.
Хозяйственная деятельность людей приводит не только к положительным, но и
к отрицательным результатам в состоянии почв.
441
Так, наряду с несомненным положительным эффектом
применения минеральных удобрений наблюдаются и нежелательные
последствия.
1. Избыток азотных удобрений обусловливает накопление в
почве нитратов; при поглощении нитратов растениями они
преобразуются в весьма токсичные соединения — нитрозамины,
вызывающие при потреблении сельскохозяйственной продукции
тяжелые заболевания человека. Вымывание избыточных нитратов
из почв создает опасность загрязнения грунтовых и
поверхностных вод, они становятся непригодными для питья и
приготовления пищи.
2. Многие удобрения, например сульфат аммония, аммиачная
селитра, суперфосфат и другие, при длительном применении
подкисляют почвы и таким образом ухудшают их свойства. Поэтому,
чтобы избежать подкисления почв, наряду с удобрениями
необходимо вносить для нейтрализации кислотности почв известь.
3. В некоторых удобрениях в виде примесей присутствуют
микроэлементы (свинец, кадмий, фтор), накопление которых в почвах
может вызвать токсический эффект. Некоторые токсичные
микроэлементы (мышьяк, ртуть) входят в состав ядохимикатов:
гербицидов, инсектицидов и пестицидов, применяемых для борьбы с
сорняками, вредными насекомыми, в качестве протравителей семян,
для борьбы с болезнями растений. Многие из этих веществ
медленно разлагаются в почвах и накапливаются в количествах,
превышающих предельно допустимые концентрации (ПДК).
Загрязнение почв токсичными микроэлементами и
остаточными ядохимикатами — одна из серьезных проблем
сельскохозяйственного использования земель. Загрязнению подвергаются не только
почвы пахотных угодий, но прилегающие к ним территории,
занятые сенокосами и пастбищами, куда могут поступать загрязнители
при поверхностном, внутрипочвенном боковом стоке и с
фунтовыми водами.
Вокруг промышленных центров и транспортных магистралей
техногенное загрязнение почв тяжелыми металлами и другими
токсичными микроэлементами, а также полициклическими
ароматическими углеводородами повышается в десятки раз: создаются
локальные техногенные геохимические аномалии в радиусе
нескольких километров от источников загрязнения.
Выбросы в атмосферу оксидов азота, серы и их последующее
окисление создают опасность появления кислотных дождей и
соответственно подкисления почв.
442
Особенно заметное подкисление почв за последние 30 лет
произошло в Скандинавии. В ряде стран Западной Европы более 50 %
используемых почв подкисляется и теряет продуктивность.
Наряду с загрязнением почв их хозяйственное, в том числе
земледельческое, использование сопровождается развитием еще целого
ряда отрицательных процессов. Главные из них — эрозия и дегуми-
фикация почв.
Ускоренная антропогенная эрозия — один из наиболее широко
распространенных негативных процессов, разрушающих почвенный
покров и снижающих плодородие почв. Подсчитано, что одна треть
всех пахотных земель планеты страдает от сильной водной и
ветровой эрозии. Количество питательных веществ, ежегодно
безвозвратно смываемых с пахотных земель, равно примерно количеству
ежегодно производимых минеральных удобрений.
Активной эрозии подвергаются одни из самых плодородных почв
мира — черноземы и черноземовидные почвы прерий.
Главные районы неорошаемого земледелия и производства
пшеницы и кукурузы — это степи и прерии Восточной Европы и
Западной Сибири, Маньчжурии, Северной Америки (США и Канада),
Аргентины, Юго-Восточной Австралии. Почвообразующими
породами здесь часто являются лёссовидные суглинки и лёссы, что
обусловливает легкую податливость образующихся на них почв водной,
особенно овражной, эрозии и превращение части плодородных
земель в сильно расчлененные и деградированные — бедленды.
Борьба с водной и ветровой эрозией почв хотя и ведется повсеместно и
в ослаблении этих процессов достигнуты за последние 30—50 лет
определенные успехи, все же ликвидировать их полностью не
удается. Смываются частично или полностью верхние — самые
плодородные — гумусовые горизонты почв.
Весьма серьезные проблемы сохранения почв и почвенного
покрова стоят при использовании почв в условиях орошения.
Согласно международной статистике, около 50 % ныне орошаемых земель
подвержены вторичному засолению, подщелачиванию и
подтоплению. Это связано как с технологическим несовершенством методов
поливов, так и с недостатками проектирования, выбором
территории и общего устройства ирригационных систем без должного учета
солевых и водных балансов орошаемых территорий, водно-солевого
режима почв и грунтовых вод. Явления порчи земель при орошении
известны с давних времен. Ярким примером этому является Месо-
потамская равнина — один из очагов древнейшего орошения,
некогда плодородные земли которой обращены в пустыню.
443
Каждый год около миллиона гектаров орошаемых земель
выходят из строя. Особенно значительны эти потери в развивающихся
странах.
Обсуждая глобальные тенденции изменения почв и почвенного
покрова, Б.Г. Розанов и другие приводят следующие данные. За
последние 300 лет в орошаемое земледелие было вовлечено около
250 млн га, из которых около 160 млн га подверглось вторичному
засолению, из них 50 млн га оказались катастрофически
засоленными до полного исключения из пахотного фонда.
К указанным потерям орошаемых почв необходимо добавить еще
ряд, связанных со следующими причинами:
1) подтоплением и засолением неорошаемых земель вдоль
каналов и вокруг водохранилищ;
2) опустыниванием земель в низовьях рек, из которых
забирается слишком много воды при ирригации в верхнем и среднем
течении и сбросе части минерализованных дренажных вод
обратно в реки (дельты рек Амударьи и Сырдарьи, Инда, Ганга,
Колорадо и др.);
3) затоплением и засолением земель в местах сброса и
накопления дренажных соленых вод в местных депрессиях рельефа (в
Средней Азии таким коллектором засоленных вод является Сарыкамыш-
ская впадина).
Предотвращение этих процессов, борьба с ними и мелиорация
ныне выведенных из строя земель — главные проблемы
современного орошаемого земледелия.
Сокращение мировых почвенных ресурсов связано не только с
развитием рассмотренных выше неблагоприятных явлений, но и с
потерей пахотно- и лесопригодных почв:
а) при градостроительстве, строительстве промышленных
предприятий и дорог;
б) при открытых горных разработках, строительстве карьеров,
при погребении под отвалами пород, угольными терриконами,
свалками и т. д.
По имеющимся данным (Global soil change, 1990), только в США
более 2 млн га сельскохозяйственных земель ежегодно изымаются
для городского и транспортного строительства, а также под
водохранилища. В Германии, Чехословакии более 2,5 % всех
сельскохозяйственных земель изъято за одно десятилетие под строительство.
В Канаде в период 1981—1986 гг. свыше 55 тыс. га
сельскохозяйственных и лесных земель превращены в городские и покрыты
асфальтом. Превращение сельскохозяйственных земель в городские
необратимо. Плодородные почвы навсегда теряются, возникает не-
444
обходимость вовлечения в сельскохозяйственное использование
часто менее плодородных земель, нуждающихся в тех или иных мели-
орациях, поэтому приходится переходить к нетрадиционным
формам земледелия.
Глобальный и региональный анализ состояния почвенных
ресурсов планеты показывает общий весьма высокий уровень их
антропогенной деградации (Oldeman, 1994; Sustaining the Global Farm,
1999; Глобальная экологическая перспектива, 1999).
Вследствие деятельности человека деградировало около 2000 млн га
почв, что приблизительно составляет 15 % от поверхности суши
Земли. При этом около 910 млн га земель оцениваются как умеренно
деградированные со значительным уменьшением плодородия,
около 300 млн га почв — как сильно деградированные и 9 млн га — как
крайне деградированные, т. е. не подлежащие восстановлению.
Количественное соотношение основных видов деградации почв
следующее (%): 56 приходится на водную эрозию, 28 — на ветровую,
12 — на химическую и 4 — на физическую деградацию почв.
Ведущими факторами деградации почв выступают перевыпас скота (35 %),
сведение лесов (30 %), сельскохозяйственная деятельность (27 %),
чрезмерная эксплуатация растительного покрова (7 %) и
промышленная деятельность (1 %). При этом разные регионы мира
характеризуются преобладанием тех или иных факторов деградации почв и
различной ее степенью (рис. 26.1).
Так, в Азиатско-Тихоокеанском регионе подвержено деградации
около 13 % земель, или 850 млн га, — большая часть из них находится
в Азии, а 104 млн га — в Тихоокеанском субрегионе. Наиболее
сильной водной эрозией охвачены почвы в Гималаях, Центральной Азии,
Китае, Австралии. Наиболее сильная ветровая эрозия проявляет себя
в Афганистане, Индии, Иране и Пакистане. В регионе 60 млн га
сельскохозяйственных земель засолены. Весьма остро проблема
засоления почв стоит в Северной Индии, Бангладеш, Австралии, чему
способствует нерациональное использование подземных и
поверхностных вод, несовершенство систем орошения. В Камбодже, Таиланде
и Вьетнаме, особенно в прибрежных областях, где возделываются
различные аквакультуры, при низком уровне управления
плантациями образуются малоплодородные сульфатно-кислые почвы. Недостач
ток элементов минерального питания растений (азота, фосфора,
калия) особенно характерен для почв Австралии, Бангладеш, Непала,
Пакистана и Шри-Ланки. Сильное техногенное загрязнение
почвенного покрова отмечается на севере региона, а также в отдельных
районах Австралии и Новой Зеландии. Среди поллютантов — кадмий,
хром, свинец, мышьяк, диоксины и др. В Японии и Южной Корее
445
Азия Европа Северная Америка
Африка Южная Америка
6%6%4% 6 % 6 % 0,1 %
Рис 26.1. Масштабы и степень деградации почв на континентах мира
источниками загрязняющих веществ являются предприятия
химической и гальванической промышленности, минеральные удобрения,
шахты и отходы нефтеперерабатывающих заводов. Из-за чрезмерной
вырубки лесов в верховьях рек во многих странах Азии возникают
угрозы наводнений в нижних частях речных бассейнов, приводящих
к затоплению почвенного покрова.
В Африке деградация почв стала главным препятствием для
экономического развития большинства африканских стран, поскольку
в сельском хозяйстве занято 60 % населения континента. Водная и
ветровая эрозия, химическая и физическая деградация почв
охватывают почти 17 % территории континента. Это касается всех типов
землепользования. Особенно сильно эрозией разрушены
обрабатываемые земли на крутых склонах в Зимбабве, Кении, Эфиопии,
Марокко, Алжире. На пастбищах Уганды, Руанды, Бурунди и
других стран проявляют себя отчетливые признаки переуплотнения почв
и они деградированы практически повсеместно. Процессы
опустынивания происходят на 46 % территории Африки, причем для 55 %
этих земель риск деградации характеризуется высокой и очень вы-
446
сокой степенью. Даже лесные земли в Африке теряют свои
продуктивные качества из-за различных техногенных воздействий.
Основными причинами деградации почв являются архаичная
сельскохозяйственная практика, в частности переложное земледелие, и
нарушение технологии севооборотов. Значительная часть сельских
общин в Африке перемещает свои поля по мере того, как после
паводка обнажаются низменные местности, на поверхности
которых аккумулируются речные наносы, богатые элементами
минерального питания растений.
Латинская Америка занимает третье место (после
Азиатско-Тихоокеанского региона и Африки) по площади земель,
подверженных деградации — около 190 млн га, или 16 % от общей площади
деградированных земель в мире. Рост населения и
сельскохозяйственная экспансия, направленная на освоение новых территорий
под пашни и пастбища, привели за последние 25 лет к сокращению
площади тропических лесов на 120 млн га. От 30 до 50 %
сельскохозяйственных прощадей подвержены эрозии сильной или средней
степени, 25—30 % орошаемых земель испытывают вторичное
засоление, особенно в Аргентине, Бразилии, Чили, Мексике и Перу.
Физическая деградация обрабатываемых почв продолжается в
Парагвае, Уругвае, Аргентине. Интенсификация сельского хозяйства
приводит к утрате биогенных веществ. Начиная с 1980 г. в Южной
Америке 68 млн га земель в значительной степени потеряли свою
продуктивность. За последние 30 лет в результате использования
пестицидов резко возросло химическое загрязнение почв, и как
следствие — появилась угроза здоровью людей. Возросшую
озабоченность вызывает также загрязнение почв, связанное с внесением
минеральных удобрений.
В Северной Америке, несмотря на значительные средства,
направляемые государствами на борьбу с деградацией почв, ряд
почвоохранных проблем еще не решен в полной мере. К социально-
экономическим факторам деградации земель здесь относятся
растущий спрос на продукцию сельского хозяйства в мире и либерализация
торговли, интенсификация и индустриализация сельского хозяйства.
Сегодня в США средние ежегодные эрозионные потери почв
превышают допустимый уровень на 62 млн акров (15 млн га).
Почвенная эрозия проявляется на 20 % площадей пастбищ в западных
штатах. Вторичное засоление ведет к деградации орошаемых почв на
некоторых территориях Северных равнин. В Канаде
сельскохозяйственные земли, почвенный покров которых засолен на площади
свыше 15 %, составляют 2 %. В ряде районов сохраняется угроза
сокращения площадей влажных земель, играющих важную роль в
447
регулировании локального водного баланса. Одна из ключевых
проблем в Северной Америке, связанных с деградацией земель,
обусловлена использованием пестицидов, которое привело к
увеличению урожайности продовольственных культур, но оказывает
определенное негативное воздействие на состояние окружающей среды
и здоровье людей. Несмотря на то что производящиеся с 1975 г. так
называемые мягкие пестициды разлагаются быстрее стойких
органических пестицидов и не накапливаются в почвах, в
краткосрочной перспективе они оказываются более быстро действующими и
высоко токсичными для биоты.
В Европе негативные результаты хозяйственной деятельности
человека на земле выражаются в почвенной эрозии, уплотнении
верхних горизонтов почв, их точечном и рассеянном загрязнении.
Особенно заметна плоскостная и овражная эрозия в
Средиземноморских странах и Альпийском регионе, где она вызывается
распашкой склонов, чрезмерной эксплуатации пастбищ,
непомерными рекреационными нагрузками. Верхние наиболее плодородные
горизонты почв во многих местах здесь потеряли значительную часть
своей мощности или полностью смыты. В некоторых районах
Средиземноморья, а также в черноземных областях Молдовы и
Украины возникли практически необратимые деструктивные изменения
почв, которые проявились в результате постоянных потерь
почвенного материала в течение 50—100 лет. Уплотнение верхних
почвенных горизонтов наряду с сокращением площади лесов привело к
увеличению объемов ливневого стока, вызывающего наводнения,
сели и оползни. Загрязнение почвенного покрова происходит по
всей Европе, хотя подкисление почв в результате выпадения
кислотных дождей, сократившееся на 50 % с 1980 г., больше не
рассматривается как чрезвычайная проблема. Загрязнение особенно
значительно в пределах урбанизированных и горно-добывающих
районов, где ему способствуют не отвечающие экологическим
нормам способы утилизации отходов. В Восточной Европе реализация
крупных ирригационных и гидроэнергетических проектов в
сочетании с некачественным управлением водными ресурсами привела к
засолению и подтоплению обширных пространств, в частности в
Беларуси и Украине.
В России, по данным Государственного доклада «О состоянии и
об охране окружающей среды РФ в 2001 году», почвенный покров
характеризуется не менее существенным уровнем деградации. Так,
общая площадь эрозионно и дефляционно опасных почв составляет
более половины всех сельхозугодий, в том числе более 40 % почв
пашни. Вынос питательных веществ с этих земель в 4 раза превос-
448
ходит их внесение с удобрениями. Около 7 % общей территории
страны подвержены воздействию различных форм опустынивания,
причинами чего выступают превышение допустимых
антропогенных нагрузок на засушливые земли, истощительное использование
почвенных, водных и растительных ресурсов. В гумидных районах
России до 50 % площадей сельскохозяйственных земель
испытывают переувлажнение и заболачивание. Из обследованных в 2001 г.
70 млн га земель 2 млн га сельхозугодий загрязнено тяжелыми
металлами. Присутствие заметных количеств радионуклидов по-прежнему
отмечается в почвах Брянской, Тульской, Калужской и Челябинской
областей. Значительное загрязнение земель нефтью и
нефтепродуктами наблюдается в Западно-Сибирском и Северо-Кавказском
регионах, в Башкортостане и Татарстане, на территории Среднего и
Нижнего Поволжья.
Глава 27
СОЦИАЛЬНО-ЭКОНОМИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
ОХРАНЫ ПОЧВ И ПОЧВООХРАННАЯ ПОЛИТИКА
В РОССИИ
Почвенные ресурсы являются одним из важнейших национальных
богатств России. С ними теснейшим образом связана
продовольственная, экологическая и экономическая безопасность страны. На
протяжении отечественной истории отношение общества и
государства к охране почв существенным образом изменялось в
соответствии с эволюцией идеологических доктрин, национального
менталитета и подходов к решению социальных задач.
Становление национальных подходов к охране почв произошло в
конце XIX в., когда Россия столкнулась с масштабными явлениями
деградации почвенных ресурсов, прежде всего черноземной зоны,
причиной чего были жестокие засухи и нерациональный подход к
землепользованию. Тогда (в 1886 г.) под эгидой Вольного
экономического общества была организована Черноземная комиссия, а
в 1888 г. — Почвенная комиссия, которую возглавил В.В. Докучаев.
В своих основополагающих трудах он показал, что деградация почв
является следствием нерегламентированной распашки,
уничтожения лесов на водоразделах, ухудшения водного режима территорий,
а первопричиной всего этого остается архаичность российской
системы организации сельского хозяйства. В.В. Докучаев со своими
сподвижниками обосновал систему мероприятий по преодолению
ущерба, нанесенного почвам России, и развернутую программу вос-
29-5046 449
становления земель черноземной полосы страны. В 1906 г.
российское правительство начало радикальные изменения системы
землевладения. Свободный выход из общины, крестьянская собственность
на землю, хуторское расселенение, создание крестьянских банков
для получения ссуд изменили всю систему крестьянского хозяйства
в стране. Оживился внутренний сельскохозяйственный рынок,
стало производиться больше продукции, повышаться ее
конкурентоспособность, начали осваиваться передовые приемы обработки и
мелиорации почв, и как результат — наметилось улучшение их
качества. Важным пунктом реформы было переселение крестьян на
свободные земли в Сибирь, Среднюю Азию и Казахстан. Для учета
и оценки качества этих земель при российском правительстве
организовывались специальные почвенно-ботанические экспедиции. Были
составлены почвенные карты на общую площадь около 3 млн км2.
В перспективе эти картографические материалы должны были стать
основой рационального землепользования в районах нового освоения.
Октябрьская революция 1917 г. остановила земельную реформу,
начатую при столыпинском правительстве. «Декретом о земле»
отменялась частная собственность на землю и запрещались
земельные сделки (купля, продажа, залог и др.). Земля объявлялась
«всенародным достоянием», национализировалась и подлежала
передаче в пользование всем желающим трудоспособным гражданам страны
по равной норме. Очевидно, что курс на «уравнительное
землепользование» не мог конструктивно способствовать решению
почвоохранных задач.
Некоторым временным отступлением от этого подхода была
начавшаяся в 1921 г. новая экономическая политика (НЭП), при
которой были введены элементы рыночных отношений в сельском
хозяйстве, и на основе разрешенной аренды стало возможным
перераспределение земли в пользу наиболее рачительных
земледельцев — «цивилизованных кооператоров». Открылись перспективы
не только для практической реализации такой политики, но и для
ее научно обоснованного совершенствования. В 20-е гг. ярко
проявила себя уникальная плеяда выдающихся российских ученых,
исследования которых касались различных вопросов оптимального
землепользования, — Д.Н. Прянишников, В.И. Вернадский, Н.И.
Вавилов, А.В. Чаянов, К.Д. Глинка и др.
В первые годы советской власти даже по признанию западных
исследователей новому правительству в принципе не были чужды
природоохранные идеи. Оно пыталось реализовать доктрину
рациональной организации экономической и социальной жизни
страны, поэтому, в частности, позитивно воспринимало намерения спе-
450
циалистов установить лимиты экономической активности в
различных природных регионах России, которые могли быть разработаны
на базе «эталонных» исследований в «чистой природе».
Однако к концу 20-х годов главенствующим со стороны
государственной власти становится утилитарный подход к природным, в
том числе почвенным, ресурсам. Официально поддерживается
идеология «борьбы с природой», «покорения природы». Поэтому
вопросы, так или иначе касавшиеся почвенной деградации, все в
меньшей и меньшей степени становились объектом внимания.
В послевоенные годы начинает осуществляться программа
восстановления разрушенного народного хозяйства. В основных
земледельческих районах степной и лесостепной зон развертываются
масштабные мелиоративные и землеустроительные работы,
направленные на улучшение качества почв и повышение их устойчивости
против засух. Программа осуществлялась на основе позитивных
научных идей В.В. Докучаева, П.А. Костычева, В.Р. Вильямса и имела
в основном положительное значение для восстановления
плодородия почв и их охраны. Однако, несмотря на это, она была
приостановлена в середине 50-х годов.
Для решения обостряющейся зерновой проблемы были
приняты новые ориентиры — освоение целинных и залежных земель в
восточных районах страны. И до начала, и в процессе целинной
кампании учеными страны велись основательные разработки поч-
восберегающих земледельческих технологий, специально
адаптированных к засушливым территориям, составлялись карты эрозион-
но-опасных земель. Бесплужная и безотвальная обработка почвы,
парозерновые севообороты с короткой ротацией, почвозащитный
комплекс системы ландшафтного земледелия — весь этот арсенал
мер вполне мог обеспечить экологически безопасное освоение
целинных и залежных земель. Однако рекомендации специалистов не
были в то время использованы в необходимой степени.
Перепахивание всех площадей подряд, включая склоны, пески, засоленные
земли, вызвало сильнейшую дефляцию почв и деградацию
почвенного покрова.
В 1967 г. Правительство выпускает постановление,
посвященное неотложным мерам по защите почв от эрозии и дефляции. Оно
становится одним из первых решений, которое вместе с рядом
других государственных документов формирует почвоохранную
политику страны в 1960—1980 гг. В этих документах декларируется, что
охрана и повышение плодородия почв являются общенародной
задачей, что государство осуществляет контроль за состоянием
земельных ресурсов и устанавливает формы уголовной и административ-
29» 451
ной ответственности за нарушение утвержденного режима их
использования. Указывалось, что предприятия за счет своего бюджета
должны принимать меры по поддержанию качества почв и
выплачивать компенсацию в случае нанесения им ущерба. С конца 60-х годов
на охрану земель в стране в плановом порядке выделяются
материальные ресурсы и капитальные вложения, разрабатываются
генеральные схемы и местные проекты рационального землеустройства,
обосновываются зональные почвосберегающие системы земледелия
и т. д. И тем не менее к концу 80-х годов почвенно-деградационные
процессы проявляют себя во многих регионах страны. Различные
правительственные программы, направленные на интенсификацию
сельского хозяйства, приводят к увеличению антропогенных
нагрузок на почвы. Помимо водной и ветровой эрозии, которая,
несмотря на возрастающий объем противоэрозионных мероприятий,
поражает все большие площади земельных угодий, обнаруживают себя
загрязнение почв пестицидами и избытками минеральных удобрений,
их дегумификация и переуплотнение. Масштабные
водно-мелиоративные проекты нередко становятся причиной вторичного засоления
и заболачивания почвенного покрова. Интенсивное развитие
металлургии, энергетических мощностей тепловых электростанций,
уровня урбанизации приводит в ряде мест к значительному загрязнению
земель стоками промышленных поллютантов и их атмосферными
выпадениями, твердыми отходами производства. Почвам наносится
ущерб из-за аварийных разливов нефти и антропогенных пожаров
на нефтепромыслах.
Причины всего этого заключались в том, что на практике
постулат форсированного экономического развития, как правило, давлел
над идеей экологически сбалансированных отношений между
человеком и природой. Все основные материальные и трудовые ресурсы
направлялись прежде всего на ускорение темпов и увеличение
объемов производства. Именно эти показатели были главными при
оценке работы сельскохозяйственных и промышленных предприятий.
Что же касается почвоохранных мер, то при всех официальных
декларациях об их важности они во многих случаях отступали на
второй план. Нередко даже предусмотренные государственными
программами капитальные вложения в охрану земель не осваивались
руководителями предприятий, поскольку требовали отвлечения сил
и внимания от основных производственных задач, которые и без
того, как правило, выполнялись с большим напряжением.
С середины 80-х годов в стране начинается новый этап
эволюции почвоохранной политики, происходит перестройка всех
структур общества, и ее лидеры объявляют решение экологических задач
452
одними из важнейших, ставя их по приоритетности на одно из
первых мест. Начинается пребразование земельных отношений. Его
правовой базой являются новые основы законодательства о земле, а
также последовавшие за ними российские законы «О земельной
реформе», «О крестьянском (фермерском) хозяйстве», «О социальном
развитии села» и др. Правительство ставит целью реорганизацию
колхозов и совхозов путем образования на их землях
сельскохозяйственных кооперативов, акционерных обществ, товариществ или
индивидуальных крестьянских хозяйств. Вводится, хотя и
ограниченное, право частной собственности на землю. Реформаторы
возлагают надежды на то, что новые формы землевладения обеспечат
более эффективное хозяйствование на селе и что новый хозяин
земли (фермер или кооператор) не допустит порчи своей
собственности. Принимается новый земельный кодекс, в котором среди других
положений излагаются некоторые меры экономического
стимулирования охраны земельных ресурсов. Были приняты и другие
государственные решения, направленные на упорядочение земельных
отношений и совершенствование системы учета и охраны земель в
соответствии с социально-экономическими преобразованиями,
происходящими в стране.
С начала 90-х годов параллельно с созданием новой
законодательной базы для рационального использования и улучшения
экологического качества почв в России предпринимаются попытки
практического решения почвоохранных проблем путем подготовки и
выполнения специальных государственных программ. В этом плане
показательной является «Государственная комплексная программа
повышения плодородия почв России», утвержденная
постановлением Правительства в 1992 г. и предусматривавшая на больших
площадях внесение в почвы органических и минеральных удобрений,
их известкование и гипсование, развитие противоэрозионных ов-
ражно-балочных насаждений, предполагалась реконструкция
оросительных и осушительных систем и т. д.
К середине 90-х годов российские ученые и специалисты
разрабатывают целый комплекс новых технологий и инженерных решений
для обеспечения экологически устойчивого использования земельных
ресурсов в стране. Научно обоснованы концепция и методические
рекомендации для развития адаптивно-ландшафтных систем
земледелия на основе всестороннего учета природно-ресурсного и
социального потенциалов территорий, а также экологической
оправданности и экономической рентабельности проектов.
К сожалению, вышеуказанные законодательные,
организационные и научно-исследовательские наработки не были в полной мере
453
реализованы на практике и оказались недостаточными для того,
чтобы решить проблемы охраны почв в России.
Предусмотренные «Программой повышения плодородия почв»
объемы работ из года в год отставали от намеченных планов и даже
имели тенденцию к ежегодному снижению. В результате
деградация российских почв не только не была приостановлена, но и
усилилась в ряде регионов.
Причины такого неблагополучного положения с почвенными
ресурсами страны и низкой эффективностью государственных мер
по его исправлению заключались в особенностях российских
экономических реформ. Начиная с 1992 г. правительством была
сделана ставка на монетарные механизмы перехода к рыночным
отношениям. Усилия были сосредоточены на создании новой финансово-
банковской системы, стабилизации курса национальной валюты,
развитии основ свободной торговли и саморегулирования
экономики. Всеми возможными средствами форсировалась «капитализация»
экономической жизни. В этих условиях стихия «дикого» рынка
стала захлестывать страну и препятствовать необходимой работе
государственной власти по планомерной структурной перестройке
экономики.
Как и в других производственных отраслях, структурные
изменения в сельском хозяйстве оказались непоследовательными и
малоэффективными. Превращение колхозов и совхозов в
товарищества с ограниченной ответственностью, ассоциации крестьянских
хозяйств и др. происходило часто поспешно, без создания
необходимых условий для существования предприятий новых форм
собственности. Большинство из них оказывались в трудном
положении из-за резкого усиления налогового пресса, крайне
обременительного банковского кредитования, непривычной конкуренции с
зарубежными поставщиками на рынке товарной продукции и
отсутствия должной государственной заботы и поддержки.
Дополнительными проблемами для семейных фермерских
хозяйств были недостаток начального капитала, потеря доступа к
производственной инфраструктуре (ремонт техники, хранение
продукции и др.), отсутствие традиций индивидуального хозяйствования и
нередко скептицизм местной власти.
Перечисленные финансовые, материальные и организационные
трудности вынуждали земледельцев сдерживать рост
производственных издержек за счет нарушения технологии сельхозработ, а также
сокращения затрат на почвоохранные и мелиоративные
мероприятия, что приводило к «истощительному сельскохозяственному
землепользованию» и деградации почвенного покрова.
454
Из сказанного можно сделать вывод о том, что та или иная
форма собственности на землю, включая частную, сама по себе не
гарантирует экологически устойчивого использования земельных
ресурсов, повышения плодородия почв и соблюдения
землевладельцами норм почвоохранного законодательства. Только адекватная и
последовательная политика государства, направленная на
управление экологическим поведением землепользователя, может
обеспечить достижение этих целей.
Поэтому в самом начале XXI в. необходимо осознание того, что
проведение последовательной целенаправленной природоохранной,
в том числе почвоохранной, политики должно быть одной из
важнейших государственных функций. В этом случае почвоохранные
программы будут реально выполняться, а почвоохранное
законодательство не ограничится лишь декларированием правильных
положений, а будет включать в себя четкие механизмы их исполнения,
подкрепленные бюджетными решениями.
Параллельно с этим в стране должны предприниматься меры
для перенесения хотя бы части бремени экологических затрат с
государства на частные источники. Это может быть достигнуто путем
развития в сельском хозяйстве рынка экологических квот, который
в общем успешно действует в ряде стран и заключается в выделении
государственных квот на загрязнение почв и вод, на сокращение
площадей влажных земель с гидроморфными почвами и т. д. При
такой постановке вопроса роль государства выражается не в
прямом финансовом обеспечении почвоохранных программ, а только в
установлении «правил игры» на рынке экологических квот и
контроле за соблюдением этих правил.
В России необходимо создать систему реальных стимулов для
экологически безопасного использования почвенных ресурсов.
Такие формы деградации земель, как почвенная эрозия, засоление
почв, потеря почвенного плодородия, являются лишь физическим
выражением истощительного землепользования и некачественного
управления хозяйством, вызванных негативными экономическими,
социальными, политическими и правовыми факторами. Многие
прежние почвоохранные российские программы концентрировались
именно на устраненении симптомов, вместо того чтобы устранять
причины проблем. При этом землепользователи рассматривались
только как получатели предписанных экспертами рекомендаций.
Совершенно ясно, что подобный подход не мог дать хороших
результатов. Спускаемые сверху рекомендации были часто
непривлекательными для землепользователей, поскольку они не видели в них
своего интереса.
455
Подобный подход к охране почв должен быть изменен.
Землепользователь должен быть непосредственно вовлечен в процесс
осознания проблем, принятия решений и их реализации. Для
экологически безопасного использования почвенных ресурсов в России
должен быть разработан широкий спектр механизмов
стимулирования землепользователей — грантов, субсидий, займов, налоговых
поощрений, гарантий закупочных цен, выгодных соглашений по
землевладению, долевого с государством участия в почвоохранных
мероприятиях, страховых экологических премий, а также
технической и социальной помощи, маркетинговых и образовательных услуг
и т. д.
ЛИТЕРАТУРА
Общие руководства
Геннадиев А.Н. Основы почвоведения и география почв. Методические
указания. — М.: Изд-во МГУ, 1983.
Герасимов И.П., Глазовская М.А. Основы почвоведения и география
почв. — М.: Мысль, 1960.
Глазовская М.А.9 Геннадиев А.Н. География почв с основами
почвоведения. — М.: Изд-во МГУ, 1995.
Добровольский В.В. География почв с основами почвоведения. — М.:
Владос, 1999.
Ковда В.А. Основы учения о почвах: В 2-х кн. — М.: Наука, 1973.
Почвенная карта мира (для высших учебных заведений) масштаба
1:15 000 000. - М.: ГУГК, 1982.
Почвенная карта России и сопредельных территорий. Масштаб 1:4 000 000. —
М.: Роскартография, 1995.
Почвоведение / И.С. Кауричева. — М.: Агропромиздат, 1989.
Практикум по общему почвоведению / Под ред. А.Н. Геннадиева. —
М.: Изд-во МГУ, 1992.
Дополнительная литература
К введению
Докучаев В.В. Дороже золота русский чернозем. — М.: Изд-во МГУ,
1994.
Иванов И.В. История отечественного почвоведения. 1870—1947. — М.:
Наука, 2003.
Крупенников И.А. История почвоведения. — М.: Наука, 1981.
К части I
Бабьева И.П., Зенова Г.М. Биология почв. — М.: Изд-во МГУ, 1983.
Вернадский В.И. Биосфера. — Л.: Научн-техн. изд-во, 1926.
Вернадский В.И. Очерки геохимии. Избр. соч. Т. 1. — М.: Изд-во АН
СССР, 1954.
Волобуев В.Р. Введение в энергетику почвообразования. — М.: Наука,
1974.
Глазовская М.А., Добровольская Н.Г. Геохимические функции
микроорганизмов. — М.: Изд-во МГУ, 1984.
Джерард А. Дж. Почвы и формы рельефа. — Л.: Недра, 1984.
457
Димо В.Н., Роде АА. Тепловой и водный режим почв СССР. — М.:
Изд-во АН СССР, 1968.
Добровольский Г.В, у Никитин Е.Д. Функции почв в биосфере и
экосистемах. — М.: Наука, 1990.
Звягинцев Д.Г. Почва и микроорганизмы. — М.: Изд-во МГУ. 1987.
КарпачевскийЛ.О. Экологическое почвоведение. — М.:Изд-во МГУ. 1993.
Перельман А.И., Касимов Н.С. Геохимия ландшафтов. — М.: Астрея-
2000, 1999.
Роде А А. Генезис почв и современные процессы почвообразования. — М.:
Наука, 1984.
Розанов Б.Г. Морфология почв. — М.: Изд-во МГУ, 1983.
Самойлов Е.М. Почвообразующие породы. — М.: Изд-во МГУ, 1983.
К части II
Александрова Л.Н. Органическое вещество почв и процессы его
трансформации. — Л.: Наука, 1980.
Воронин А.Д. Основы физики почв. — М.: Изд-во МГУ, 1986.
Гришина Л.А. Гумусообразование и гумусное состояние почв. — М.:
Изд-во МГУ, 1982.
Орлов ДС. Химия почв. — М.: Изд-во МГУ, 1992.
Орлов Д. С. Гумусовые кислоты почв и общая теория гумификации. —
М.: Изд-во МГУ, 1990.
Пономарева В.В., Плотникова ТА. Гумус и почвообразование. — Л.:
Наука, 1980.
Роде АА. Основы учения о почвенной влаге: В 2-х т. — Л.: Гидромете-
оиздат. Т. I. 1965. Т. II. 1969.
К части III
Андронников В.Л. Аэрокосмические методы изучения почв. — М.:
Колос, 1979.
Боул С, Хоул Ф., Мак-Крекен Р. Генезис и классификация почв. — М.:
Прогресс, 1977.
Геннадиев А.Н. Почвы и время: модели развития. — М.: Изд-во МГУ,
1990.
Герасимов И.П. Генетические, географические и исторические
проблемы почвоведения. — М.: Наука, 1976.
Глазовская М.А. Почвы мира. Т. 1. Семейства почв. — М.: Изд-во МГУ,
1972.
Добровольский Г.В., Урусевская И. С. География почв. — М.: Колос, 2000.
Дюшофур Ф. Основы почвоведения. Эволюция почв. — М.: Прогресс,
1970.
Ливеровский ЮА. Почвы СССР. — М.: Изд-во МГУ, 1974.
Фридланд В.М. Проблемы географии, генезиса и классификации почв. —
М.: Наука, 1986.
458
К части IV
Герасимова М.И. География почв СССР. — М.: Высшая школа, 1987.
Глазовская М.А. Почвы мира. Т. II. География почв. — М.: Изд-во МГУ,
1973.
Розанов Б.Г Почвенный покров земного шара. — М.: Изд-во МГУ,
1977.
Розов Н.Н., Строганова М.Н. Почвенный покров мира. — М.: Изд-во
МГУ, 1983.
Фридланд В.М. Структура почвенного покрова. — М.: Наука, 1972.
К части V
Антропогенные почвы (генезис, география, рекультивация) /
Герасимова М.И., Строганова М.Н., Можарова Н.В., Прокофьева Т.В. —
Смоленск: Ойкумена, 2003.
Добровольский Г.В., Никитин Е.Д. Сохранение почв как незаменимого
компонента биосферы. — М.: Наука, 2000.
Добровольский Г.В., Гришина JI.A. Охрана почв. — М.: Изд-во. МГУ,
1985.
Зайдельман Ф.Р. Мелиорация почв. — М.: Изд-во МГУ, 1996.
Ковда В.А. Проблемы защиты почвенного покрова и биосферы
планеты. — Пущино: Изд-во АН СССР, 1989.
Минеев В.Г., Ремпе Е.Э. Агрохимия, биология и экология почвы. — М.:
Росагропромиздат, 1990.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 6
Введение. Почвоведение как отрасль естествознания: история, предмет
и задачи 8
Часть I. Факторы и сущность почвообразования 30
Глава 1. Компоненты географической среды как факторы почвообразования 30
Глава 2. Значение географических факторов в энергетике почвообразования 54
Глава 3. Вклад географических факторов в материальную основу
почвообразования 63
Глава 4. Участие географических факторов в динамике почвообразования 70
Глава 5. Почва — многокомпонентная полифакторная открытая биокосная
система 86
Часть II. Состав и свойства твердой, жидкой и газовой фаз почвы ♦ 102
Глава 6. Происхождение и состав минеральной части почвообразующих
пород и почв 103
Глава 7. Гранулометрический (механический) состав почвообразующих
пород и почв 126
Глава 8. Органические и органо-минеральные вещества почв 138
Глава 9. Почвенные коллоиды и поглотительная способность почв 159
Глава 10. Жидкая фаза почв, почвенные растворы 178
Глава 11. Газовая фаза почв. Состав почвенного воздуха 194
Глава 12. Окислительно-восстановительные процессы в почвах 200
Глава 13. Структурное состояние и физические Свойства почв как
трехфазного тела 203
Часть III. Классификация почв и почвенно-географическое районирование.
Свойства, генезис и география основных типов почв мира 215
Глава 14. Принципы генетической классификации почв» картографии почв
и почвенно-географического районирования 215
Глава 15. Почвы полярных и субполярных областей 227
Глава 16. Почвы бореальных и суббореальных лесных областей 243
Глава 17. Почвы лесо-лугово-степных и степных суббореальных областей 276
Глава 18. Солончаки, солонцы и солоди 294
Глава 19. Почвы полупустынь и пустынь '. 310
Глава 20. Почвы переменно-влажных ксерофитно-лесных и саванновых
субтропических и тропических областей 321
Глава 21. Почвы влажных лесных субтропических, тропических
и экваториальных областей 335
460
Часть IV. Общие закономерности географии почв и региональная
организация почвенного покрова 345
Глава 22. Факторы, определяющие общие закономерности географии почв 345
Глава 23. Структуры почвенного покрова 378
Глава 24. Почвенный покров материков и континентов: основные факторы
и особенности его организации 401
Часть У. Современное состояние, мелиорация и охрана почвенных ресурсов 428
Глава 25. Функциональная ценность и структура использования почвенных
ресурсов 428
Глава 26. Состояние почвенных ресурсов и факторы его изменения 434
Глава 27. Социально-экономические факторы охраны почв и почвоохранная
политика в России 449
Литература 457
Учебное издание
Геннадиев Александр Николаевич
Глазовская Мария Альфредовна
ГЕОГРАФИЯ ПОЧВ
С ОСНОВАМИ ПОЧВОВЕДЕНИЯ
Редактор Т. В. Рысева
Технический редактор Н.И. Тростянская
Корректор В. В. Кожуткина
Компьютерная верстка Н.А. Попова
Художественное оформление серии
выполнено Издательством Московского университета
и издательством «Проспект» по заказу Московского университета.
Лицензия ИД № 06236 от 09.11.01.
Изд. № РЕНТ-222. Подп. в печать 26.04.05.
Формат 60 х 88'/16. Бум. офсетная.
Гарнитура «Ньютон». Печать офсетная. Объем 28,42 усл. печ. л.
28,92 усл. кр.-отт. Тираж 3000 экз. Зак. № 5046.
ФГУП «Издательство «Высшая школа»,
127994, Москва, ГСП-4, Неглинная ул., 29/14.
Тел.: (095) 200-04-56,
http://www.v-shkola.ru. E-mail: info@v-shkola.ru
Отдел реализации: (095) 200-07-69, 200-31-47, факс: (095) 200-34-86.
E-mail: sales@v-shkola.ru
Отпечатано на ФГУП ордена «Знак Почета»
Смоленская областная типография им. В. И. Смирнова.
214000, г. Смоленск, пр-т им. Ю. Гагарина, 2.