ISSN  0032-180X

АКАДЕМИЯ  НАУК  СССР
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 ЖУРНАЛ  ОСНОВАН  В  1899  г. 	ВЫХОДИТ  12  РАЗ  В  ГОД
 №  1,  январь 	МОСКВА,  19811
 СОДЕРЖАНИЕ
 Почвоведение  к  XXVI  съезду  КПСС 		5
 Розанов  Б.  Г.  Обзор  деятельности  международных  организаций  в  области
 инвентаризации,  оценки,  охраны  и  рационального  использования  почв 	8
 Генезис  и  география  почв
 Ильичев  Б.  А  Отличительные  морфологические  признаки  палево-подзолистых
 почв 		 16
 Александровский  А  Л,  Овсянникова  Ж.  Г.  Палинологическое  иссле¬
дование  дерново-подзолистой  почвы  и  чернозема 	29
 Химия  почв
 Алиханова  О  И,  Зырянова  А  Н,  Ломов  С  П  Микроэлементы  в  поч¬
вах  Гиссарской  долины  и  прилегающих  горных  ландшафтов  . 	. 	40
 Физика  почв
 Рабочее  И.  С,  Рекс  Л.  М,  Пягай  Э.  Т.,  Якиревич  А.  М.  Применение
 модели  тепловлагопереноса  в  почвогрунтах  для  расчета  суммарного  водо-
потребления  сельскохозяйственных  культур  .... 	.... 	50
 Д  и  к  а  р  е  в  В.  Г.,  Лавров  С.  С.  Водно-физические  свойства  почвы  под  орошае¬
мыми  злаковыми  травостоями 	. 		60
 П  а  а  с  А.  Ю.  Изменения  физических  свойств  и  водного  режима  заболоченных
 песчаных  почв  при  осушении  и  освоении 	66
 Дмитриев  Е.  А,  Карпачевский  Л.  О,  Сапожников  П.  М.  Некоторые
физические  свойства  морфонов  и  морфологических  элементов  дерново-под¬
золистой  почвы 	75
 Плодородие  почв
 Щербаков  А.  П,  Штумпе  Г,  ГарцЙ.  Последействие  многолетнего  приме¬
нения  навоза  на  плодородие  почвы  и  урожай  сельскохозяйственных  культур  86
 Биология  почв
 Берестецкий  О.  А.,  Зубец  Т  П.  Влияние  сельскохозяйственных  культур  на
численность  микрофлоры  и  биологическую  активность  дерново-подзолистой
 почвы  ... 		94
 Узбек  И.  X.  Особенности  развития  корневых  систем  люцерны  и  эспарцета,
 возделываемых  на  рекультивируемых  почвах 	101
 Агрохимия  почв
 Носко  Б.  С.  Динамика  фракционного  состава  фосфатов  под  влиянием  удобре¬
ний  в  почвах  лесостепи  и  степи  УССР 	108  *(g)  Издательство  «Наука»,
«Почвоведение»,  1981  г.

Мелиорация  почв
 П  о  п  о  в  А.  А.,  Ч  е  р  в  о  н  е  ц  Н.  И.,  П  о  п  о  в  А.  Ал.  О  вторичном  осолонцеваиии  и
 содовом  засолении  хлоридных  солонцов  при  орошении 	11  &
 Зимовец  Б.  А.  Распределение  солей  в  почвах  солонцовых  комплексов.  . 	. 	126
 Дискуссии
 Соколов  И.  А.,  Градусов  Б.  П.  Особенности  автономного  почвообразования
 в  условиях  холодного  гумидного  климата 	136
 Методические  работы  и  краткие  сообщения
 Горбунов  Н.  И.,  Юдина  Л.  П.,  Зарубина  Т.  Г.  Скорость  нейтрализации
 кислот  почв  известью 	156
 Гамаюнов  Н.  И.,  Ильченко  Л.  И.,  СтотландД.  М.,  Сапожни-
 к  о  в  а  Н.  В.  Измерение  потенциала  почвенной  влаги  микротензиометром  . 	157
 |Бобков  В.  П./Исследование  кислотно-щелочных  процессов  в  почве  при  затоп*
 лении  (лабораторный  опыт) 	162
 Аракелян  Р.  Н.,  Никитин  Д.  И.  Динамика  развития  олиготрофных  бактерий
 в  у°блученной  почве 	169'
 Рецензии
 Петербургский  А.  В.,  Зайцев  В.  Н.  Рецензия  на  книгу  Н.  И.  Базиле¬
вич,  А.  А.  Титляновой,  В.  В.  Смирнова,  Л.  Е.  Родина,  Н.  Т.  Нечаевой,  Ф.  И.  Ле¬
вина  «Методы  изучения  биологического  круговорота  в  различных  природных
зонах»  	 176

ACADEMY  OF  SCIENCES  OF  THE  USSR
 POCHVOVEDENIE
 THE  JOURNAL  IS  FOUNDED  IN  1899 	MOSCOW
 №  1,  January 	1981
 CONTENTS
 Soil  Science  for  the  XXVI  CPSU  Congress 	 5
 Rozanov  B.  G.  A  Review  of  Current  Activity  of  International  Organizations  in
 the  Sphere  of  Inventarization,  Evaluation  and  Rational  Use  of  Soils  ... 	8
 Genesis  and  Geography  of  Soils
 Ilyichev  B.  A.  Distinctive  Morphological  Features  of  Paleo-Podzolic  Soils  . 	16
 Alexandrovsky  A.  L.,  Ovsyannikova  J.  G.  Palinological  Investigation
 of  Soddy-Podzolic  Soils  and  Chernozems 	29
 Soil  Chemistry
 Alikhanova  О.  I.,  Zyryanova  A.  NM  Lomov  S.  P.  Minor  Elements  in  Soils
 of  Gissarsky  Valley  and  Adjacent  Mountain  Landscapes 	40
 Soil  Physics
 Rabochev  I.  S.,  Reks  L.  M.,  P  у  a  g  a  i  E.  T.,  Y  a  к  i  r  e  v  i  c  h  A.  M.  Using  a
Model  of  Heat-Moisture  Transfer  in  Soils  for  the  Calculation  of  Total  Water
 Consumption  by  Crops 	50
 D  i  к  a  r  e  v  V.  G.,  Lavrov  S.  S.  Water-Physical  Properties  of  Soils  under  Irriga¬
ted  Cereal  Grass  Stands  . 		60
 P  a  a  s  A.  Yu.  The  Effect  of  Draining  and  Irrigation  on  Physical  Properties  and  Wa¬
ter  Regime  of  Peat  Sandy  Soils 	66
 Dmitriev  E.  A.,  Karpachevsky  L.  O.,  Sapozhnikov  P.  M.  Some  Phy¬
sical  Properties  of  Morphons  and  Morphological  Elements  of  Soddy-Podzolic
Soils 	75
 Soil  Fertility
 Shcherbakov  A.  P.,  Shtumpe  G.,  Gartz  I.  The  Residual  Effect  of  Farm
_  Manure  Many-Year  Application  of  Soil  Fertility  and  Crop  Yields  ... 	86
 Soil  Biology
 Berestetzky  O.  A.,  Zubetz  T.  P.  Effect  of  Crops  on  Microflora  Numbers  and
 Biological  Activity  of 	Soddy-Podzolic 	Soils 	94
 Uzbek  I.  Kh.  Development  of  Root  Systems  of  Lucerne  and  Sainfoin  Grown  on
 Recultivated  Soils 	101
 Agrochemistry  of  Soils
 N  о  s  к  о  В.  S.  Dynamics  of  Phosphate  Fractional  Composition  in  Soils  of  Ukrainian
 Forest  Steppe  and  Steppe 	under 	the 	Effect 	of  Fertilizers 	108
 Reclamation  of  Soils
 PopovA.  A.,  Chervonetz  N.  I.,  Popov  A.  A.  Secondary  Solonetzization  and
 Sodium  Carbonate  Salinization  of  Chloride  Solonetzes  under  Irrigation  .  . 	118
 ZimovetzB.  A.  Distribution  of  Salts  in  Soils  of  Solonetzic  Complexes  . 	.  . 	126  **

Discussions
 Sokolov  I.  A.,  Gradusov  В.  P.  Granuzemic  Soil  Formation 	136
 Methods  and  Short  Communications
 Gorbunov  N.  I.,  Yudina  L.  P.,  Zarubina  T.  G.  Neutralization  Rate  of
 Soil  Acids  by  Lime 	150
 Gamayunov  N.  I.,  Ilchenko  L.  I.,  Stotland  D.  M.,  Sapozhniko-
 v  a  N.  V.  Measuring  Soil  Moisture  Potential 	by  Means 	of 	Microtensiometer  . 	157
 |Bobkov  V.  P.|studying  Acid-Alkaline 	Processes 	in 	Soils 	under 	Flooding 	. 	162
 Arakelyan  R.  N.,  Nikitin  D.  I.  Dynamics  of  Olygotrophic  Bacteria  Develop¬
ment  in  a  y-Irradiated  Soil 	169
 Book  Review
 Peterburgsky  A.  V.,  Zaitzev  V.  N.  N.  I.  Bazilevich,  A.  A.  Titlyanova,
 V.  V.  Smirnov,  L.  E.  Rodin,  N.  T.  Nechaeva,  F.  I.  Levin.  «Methods  of  Studying
Biological  Turnover  in  Different  Natural  Zones.» 	173

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ  К  XXVI  СЪЕЗДУ  КПСС
 Почвоведение,  как  одна  из  фундаментальных  наук  современности,
призвано  решать  весьма  важные  научные  и  практические  задачи,  по¬
скольку  предметом  ее  изучения  являются  почвенные  ресурсы,  генезис
почв,  географические  закономерности  их  размещения  и  проблемы  рацио¬
нального  использования.
 Почвы  —  незаменимые  ресурсы  сельского  и  лесного  хозяйства,  жиз¬
ни  человека  и  его  благосостояния,  его  здоровья  —  поскольку  только  с
помощью  почв  может  быть  создан  тот  эстетический  облик  природы,  ко¬
торый  обеспечивает  наилучшие  ^цреационные  условия.
 Почвы  —  это  особые  тела,  создаваемые  природой  в  течение  многих
тысячелетий,  которые  могут  быть  разрушены  и  уничтожены  в  случае  не¬
правильного  ведения  хозяйственной  деятельности  человека  за  очень  ко¬
роткое  время.
 Искусственное  восстановление  ж-е  их  требует  огромных  затрат  и  зна¬
чительного  времени,  а  естественный  путь  их  возобновления  весьма  до¬
лог  и  не  может  обеспечить  возрастающие  потребности  человечества  в
продовольствии  и  техническом  сырье.
 Почва  —  необходимый  ресурс  земледелия,  животноводства,  лесного
хозяйства.  Почва  обеспечивает  охрану  вод,  атмосферы  и  др.  жизненно
важных  природных  ресурсов.  И  в  то  же  время  почва  сама  —  важнейший
природный  ресурс,  но  весьма  легко  ранимый  и  даже  полностью  уничто¬
жаемый  при  неправильном  использовании.
 Исходя  из  значимости  почвенных  ресурсов  в  народном  хозяйстве  со¬
ветское  почвоведение  к  XXVI  съезду  КПСС  выполнило  огромный  объем
исследований  для  обеспечения  сельского  хозяйства  данными  по  каче¬
ственному  и  количественному  учету  почвенных  ресурсов  страны.
 Научно-исследовательские  учреждения  МСХ  СССР  совместно  с  уч¬
реждениями  других  ведомств  и  почвоведами  землеустройства  разрабо¬
тали  и  внедрили  в  производство  классификацию  и  систематику  почв.
 Этим  они  обеспечили  выполнение  огромного  объема  детальных  поч¬
венно-съемочных  работ,  направленных  на  рациональное  использование
и  охрану  почвенных  ресурсов  страны.
 К  настоящему  времени  все  колхозы  и  совхозы  имеют  детальные  поч¬
венные  карты  и  агропроизводственную  характеристику  почв  их  терри¬
торий.
 Вся  площадь  пахотных  земель  —  227  млн.  га  охвачена  крупномасш¬
табными  почвенными  съемками:  почти  полностью  (95%  площади)  об¬
следованы  в  почвенном  и  ботаническом  отношении.  Завершены  анало¬
гичные  работы  на  пастбищных  площадях.  Для  всех  обследованных  пло¬
щадей  колхозов  и  совхозов  разработаны  рекомендации  по  повышению
плодородия  почв,  защите  и  борьбе  с  эрозионно-дефляционными  их  на¬
рушениями.
 По  специально  разработанным  программам,  методикам  и  инструк¬
циям  составляются  сводные  почвенные  карты  административных  райо¬
нов,  областей,  автономных  и  союзных  республик,  с  характеристикой
почв,  включающей  рациональное  их  использование  и  улучшение.
 5

Пройденный  крупный  этап  в  изучении  почвенных  ресурсов  сельско¬
го  хозяйства  трудно  переоценить,  так  как  помимо  прямого  использова¬
ния  данных  о  почвах  в  хозяйствах,  на  их  основе  разрабатывается  не
менее  важный  раздел  работ  —  качественная  оценка  земельных  фондов,
включающая  бонитировку  почв  и  их  экономическую  оценку  как  важ¬
нейшие  разделы  земельного  кадастра.  Начато  аналогичное  изучение
почвенного  покрова  лесного  фонда  страны,  где  предстоит  также  прове¬
сти  всестороннюю  оценку  почв  и  разработать  долговременную  програм¬
му  их  улучшения.
 Наконец,  начатое  изучение  почвенных  ресурсов  в  ближайшем  пяти¬
летии  должно  быть  продолжено,  так  как  за  время,  прошедшее  после
первого  изучения,  многие  материалы  устарели,  произошли  существен¬
ные  сдвиги  в  их  соотношении  и  характере  использования.
 Все  это  должно  быть  учтено  и  уточнено.  В  этой  работе  ожидается
большой  прогресс,  в  связи  с  возможностями  использования  аэрокосми¬
ческих  фотокарт  различного  масштаба.  Их  использование  может  уско¬
рить  и  повысить  качество  картирования  почвенного  покрова,  динамики
земельных  угодий,  эрозионных  и  др.  процессов  на  них.  Внедрение  этих
новых  прогрессивных  способов  картирования  почв  и  земельных  угодий
требует  переподготовки  специалистов  и  организации  новых  курсов  для
подготовки  соответствующих  кадров.
 Для  этого  имеются  все  условия,  так  как  за  прошедшие  годы  впер¬
вые  в  нашей  стране  был  создан  специальный  факультет  почвоведения
в  МГУ,  с  честью  выполняющий  свои  задачи  и  готовящий  высококвали¬
фицированные  кадры.
 Факультеты  агрохимии  и  почвоведения  во  многих  сельскохозяйст¬
венных  ВУЗах,  а  также  биолого-почвенные  и  географические  факуль¬
теты  в  ряде  Университетов  страны,  также  обеспечивают  кадрами  поч¬
воведов  сельского  и  лесного  хозяйства.
 За  последнее  время  расширилась  сеть  научно-исследовательских  поч¬
венных  и  агрохимических  учреждений  как  отраслевого,  так  и  региональ¬
ного  значения.  С  их  организацией  происходит  не  только  расширение,  но
и  углубление  исследований  особенностей  почв  и  закономерностей  их
распределения,  эрозионных  процессов,  мелиоративных,  микробиологи¬
ческих  и  других  сторон  рационального  освоения  почв  в  отраслевом  и
региональном  планах.
 Кроме  того,  научно-исследовательские  учреждения  успешно  работа¬
ют  над  решением  научно-методических  и  проблемных  вопросов.  Очень
много  сделано  по  проблеме  мелиоративно-ирригационного  освоения
почв  Европейской  части  и  Сибири  в  связи  с  намечающейся  переброской
вод  северных  рек  на  юг.  Внесен  не  меньший  вклад  почвоведами  и  агро¬
химиками  в  мелиоративное  освоение  земельных  ресурсов  Нечерноземья
и  в  решение  многих  других  проблем,  связанных  с  почвенными  ресурсами.
 Значительный  вклад  в  предсъездовский  период  внесли  и  вносят  на¬
учные  учреждения  и  кафедры  ВУЗов  публикацией  фундаментальных
исследований  по  отдельным  проблемам  и  вопросам,  имеющим  научно-
производственную  и  учебную  значимость.
 Все  это  создает  существенный  задел  для  решения  настоящих  и  буду¬
щих  проблем  изучения  и  рационального  освоения  почвенных  ресурсов.
 Этому  несомненно  будет  способствовать  и  форум  почвоведов,  кото¬
рый  соберется  на  свой  очередной  съезд  в  сентябре  1981  г.  в  Грузинской
ССР  (г.  Тбилиси).  Выбор  этого  региона  для  проведения  съезда  почво¬
ведов  обусловлен  тем,  что  почвенные  ресурсы  горных  территорий  еще
недостаточно  рационально  осваиваются  и  охраняются  от  развития  эро¬
зионных  и  других  неблагоприятных  процессов.  А  между  тем,  многие
горные  страны  Союза  обладают  уникальными  возможностями  выращи¬
вания  многих  ценных  субтропических  культур,  а  также  высокопродук¬
тивными  альпийскими  и  субальпийскими  пастбищами,  где  возможно
 6

создание  высокопроизводительной  сыродельной  и  мясной  промышлен¬
ности  и  т.  д.
 Обсуждению  этих  и  других  вопросов  рационального  освоения  и  вос¬
становления  почвенных  сельскохозяйственных  и  лесных  ресурсов  гор¬
ных  стран  и  будет  посвящен  съезд.
 Не  менее  важной  задачей  почвоведов  является  дальнейшее  совер¬
шенствование  классификации,  бонитировки  и  экономической  оценки
земли.  Работы  в  этих  направлениях  должны  быть  не  только  активизи¬
рованы,  но  и  подняты  на  более  высокую  научную  ступень  с  обращением
особого  внимания  на  охрану  почв  от  разрушений  и  загрязнения,  на  ра¬
циональное,  соответствующее  требованиям  высокопродуктивного  сель¬
скохозяйственного  производства,  соотношения  площадей  и  культур.
 Развитие  пастбищного  животноводства  связано  с  повышением  про¬
дуктивности  почв  летних  и  зимних  пастбищ.
 Еще  большее  значение  приобретает  мелиорация'и  особенно  иррига¬
ция.  Развитие,  последней  должно  строго  увязываться  с  наличием  есте¬
ственного  или  созданием  искусственного  дренажа,  обеспечивающего
эффективное  рассоление  почв.  Проблема  борьбы  с  засолением  почв  все
возрастает  в  связи  с  введением  в  действие  новых  орошаемых  массивов.
 Необходимо  в  глобальном  и  региональном  планах  подойти  к  када¬
стровой  оценке  возможного  орошения  земель  с  учетом  не  столько  тех¬
нических,  сколько  природных  и,  в  первую  очередь,  почвенных  ресурсов.
В  этой  связи  особого  внимания  заслуживает  контроль  и  оценка  влия¬
ния  орошения  на  черноземы.  Возможности  проявления  в  них  слитооб-
разования  обязывают  учитывать  это  неблагоприятное  явление  и  свое¬
временно  предупреждать  его.
 На  востоке  страны  проблемы  создания  местной  продовольственной
базы  в  районе  БАМа  и  борьба  с  неблагоприятными  последствиями,  про¬
являющимися  на  почвенных  ресурсах  также  должны  быть  предметом
пристального  внимания  и  изучения.
 В  районах  интенсивного  освоения  почвенных  ресурсов  вопросы  по¬
вышения  плодородия  почв,  охраны  их  от  загрязнения  и  улучшения  на¬
рушенных  эрозией  и  промышленностью  площадей  почв  выступают  на
первое  место  и  должны  быть  предметом  пристального  внимания  научных
и  производственных  организаций.
 Советское  почвоведение  постоянно  развивается,  углубляет  и  расши¬
ряет  свои  исследования.  Несомненно,  что  и  впредь  оно  будет  высоко  не¬
сти  знамя  передовой  советской  —  докучаевской  школы  и  выполнять  все
задания  партии  и  правительства.  ,
 Намечаемые  партией  новые  рубежи  в  деле  освоения,  охраны  и  улуч¬
шения  природных  ресурсов,  особенно  почвенных,  несомненно,  явятся
новым  важным  стимулом  в  работах  почвоведов  и  агрохимиков  и  они
все  свои  силы  направят  на  их  осуществление.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.4
 РОЗАНОВ  Б.  Г.
 ОБЗОР  ДЕЯТЕЛЬНОСТИ  МЕЖДУНАРОДНЫХ  ОРГАНИЗАЦИИ
В  ОБЛАСТИ  ИНВЕНТАРИЗАЦИИ,  ОЦЕНКИ,  ОХРАНЫ
И  РАЦИОНАЛЬНОГО  ИСПОЛЬЗОВАНИЯ  ПОЧВ
 Последние  годы  характеризуются  заметным  усилением  активности
различных  международных  организаций  как  в  системе  Организации
Объединенных  Наций,  так  и  вне  ее  в  области  инвентаризации,  оценки,
охраны  и  рационального  использования  почв.  Ряд  организаций  прово¬
дит  большие  работы  практического  характера  в  разных  странах  мира,
а  также  ведет'обобщающую  исследовательскую  работу  в  мировом  мас¬
штабе.
 Усиленный  международный  ^  интерес  последних  лет  к  проблеме  почв
связан  с  тремя  обстоятельствами.  Во-первых,  это  стремление  большого
числа  развивающихся  стран  Африки,  Азии  и  Латинской  Америки  орга¬
низовать  наиболее  рациональное  использование  своих  земельных  ресур¬
сов  на  базе  их  инвентаризации  и  оценки  в  целях  повышения  благосо¬
стояния  своих  народов  и  создания  национальной  экономики.  Вследствие
отсутствия  или  крайнего  недостатка  национальных  кадров  для  такой
большой  работы,  естественно,  главную  роль  в  этом  были  призваны  сы¬
грать  международные  организации  системы  ООН.
 Во-вторых,  существенную  роль  сыграло  растущее  беспокойство  ми¬
рового  сообщества  в  связи  с  приобретающими  все  большую  актуаль¬
ность  проблемами  продовольствия  и  связанным  с  ними  обнищанием
значительной  части  населения  мира.  По  данным  ФАО,  в  мире  сейчас
постоянно  голодает  не  менее  четверти  всего  населения,  т.  е.  более
1  млрд,  человек;  вероятно,  эта  оценка  занижена.  Большинство  стран
мира  ле  может  самостоятельно  обеспечить  продовольствием  свое  насе¬
ление.  Отсюда  усиленный  интерес  к  проблеме  рационального  использо¬
вания  почв  и  повышения  их  продуктивности.
 В-третьих,  не  менее  существенную  роль  сыграло  и  растущее  беспо¬
койство  по  поводу  продолжающегося  интенсивного  процесса  деграда¬
ции  и  потерь  продуктивных  почв.  По  существующим  оценкам,  в  мире
сейчас  ежегодно  теряется  5—7  млн.  га  пахотных  почв  в  результате  эро¬
зии,  засоления,  заболачивания  и  других  деградационных  процессов,  а
также  в  результате  отчуждения  земель  для  несельскохозяйственного
пользования.  Интенсивно  развивается  процесс  опустынивания  в  резуль¬
тате  уничтожения  природной  растительности,  перегрузки  пастбищ,  рас¬
пашки  легких  почв,  истощения  запасов  грунтовых  вод.
 Поэтому  вполне  целесообразно  осветить  основные  направления,  ре¬
зультаты  и  перспективы  международного  сотрудничества  по  проблеме
почв,  поскольку  о  них  нет  достаточной  информации  в  литературе,  хотя
советские  ученые  и  активно  участвуют  в  этой  работе.
 Среди  международных  организаций,  связанных  с  проблемой  почв,
особую  роль  играет  Организация  ООН  по  продовольствию  и  земледе¬
лию  (ФАО),  ведущая  работы  по  почвам  в  течение  последних  25  лет.
В  штаб-квартире  ФАО  в  Риме  работают  20  почвоведов  из  разных  стран
 8

мира  и  около  80  почвоведов  —  по  проектам  ФАО  в  различных  развива¬
ющихся  странах/Возглавляет  эти  работы  директор  отдела  развития  зе¬
мель  и  вод  д-р  Р.  Дюдаль,  хорошо  известный  советским  почвоведам  по
многочисленным  международным  совещаниям  и  конференциям.
 В  работе  ФАО  по  почвам  выделяются  четыре  главных  направления:
картирование  почвенных  ресурсов,  оценка  земель,  изучение  потенциаль-J
ной  продуктивности  почв  и  их  рационального  использования,  охрана
почв  и  управление  почвенным  плодородием.
 В  области  картирования  почв  ФАО  оказывает  большую  помощь  раз¬
вивающимся  странам  по  составлению  почвенных  карт  разных  масшта¬
бов  как  для  отдельных  проектов  развития  земледелия,  так  и  для  терри¬
тории  в  целом.  В  штаб-квартире  ФАО  собрана  и  постоянно  пополняет¬
ся  уникальная  коллекция  почвенных  карт  разных  стран  мира,  сопро¬
вождаемых  соответствующими  пояснительными  записками,  отчетами,
публикациями.  Главное  достижение  ФАО  в  области  картирования
почв  —  создание  и  опубликование  совместно  с  ЮНЕСКО  почвенной
карты  мира  в  масштабе  1:5000  000.
 Работа  над  почвенной  картой  мира  начата  ФАО  по  инициативе  Меж¬
дународного  общества  почвоведов  (МОП)  в  1960  г.  и  закончена  в
1979  г.  Карта  опубликована  на  J9  листах,  включая  лист  легенды,  и  со¬
провождена  десятью  томами  пояснительного  текста  к  соответствующим
листам1.  В  легенде  к  почвенной  карте  мира  показаны  133  картографи¬
чески^  единицы  (примерно  соответствующие  советской  концепции  ти¬
пов  почвой  26  групп  типов  почв.  На  карте  выделено  более  5000  различ-
ных  почвенных  ассоциаций.  Главной  трудностью  при  составлении  этой
международной"  карты  было  согласование  легенды  и  определений  почв,
на  что  ушло  более  10  лет  интенсивных  научных  дискуссий.  Дискуссия
по  этим  вопросам  была  в  свое  время  развернута  и  в  ж.  «Почвоведение»
[1—5].  Предварительная  оценка  этой  карты  также  дана  советскими
почвоведами  [6,  7].  Необходимо  подчеркнуть,  что  успешному  заверше¬
нию  этой  фундаментальной  работы  способствовало  и  активное  участие
в  ней  советских  почвоведов: 	В.  Р.  Волобуева,  И.  П.  Герасимова,
 М.  А.  Глазовской,  С.  В.  Зонна,  В.  А.  Ковды,  Е.  В.  Лобовой,  Б.  Г.  Роза¬
нова,  Н.  Н.  Розова,  Е.  Н.  Рудневой,  И.  А.  Соколова,  В.  А.  Таргульяна,
И.  В.  Тюрина,  В.  М.  Фридланда.
 Предполагается  проводить  периодическое  обновление  этой  карты  по
мере  получения  новых  материалов,  а  также  совершенствование  ее  ле¬
генды.  На  базе  опубликованной  карты  ФАО  проведена  оценка  почвен¬
ных  ресурсов  мира  с  учетом  площадей  распространения  разных  почв.
 Международное  сотрудничество  при  составлении  почвенной  карты
мира  особенно  ярко  выявило  две  существенные  теоретические  пробле¬
мы  почвоведения,  которые  до  сих  пор  остаются  дискуссионными  в  ми¬
ровом  масштабе.  Во-первых,  это  проблема  принципов  картирования
почв:  что  должно  быть  показано  в  первую  очередь  на  почвенной  карте
среднего  и  мелкого  масштаба  —  преобладающие  почвы  (советская  шко¬
ла)  или  природные  ассоциации  почв  (западные  школы)?  Во-вторых,  это
проблема  классификации  почв  и  связанной  с  нею  легенды  к  почвенным
картам: 	что  должно  быть  положено  в  основу  классификации  почв  —
 свойства  почв,  их  география,  их  генезис  и  эволюция?  Созданная  между¬
народными  усилиями  карта  ФАО  пока  является  компромиссной  в  этом
отношении.
 На  базе  почвенной  карты  мира  ФАО  сейчас  предприняла  ряд  новых
крупных  проектов.  Среди  них  особенно  выделяется  работа  по  созданию
методологии  количественной  оценки  деградации  почв  и  соответствую¬
щих  картографических  материалов.  На  первом  этапе  составлены  карты  11  Карта  и  пояснительный  текст  могут  быть  приобретены  через  соответствующие  ка¬
налы  распространения  изданий  ФАО  и  ЮНЕСКО
 9

деградации  почв  Северной  Африки  и  Передней  Азии  в  масштабе
1:5  000  000.  Решено  создавать  две  серии  карт:  карты  потенциальной
опасности  (деградируемости  почв)  и  карты  современной  деградации
почв  с  показом  интенсивности  деградационных  процессов  (например,
эрозия  почв  в  г/га/год;  засоление  почв  в  rfeafeod;  потери  гумуса  в
т/га/год;  осолонцевание  почв  в  мг-экв/год  и  т.  п.).  В  качестве  главных
деградационных  процессов  выделяются  плоскостная  и  струйчатая  вод¬
ная  эрозия,  овражная  водная  эрозия,  оползневая  и  селевая  водная  эро¬
зия,  дефляция,  ветровая  аккумуляция  продуктов  дефляции,  заболачива¬
ние,  затопление,  засоление,  осолонцевание,  потери  гумуса,  подкисление,
потери  питательных  веществ,  токсикация,  заиливание,  слитизация,  це¬
ментация  внутрипочвенных  горизонтов  [8].
 Для  количественной  оценки  каждого  из  перечисленных  деградаци¬
онных  процессов  разработана  соответствующая  методология.  Так,  на¬
пример,  оценка  почвенной  эрозии  ведется  по  универсальному  уравне¬
нию  потери  почв
 А  =  RKLSCP,
 где  А  —  потеря  почвы  в  г/га/год,  R  —  фактор  эрозионной  силы  климата,
К—фактор  эродируемости  почвы,  L  и  S  —  факторы  топографии,  С  —
фактор  растительности  и  Р  —  фактор  обработки.  Для  каждого  из  этих
факторов  даются  определенные  методы  и  номограммы  расчета.
 Советским  почвоведам,  вероятно,  целесообразно  испытать  предла¬
гаемые  ФАО  подходы  и  методы  в  наших  условиях  и  дать  им  соответст¬
вующую  оценку.
 Деятельность  ФАО  по  оценке  почв  включает  разнообразные  полевые
проекты  в  развивающихся  странах  и  методическую  работу  в  междуна-
 ?одном  масштабе.  Рекомендуемая  методология  опубликована  в  1976  г.
9].  Сейчас  разрабатываются  международные  руководства  по  проведе¬
нию  почвенно-оценочных  работ,  в  которых  будут  определены  критерии
и  критические  параметры  использования  различных  почв  в  тех  или  иных
целях.  В  1980  г.  предполагается  подготовить  руководство  по  оценке  почв
для  целей  богарного  земледелия,  а  позднее  —  для  орошаемого  земледе¬
лия,  лесоводства  и  пастбищного  хозяйства.  К  этой  деятельности  примы¬
кает  тесно  и  работа  по  охране  почв,  поскольку  оценка  почв  и  рекомен¬
дации  по  их  рациональному  использованию  предполагают  долговремен¬
ное  использование  почвы  без  ее  деградации.
 Еще  один  крупный  проект  ФАО  на  базе  почвенной  карты  мира  —  это
программа  исследований  по  агроэкологическим  зонам,  осуществляемых
на  первом  этапе  для  Африки.  В  рамках  этого  проекта  предполагается
дать  в  первом  приближении  оценку  потенциальной  продуктивности  поч¬
венного  покрова  земного  шара,  разделенного  для  этой  цели  на  ряд  аг-
роэкологических  зон  в  отношении  к  определенным  сельскохозяйствен¬
ным  культурам  в  богарном  земледелии.  Некоторые  аспекты  методоло¬
гии  этой  рдботы  доложены  Р.  Дюдалем  на  XI  Международном  конгрес¬
се  почвоведов  в  Эдмонтоне  [10].  В  основе  методологии  лежит  исполь¬
зование  компьютера  для  сопоставления  детальных  данных  по  климату
и  почвам  (с  почвенной  карты  мира)  с  данными  по  урожайности  различ¬
ных  культур  в  тех  или  иных  условиях,  средней  фактической  и  потенци¬
ально  возможной  при  том  или  ином  техническом  уровне  земледелия.
Имея  площади  тех  или  иных  почв,  можно  таким  путем  рассчитать  мак¬
симальную  возможную  продукцию  с  определенной  территории,  страны,
региона,  континента.  Сопоставление  таких  расчетных  потенциальных
возможностей  для  ряда  стран  Африки  при  определенных  условиях  тех¬
нологии  (обработка,  удобрения  и  т.  д.)  с  прогнозными  данными  роста
населения  к  концу  столетия  привело  к  пессимистическим  выводам  о  не¬
способности  этих  стран  прокормить  свое  прогрессивно  растущее  насе¬
ление.
 10

Много  можно  сделать  критических  замечаний  по  существу  методо¬
логии  этого  проекта,  особенно  с  точки  зрения  обоснованности  прогноз¬
ных  расчетов.  В  то  же  время  есть  основания  и  для  тщательного  изуче¬
ния  материалов  проекта,  его  методологии  и  результатов,  особенно  с  точ¬
ки  зрения  участия  советских  ученых  в  международной  деятельности  по
прогнозированию  использования  земельных  ресурсов  и  оценке  их  по¬
тенциальной  продуктивности.  Нет  необходимости  говорить  о  важности
этой  работы  на  современном  этапе,  имея  в  виду  ее  различные  аспекты,
включая  политические.  Что  же  касается  использования  мирового  опыта
оценки  потенциальной  продуктивности  почв,  то  он  имеет  важное  значе¬
ние  и  для  нашей  страны.  .
 Что  касается  работ  ФАО  по  охране  почв  и  управлению  почвенным
плодородием,  то  они  имеют  исключительно  практическую  направлен¬
ность  и  сейчас  ведутся  специалистами  ФАО  в  8  странах  Азии,  15  стра¬
нах  Африки  и  10  странах  Латинской  Америки.  В  их  основе  лежит  кон¬
цепция  о  комплексном  использовании  земельных  и  водных  ресурсов  на
базе  оценки  потенциальной  продуктивности  почв  и  пригодности  почв
для  разных  видов  сельскохозяйственного  использования.  Эти  работы
включают  мелиорацию  деградированных  почв.  Особое  внимание  уделя¬
ется  распространению  имеющихся  знаний  через  публикации  и  курсы
повышения  квалификации.
 В  целом  ФАО  является  в  настоящее  время  лидирующей  междуна¬
родной  организацией  в  области  практической  деятельности  по  почвам,
осуществляя  ряд  крупных  международных  проектов,  в  которых  участ¬
вует  большое  количество  почвоведов  из  разных  стран  мира.
 Существенное  внимание  почвам  уделяется  и  в  работе  ЮНЕСКО.
Здесь  особенно  следует  отметить  многочисленные  научные  публикации,
такие,  как  многотомная  серия  «Исследования  по  засушливым  землям»,
«Международный  справочник  по  ирригации  и  дренажу»,  многие  публи¬
кации  в  рамках  программы  «Человек  и  биосфера».  Большинство  работ
в  настоящее  время  ЮНЕСКО  ведет  совместно  с  ФАО,  участвуя,  в  част¬
ности,  в  описанных  выше  проектах,  многие  из  которых  идут  под  объеди¬
ненными  титулом  ФАО/ЮНЕСКО.
 Из  других  международных  организаций,  ведущих  большую  работу
по  почвам,  заслуживают  упоминания  ВМО  —  Всемирная  метеорологи¬
ческая  организация  в  Женеве  (вопросы  водного  режима  и  баланса
почв),  ВОЗ  —  Всемирная  организация  здравоохранения  в  Женеве  (во¬
просы  санитарного  почвоведения),  МАГАТЭ  —  Международное  агенство
по  атомной  энергии  в  Вене  (использование  изотопных  методов  в  почво¬
ведении  и  растениеводстве),  ИКРИСАТ  —  Международный  исследова¬
тельский  институт  сельскохозяйственных  культур  полузасущливых  тро¬
пиков  в  Хайдерабаде,  Индия  (вопросы  обработки  почв  и  удобрений),
АКСАД  —  Арабский  центр  исследований  засушливых  зон  в  Дамаске,
Сирия  (классификация  и  генезис  почв  пустынь  и  полупустынь,  вопросы
их  использования  в  земледелии  и  пастбищном  хозяйстве,  ирригация  зе¬
мель)  ,  ИИАТ  —  Международный  институт  тропического  земледелия  в
Ибадане,  Нигерия  (генезис  и  классификация  тропических  почв,  повы¬
шение  плодородия,  борьба  с  эрозией).  ИФИАС  —  Международная  ас¬
социация  институтов  прогрессивных  исследований  (социально-экономи¬
ческие  аспекты  использования  земельных  ресурсов),  СКОПЕ  —  Науч¬
ный  совет  по  проблемам  окружающей  среды  (вопросы  круговорота  ве¬
ществ  в  биосфере),  Международный  почвенный  музей  в  Вагенингене,
Голландия  (создание  реферативной  коллекции  почв  мира),  МИПСА  —
Международный  институт  прикладного  системного  анализа  в  Лаксен-
бурге,  Австрия  (моделирование  почвенных  и  биосферных  процессов).
 Мы  не  обсуждаем  здесь  работу  Международного  общества  почвове¬
дов,  направленную  на  разработку  теоретических  проблем  почвоведения,
поскольку  она  заслуживает  специального  обзора.  Однако  необходимо
 /
 11

подчеркнуть,  что  МОП  активно  участвует  в  работе  многих  международ¬
ных  организаций,  включая  перечисленные.
 Существенную  роль  в  решении  международных  проблем  в  последнее
время  стала  играть  Программа  ООН  по  окружающей  среде  (ЮНЕП),
которая  в  соответствии  с  данным  ей  Генеральной  Ассамблеей  ООН  ман¬
датом  призвана  координировать  и  катализировать  все  работы  различ¬
ных  организаций  системы  ООН,  направленные  на  охрану  и  улучшение
окружающей  среды  и  рациональное  использование  природных  ресурсов
в  интересах  всего  человечества,  что  включает,  естественно,  проблемы
охраны  и  использования  почвенного  покрова  планеты.
 Главные  направления  деятельности  ЮНЕП  в  области  почв  опреде¬
лены  решениями  Всемирной  конференции  по  окружающей  среде,  состо¬
явшейся  в  1972  г.  в  Стокгольме,  и  последующими  решениями  Совета
управляющих,  состоящего  из  представителей  правительств  52  стран  ми¬
ра,  список  которых  периодически  утверждается  Генеральной  Ассамбле¬
ей  ООН  (СССР  является  постоянным  членом  Совета  управляющих
ЮНЕП).
 В  основу  деятельности  ЮНЕП  по  почвам  положена  концепция  о  том,
что  «почва  является  основой  производства  продовольствия  и  обеспечи¬
вает  продуктивность  всех  тех  экосистем,  составной  частью  которых  она
сама  является.  Деятельность  в  этой  области  должна  быть  направлена
на  предотвращение  дальнейшей  деградации  почв  и  восстановление  или
улучшение  почв,  разрушенных  в  результате  их  неправильной  обработ¬
ки.  Необходимо  также  уделять  все  больше  внимания  восстановлению
или  повышению  плодородия  почв  с  помощью  методов,  которые  не  вы¬
зывают  загрязнения  среды  и  не  требуют  много  энергии»  [11,  стр.  3].
В  конкретной  деятельности  ЮНЕП  по  почвам  на  1982  г.  намечена  цель:
«Достижение  конкретных  результатов  в  осуществлении  Плана  действий
по  борьбе  с  опустыниванием,  коренное  осуществление  в  глобальном
масштабе  программы  лесонасаждений,  издание  руководящих  принци¬
пов  для  принятия  мер  против  деградации  почв,  выполнение  глобальных
экспериментальных  и  демонстрационных  проектов  в  области  рациональ¬
ного  использования  земельных  и  водных  ресурсов»  [11,  стр.  5].
 Конкретная  деятельность  ЮНЕП  по  почвам  складывается,  с  одной
стороны,  из  поддержки,  включая  финансовую,  соответствующих  гло¬
бальных  проектов  различных  организаций  системы  ООН  (например,
проект  ФАО  по  деградации  почв),  а  с  другой  —  из  организации  некото¬
рых  собственных  проектов  или  проектов  в  сотрудничестве  с  другими,
организациями.  Наиболее  крупные  проекты  ЮНЕП  по  почвам:  1)  ре¬
культивация  нарушенных  земель  —  рекультивация  карьерных  вырабо¬
ток  в  Индонезии,  Малайзии  и  Таиланде;  проблемы  угольных  карье¬
ров  —  международный  симпозиум  в  Польше  в  1978  г.;  2)  исследование
влияния  смешанных  посевов  на  плодородие  тропических  почв  совмест¬
но  с  Международным  институтом  тропического  земледелия  в  Нигерии;
3)  поддержка  проекта  ФАО  по  деградации  почв;  4)  организация  в
СССР  курсов  повышения  квалификации  специалистов  развивающихся
стран  по  закреплению  песков,  мелиорации  засоленных  почв  и  управле¬
нию  пастбищами;  5)  организация  курсов  по  закреплению  песков  в  Ки¬
тае;  6)  программа  исследований  по  использованию  технологии  ком¬
плексного  управления  почвенным  плодородием;  7)  поддержка  проекта
ИФИАС  «Спасите  наши  почвы»;  8)  количественная  оценка  и  картиро¬
вание  процессов  опустынивания;  9)  комплексный  проект  (совместно  с
ФАО  и  ЮНЕСКО)  по  освоению  засушливых  территорий  на  примере
Кении,  Туниса  и  Судана;  10)  разработка  программы  комплексного  аг-
роиндустриального  регионального  развития  засушливых  территорий
(проект  осуществляется  СССР  в  кооперации  с  рядом  развивающихся
стран  Азии,  Африки  и  Латинской  Америки;  ведущее  учреждение  —  Ин¬
ститут  географии  АН  СССР);  11)  организация  мониторинга  опустыни¬
 12

вания  в  ряде  стран  Латинской  Америки  (Аргентина,  Боливия,  Перу,
Чили)  и  Юго-Западной  Азии  (Афганистан,  Индия,  Иран,  Пакистан);
12)  рационализация  пастбищного  хозяйства  в  Судано-Сахельской  зоне
Африки;  13)  рационализация  использования  регионального  водоносно¬
го  подземного  бассейна  Северо-Восточной  Африки.
 Ряд  перечисленных  проектов  представляет  особенно  большой  инте¬
рес  вследствие  их  глобального  значения.
 О  проекте  ФАО  по  деградации  почв  уже  говорилось  выше.  Близко
к  нему  примыкает  инициированный  ЮНЕП  проект  по  количественной
оценке  и  картированию  процессов  опустынивания,  который  начат  в
1979  г.  и  будет  осуществляться  также  ФАО.  Директором  проекта  назна¬
чен  болгарский  почвовед  Т.  Бояджиев,  главным  консультантом  —  аме¬
риканец  Г.  Дрегне.  В  консультативной  группе  проекта  предполагается
участие  и  ряда  советских  почвоведов.  В  задачу  проекта  входит  разра¬
ботка  методологии  выделения  индикаторов  опустынивания,  как  природ¬
ных,  так  и  социальных,  их  количественной  оценки,  картирования  и  мо¬
ниторинга,  оценки  интенсивности  процессов  и  прогнозирования.  В  тече¬
ние  1980  г.  предполагалось  разработать  и  утвердить  на  международном
совещании  первое  приближение  методики,  затем  проверить  методоло¬
гию  в  ряде  заинтересованных  стран  в  разных  масштабах  (ферма,  хо¬
зяйство,  район,  провинция,  страна)  и  в  конечном  итоге  опубликовать
для  международного  использования  после  окончательного  согласова¬
ния  и  доработки. 	*
 Несомненно  большой  интерес  представляет  проект  ЮНЕП/ИФИАС
под  кодовым  названием  «Спасите  наши  почвы»,  разработанный  на  базе
рекомендаций  Самаркандского  (1976  г.)  международного  симпозиума
по  проблеме  земельных  ресурсов  мира,  проведенного  по  инициативе
В.  А.  Ковды.  В  результате  проекта  должен  быть  дан  ответ  на  весьма
важный,  может  быть,  кардинальный  вопрос:  почему  так  мало  в  миро¬
вом  масштабе  применяются  уже  известные  технологии  охраны  почв  и
почвозащитные  системы  земледелия?  Главное  внимание  проекта  будет
сосредоточено  на  социально-экономических  аспектах  проблемы:  какие
социальные  и  экономические  факторы  препятствуют  или,  наоборот,  бла¬
гоприятствуют  широкому  внедрению  мероприятий  по  охране  и  мелио¬
рации  почв.  Естественно,  советским  почвоведам  есть  что  сказать  по  это¬
му  поводу.
 Это  хорошо  продемонстрировал  международный  симпозиум  в  Сочи,
проведенный  в  мае  1980  г.  Центром  международных  проектов  Совет¬
ской  комиссии  по  делам  ЮНЕП  при  ГКНТ  СССР  совместно  с  ИФИАС.
Советские  ученые  на  этом  симпозиуме  показали  преимущества  социа¬
листической  системы  в  деле  охраны  почв,  особенно  на  фоне  того  поло¬
жения,  что  главным  препятствием  широкому  развитию  охраны  почв  в
мире  служат  малая  экономическая  эффективность  почвоохранных  ме¬
роприятий  и  малые  размеры  крестьянских  наделов  в  большинстве  стран
мира,  как  заключили  участники  симпозиума.  Симпозиум  специально
отметил,  что  изучение  опыта  СССР  в  этом  отношении  будет  иметь  гло¬
бальное  значение,  особенно  в  связи  с  остро  стоящим  вопросом  о  земель¬
ных  реформах.  Решено  на  первом  этапе  сосредоточить  усилия  на  вопро¬
сах  эрозии  и  дефляции  почв,  а  также  истощения  почв.
 Советские  ученые  должны  будут  на  ряде  конкретных  исследований
показать  опыт  организации  и  результаты  в  социально-экономическом
плане  охраны  почв  и  борьбы  с  эрозионными  процессами.  Эта  работа  бу¬
дет  иметь  для  советских  почвоведов  и  более  широкое  внутреннее  зна¬
чение.  Предстоит  оценить  эти  работы  на  нашей  территории  и  их  эконо¬
мический  и  биосферный  эффект,  имея  в  виду,  что  значительная  часть
пахотных  почв  СССР  серьезно  поражена  эрозионными  и  дефляционны¬
ми  процессами.  Для  нас  социально-экономические  факторы  также  иг¬
рают  существенную  роль,  а  следовательно,  нуждаются  в  очень  серьез¬
 13

ном  изучении.  Известно,  что  в  СССР  борьба  с  эрозией  почв  ведется
весьма  интенсивно,  с  государственным  размахом  на  площади  в  миллио¬
ны  гектаров.  Но  что  мешает  защитить  от  эрозии  каждое  поле,  что  нуж¬
но  сделать,  чтобы  сохранить  и  улучшить  все  земли?  Только  ли  это  во¬
прос  бюджета?  Почвоведам  и  экономистам-аграрникам  есть  здесь  над.
чем  подумать.
 В  связи  с  вопросом  о  деградации,  загрязнении  и  потерях  почв  весь¬
ма  остро  встал  вопрос  о  разработке  Всемирной  почвенной  хартии  и  Все¬
мирной  почвенной  политики,  имея  в  виду  то  главное  положение,  ЧТО'
почва,  земля  является  в  рамках  суверенитета  каждой  независимой  стра¬
ны  всемирным  достоянием  человечества,  обеспечивающим  жизнь  на  пла¬
нете  и  функционирование  биосферы  в  целом.
 Всемирная  конференция  по  продовольствию,  организованная  ООН  в-
1974  г.,  в  числе  других  рекомендаций  предложила  ФАО  разработать  в
ближайшие  годы  Всемирную  почвенную  хартию,  где  было  бы  определе¬
но  отношение  человека  к  почве  в  глобальном  масштабе  и  определены
основы  международного  права  в  этой  области.  Однако  ФАО  до  сих  пор
не  смогла  разработать  даже  основы  такого  документа  для  предвари¬
тельного  обсуждения  экспертов.  В  1979  г.  по  инициативе  ЮНЕП  дело-
сдвинулось  с  мертвой  точки.  Сейчас  этот  документ  разрабатывается,  и
надо  надеяться,  что  в  ближайшем  будущем  он  будет  представлен  на
обсуждение  международной  общественности  и  прежде  всего  специалис-
тов-почвоведов.
 Будучи  особенно  обеспокоенным  интенсивным  процессом  деградации
и  потерь  почв  в  развивающихся  странах,  Совет  управляющих  ЮНЕП
на  7-й  сессии  в  1978  г.  вынес  решение  о  разработке  основ  Всемирной
почвенной  политики.  Этот  документ  после  одобрения  и  утверждения  Ге¬
неральной  Ассамблеей  ООН  будет  передан  правительствам  в  качестве
международных  рекомендаций  по  охране,  оценке  и  рациональному  ис¬
пользованию  почв  в  рамках  национального  суверенитета  стран  мира.
 В  качестве  первого  шага  на  пути  разработки  этого  документа  в  мар¬
те  1980  г.  было  проведено  международное  рабочее  совещание  экспертов-
в  штаб-квартире  ФАО  в  Риме,  организованное  ЮНЕП  [12].  Для  об¬
суждения  был  представлен  проект  Всемирной  почвенной  политики,  со¬
держащий  следующие  разделы:
 1. 	Ответственность  человечества  за  землю,  воду  и  растительность^
 2. 	Роль  почвы  в  сельскохозяйственном  производстве.
 3. 	Почвенные  ресурсы  и  продуктивность  почв.
 4. 	Экономика  мелиорации  земли  и  улучшения  почвы.
 5. 	Необходимость  усиления  картирования  и  оценки  почв.
 6. 	Анализ  картин  использования  земли  и  систем  земледелия.
 7. 	Основание  международной  системы  мониторинга  почв  и  земель¬
ных  ресурсов.
 8. 	Международные  правовые  аспекты  охраны  почв  и  земель.
 9. 	Международный  план  действий  по  управлению  почвами  и  охра¬
не  почв.
 На  совещании  была  высказана  мысль  о  том,  что  международный
план  действий  по  почвам  должен  быть  основан  на  тех  же  принципах  и.
принят  так  же,  как  Всемирный  план  действий  по  борьбе  с  опустынива¬
нием,  принятый  конференцией  ООН  в  1977  г.  и  утвержденный  Генераль¬
ной  Ассамблеей  ООН.  На  совещании  было  принято  несколько  рекомен¬
даций  общего  характера:
 а) 	о  целесообразности  регулярных  совещаний  представителей  меж¬
дународных  организаций  с  экспертами  в  целях  координации  деятель¬
ности  по  почвам  в  глобальном  масштабе;
 б) 	о  целесообразности  основания  Международного  консультативно¬
го  совета  по  управлению  земельными  ресурсами  в  рамках  ООН;
 в) 	о  необходимости  разработать  основы  Всемирной  почвенной  по¬
литики,  которая  исходила  бы  из  того,  что:  наличные  почвенные  ресур-
 14

сы  ограничены  и  не  должны  подвергаться  деградации  или  разрушению,
а  существование  человека  зависит  от  их  длительной  продуктивности;
решения  по  использованию  почв  и  управлению  ими  должны  соответст¬
вовать  экологическим  характеристикам  почв  и  их  среды;
 *  г)  о  необходимости  разработки  плана  действий  по  практическому
осуществлению  почвенной  политики,  который  четко  определил  бы  дей¬
ствия  и  ответственность  на  национальном  уровне  и  роль  международ¬
ных  организаций  и  институтов;
 д)  о  необходимости  разработки  унифицированной  классификации
почв.
 Второе  совещание  по  этому  вопросу  было  намечено  провести  в  кон¬
це  1980  г.,  на  котором  предполагалось  обсудить  переработанный  с  уче¬
том  сделанных  рекомендаций  проект  документа.  Представляется,  что
опыт  СССР,  где  уже  разработаны  и  приняты  в  качестве  государствен¬
ного  закона  «Основы  земельного  законодательства  СССР»,  должен  быть
широко  использован  в  этой  работе.
 Наконец,  еще  одно  международное  рабочее  совещание,  посвященное
принципам  разработки  унифицированной  классификации  почв,  также
было  организовано  по  инициативе  ЮНЕП  в  мае  1980  г.  в  Софии.  Поч¬
воведов  Советского  Союза  на  нем  представляли  И.  П.  Герасимов,
В.  А.  Ковда  и  В.  М.  Фридланд.  На  этом  совещании  была  достигнута  до¬
говоренность  об  организации  международного  проекта,  финансируемо¬
го  ЮНЕП,  в  рамках  которого  в  течение  ряда  лет  будут  проведены  рабо¬
ты  по  корреляции  существующих  классификационных  систем  разных
стран  и  научных  школ  мира.
 В  заключение  этого  очень  краткого  и  неполного  обзора  необходимо
отметить,  что  международными  организациями,  особенно  в  системе
ООН,  проводится  очень  большая  работа  по  почвам.  Вероятно,  было  бы
весьма  полезно  обсудить  ее  на  одном,  может  быть,  ближайшем  из  меж¬
дународных  конгрессов  почвоведов  с  целью  привлечения  внимания  уче¬
ных  к  некоторым  важным  аспектам  современного  почвоведения  и  его
практического  применения.
 Представляется  также  целесообразным  обсуждение  Всесоюзным  об¬
ществом  почвоведов,  скажем,  на  делегатском  съезде  в  Тбилиси  в  1981  г.г
задач  советских  почвоведов  в  свете  текущей  деятельности  международ¬
ных  организаций  в  области  инвентаризации,  оценки,  охраны  и  рацио¬
нального  использования  почв.
 Литература  1 111. 	Герасимов  И.  П.  Почвенная  карта  мира  и  научные  вопросы,  с  нею  связанные.
Почвоведение,  1966,  №  4.
 2. 	Герасимов  Я.  Я.  Ревизия  генетических  основ  докучаевского  почвоведения  в  новой
американской  классификации  почв  и  в  работах  по  составлению  мировой  почвенной
карты.  Почвоведение,  1969,  №  9.
 3. 	Ковда  В.  А.  Действительно  ли  современные  почвы  не  имеют  истории?  Почвоведе¬
ние,  1969,  №  6.
 4. 	Ковда  В.  А.,  Лобова  Е.  В.,  Розанов  Б.  Г.  Проблема  классификации  почв  мира.
Почвоведение,  1967,  №  7.
 5. 	Ковда  В.  А.,  Розанов  Б.  Г.  Международный  проект  ФАО/ЮНЕСКО  по  составле¬
нию  почвенной  карты  мира.  Почвоведение,  1970,  JST?  2.
 6. 	Розанов  Б.  Г.  Почвенный  покров  земного  шара  М.:  Изд-во  МГУ,  1977.
 7. 	Розов  Я.  Я.,  Строганова  М.  Я.  Почвенный  покров  мира.  М.:  Изд-во  МГУ,  1979.
 8. 	FAO.  Assessing  Soil  Degradation.  FAO  Soils  Bui.  №  34.  FAO,  Rome,  1977.
 9. 	FAO.  A  framework  for  land  evaluation.  FAO  Soils  Bui.  №  32.  FAO,  Rome,  1976.
 10. 	Dudal  R.  Land  Resources  for  Agricultural  Development.  11th  Intern.  Congr.  Soil
Sci.,  1978,  v.  2.  Plenary  Session  Papers.
 11. 	United  Nations  Environment  Programme.  UNEP,  Nairobi,  1979.
 12. 	UNEP,  Report  of  the  Expert  Meeting  on  Soils  Policy,  Rome,  4—6  March  1980.
UNEP/WG.40/3,1  April  1980.
 Факультет  почвоведения 	Поступила  в  редакцию
 МГУ 	27.V.1980
 15

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 ГЕНЕЗИС  И  ГЕОГРАФИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.48
 Б.  А.  ИЛЬИЧЕВ
 ОТЛИЧИТЕЛЬНЫЕ  МОРФОЛОГИЧЕСКИЕ  ПРИЗНАКИ
ПАЛЕВО-ПОДЗОЛИСТЫХ  ПОЧВ
 Приведены  морфологические  признаки,  по  которым  палево-подзоли¬
стые  почвы  четко  отделяются  от  дерново-подзолистых.  На  их  основе  вы¬
делены  3  разности  палево-подзолистых  почв,  собственно  палево-подзоли¬
стые,  палево-подзолистые  с  отбеленным  горизонтом,  палево-подзолистые
с  подподстилочным  оподзоливанием.  Указывается  их  значение  в  генети¬
ческой  трактовке  профиля  изучаемых  почв.
 За  последние  20  лет  представления  о  почвах  с  подзолистым  горизон¬
том  не  только  расширились,  но  и  значительно  усложнились,  что  приве¬
ло  к  возникновению  широкой  дискуссии  по  проблеме  их  генезиса.  Хотя
концепция  кислотного  гидролиза  продолжает  сохранять  господствую¬
щее  положение,  появилось  огромное  количество  работ,  где  для  южной
части  подзолистой  зоны  это  классическое  положение  подвергается  сом¬
нению.
 В  этой  связи  представляет  интерес  исследование  каждой  морфоло¬
гически  отличной  разности  подзолистых  почв,  выделяющейся  в  качест¬
ве  самостоятельной  таксономической  единицы  на  основе  устойчивых
морфологических  и  химических  признаков,  экологических  особенностей
и  представлений  о  генезисе.  Важной  задачей  является  поиск  новых  мор¬
фологических  диагностических  признаков  через  углубление  представ¬
лений  об  организации  генетических  горизонтов,  что  необходимо  при
большой  морфологической  схожести  почвенных  профилей  отдельных
разностей.
 Предметом  предлагаемого  исследования  являются  палево-подзоли¬
стые  почвы,  широко  распространенные  в  лесотаежной  зоне  Европейской
территории  СССР,  особенно  в  ее  западной  части.  Но  почвы  западных
регионов  ЕТС  (Белоруссии,  Прибалтийских  республик)  в  настоящей
работе  не  рассматриваются.  Палево-подзолистые  почвы  центральных
лесотаежных  областей  очень  долго  не  привлекали  внимания  исследова¬
телей  как  специфическое  генетическое  образование  или  компоненты
почвенного  покрова,  хотя  по  всем  признакам  они  являются  аналогами
своих  западных  вариантов.
 По  строению  почвенного  профиля  и  химическим  свойствам  они  весь¬
ма  схожи  с  дерново-подзолистыми  и  подзолистыми  суглинистыми  поч¬
вами.  Их  основным  морфологическим  признаком  служит  буровато-па¬
левая  окраска  облегченной  части  профиля  [2].  Белесый  горизонт  отсут¬
ствует  или  залегает  под  буровато-палевым  горизонтом.
 Развиваясь  в  самом  тесном  соседстве  с  дерново-подзолистыми  и  под¬
золистыми  почвами,  они  на  протяжении  многих  лет  не  привлекали  вни¬
мания  исследователей.  Этим  почвам  посвящено  относительно  неболь¬
шое  число  региональных  работ,  и  достаточно  разработанного  представ-
 16

ления  о  путях  их  формирования  нет.  Так,  Зоин  [6],  приведя  убедитель¬
ную  аргументацию,  показал,  что  по  комплексу  морфологических  и  хи¬
мических  свойств  палево-подзолистые  почвы  не  соответствуют  своему
названию,  поскольку.  имеют  в  профиле  в  лучшем  случае  ослабленные
подзолистые  тона  и  обладают  рядом  химических  свойств,  исключаю¬
щих  интенсивное  участие  кислотного  гидролиза  в  их  генезисе.  Ранее
[5]  он  рассмотрел  их  в  качестве  члена  генетического  ряда  активной
трансформации  бурых  лесных  почв  в  зональные  дерново-подзолистые
со  снижением  запаса  минеральных  ресурсов  и  назвал  буро-псевдопод-
золистыми.
 Благодаря  идентичности  большинства  морфологических  признаков
палево-подзолистых  и  дерново-подзолистых  почв  их  разделение  дли¬
тельное  время  проводилось  весьма  немногими  исследователями.  Обе
почвы  имеют  однотипно  дифференцированные  профили  и  почти  одина¬
ковые  набор  и  расположение  генетических  горизонтов.  Целью  нашего
исследования  является  выделение  таких  морфологических  свойств  изу¬
ченных  почв,  которые  позволят  отделить  их  от  дерново-подзолистых  и
тем  самым  смогут  корректировать  разработку  гипотезы  их  генезиса.
 Подробное  морфологическое  описание  дерново-палево-подзолистой
почвы  на  покровном  суглинке  уже  проведено  Таргульяном  с  соавт.  [21].
Однако  следует  заметить,  что  в  указанной  публикации  почва  с  палевым
горизонтом  не  только  не  противопоставляется  дерново-подзолистой,  но
ее  свойства  экстраполируются  на  последнюю  в  стремлении  охарактери¬
зовать  ведущие  свойства  дерново-подзолистых  почв  южной  тайги.
 Приводимое  описание  морфологии  палево-подзолистых  почв  опира¬
ется  на  исследование  многочисленных  почвенных  профилей  в  централь¬
ных  областях  России  (Московской,  Калужской,  Владимирской,  Ярос¬
лавской  и  др.)  и  на  Северо-Западе  ЕТС  (Новгородская  обл.).  Это  ис¬
следование  позволило  выделить  внутри  общности  палево-подзолистых
почв  (здесь  мы  сохраняем  это  традиционное  название)  три  разности:
собственно  палево-подзолистые  почвы,  палево-подзолистые  почвы  с  от¬
беленным  горизонтом  и  палево-подзолистые  почвы  с  отбеленным  гори¬
зонтом  и  подподстилочным  оподзоливанием.
 В  настоящей  работе  рассмотрены  почвы  вышеуказанных  районов
ЕТС,  развитые  на  покровных  суглинках  и  двучленных  наносах  с  бога¬
той  кроющей  супесью,  подстилаемой  моренным  суглинком.  Палево¬
подзолистые  почвы  занимают  наиболее  дренируемые  участки  рельефа
с  мезоморфными  местообитаниями.  Наиболее  типичными  из  мало  нару¬
шенных  человеком  растительных  ассоциаций  для  этих  почв  являются
ельники-кисличники.
 Приведем  погоризонтный  анализ  профиля  изучаемых  почв.
 Горизонт  0.  Как  правило,  его  мощность  невелика  и  достигает  1—
2  см,  редко  превышая  3  см  даже  в  еловых  лесах  с  высокой  полнотой
древостоев.  Наблюдается  слабое  деление  горизонта  на  подгоризонты,  а
иногда  такое  деление  отсутствует.  Первый  случай  характерен  для  ель¬
ников,  когда  в  составе  гор.  0  можно  выделить  подгоризонты  01  из  све¬
жего  опада  и  02,  представляющий  уплотненную  массу  опада  в  различ¬
ной  степени  разложения  с  преобладанием  слабо  измененных  раститель¬
ных  остатков.  В  случае  примеси  лиственных  пород  —  дуба  и  березы  —
такого  разделения  часто  провести  нельзя,  так  как  подстилка  не  только
маломощна,  но  и  весьма  рыхла.  Данные  о  маломощности  подстилки
палево-подзолистых  почв  можно  найти  в  работах  ряда  исследователей,
не  обращавших  внимание  на  присутствие  палевого  горизонта,  но  отме¬
чавших  его  в  описаниях.
 Малая  мощность  подстилки  и  частое  отсутствие  слоя  сильно  разло¬
жившихся  растительных  остатков  позволяют  предположить,  что  в  пале¬
во-подзолистых  почвах  происходит  ее  более  интенсивное  разложение,
чем  в  дерново-подзолистых.  22  Почвоведение,  №  1
 17

Горизонт  А1  (А1А2).  Органоаккумулятивный  горизонт  в  сугли¬
нистых  палево-подзолистых  почвах  еловых  лесов  выражен  в  виде  тон¬
кой  темно-серой  полосы  мощностью  до  1  см,  иногда  фрагментарно.
В  супесчаных  почвах  он  имеет  большую  мощность,  достигающую  7—
8  см.  В  нем  заметны  частицы  грубого  гумуса,  которые  можно  удалить
потоком  воздуха  из  достаточно  сухой  супесчаной  почвы.  Структура  го¬
ризонта  мелко-  и  среднекомковатая,  быстро  теряющая  прочность  при
переходе  от  суглинков  к  супесям.
 В  этом  горизонте  может  развиваться  подподстилочное  оподзолива-
ние.  Четко  выраженного  подподстилочного  белесого  гор.  А2  в  изучае¬
мых  почвах  мы  не  наблюдали.  Обычно  это  оподзоливание  индицируется
по  появлению  ясной  седоватости  в  окраске  горизонта  и  сильной  отбелен-
ности  крупных  зерен  кварца  и  полевых  шпатов.  В  суглинистых  палево¬
подзолистых  почвах  указанный  горизонт  несет  цветовые  признаки
гор.  Al,  А2  и  Bf.  В  супесчаных  почвах  он  имеет  белесовато-сероватые
тона.
 Малая  мощность  серого  гумусового  горизонта  позволяет  предполо¬
жить  слабое  образование  темноокрашенных  гумусовых  кислот.  Увели¬
чение  его  мощности  обусловливается  образованием  темных  гуминовых
кислот  in  situ  при  увеличении  биомассы  и  глубины  проникновения  тра¬
вянистых  корней  в  связи  с  задернением  поверхности  на  вырубках  и  под
вторичными  лиственными  лесами.
 Горизонт  Bf,  окрашенный  в  бурые  тона,  является  морфологиче-
ски-диагностическим  в  изучаемых  почвах.  Поэтому  под  названием  пале¬
во-подзолистых  почв  объединяются  почвы  с  доминирующими  бурыми
тонами  в  окраске  гор.  Bf,  хорошо  заметными  при  беглом  осмотре  про¬
филя.  С  облегчением  механического  состава  минеральной  массы  гори¬
зонта  бурые  тона  усиливаются.  Это  связано  не  только  с  особенностями
трансформации  и  миграции  органического  вещества  и  полуторных  окис¬
лов  в  легких  почвах,  но  и  с  увеличением  мощности  органожелезистых
и  гидроокисных  кутан  на  зернах  минеральной  массы  при  уменьшении
ее  удельной  поверхности  в  2—5  раз  [9].
 При  мезо-  и  микроморфологическом  исследовании  хорошо  заметно
буровато-палевое  покрытие  поверхности  кварцевых  и  палево-шпатовых
зерен  скелета.  Его  толщина  достигает  0,02  мм.  В  шлифах  гор.  Bf  сугли¬
нистых  почв  наблюдается  примесь  бурого  органического  вещества  и  гид¬
роокисей  железа  в  изотропной  плазме.  Ожелезненные  пленки  на  зернах
скелета  гор.  Bf  палево-подзолистых  почв,  развитых  на  двучленных  на¬
носах,  отмечались  неоднократно  [4,  8,  13,  17].
 В  палево-подзолистых  почвах  на  суглинках  гор.  Bf  часто  имеет  пла¬
стинчатую  структуру,  наиболее  четко  выраженную  в  почвах  с  гор.  А2
под  палево-окрашенным  гор.  Bf.  При  отсутствии  гор.  А2  появляется
комковатость.  Ослабление  пластинчатости  и  нарастание  комковатости
происходит  с  облегчением  механического  состава  почвенной  массы  го¬
ризонта.  Мощность  горизонта,  как  правило,  достаточно  устойчива  для
пород  различного  механического  состава.  Глубина  его  нижней  границы
на  суглинках  колеблется  около  20—25  см,  на  моренных  суглинках  и  су¬
песях—  около  35—40  см.
 В  отличие  от  гор.  А2  дерново-подзолистых  почв  палевый  горизонт
биологически  активен.  В  нем  сосредоточивается  основная  масса  древес¬
ных  корней,  количество  ходов  дождевых  червей  достигает  6—8  на  1  дм2,
а  масса  горизонта  иногда  может  почти  нацело  состоять  из  копролитов
(последнее  под  насаждениями  с  участием  дуба).
 Для  обозначения  палевого  горизонта  изученных  почв  употребляют¬
ся  индексы:  Апал  и  АЗ,  по-видимому,  для  выделения  еще  одного  морфо¬
логически  отличного  горизонта  в  облегченной  части  текстурно-диффе¬
ренцированного  профиля  [11,  20];  В'  или  В1,  указывающие  на  иллюви¬
альную  и  в  некоторых  случаях,  например  с  богатой  кроющей  супесью,
 18

на  метаморфическую  природу  этого  горизонта  [17—19  и  др.],  A2f,  ука¬
зывающий  на  железистую  прокраску  горизонта,  структурно-организован¬
ного  по  типу  гор.  А2  [16].
 Отчетливо  понимая  относительность  сущностного  толкования  индек¬
сов  почвенных  горизонтов,  мы  предлагаем  обозначать  палевый  горизонт
индексом  Bf.  Представляется,  что  первые  два  индекса  (Апал  и  АЗ)  без¬
личны  и  указывают  лишь  на  приуроченность  горизонта  к  верхней  части
профиля.  Индекс  АЗ  часто  употребляется  в  зарубежной  литературе  для
обозначения  сероокрашенных  гумусовых  горизонтов,  которые  никак  не
назовешь  палевыми.  Индексы  В'  и  В1  столь  же  безличны  в  системе  ил¬
лювиальных  горизонтов,  и  профиль  палево-подзолистой  почвы,  пред¬
ставленный  перечнем  индексов  генетических  горизонтов,  в  этом  случае
не  имеет  присущей  ему  специфики.  Индекс  А2  не  отражает  иллювиаль¬
ного  происхождения  горизонта.  Вместе  с  тем  палевый  горизонт  даже
на  суглинистых  породах  не  всегда  имеет  организацию  (пластинчатость,
листоватость)  гор.  А2.
 Индекс  Bf  достаточно  ясно  показывает  генетическую  сущность  ис¬
следуемого  горизонта  с  палевой  или  буровато-палевой  окраской  —  окра¬
шивание  иллювиирующимися  соединениями  железа.  Он  не  нов  и  в  дан¬
ном  случае  отражает  тот  же  процесс,  что  и  на  его  привычном  месте  в
профилях  других  почв.  Можно  возразить,  что  гор.  Bf  выделяется  на  лег¬
ких  породах,  а  морфологический  (цветовой)  облик  палевого  горизонта
не  соответствует  связанному  с  данным  индексом  стереотипу.  Это  так,
но  при  переходе  от  песчано-щебнистых  пород  к  суглинистым  нельзя  ожи¬
дать  сохранения  облика  горизонта,  образуемого  сенсорными  к  измене¬
нию  механического  состава  субстрата  процессами.
 Можно  найти  и  морфологическое  подтверждение  генетической  иден¬
тичности  палевых  горизонтов  на  различных  по  механическому  составу
субстратах.  Так,  мы  наблюдали  палево-подзолистую  почву  с  отбелен¬
ным  горизонтом,  развитую  в  водораздельных  условиях  на  трехчленном
наносе.  Палевый  горизонт  находился  в  двух  верхних  наносах  —  сугли¬
нистом  и  супесчаном.  При  этом  его  суглинистый  верх  имел  присущую
суглинистым  гор.  Bf  буровато-палевую  окраску,  а  супесчаный  низ  —
охристый  оттенок,  свойственный  легким  иллювиально-железистым  го¬
ризонтам.  Никаких  проявлений  глея  на  контакте  слоев  не  замечено.
 Горизонт  А2  отсутствует  только  в  профиле  собственно  палево¬
подзолистых  почв.  В  двух  других  разностях  он  развивается  под  гор.  Bf
и  от  гор.  А2  дерново-подзолистых  почв  не  отличается.  Структура  гори¬
зонта  плитчатая.  Верхняя  сторона  плиток  несет  осветленную  по  срав¬
нению  с  центральной  частью  педа  скелетану  —  песчаную  или  песчани¬
сто-пылеватую  «кровлю»,  а  нижняя  окрашена  в  бурые  тона  и  более  тя¬
жела  по  механическому  составу.  Подобное  различие  верхних  и  нижних
сторон  пластинчатых  педов  наблюдается  и  в  переходном  гор.  BfA2,  а
иногда  и  в  гор.  Bf  суглинистых  почв.  Осветление  верхних  и  потемнение
нижних  сторон  пластинчатых  педов  гор.  А2  палево-подзолистых  почв
часто  менее  интенсивны,  чем  в  том  же  горизонте  дерново-подзолистых
почв.
 В  палево-подзолистых  почвах  без  отбеленного  гор.  А2  и  оподзолен-
ного  гор.  А1А2  верхняя  и  нижняя  поверхности  педов  гор.  Bf,  если  он
имеет  горизонтальную  делимость,  практически  не  различаются.  В  усло¬
виях  повышенного  увлажнения,  сопровождающегося  появлением  отбе¬
ленного  горизонта,  намечается  различие,  заключающееся  в  присутствии/
на  верхней  грани  педа  хорошо  заметной  пылеватой  кровли,  имеющей
более  светлую  окраску,  хотя  и  в  этом  случае  зерна  кварца  и  полевого
шпата  покрыты  желтоватой  пленкой  и  непрозрачны.
 Наибольшего  значения  цветовое  различие  достигает  в  почвах  с  под¬
подстилочным  оподзоливанием.  Здесь  верхние  грани  педов  гор.  Bf,  BfA2,
А2,  А2В  несут  осветленный,  близкий  к  белесому  слой  присыпки.  Ниж-
 2*
 19

няя  имеет  светло-бурый  или  бурый  цвет  и  хорошо  выраженную  тонкую
гидроокисную  пленку.  Это  явление  можно  объяснить  увеличением  ко¬
личества  минеральных  и  органо-минеральных  соединений,  образующих¬
ся  при  кислотном  гидролизе  первичных  и  вторичных  алюмосиликатов  и
мигрирующих  сквозь  толщу  горизонтов.  Подобные  различия  наряду  с
набором  горизонтов  являются  морфологическим  признаком,  индициру¬
ющим  количество  водно-растворимых  красящих  '  железоорганических
агентов,  а  вместе  с  тем  и  степень  увлажнения  профиля.
 Горизонт  А2В  суглинистых  палево-подзолистых  почв  с  отбелен¬
ным  гор.  А2  не  имеет  морфологических  отличий  от  того  же  горизонта
дерново-подзолистых  почв.  Переходный  гор.  BfBl  в  собственно  палево¬
подзолистой  суглинистой  почве  не  образует  языков,  его  нижняя  и  верх¬
няя  границы  волнисты  и  лишь  в  понижениях  над  границей  Bf  В1—В1
появляются  белесовато-палевые  осветленные  пятна,  возможно,  на  месте
будущих  (?)  языков  и  устьевых  зон  магистральных  трещин.
 Горизонт  А2В  изученных  почв,  развитых  на  двучленных  наносах
с  легкой  супесчаной  верхней  толщей,  достаточно  богатой  первичными
минералами,  состоит  из  бурых  и  белесых  участков.  Первые  принимают¬
ся  за  останцы  иллювиального  горизонта,  образующиеся  при  росте
гор.  А2.  Разрушение  останцев  весьма  заметно  в  суглинистых  дерново-
подзолистых  почвах,  где  они  имеют  округлую  форму,  резкие  границы  и
«плавают»  в  ярко  отбеленной  вмещающей  массе.
 В  рассматриваемом  горизонте  почв  на  двучленном  наносе  указан¬
ной  стратификации  останцы  имеют  диффузную  границу  с  вмещающей
массой  и  вытянуты  по  гор.  на  3—5  см.  При  препарировании  их  под  би-
нокуляром  можно  заметить,  что  все  промежуточные  поры  сплошь  выст¬
ланы  бурой  глянцевитой  кутаной.  Это  создает  впечатление  сплошного
пропитывания  глиной  скелета,  имеющего  организацию  гор.  А2,  что  под¬
тверждается  присутствием  в  останцах  горизонтально  вытянутых  линз
кремнеземистой  присыпки  толщиной  до  1  мм  и  ее  точечных  скоплений,
которые  можно  принять  за  сохранившиеся  участки  пылеватой  кровли
листоватых  педов.  Подобная  особенность  организации  останцев  резко
исчезает  в  гор.  В1.
 Естественно  предположить,  что  разрушающиеся  останцы  обеднены
илистой  фракцией  и  полуторными  окислами  по  сравнению  с  иллювиаль¬
ным  горизонтом,  частью  которого  онй  являлись.  В  табл.  1  представлен
состав  останцев  и  иллювиальных  горизонтов  палево-подзолистой  почвы
с  отбеленным  горизонтом  и  подподстилочным  оподзоливанием,  развитой
на  супеси,  подстилаемой  моренным  суглинком.  Образцы  отобраны  в
верхней  пологой  части  склона  моренного  холма  в  Валдайском  р-не  Нов¬
городской  обл.  Подобное  сравнение  показывает  не  обеднение  останцев
тонкодисперсными  фракциями,  железом  и  алюминием,  а  несомненное
их  обогащение  по  отношению  ко  внутрипедной  массе  иллювиальных  го¬
ризонтов  и  их  общим  образцам.
 Факт  повышенного  содержания  R203  в  валовом  составе  останцев  и
накопления  больших  количеств  потечной  глины  в  нижней  части  элюви¬
ального  горизонта  палево-подзолистой  почвы  на  двучленном  наносе  с
легким  верхним  членом  отмечался  рядом  исследователей  [4,  7,  10,  13].
 Следовательно,  мы  имеем  дело  с  формированием  неоиллювиального
горизонта,  выступающего  в  качестве  собственно  иллювиального  для
верхнего  супесчаного  члена.  На  возможность  формирования  слоя  неоил-
лювия  указывал  Понагайбо  [15],  относивший  уже  сформированный  ил¬
лювиальный  горизонт  с  затеками  по  трещинам  к  фазе  первичной  поч¬
вы,  под  чем  подразумевается  геологическая  или  палеопочвенная  диф¬
ференциация  почвообразующей  породы.
 Условия  образования  подобного  горизонта  определяются  двумя  фак¬
торами.  Во-первых,  верхняя  часть  почвенного  профиля  должна  обладать
резервом  интенсивно  выветривающихся  первичных  минералов,  которые
 20

Таблица  1
 Содержание  ила,  физической  глины  и  некоторых  окислов  в  горизонтах  А2В  и  II  Bt
палево-подзолистой  почвы  на  двучленном  наносе
 Горизонт  и  глубина,  см
 Фракции  механическо¬
го  состава,  %
 Валовой  состав,  %  от  прокаленной
навески
 <0,01  мм
 <0,001  мм
 S10*
 F  е2Оэ
 AIfOs
 А2В  общая  масса
 35-45
 24
 15
 82,2
 2,9
 9,9
 «останцы»
 34
 23
 78,2
 3,7
 13,7
 IIB1  общая  масса
 45-55
 33
 22
 78,8
 3,5
 11,3
 внутрипедная  масса
 29
 18
 80,5
 3,3
 11,7
 IIB2  общая  масса
 70—80
 30
 19
 80,3
 3,1
 10,8
 внутрипедная  масса
 29
 18
 81,0
 2,9
 11,5
 служат  источником  глинистого  материала,  образующего  неоиллюви-
альный  горизонт.  В  данном  случае  почвообразующей  породой  служит
красно-бурая  морена,  содержащая  валуны  различного  петрографиче¬
ского  состава  и  их  обломки,  являющиеся  таким  источником.  Характер¬
но,  что  палево-подзолистые  почвы  на  покровных  суглинках  —  породах,
не  способных  к  интенсивному  оглиниванию,  подобного  горизонта  не
имеют.
 Во-вторых,  неоиллювиальный  горизонт  не  образуется  в  почвах  с  хо¬
рошо  выраженным  гор.  А2,  т.  е.  в  почвах  с  повышенным  увлажнением
верхней  части  профиля.  Здесь  может  наблюдаться  деградация  глини¬
стых  минералов  под  действием  кислотного  гидролиза  или  ферролиза
как  в  толще  самого  иллювиального  горизонта,  так  и  в  зоне  гор.  А2В,
представляющего  в  этом  случае  разрушающийся  гор.  Bt.  Так,  Иванов¬
ский  [7]  отмечает,  что  указанное  накопление  потечной  глины  в  дерно¬
во-подзолистых  почвах  в  противоположность  палево-подзолистым  от¬
сутствует.
 Горизонт  Bt.  Отличие  иллювиального  горизонта  палево-подзоли¬
стых  почв  от  иллювиального  горизонта  дерново-подзолистых  почв  —  худ¬
шая  оструктуренность  гор.  Bt  —  отмечено  еще  Афанасьевым  [2].  Эта
особенность  наблюдалась  нами  во  многих  разрезах  изученных  почв  на
покровном  суглинке  с  интенсивной  палево-бурой  окраской  гор.  Bf.
В  этом  случае  обязательной  чертой  профиля  является  отсутствие  гор.  А2.
 Нельзя  сказать,  что  ослабление  оструктуренности  охватывает  весь
иллювиальный  горизонт,  наиболее  ярко  оно  проявляется  только  в  гор.  В1
и  В2.  Однако  его  толща  вплоть  до  гор.  С  может  иметь  более  яркие  ко¬
ричневато-бурые  тона,  чем  расположенные  рядом  разрезы  или  участки
профиля  того  же  разреза,  имеющие  гор.  А2.  В  данном  случае  минераль¬
ная  масса  имеет  не  ореховатую  или  призматично-ореховатую  структу¬
ру,  а  с  легкостью  рассыпается  на  мелкие  до  2—2,5  мм  ореховато-угло-
ватые  педы.  Последние  не  имеют  глинистых  кутан  и  обладают  малой
твердостью.  С  появлением  гор.  А2  гор.  Bt  приобретает  характерную  оре¬
ховатую  или  призматично-ореховатую  структуру.
 Другой  особенностью  палево-подзолистых  почв  является  слабое  раз¬
витие  глинистых  кутан  на  педах  гор.  Bt.  Особенно  ярко  это  проявляется
в  почвах  на  покровных  суглинках,  не  имеющих  гор.  А2.  Педы  гор.  В1  не
несут  глинистого  покрытия,  а  педы  нижележащих  горизонтов  хотя  его
и  имеют,  но  на  них  оно  более  слабое,  чем  даже  на  других  участках  того
же  профиля  с  гор.  А2.  В  почвах  на  двучленных  наносах  с  облегченным
верхним  членом  слабое  развитие  глинистых  кутан  на  поверхности  ле¬
дов  наблюдается  во  всей  толще  иллювиального  горизонта.  Они  покры¬
вают  лишь  боковые  поверхности  педов  и  настолько  тонки,  что  сквозь  них
хорошо  просматривается  рельеф  минеральных  зерен  внутрипедной
массы.
 2!

В  почтах  на  покровных  суглинках  это,  вероятно,  связано  с  меньшим
по  сравнению  с  дерново-подзолистыми  почвами  выносом  глины  и  ила
из  верхней  части  профиля.  В  почвах  на  двучленных  наносах  малый  ре¬
зерв  тонкодисперсного  материала  в  верхней  толще  может  усугубляться
его  закреплением  в  верхнем  неоиллювиальном  горизонте.  Палево-под¬
золистые  и  дерново-подзолистые  почвы  на  покровном  суглинке  различа¬
ются  по  степени  разработанности  магистральных  трещин  (рисунок)  и
их  кутанному  выстиланию.  В  изученных  почвах  без  гор.  А2  магистраль¬
ные  трещины  развиты  наиболее  слабо.  Они  имеют  ширину  2—3  мм  и  бе-
 //• 	б
 ПИК
 Схематическое  изображение  степени  разработанности  магистральных  трещин  в  палево¬
подзолистых  и  дерново-подзолистых  почвах
 А  —  почвы  на  покровном  суглинке,  Б  —  почвы  на  двучленном  наносе,  а  —  собственно
палево-подзолистая  почва,  б  —  палево-подзолистая  почва  с  отбеленным  горизонтом,
в  —  палево-подзолистая  почва  с  отбеленным  горизонтом  и  подподстилочным  оподзоли-
ванием,  г  —  дерново-подзолистая  почва.  Горизонты: 	1  —  0,  2  —  А1,  3  —  А1А2,
 4  —  Bf,  5  —  А2,  6  —  А2В  или  BfBl,  7  —  Bt,  8  —  магистральные  трещины
 рут  начало  в  нижней  части  гор.  В1  при  слиянии  более  мелких  трещин.
Их  стенки  выстланы  глинистой  кутаной  мощностью  около  1  мм  в  верх¬
ней  и  1,5  мм  в  нижней  части  гор.  Bt.
 Палево-подзолистые  почвы  с  отбеленным  горизонтом  имеют  более
развитые  магистральные  трещины  с  усложненным  строением  внутритре-
щинной  массы.  Строение  трещин  этих  почв  подробно  описано  Таргулья-
ном  с  соавт.  [21].  Они  берут  начало  в  языковой  зоне  гор.  А2В  и  часто
служат  продолжением  языка  переходного  горизонта,  внедряющегося  в
толщу  гор.  Bt.  В  гор.  В1  они  имеют  ширину  около  2  см  и  заполнены  пы¬
леватым  осветленным  материалом  и  останцами  гор.  Bt.  В  гор.  В2  и  ВЗ
стенки  трещин  выстланы  глинистыми  кутанами  явно  натечного  проис¬
хождения,  количество  осветленного  пылеватого  материала  уменьшает¬
ся.  Ширина  трещин  сужается  до  1—0,5  см.  Ниже,  с  глубины  около  2  м
трещины  сужаются  до  4—5  мм  и  кроме  глинистых  кутан  несут  желези¬
сто-гумусовые,  железисто-марганцовистые  и  осветленные,  иногда  огле-
енные  пылеватые  и  пылевато-глинистые  кутаны.
 Мы  наблюдали  незначительное  число  профилей  палево-подзолистых
почв  с  отбеленным  горизонтом  и  подподстилочным  оподзоливанием,  что¬
бы  говорить  о  своеобразии  строения  трещин  и  их  заполнения,  прису¬
щих  именно  этой  разности.  Можно  только  сказать,  что,  по  нашему  мне¬
нию,  существенных  отличий  в  указанных  свойствах  между  этой  и  выше¬
описанной  разностями  палево-подзолистых  почв  не  наблюдается.
 Магистральные  трещины  в  горизонте  IIBt  палево-подзолистых  почв
с  отбеленным  горизонтом  и  подподстилочным  оподзоливанием,  разви¬
 22

тых  на  подстилаемом  моренным  суглинком  супесчаном  насосе,  разрабо¬
таны  значительно  слабее,  чем  в  почвах  с  аналогичным  набором  гори¬
зонтов  на  покровном  суглинке.  В  значительной  степени  это  отражает
слабую  сенсорность  нижней  более  тяжелой  толщи  подобным  образом
стратифицированных  наносов  к  широкому  разнообразию  состояний
почвообразующих  факторов  вообще.  Здесь  часть  трещин  может  служить
продолжением  языков  переходного  гор.  А2В.  Однако  большее  их  число
берет  начало  в  нижней  части  гор.  В1  или  верхней  части  гор.  В2  и  слу¬
жит  продолжением  сливающихся  более  мелких  трещин,  практически
•межпедных.  Толщина  их  не  превышает  3  мм.  Стенки  трещин  выстланы
однородными  бурыми  глинистыми  кутанами,  мощность  которых  быстро
уменьшается  практически  до  нуля  в  гор.  ВС.
 В  отличие  от  палево-подзолистых  почв  на  покровных  суглинках  ма¬
гистральные  трещины  в  дерново-подзолистых  почвах  на  тех  же  породах
имеют  большую  толщину,  более  сложные  конфигурацию  и  заполнение.
Эти  трещины  всегда  являются  продолжением  языка  или  кармана,  обра¬
зованного  гор.  А2В  в  иллювиальном  гор.  Bt.  В  верхней  подъязыковой
части  трещина  имеет  ширину  около  2  см,  на  глубине  1  м—0,5—1  см,  на
глубине  2—2.,5  м  она  сужается  до  2—3  м  и  не  меняет  ширины  до  под¬
стилающей  породы.  До  зоны  максимального  сужения  (2—2,5  м)  основ¬
ным  компонентом  внутритрещинной  массы  является  отбеленный  пыле¬
ватый  материал,  аналогичный  кремнеземистой  присыпке.
 До  глубины  около  1  м  глинистые  кутаны  на  стенках  трещин  встре¬
чаются  фрагментарно,  ниже  они  не  только  выстилают  стенки  трещин,
но  встречаются  внутри  осветленного  материала,  что  указывает  на  пе¬
риодичность  миграции  по  трещинам  материала  различного  механиче¬
ского  состава.  Наиболее  узкая  часть  трещин  заполнена,  как  правило,
бурой  глинистой  кутаной,  хотя  и  в  этой  зоне  середина  трещины  может
содержать  осветленный  пылеватый  материал.  Иногда  можно  видеть,
как  на  этой  глубине  тонкопесчаная  частица  ввиду  своего  большого  раз¬
мера  застревает  между  покрытыми  глинистой  кутаной  стенками  трещи¬
ны.  Подобные  факты  указывают  на  возможность  перемещения  по  тре¬
щинам  не  только  глинистого,  но  и  более  крупного  материала.  Это  об¬
стоятельство  уже  нашло  отражение  в  литературе  [21].
 Весьма  существенной  особенностью  магистральных  трещин  дерново-
подзолистых  почв  является  наличие  в  них  четочных  расширений  различ¬
ной,  уменьшающейся  сверху  вниз  ширины.  Если  до  глубины  1  м  их  ши¬
рина  может  достигать  10—12см  (при  ширине  трещин  2см),  то  на  2-мм
она  постепенно  сужается  до  2—5  см.  Ниже  подобные  расширения  исче¬
зают.  Часто,  особенно  в  местах  расширений,  где  глинистая  кутана  от¬
сутствует,  наблюдается  сильное  обесцвечивание  притрещинной  массы,
и  переход  от  внутритрещинной  массы  к  межтрещинной  приобретает  диф¬
фузный  характер.  Ширина  обесцвеченной  зоны  до  глубины  1  м  дости¬
гает  5  см,  во  2-м  м—  1—3  см.  Глужбе  это  явление  исчезает.
 Такая  разработанность  магистральных  трещин  иллювиального  гори¬
зонта  дерново-подзолистой  почвы,  сложное  строение  внутритрещинной
массы,  активное  воздействие  трещин  на  прилегающие  к  ним  области
межтрещинной  массы  говорят  об  их  более  интенсивной,  чем  в  палево¬
подзолистых  почвах,  жизни.  Вместе  с  тем  прогрессивное  усложнение  ма¬
гистральных  трещин  от  собственно  палево-подзолистых  почв  к  дерново-
подзолистым  указывает  на  усиление  в  этом  направлении  элювиирова-
ния  почвенного  профиля.
 Палево-подзолистые  почвы  характеризуются  небольшим  содержа¬
нием  железисто-марганцевых  конкреций  в  облегченной  части  профиля.
Особенно  четко  эта  черта  проявляется  по  сравнению  с  дерново-подзо¬
листыми  почвами.  Закономерность  распределения  содержания  конкре¬
ций  в  гор.  А2  и  Bf  в  зависимости  от  окраски  последних  четко  проявля¬
ется  при  анализе  выборки  описаний  разрезов  дерново-подзолистых  и
 23

Таблица  2
 Зависимость  между  интенсивностью  окраски  элювиальной  части  профиля
и  содержания  в  нем  железисто-марганцевых  конкреций  (в  баллах*,  2л  =  60)
 Интенсивность  окраски
горизонта
 Содержание  конкреций
 Среднее
 содержание
 конкреций
 0
 >
 2
 3
 «  1
 1  5
 встречаемость  (п)
 0
 0
 5
 4
 3
 15
 1
 3
 1
 0
 4
 3
 1
 1
 0
 2
 2
 0
 2
 4
 1
 0
 0
 2
 3
 1
 1
 2
 3
 1
 0
 2
 4
 0
 2
 1
 0
 0
 0
 1
 5**
 0
 0
 2
 0
 0
 0
 1?
 Встречаемость  па¬
 левой  окраски,%
 100
 71
 75
 62
 12
 0
 Средняя  интенсив¬
 ность  окраски***
 3?
 3
 3
 2
 2
 0
 *  При  отсутствии  массовых  определений  цвета  по  эталону  субъективное  восприятие  цвета  различными
исследователями  переводилось  в  баллы:  белесый—0,  белесый  с  палевостыо  —  1,  палево-белесый  —  2,  бе¬
лесо-палевый  —  3,  палевый  —  4,  бурый  —  5.  То  же  сделано  с  определением  количества  конкреций:  нет  —  0,
единично  —  1,  мало  —  2,  среднее  количество  —  3,  много  —  4,  очень  много  —  5.
 **  Результаты  для  интенсивности  окраски  «5»  приблизительны,  так  как  указания  на  содержание  кон¬
креций  в  этом  случае  практически  отсутствуют  из-за  их  малого  содержания  и  маскирс  вки  на  буром  фоне;
помечено  знаком  «?».
 Рассчитано  только  для  почв  с  палевым  горизонтом.
 палево-подзолистых  почв,  взятых  из  литературы  и  собственных  наших
наблюдений  (табл.  2).
 Эта  закономерность  отражается  и  в  химическом  составе.  Если  в
гор.  Bf  собственно  палево-подзолистой  почвы  на  долю  конкреций  при¬
ходится»  около  4,5%  валового  содержания  железа  (наши  данные),  то  в
гор.  А2  дерново-подзолистой  почвы  в  их  составе  находится  до  25%  ва¬
лового  железа  [14].  Почвы  с  палевым  горизонтом  имеют  компактные
ортштейны  с  ровной  четкой  поверхностью,  характерные  [12]  для  не-
оглеенных  и  глубоко  оглеенных  почв.  Образование  конкреций  в  процес¬
се  жизнедеятельности  микроорганизмов  доказано  Аристовской  [1].
Среди  них  преобладают  бактерии  вида  Pedomicrobium  podzolicum,  дея¬
тельность  которых  достигает  высокого  уровня  в  периоды  наибольшего
увлажнения  при  высоком  содержании  закисного  железа.
 Известно,  что  в  дерново-подзолистых  почвах  минимальные  значения  *
редокс-потенциала  наблюдаются  в  гор.  А1  и  А2  в  весенний  и  осенний
периоды  [14].  Величина  Eh  падает  до  100  мв  и  ниже,  а  в  почвах  с  по¬
верхностным  переувлажнением  достигает  отрицательных  значений.
В  палево-подзолистой  почве  северной  части  Калужской  обл.,  разви¬
той  на  покровном  суглинке,  в  хорошо  дренируемых  водораздельных  ус¬
ловиях  величина  Eh  в  верхних  горизонтах  опускается  ниже  200  мв,
т.  е.  значения,  ниже  которого  начинается  процесс  перехода  окисного  же¬
леза  в  закисное  [3],  только  в  апреле  —  начале  мая,  достигая  180  мв.
Еще  более  высокие  значения  Eh  наблюдаются  в  палево-подзолистых
почвах  на  двучленных  наносах  с  легкой  верхней  толщей.  По  данным
Рейнтама  [19],  значение  Eh  в  подобных  (у  автора  —  бурых  псевдопод-
золистых)  почвах  Эстонии  не  опускается  ниже  400  мв.  Аналогичные
указания  мы  находим  у  Кондратьевой  i[ll]  для  почв  Новгородской  обл.
 Таким  образом,  невысокое  содержание  конкреций,  меньшее,  чем  в
дерново-подзолйстых  почвах,  объясняется  незначительной  интенсивно¬
стью  и  меньшей  длительностью  переувлажнения  палево-подзолистых
почв,  меньшей  степенью  мобилизации  железа,  низким  содержанием  ана¬
эробных  бактерий  —  свойствами,  которые  усугубляются  с  усилением  бу¬
рых  тонов  в  окраске  гор.  Bf.
 24

Таблица  3
 Сравнительная  характеристика  морфологических  признаков  палево-подзолистых
и  дерново-подзолистых  почв.  развитых  на  покровных  суглинках1
 Морфологический  признак
 Собственно
 палево-под¬
 золистые
 почвы
 Палево-подзо¬
листые  почвы
с  отбеленным
горизонтом
 Палево-подзо¬
листые  почвы
с  отбеленным
горизонтом  и
подподстилоч¬
ным  оподзоли-
ванием
 Дерновс-
подзо-
ЛИСТЫЕ  поч¬
вы
 Мощность  лесной  подстилки
 **
 **
 ***
 *****
 Мощность  гор.  А1
 *
 ***
 ***
 *****
 Подподстилочное  оподзоливание
 ***
 *****
 Мощность  белесого  гор.  А2
 ***  <
 ***
 *****
 Присутствие  гор.  Bf
 *****
 ****
 ****
 Различия  в  окраске  верхних  и  нижних
 •
 сторон  педов  гор.  Bf  и  А2
 *
 ***
 ****
 *****
 Содержание  конкреций  в  верхней  облег¬
 ченной  части  профиля
 **
 ***
 ****
 *****
 Выраженность  бл  очно-призматической
 структуры  гор.  Bt
 ***
 *****
 *****
 *****
 Глинистые  кутаны  на  поверхности  педов
 гор.  Bt
 *
 ***
 ***
 *****
 Степень  развития  магистральных  трещин:
 усложнение  формы  трещин
 **
 ***
 ***
 *****
 усложнение  строения  заполнения  тре¬
 щин
 **
 ***
 ***
 *****
 ‘  —  степень  выраженности  признака:  •—признак  может  отсутствовать,  •♦—слабая,  •••—средняя»
••••  —  сильная,  •••••  —  максимальная.
 Повышение  поверхностного  увлажнения  проявляется  в  профиле  па¬
лево-подзолистых  почв  в  виде  отбеленного  гор.  А2,  развивающегося  над
относительным  водоупором  гор.  Bt.  Дальнейшее  повышение  увлажне¬
ния  может  вызвать  появление  подподстилочного  оподзоливания,  но  ча¬
ще  создает  условия,  в  которых  формирование  указанных  почв  становит¬
ся  невозможным.  Это  подтверждается  отсутствием  палево-подзолистых
почв  в  условиях  рельефа,  способствующих  повышению  поверхностного
увлажнения,  и  снижением  интенсивности  бурых  тонов  в  окраске  гор.  Bf
при  увеличении  числа  конкреций.
 Наибольшее  распространение  в  центральных  районах  южно-таежной
подзоны  ЕТС  имеют  палево-подзолистые  почвы  с  отбеленным  горизон¬
том.  Подподстилочное  оподзоливание  морфологически  проявляется
весьма  редко  в  почвах  на  покровных  суглинках  и,  по-видимому,  требу¬
ет  выдержки  узкого  интервала  почвенно-климатических  условий,  в  пер¬
вую  очередь  такого  режима  влажности,  который  допускает  сосущество¬
вание  гор.  А1А2  и  А2  без.уничтожения  гор.  Bf.
 Из  табл.  3  хорошо  видно,  что  по  выбранным  морфологическим  пара¬
метрам  дерново-подзолистые  почвы  отделяются  от  палево-подзолистых,
обладая  большей  степенью  выраженности  большинства  из  них.  Вместе
с  тем  следует  отметить  факт  существования  почв  со  слабой  палевой
окраской  элювиальной  толщи,  которые  по  остальным  морфологическим
свойствам  аналогичны  дерново-подзолистым.  Четкой  границы  в  этой
области  нет.
 Интересно,  что  более  резко,  чем  дерново-подзолистая  почва,  по  на¬
бору  морфологических  свойств  от  центрального  образа  палево-подзоли¬
стой  почвы  с  отбеленным  горизонтом  отделяется  собственно  палево-под¬
золистая  почва.  Мотивы  структурной  организации  ее  горизонтов  на¬
столько  иные,  что  ее  трудно  отнести  к  общности  подзолистых  почв.  Мел¬
кая  комковатость  гор.  Bf,  остроугольная  зерностость  и  полное  отсутст¬
вие  кутан  в  гор.  В1,  полное  отсутствие  осветленных  горизонтов,  чрезвы-
 25

чайно  слабое  развитие  магистральных  трещин,  примитивизм  их  запол¬
нения—  все  указывает  на  незначительное  элювиирование  почвенного
профиля.
 В  этом  свете  палево-подзолистые  почвы  предстают  как  переходное
почвенное  образование.  По  сути  дела  каждая  почва  представляет  собой
переходное  образование  между  какими-то  соседствующими  генетически¬
ми  общностями.  Специфичность  палево-подзолистых  почв  заключается
в  их  положении  на  стыке  таких  крупных  почвенных  процессов,  как  бу-
роземный,  альфегумусовый  и  подзолистый.  Сложность  состоит  в  том,
что  первые  два  были  выявлены  на  легких  субстратах  (хотя  в  значитель¬
ной  мере  это  относится  и  к  последнему)  и  могут  быть  неопознаны  в  но¬
вом  для  них  проявлении  на  суглинистом  материале.
 Принимая  во  внимание  широту  ареала  палево-подзолистых  почв  от
средней  тайги  до  широколиственных  лесов,  можно  с  уверенностью  пред¬
сказать  значительную  неоднородность  этой  разности  в  зависимости  от
степени  проявления  упомянутых  выше  процессов  почвообразования.
Вместе  с  тем  их  морфологическое  сходство  на  этой  огромной  террито¬
рии  в  значительной  степени,  возможно,  определяется  суглинистым  со¬
ставом  почвообразующей  породы,  а  именно  ее  способностью  в  условиях
гумидного  климата  быстро  достигать  состояния  высокой  влагонасы-
щениости  и  относительно  медленно  изменять  влажность  в  зависимости
от  перемены  погоды,  способностью,  влияющей  на  морфологию  почв.
 Выводы
 1. 	Общими  чертами  палево-подзолистых  почв  центральной  части
Русской  равнины  являются:  текстурная  дифференциация  почвенного
профиля  элювиально-иллювиального  типа;  присутствие  гор.  Bf,  окра¬
шенного  гидроокислами  и  органо-минеральными  соединениями  железа
в  бурые  тона;  маломощный  горизонт  лесной  подстилки  01  или  0102;
формирование  неоиллювиального  горизонта  в  почвах  на  двучленных
наносах  с  петрографически  богатым  супесчаным  верхним  членом,  не¬
значительное  содержание  конкреций  и  отсутствие  признаков  оглеения  в
облегченной  части  профиля.
 2. 	Среди  палево-подзолистых  почв'  по  набору  горизонтов  и  их  свой¬
ствам  выделяются:
 A. 	Собственно  палево-подзолистые  почвы  с  профилем  01—(А1)  —
Bf—BfBl—В1—Bt—С  с  буровато-палевой  или  бурой  окраской  гор.  Bf,
слабой  оструктуренностью  и  отсутствием  глинистых  кутан  на  педах
гор.  В1  почв  на  покровных  суглинках,  слабым  развитием  напедных  ку¬
тан  в  гор.  Bt  в  целом,  малым  содержанием  конкреций,  незначительны¬
ми  различиями  или  их  отсутствием  в  окраске  верхних  и  нижних  сторон
плитчатых  (если  есть  плитчатость)  педов  гор.  Bf,  слабым  развитием
магистральных  трещин  и  однообразием  выстилающих  их  кутан.
 Б.  Наиболее  широко  распространены  палево-подзолистые  почвы  с
отбеленным  горизонтом  0102—АВ—Bf—А2—А2В—Bt—С.  Им  свойст¬
венны,  как  правило,  более  светлая,  чем  в  собственно  палево-подзоли¬
стых  почвах,  окраска  гор.  Bf;  большее  содержание  конкреций  —  среднее
или  малое;  хорошая  ореховато-призматическая  оструктуренность  гор.  Bt,
соответствующая  оструктуренности  тех  же  горизонтов  дерново-подзоли¬
стых  почв;  лучшее  развитие  глинистых  кутан  на  педах  гор.  Bt;  лучшее
развитие  магистральных  трещин  с  более  сложным  перестиланием  внут-
ритрещинных  кутан;  появление  ясно  заметного  различия  в  окраске
верхних  и  нижних  граней  плитчатых  педов  гор.  Bf  и  А2.
 B. 	Палево-подзолистые  почвы  с  отбеленным  горизонтом  и  подпод¬
стилочным  оподзоливанием 	0102—А1А2—Bf—А2—А2В—Bt—С.  По
 свойствам  горизонтов  они  практически  идентичны  палево-подзолистым
почвам  с  отбеленным  горизонтом.
 26

3. 	Прогрессивное  нарастание  элювиирования  верхней  толщи  почвен¬
ного  профиля  (появление  гор.  А2,  А1А2,  ослабление  окраски  гор.  Bf)  и
усиление  признаков  иллювиирования  в  гор.  Bt  (появление  ясной  приз-
матично-ореховатой  структуры,  утолщение  глинистых  кутан  на  педах,
усложнение  кутанного  перестилания  магистральных  трещин  и  разра¬
ботка  самих  трещин)  позволяет  построить  следующий  ряд  по  степени
нарастания  морфологических  признаков  элювиально-иллювиальной  диф¬
ференциации:  собственно  палево-подзолистые  почвы->-палево-подзоли-
стые  почвы  с  отбеленным  горизонтом—италево-подзолистые  почвы  с  от¬
беленным  горизонтом  и  подподстилочным  оподзоливанием.  Указанные
признаки  еще  более  усиливаются  в  дерново-подзолистых  почвах,  дости¬
гая  морфологической  выраженности,  свидетельствующей  об  элкопиро¬
вании  всего  профиля.  Поэтому  они  могут  служить  продолжением  ука¬
занного  ряда  палево-подзолистых  почв.
 4. 	В  палево-подзолистых  почвах  возможно  сочетание  буроземного,
альфегумусового  и  подзолистого  процессов,  а  также  процесса  псевдо-
оподзоливания  (отбеливания  и  дифференциации)  с  «новой»  морфоло¬
гической  трактовкой  первых  двух  процессов  на  суглинистом  субстрате.
Вытекающая  из  морфологических  характеристик  принадлежность  соб¬
ственно  палево-подзолистых  почв  к  почвам  буроземного  ряда  требует
пересмотра  их  наименования  (хотя  именно  такие  почвы  впервые  описа¬
ны  Афанасьевым  [2]  как  палево-подзолистые)  и  уточнения  классифи¬
кационного  положения.  Согласно  морфологическим  критериям,  это  на¬
звание  может  быть  сохранено  за  двумя  другими  разностями  изучаемых
почв.
 Литература
 1. 	Аристовская  Т.  В.  Микробиология  подзолистых  почв.  М.,  Изв.  АН  СССР,  1965.
 2. 	Афанасьев  Я.  Я.  Очерки  почв  Белоруссии.  Зап.  Белорусск.  гос.  акад.  с.  х.,  т.  1.
Горки,  1926.
 3. 	Зайдельман  Ф.  Р.  Диагностика,  общность  и  различия  подзолистых  и  лессивирован-
ных  почв,  оглеенных  подзолов  и  псевдоподзолов.  Почвоведение,  1970,  №  12.
 4. 	Зверева  Т.  С.,  Лабенец  Е.  М.,  Горина  А.  И.  Изменение  микросложения  и  состава
глинистых  минералов  по  профилю  дерново-подзолистых  почв.  В  сб.:  Биогеохими-
ческие  процессы  в  подзолистых  почвах.  Л.,  «Наука»,  1972.
 5. 	Зонн  С.  В.  Буроземообразование,  псевдооподзоливание  и  оподзоливание.  Почво¬
ведение,  1966,  jslb  7.
 6. 	Зонн  С.  В.  Современные  представления  о  подзоло-  и  псевдоподзолообразовании  и
их  проявлении  в  почвах.  Почвоведение,  1978,  №  1.
 7. 	Ивановский  В.  Л.  Генетические  особенности  палевых  и  дерново-подзолистых  почв
Смоленской  области.  В  сб.:  Генезис,  картография  и  плодородие  почв  Белорусской
ССР.  Минск,  1968.
 8. 	Карпачевский  Л.  О.  Микроморфологическое  исследование  процессов  выщелачива¬
ния  и  оподзоливания  под  лесом.  Почвоведение,  1960,  №  5.
 9. 	Китсе  Э.,  Роосталу  X.  Взаимосвязи  между  водно-физическими  и  физическими  свой¬
ствами  и  влагообеспечивающей  способностью  почв,  образованных  на  красно-бурой
морене.  Тр.  Эстонск.  с-х.  акад.,  вып.  82.  Тарту,  1973.
 10. 	Колоскова  А.  В.,  Давлетшин  И.  Д.  Вопросы  генезиса  песчаных  и  супесчаных  почв
Калининской  области.  В  сб.:  Вопросы  генезиса  и  крупномасштабного  картирования
почв.  Казань,  1965.
 11. 	Кондратьева  Е.  В.  К  характеристике  почв  на  двучленных  породах  Валдайской
возвышенности.  В  сб.:  Биогеохимические  процессы  в  подзолистых  почвах.  Л.,
«Наука»,  1972.
 12. 	Оглезнев  А.  К.  Новообразования  тяжелых  гидроморфных  дерново-родзолистых
почв  и  их  значение  для  диагностики.  Почвоведение,  1968,  №  3.
 13. 	О  я  А.  О  микроморфологии  и  минералогии'  почв  на  красно-бурой  морене.  Тр.
Эстонск.  с-х.  акад.,  вып.  75.  Тарту,  1971.
 14. 	Полтева  Р.  Н.,  Соколова  Т.  А.  Исследование  конкреций  из  сильноподзолистой  поч¬
вы.  Почвоведение,  1967,  №  7.
 15. 	Понагайбо  Н.  Д.  Естественноисторические  условия  Мезенского  края.  Тр.  лесоэконом.
экспедиции.  Мезенская  экспедиция,  вып.  1.  М.,  1929.
 16. 	Программа  Почвенной  карты  СССР  м-а  1  :2,5  млн.  М.,  1972.
 17. 	Рейнтам  Л.  Ю.  О  морфологии  и  свойствах  дерново-подзолистых  почв  Эстонской
ССР.  Тр.  Эстонск.  с-х.  акад.,  т.  24.  Тарту,  1962.
 18. 	Рейнтам  Л.  Ю.  Почвообразование  на  моренах  и  двучленных  породах  Эстонии.
Тр.  Эстонск  с-х.  акад.,  вып.  75.  Тарту,  1971.
 27

19. 	Рейнтам  Л.  Ю.  Автоморфное  почвообразование  на  моренах  и  двучленных  наносах
Эстонии.  Автореф.  дис.  Тарту,  1973.
 20. 	Романова  Т.  А.  Почвенные  катены  Белоруссии.  Почвоведение,  1974,  №11.
 21. 	Таргульян  В.  О.,  Бирина  А.  Г.,  Куликов  А.  В.,  Соколова  Т.  А.,  Целищева  Л.  К-
Организация,  состав  и  генезис  дерново-палевоподзолистой  почвы  на  покровных  су¬
глинках.  Морфологическое  исследование.  М.,  1974.
 Институт  географии 	Поступила  в  редакцию
 АН  СССР 	31.III.1980  г.
 В.  A.  ILYICHEV
 DISTINCTIVE  MORPHOLOGICAL  FEATURES
OF  PALEVO-PODZOLIC  SOILS
 Morphological  indications  which  allow  to  make  strict  distinctions  bet¬
ween  palevo-  and  soddy-podzolic  soils  are  presented.  Basing  on  these  indi¬
cations  three  varieties  of  palevo-podzolic  soils  have  been  recognized:  pale-
vo-podzolic  proper,  palevo-podzolic  with  a  bleached  horizon,  and  palevo-
podzolic  with  sublitter  podzolization.  Their  significance  in  genetical  inter¬
pretation  of  the  studied  soil  profiles  is  noted.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 Мк  1
 УДК  631.4
 АЛЕКСАНДРОВСКИЙ  А.  Л.,  ОВСЯННИКОВА  Ж.  Г.
 ПАЛИНОЛОГИЧЕСКОЕ  ИССЛЕДОВАНИЕ
ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТОЙ  ПОЧВЫ  И  ЧЕРНОЗЕМА
 Интерпретация  почвенных  спорово-пыльцевых  диаграмм  должна  суще¬
ственно  отличаться  от  обычной  в  связи  с  глубокой  миграцией  и  значи¬
тельным  разрушением  пыльцы  и  спор  в  профиле  почвы.  По  профилю  дер¬
ново-подзолистой  почвы  пыльца  и  споры  мигрируют  в  составе  суспензий
из  верхних  горизонтов  вниз  по  трещинам  горизонтов  В  до  глубины  80—
 120  см  и  накапливаются  в  составе  кутан  и  скелетан,  заполняющих  эти
трещины.  В  черноземах  миграция  пыльцы  и  спор  идет  в  результате  за¬
сыпания  материала  верхних  горизонтов  в  трещины  усыхания.
 В  последнее  время  значительно  расширились  палинологические  ис¬
следования  современных  почв  с  целью  выяснения  новейшей  истории
лесов  [9,  3,  7]  и  степей  [4].  Преимуществом  почвенных  спорово-пыльце¬
вых  спектров  является  то,  что  они  в  основном  отражают  состав  расти¬
тельности  данного  биоценоза,  тогда  как  спектры,  полученные  для  тор-
фяниковых,  аллювиальных,  озерных  отложений,  являются  усредненны¬
ми  [3,  8].  Выделяются  две  точки  зрения  на  интерпретацию  почвенных
спорово-пыльцевых  диаграмм.  Большинство  палинологов  интерпрети¬
руют  их  как  и  торфяниковые,  полагая,  что  в  почве  пыльца  не  вмывает-
ся  и  хорошо  сохраняется  и  что  почвенный  профиль  подобно  торфянику
растет  вверх  и  аккумулирует  пыльцу  [15,  8].  Другие  исследователи,
основываясь  на  положении  о  стабильности  поверхности  лесных  почв,
считают,  что  почвенные  спорово-пыльцевые  спектры  образуются  иначе
[11,  3]:  пыльца,  выпадающая  на  стабильную  поверхность  почв,  законо¬
мерно  распределяется  по  профилю  в  результате  фронтального  вмыва-
ния  в  глубь  с  постоянной  скоростью  и  в  итоге  получается  сходная  с
нормальной  (торфяниковой)  спорово-пыльцевая  диаграмма.
 Можно  полагать,  что  к  торфяниковым  спорово-пыльцевым  диаграм¬
мам  в  наибольшей  степени  приближаются  диаграммы  почв,  формирую¬
щихся  у  подножий  склонов.  Здесь  в  результате  намывания  мелкозема
со  склона  поверхность,  на  которой  аккумулируется  пыльца,  растет
вверх.  Подобные  почвенные  диаграммы  характерны  для  горных  терри¬
торий,  о  чем  свидетельствуют  данные  Савиной  [8].  Образующиеся
таким  путем  почво-делювии  в  генетическом  отношении  отличаются  от
нормальных  плакорных  почв.  Кроме  того,  склоновые  процессы  могут
сопровождаться  переотложением  пыльцы.  Значительно  больший  инте¬
рес  представляет  палинологическое  исследование  истории  и  генезиса
именно  нормальных  плакорных  почв.  По  нашему  мнению,  формирова¬
ние  спорово-пыльцевых  спектров  в  их  профиле  в  отличие  от  торфя¬
ников,  делювиев  и  т.  д.  идет  сложным  путем  и  во  многом  зависит  от
свойств  почвы.  В  связи  с  этим  интерпретация  почвенных  спорово-пыль¬
цевых  диаграмм  должна  отличаться  от  обычной  и  должна  опираться  на
глубокое  исследование  макро-  и  мезоморфологии  почвенного  профиля.
В  целом  следует  отметить  наблюдающуюся  пока  нечеткость  в  методи¬
ческих  подходах  при  почвенных  палинологических  исследованиях,  что
 29

не  позволяет  однозначно  трактовать  почвенные  спорово-пыльцевые
диаграммы.
 Мезоморфологическое  изучение  дерново-подзолистых  почв  центра
Русской  равнины  [10]  позволило  установить  нисходящее  перемещение
суспензий  до  глубины  1,2—2  м,  которое  в  гор.  В  (ниже  30—40  см)
локализовано  в  трещинах  и  межпедных  1  щелевидных  порах.  Песчаные
частицы  по  трещинам  в  большом  количестве  перемещаются  до  глуби¬
ны  1,2  м,  образуя  скопления,  называемые  скелетанами1  2.  Супесчаные
и  крупнопылеватые  частицы,  более  крупные  или  соизмеримые  по  вели¬
чине  с  пыльцевыми  зернами,  проникают  до  глубины  2  м;  глинистые  ча¬
стицы,  образующие  глинистые  или  гумусо-глинистые  кутаны3,  —  до
глубины  3  м  и  более.  По  трубчатым  порам  движение  суспензий  в  гор.  В
значительно  слабее,  причем  мигрируют  преимущественно  глинистые
частицы.  Наиболее  вероятным  источником  суспензий  является  верхняя
часть  профиля  (гор.  Al,  А2),  которая,  как  известно  [3],  характеризует¬
ся  высоким  содержанием  пыльцы  и  спор.  Поэтому  миграция  пыльцы  и
спор  по  трещинам  и  нахождение  их  в  составе  кутан  вполне  возможны.
 В  черноземах  процессы  вмывания  частиц  вглубь  выражены  слабо.
Более  важным  фактором  миграции  пыльцы  в  них  являются  трещины
усыхания,  которые  иногда  достигают  больших  размеров.  Эти  трещины
нередко  заполнены  материалом  верхних  горизонтов  чернозема,  обога¬
щенных  пыльцой  и  спорами.  Велика,  очевидно,  и  роль  землероев,  кото¬
рые  перемещают  почвенную  массу  во  всех  направлениях,  в  том  числе
и  в  нижние  горизонты  из  верхних,  о  чем  свидетельствуют  кротовины  в
гор.  В,  заполненные  материалом  гор.  А.
 Для  выяснения  возможности  и  характера  миграции  пыльцы  и  спор
по  профилю  почв  нами  были  проведены  палинологические  исследования
материала,  накапливающегося  в  трещинах  и  крупных  порах,  а  также
межтрещинной  и  внутрипедной  массы  гор.  В  двух  почв:  дерново-под¬
золистой  на  покровных  суглинках  (Московская  обл.)  и  чернозема
обыкновенного  на  лёссовидном  суглинке  (Воронежская  обл).
 Дерново-подзолистая  почва  исследована  в  Пушкин¬
ском  р-не  Московской  обл.  в  1,5  км  к  северо-западу  от  с.  Ельдигино.
Рельеф  вторично-моренный  полого-увалистый,  зоны  московского  оле¬
денения.  Разрез  заложен  в  лесу  на  пологом  склоне  (<3°)  северной
экспозиции.  Красная  московская  морена  здесь  перекрыта  3-метровым
слоем  покровных  суглинков.  Над  поверхностью  морены  встречаются
гумусированные  пятна  и  прослои—следы  солифлюкционно  нарушенной
позднеплейстоценовой  погребенной  почвы.  Лес  —  елово-широколист¬
венный  (дуб  и  липа  в  возрасте  до  100  лет  и  более)  с  осиной.  В  подлес¬
ке  и  подросте  —  лещина,  клен,  липа,  ель,  береза.  Разреженный  травя¬
нистый  покров:  осока  волосистая,  сныть,  кислица,  копытень  европей¬
ский,  зеленчук,  медуница  неясная.  В  составе  почвенного  профиля  от¬
сутствует  горизонт  лесной  подстилки.  Под  несплошным  слоем  опада  из
прошлогодних  листьев  и  хвои  выделяются  горизонты:  А1  (0—7  см)  —
А2  (7—25  см)  —  А2В1  (25—38  см)  —  В1  (38—75  см)  —  B2tg  (75—
170  см)  —B3tg  (170—250  см).  Верхние  горизонты  профиля  А1  и  А2,
находящиеся  в  сфере  активной  биологической  деятельности,  представ¬
лены  рыхлым,  пористым,  густо  пронизанным  корнями  от  среднего  к
легкому  суглинком,  обедненным  глинистыми  частицами  по  сравнению
с  нижележащими  гор.  В.  Гор.  В  представлены  плотным,  средним  к  тя¬
желому  покровным  суглинком,  рассеченным  сетью  трещин.  Магистраль¬
ные  трещины  пронизывают  профиль  почвы  до  глубины  3  м  и  более.
В  верхней  клиновидно  расширенной  их  части,  на  уровне  гор.  А2В1  и
 1 	Педы  —  структурные  отдельности.
 2 	Скопления  зерен  скелета  почвы,  в  основном  кварца.
 3 	Глинистые  пленки  на  поверхности  педов.
 30

В1,  они  заполнены  белесой  песчано-пылеватой  массой,  сходной  по  со¬
ставу  с  материалом  гор.  А2.  На  глубине  40—80  см  покровный  суглинок
разбит  густой  трещинной  сетью,  обусловливающей  ореховатую  струк¬
туру  гор.  В1.  Поверхности  ореховатых  педов  покрыты  глинистыми  ку¬
танами,  на  которых  выделяются  скопления  белесового  пылевато-супе¬
счаного  материала  —  скелетаны.  Ниже,  на  глубине  80—300  см,  коли¬
чество  трещин  значительно  уменьшается.  В  основном  они  представлены
магистральными  трещинами,  заполненными  гумусо-глинистыми  кута-
нами  толщиной  до  2—3  см.  Наиболее  толстые  кутаны,  особенно  на
пересечении  трещин,  располагаются  на  глубине  80—180  см.  Здесь  же
обнаружены  трубчатые  ходы  диаметром  до  1,5  см,  заполненные  пыле¬
вато-супесчаной  массой,  переслаивающейся  с  серовато-бурыми  пылева¬
то-глинистыми  кутанами.  Покровный  суглинок  между  трещинами  здесь
имеет  крупноореховато-столбчатую  структуру;  на  поверхности  педов
редкие,  тонкие  глинистые  кутаны.  Межтрещинная  масса  пронизана  тон¬
кими  трубчатыми  порами,  заполненными  гумусо-глинистыми  кутанами.
 Из  данного  разреза  на  спорово-пыльцевой  анализ  были  отобраны  с
глубины  80—120  см:  межтрещинная  масса  (МТМ),  гумусо-глинистые
кутаны  и  масса,  заполняющая  трубки;  с  глубины  40—60  см:  внутри-
педная  масса  (ВПМ),  глинистые  кутаны  и  скелетаны.  Также  были  про¬
анализированы  образцы,  отобранные  из  генетических  горизонтов  поч¬
вы:  А1,  А2Ь  А22,  А2В1.
 Спорово-пыльцевой  спектр  поверхностного  горизонта  (табл.  1)  по
видовому  составу  значительно  отличается  от  современного  древостоя.
Содержащаяся  в  больших  количествах  пыльца  сосны  и  березы,  оче¬
видно,  является  заносной,  так  как  эти  породы  отсутствуют  в  древостое.
Наоборот,  малое  содержание  здесь  пыльцы  дуба  и  липы,  одних  из  до-
минантов  в  составе  древостоя,  обусловлено  их  малой  пыльцевой  про¬
дуктивностью.
 Полную  спорово-пыльцевую  диаграмму  на  весь  профиль  почвы  по¬
строить  не  представляется  возможным.  Ниже  20—30  см  в  значительных
количествах  палинологический  материал  содержится  лишь  в  кутанах.
Подобная  ситуация  —  наличие  достаточного  для  построения  диаграмм
количества  пыльцы  и  спор  только  в  верхних  горизонтах  профиля  —
характерна  для  большинства  лесных  плакорных  почв  [12,  3]  и  для
голоценовых  погребенных  почв  [1].  Лишь  почвы  делювиальных  шлей¬
фов  [7]  и  почвы  пойм  [1]  характеризуются  диаграммами,  охватываю¬
щими  более  мощный  слой.  Обогащение  пыльцой  и  спорами  верхних
горизонтов  автономных  лесных  почв  происходит  в  результате  переме¬
шивания  почвенной  массы  корнями  деревьев,  почвенной  фауной,  при
выворотах  деревьев  и  т.  д.  Кроме  того,  как  показали  исследования  дер¬
ново-подзолистых  почв  данного  района  [6],  эти  горизонты  (А1  и  А2)
отличаются  высокой  пористостью  и  большой  влагопроницаемостью.
Наличие  большого  количества  макропор  и  капиллярных  пор  обуслов¬
ливает  свободное  перераспределение  почвенной  влаги  и  несомненно  спо¬
собствует  миграции  пыльцы.  В  нижележащих  гор.  В  резко  уменьшается
количество  капиллярных  пор  диаметром  300—40  мк,  сравнимых  по
размерам  с  пыльцевыми  зернами.  Значительным  остается  количество
макропор,  которые  здесь  в  основном  представлены  порами-трещинами.
В  связи  с  этим  в  гор.  В  пыльца  и  споры  могут  мигрировать  лишь  по
трещинам.  Наличие  такой  миграции  подтверждается  высоким  содер¬
жанием  спорово-пыльцевого  материала  в  глинистых  и  гумусо-глинистых
кутанах,  заполняющих  трещины  в  гор.  В,  и  наоборот,  его  отсутствием
во  внутрипедной  массе  (ВПМ)  гор.  В1  и  крайне  незначительным  содер¬
жанием  в  межтрещинной  массе  гор.  В2  (табл.  1).  В  образцах  ВПМ  и
МТМ  встречались  трубчатые  поры  диаметром  менее  0,5—1  мм,  запол¬
ненные  гумусо-глинистой  массой.  Очевидно,  пыльца  и  споры  по  ним  не
мигрируют.
 31

Результаты  спорово-пыльцевого  анализа  дерново-подзолистой  почвы
 Таблица  1
 Количество
 Пыльца
 <u
 Ф
 4>
 со
 4>
 Горизонт  и  глуби¬
на,  см
 §
 1
 х  2
 8.  В
 I
 св
 h
 3
 |sR
 Р  X*
58.
 древес¬
ных  по¬
род
 трав  и
кустар¬
ничков
 Споры
 а
 5
 е
 S
 >
 [
 Betula
 и
 С
 *3
 0
 Quercus
 н
 Ulmus
 Corilus
 Erica  les
 Gramineae
 Artemisia
 о
 Л
 *5
 a
 о
 c
 o>
 J3
 О
 Compos  itae
 s?
 0
 «е
 1
 о
 а
 £
 |
 c5
 <J
 w  Я
 SS
 <2  <и
 X  го
 ч.  3
 %
 ч.  3.
 %
 ч.з.
 %
 Ч.З.
 %?
 ч.з.
 %
 ч.з.  |
 %
 ч.з.
 %
 ч.з.
 %
 ч  з.|
 |%
 Ч.3.|
 1%
 ЧИСЛО  c
 ерен
 А2  0-4
 210
 105
 2,4
 91
 43
 14
 7
 105
 50
 31
 35
 21
 23
 23
 25
 12
 13
 2
 2
 2
 2
 1
 4
 1
 3
 A2i  12-15
 94
 19
 12,6
 6
 6
 7
 7
 81
 87
 1
 А2а  18-22
 126
 11
 3,2
 31
 25
 9
 7
 86
 68
 3
 10
 3
 10
 17
 55
 2
 6
 —
 —
 6
 19
 .—


 —
 1
 2
 1
 2
 1
 А2В1  25—30
 25
 2
 12,0
 19
 76
 4
 16
 2
 8
 2
 —
 5

 7


 L


 1
 __
 1
 2



 1
 2
 __
 1
 В1  40-60
Внутрипедная
масса
 0
 Скелетаны
 35
 5
 30,4
 13
 37
 2
 6
 20
 57
 2

 4

 3

 1


 2

 1


 _


 1
 __
 1
 Глинистые  ку¬
таны
 150
 21
 5,3
 80
 53
 3
 2
 67
 45
 18
 23
 54
 68
 5
 6
 2
 2
 1
 1
 1
 1
 В2  80—120
Межтрещинная
масса
 2
 0,3
 -
 Трубки
 16
 1,5
 15,3
 5
 31
 1
 6
 10
 63
 Гумусо-глинис¬
тые  кутаны
 76
 8
 2,6
 24
 32
 16
 21
 36
 47
 13
 53
 2
 8
 7
 29
 —
 —
 —
 —
 2
 8
 —
 —
 —
 —
 2
 1
 2
 1
 —
 Ranunculaceae

Известно,  что  пыльцевые  зерна,  попадая  на  поверхность  почвы,  проч¬
но  склеиваются  с  минеральной  массой  в  результате  выделения  клею¬
щих  веществ  [4].  Очевидно,  пыльца,  приклеенная  к  крупных  прочным
агрегатам,  является  более  стабильной  и  может  перемещаться  в  крайних
случаях.  Но  если  пыльцевые  зерна  приклеены  к  песчаным  частицам
или  облечены  покровом  пылеватых  или  илистых  частиц  (минеральные
капсулы),  они  несомненно  будут  вовлечены  в  миграцию  почвенных
суспензий.  Значительное  количество  пыльцы  и  спор  обнаруживается  в
скелетанах  гор.  В1.  Следовательно,  не  только  глинистые  кутаны,  но  и
скелетаны,  если  не  все,  то  большей  частью,  являются  натечными.
 В  верхних  горизонтах  почвенного  профиля  наблюдается  закономер-'
ное  уменьшение  общего  количества  пыльцы  и  спор  с  глубиной,  что  сог¬
ласуется  с  данными  Березиной  и  Тюремнова  [3].  Следует  учесть,  что
общее  количество  подсчитанных  зерен  пыльцы  и  спор  не  отражает
истинного  их  содержания  на  единицу  объема.  Однако  такую  оценку
можно  провести,  так  как  объем  проб  и  их  обработка  (количество  гли¬
церина,  приготовление  препаратов  и  т.  д.)  существенно  не  различались.
В  связи  с  этим  можно  предложить  такой  показатель,  как  количество
зерен  на  препарат,  подчеркивающий  различия  в  содержании  пыльцы
между  горизонтами  (табл.  1).  До  глубины  22  см  преобладают  споры,  а
на  глубине  25—28  см  —  пыльца  древесных  пород.  В  гор.  k2i  отмечает¬
ся  минимум  не  только  в  процентном,  но  и  в  абсолютном  содержании
пыльцы  деревьев.  Очевидно,  этот  горизонт  значительно  слабее  обога¬
щается  свежей  пыльцой,  чем  вышележащий  гор.  А1.  Вместе  с  тем
здесь  должно  происходить  активное  разрушение  пыльцы  древесных  по¬
род,  характерное  для  подзолистых  и  дерново-подзолистых  почв  [3].
В  гор.  А2  исследованных  нами  песчаных  и  супесчаных  подзолистых
почв  нередко  наблюдается  полное  разрушение  пыльцы  и  спор.
 Пыльца  отдельных  древесных  пород  распределяется  по  почвенному
профилю  крайне  неравномерно  (рисунок).  В  гор.  А22  данного  разреза
отмечается  максимальное  процентное  содержание  пыльцы  березы  и
липы  и,  наобфрот,  минимальное  —  ели  и  сосны.  По-разному  ведет  себя
пыльца  липы  и  дуба.  Если  в  поверхностном  горизонте  той  и  другой
обнаружено  одинаково  мало  —  по  2  зерна,  то  ниже  пыльца  дуба  пол¬
ностью  исчезает,  а  содержание  пыльцы  липы  увеличивается.  Нахож¬
дение  пыльцы  липы  в  нижней  части  гор.  А2  (максимум  в  содержании)
в  гумусо-глинистых  кутанах  на  глубине  80—120  см  и  особенно  в  ске¬
летанах  и  заполнении  трубок,  где  другая  пыльца  активно  разрушается,
свидетельствует  о  большой  ее  миграционной  способности  и  устойчиво¬
сти  в  почве.  Повышенную  устойчивость  пыльцы  липы  в  профиле  серых
лесных  почв  отмечают  Сенкевич  и  Спиридонова  [9].
 Кроме  пыльцы  липы  на  большую  глубину  по  профилю  исследован¬
ной  дерново-подзолистой  почвы  мигрируют  пыльца  березы  и  ели,  а
также  споры.  Преобладание  спор  в  таких  различных  по  составу  и  мор¬
фологии  скоплениях  и  натеках,  как  скелетаны,  гумусо-глинистые  кута¬
ны  и  слоистые  заполнения  трубок,  возможно,  свидетельствует  о  боль¬
шой  устойчивости  спор  в  почве,  и,  в  частности,  при  их  движении  в  соста¬
ве  почвенных  суспензий.  Следует  отметить,  что  хорошая  сохранность  и
доминирование  спор  характерны  и  для  делювиальных  отложений,  в
образовании  которых  большую  роль  играет  поверхностный  перенос
суспензий  по  склону.  В  глинистых  кутанах  на  глубине  40—60  см  в
большом  количестве  содержится  пыльца  сосны.  Вероятно,  она,  как  и  в
поверхностной  пробе,  является  заносной.  Ближайшие  сосновые  леса
располагаются  на  песках  в  5  км  к  югу  от  исследованного  разреза.  Мож¬
но  полагать,  что  во  время  заполнения  трещинной  сети  гор.  В1  глини¬
стыми  кутанами,  поверхностные  горизонты  были  значительно  обогаще¬
ны  заносной  пыльцой  сосны.  В  цеолм  в  гор.  В  и  вообще  в  почве  наилуч¬
шими  условиями  для  сохранения  пыльцы  и  спор  характеризуются
 3  Почвоведение.  №  1
 33

глинистые  и  гумусо-глинистые  кутаны  (разрушенных  зерен  лишь  2,6—
5,3%).  Зерна  пыльцы  и  спор  здесь  надежно  защищены  от  воздействия
почвенных  растворов  и  микроорганизмов.  Хуже  сохраняются  пыльца  и
споры  в  трубках,  заполнение  которых  состоит  из  более  крупных  частиц
и  особенно  в  скелетанах  (разрушенных  зерен  30%)-  Здесь,  как  и  в
гор.  А2,  в  результате  повышенной  порозности  и  водопроницаемости
микрофоссилии  в  большей  степени  подвержены  деструкции.  Полученные
данные  наглядно  свидетельствуют  о  миграции  пыльцы  и  спор  до  глуби¬
ны  80—120  см  по  профилю  дерново-подзолистой  почвы  сформированной
на  покровных  суглинках.  В  аналогичной  дерново-подзолистой  почве  на
 Спорово-пыльцевая  диаграмма  дерново-подзолистой  почвы:
 1  —  общие  образцы,  2  —  образцы  заполнения  трещин  и  трубок;  3  —  пыльца  древесных
пород,  4  —  пыльца  трав  и  кустарничков,  5  —  споры,  6  —  скелетаны,  7  —  глинистые  ку¬
таны,  8  —  заполнения  трубок  диаметром  1—1,5  см,  9  —  гумусо-глинистые  кутаны
 Клинско-Дмитровской  гряде  пыльца  в  трещинах  обнаружена  на  глуби¬
не  до  2  м  [5].  Возможно,  миграция  идет  и  ниже.  Трещины  с  мощными
гумусо-глинистыми  кутанами  в  данных  почвах  прослеживаются  до  глу¬
бины  3  м  и  более.  Они  рассекают  плейстоценовые  погребенные  почвы
и  мерзлотные  клинья,  внедряются  в  морену  и  могут  вызывать  искаже¬
ние  спорово-пыльцевых  спектров  древних  почв  и  отложений.  Глубокое
проникновение  микрофоссилий  установлено  в  почвах,  сформированных
на  плейстоценовых  коллювиальных  гравелистых  суглинках  Северного
Люксембурга  [13].  Однако  в  отличие  от  иследованного  нами  разреза
соотношение  между  содержаниями  пыльцы  трав  и  деревьев,  а  также
отдельных  видов  по  профилю  не  изменяется.  Возможно,  это  связано  с
меньшей  деструкцией  пыльцевых  зерен  в  данных  почвах,  формирую¬
щихся  в  значительно  более  мягких  условиях  климата  (меньше  промер¬
зание  и  кислотность).  В  легких  почвах,  обладающих  большей  пороз-
ностью,  возможна  и  фронтальная  миграция  микрофоссилий.  В  Нидер¬
ландах  Хавингой  [Havinga,  12}  исследована  голоценовая  подзолистая
песчаная  почва,  погребенная  в  недавнее  время,  в  которой  поздне-  и
среднеголоценовая  пыльца  вымыта  ниже  мезолитического  (раннеголо¬
ценового)  культурного  слоя,  залегающего  в  гор.  А2  —  в  гор.  В,  где
образует  максимум  пыльца  липы,  характерный  для  современных  почв
 34

исследованного  района:  до  98%  [14]  и  отсутствующий  в  торфяниках
района.  По  данным  Сенкевич  и  Спиридоновой  [9],  проводивших  иссле¬
дования  в  «Лесу  на  Ворскле»,  содержание  пыльцы  увеличивается  в  бо¬
лее  легких  почвах.  Таким  образом,  пористость  почвенной  массы,  обус¬
ловливающая  инфильтрацию  микрофоссилий,  является  более  сущест¬
венным  фактором  аккумуляции  пыльцы  и  спор  в  почве,  чем  содержание
тонких  глинистых  частиц,  которые  способствуют  сохранению  микрофос¬
силий  и  удержанию  их  на  месте.
 Развитие  процессов  иллювиирования,  обусловивших  глубокую  миг¬
рацию  пыльцы  и  спор,  относится  ко  времени  образования  современного
голоценового  почвенного  покрова.  Но  на  протяжении  голоцена  такая
миграция,  очевидно,  протекала  неравномерно.  Ее  активизацию  можно
отнести  ко  времени  атлантического  климатического  оптимума,  а  ослаб¬
ление  —  к  бореальному  и  суббореальному  периодам.  Интенсивность
современной  (субатлантический  период)  миграции  пыльцы  и  спор  не
известна.  Хотя  сами  спорово-пыльцевые  спектры  мало  говорят  о  вре¬
мени  миграции,  но  высокое  содержание  и  хорошая  сохранность  пыльцы
и  спор  в  заполнении  трещин  согласуется  с  представлениями  о  значи¬
тельно  большей  их  молодости  по  сравнению  с  МТМ  и  ВПМ.
 Чернозем  обыкновенный  исследован  в  Павловском  р-не
Воронежской  обл.  на  пологом  склоне  (<3°)  от  водораздела  к  III  над¬
пойменной  террасе  Дона.  Аллювиальные  и  эоловые  пески  здесь  пере¬
крыты  1—2-метровым  слоем  лёссовидного  суглинка.  По  мнению
М.  Н.  Грищенко  (1976),  пески,  а  затем  суглинки  навевались  сюда,  на
восточный  борт  долины  Дона,  с  его  низких  террас  в  позднеледниковое
время.  В  течение  голоцена  на  лёссовидных  отложениях  под  степной  и
лесостепной  растительностью  сформировались  черноземы.  В  настоя¬
щее  время  на  нераспахиваемых  участках  растительность  злаково-раз¬
нотравная  с  примесью  полыни.  У  населенных  пунктов  встречаются
древесные  породы:  тополь  (пыльца  не  сохраняется),  липа,  редко  сосна.
Строение  профиля  исследованного  чернозема  следующее:  Апах  (0—
25  см)  —  А1  (25—37  см)  —  АВ  (37—47  см)  —  В  А  (47—60  см)  —
Вса  (60—90  см).  В  переходных  гор.  АВ,  ВА  и  особенно  в  гор.  Вса  резко
выделяются  вертикальные  трещины,  которые  достигают  глубины  85  см
и  более.  Трещины  заполнены  материалом  гор.  А  и,  вероятно,  являются
трещинами  усыхания.  В  более  молодых  трещинах,  начинающихся  с
глубины  40—45  см,  шириной  в  верхней  части  1—2  см  и  более,  хорошо
сохранилась  зернистая  структура  засыпавшейся  массы  гор.  А1.  Более
древние  трещины  уже,  начинаются  глубже,  заполнены  бесструктурной
(спрессованной)  массой,  имеют  признаки  горизонтальных  сдвиговых
нарушений.  Их  верхние  части  разрушены  роющими  животными  и  те¬
ряются  среди  кротовин.  Почвенный  профиль  характеризуется  сильной
перерытостью.  Гор.  АВ  и  ВА  почти  полностью  состоят  из  кротовин.
Фон,  на  котором  выделяются  наиболее  яркие,  молодые  кротовины,  за¬
полненные  массой  вышележащих  горизонтов,  неоднороден  и  состоит  из
более  бледных  пятен  кротовин,  между  которыми  видны  еще  более  древ¬
ние  и  менее  контрастные.  В  исследованном  разрезе  большинство  крото¬
вин  древнее  трещин,  так  как  рассекаются  последними.  Однако  это  не
значит,  что  раньше  образования  трещин  не  происходило.  Наверняка
могли  существовать  менее  глубокие  трещины,  впоследствии  полностью
оазрушенные  землероями.  Очевидно,  трещинообразование,  как  и  дея¬
тельность  крупных  землероев,  продолжалось  в  течение  всего  голоцена.
В  настоящее  время  большинство  трещин  возникает  в  пределах  гор.  А.
Они  заполнены  материалом,  не  отличающимся  от  межтрещинной  мас¬
сы,  и  поэтому  не  заметны.  Не  менее  активным  почвоперемешивающим
процессом  является  деятельность  мелких  землероев,  оставивших  много¬
численные  капролиты  и  ходы  (<1—1,5  см).  Несомненно,  землерои
должны  способствовать  перераспределению  пыльцы  и  спор  в  почве.  Для
 3*
 35

палинологических  исследований  были  отобраны  образцы  из  всех  генети¬
ческих  горизонтов  чернозема  и  из  трещин  с  глубины  60—90  см.
 Данные  спорово-пыльцевого  анализа  показывают  уменьшение  обще¬
го  количества  микрофоссилий  с  глубиной  с  значительным  пиком  в  их
содержании  в  гор.  ВА  (табл.  2).  То  же  характерно  для  распределения
по  профилю  пыльцы  трав  и  кустарничков.  Наоборот,  относительное
содержание  древесной  пыльцы  с  глубиной  увеличивается.  Возможно,
это  свидетельствует  о  большей  устойчивости  древесной  пыльцы  в  про¬
филе  чернозема.  Споры  содержатся  в  незначительном  количестве  в
нижней  части  профиля.  Аномалия  пыльцы  в  гор.  ВА,  возможно,  объяс¬
няется  ослаблением  здесь  деятельности  микроорганизмов  либо  стабиль¬
ностью  глинистых  частиц,  из  которых  состоят  минеральные  чехлы,  за¬
щищающие  пыльцевые  зерна.  В  этом  горизонте  по  сравнению  с  выше¬
лежащими  сохраняется  некоторое  количество  СаС03  (0,9%),  который
закрепляет  глину.  В  вышележащих  горизонтах,  отмытых  от  Са,  глини¬
стые  частицы  не  стабильны  и  могут  мигрировать,  в  результате  чего
глинистые  чехлы  разрушаются.  С  этим  согласуется  и  тот  факт,  что  в
гор.  ВА  значительно  ниже  процент  разрушенных  зерен  пыльцы  и  спор,
чем  в  гор.  А1  и  АВ.  Вместе  с  тем  миграция  микрофоссилий  по  профилю
черноземов  может  идти  не  только  по  трещинам  и  ходам  землероев.  Так,
в  черноземе  у  Каменки-Днепровской,  по  данным  Ломаевой  [Гричук,  4],
среднеголоценовая  пыльца  находится  ниже  голоценового  гумусового
горизонта  —  в  гор.  В,  куда  она,  очевидно,  попала  в  результате  инфильт¬
рации.
 Спорово-пыльцевые  спектры  исследованного  нами  разреза  свиде¬
тельствуют  о  преобладании  среди  древесных  пород  заносной  пыльцы
сосны.  Основными  ее  источниками  являются  сосновые  леса,  распола¬
гающиеся  в  10—15  км  к  западу  от  разреза  на  песках  в  долине  Дона.
В  15—20  км  к  северу  от  разреза  находится  обширный  «Шипов  лес»,
представленный  широколиственными  породами.  Однако  заноса  пыльцы
широколиственных  не  наблюдается.  Из  них  встречена  опять-таки  наи¬
более  устойчивая  пыльца  липы,  правда,  в  количестве  всего  одного  зер¬
на.  Распределение  пыльцы  древесных  пород  по  профилю  почвы  можно
связать  с  размерами,  формой  и  устойчивостью  пыльцевых  зерен.  Как  и
в  черноземах  Стрелецкой  степи  [5],  более  крупная  пыльца  сосны  в  мак¬
симальном  количестве  содержится  в  поверхностном  горизонте.  Более
мелкая  и  гладкая  и,  очевидно,  более  устойчивая  пыльца  березы  накап¬
ливается  на  глубине.  Однако  крупная  пыльца  ели  также  выносится  из
верхнего  горизонта  и  накапливается  в  средней  части  профиля  и  в  тре¬
щинах.  Очевидно,  устойчивость  пыльцевых  зерен  является  более  важ¬
ным  фактором  наблюдаемого  сейчас  распределения  пыльцы  по  профилю
чернозема,  чем  их  размеры  и  форма.  О  том  же  свидетельствует  умень¬
шение  с  глубиной  содержания  менее  стойкой  пыльцы  трав  и  кустарнич¬
ков.  Все  это  объясняется  тем,  что  миграция  пыльцы  и  спор  по  профилю
чернозема  идет  не  посредством  вмывания  суспензий,  а  в  результате
перемещения  материала  по  ходам  землероев  и  засыпания  в  трещины  с
последующей  его  деформацией  при  набухании  почвы.
 Спорово-пыльцевые  спектры  внутритрещинной  массы  имеют  сме¬
шанный  характер  и  занимают  как  бы  промежуточное  положение  между
верхними  горизонтами  и  межтрещинной  массой.  Возможно,  это  связано
с  деятельностью  мелких  землероев,  ходы  которых  пронизывают  трещи¬
ны.  Как  и  в  поверхностном  горизонте,  в  заполнении  трещин  доминирует
пыльца  сосны,  а  содержание  пыльцы  березы  понижено.  Однако  по  со¬
ставу  пыльцы  трав  трещины  занимают  особое  место.  Они  выделяются
пониженным  содержанием  пыльцы  Artemisia,  Ranunculaceae  и  повы¬
шенным—  пыльцы  Compositae.  Вероятно,  это  обусловлено  различиями
в  миграции  пыльцы  по  трещинам  и  межтрещинной  массе  (по  ходам
землероев  и  т.  д.):  разновременностью  в  годовом  цикле  и  разными  ус-
 36

Таблица  2
 Результаты  спорово-пыльцевого  анализа  чернозема
 Горизонт  и  глубина  см
 Количество  зерен  пыльцы
и  спор
 Количество  зерен  на  препарат
 Количество  нарушенных  зе¬
рен,  %
 Пыльца
 древесных  по¬
род
 трав  и  кустар¬
ничков
 ч.  3.
 %
 ч.  3.
 %
 Апах  *2-16
 156
 39,0
 4
 12
 8
 144
 92
 Аг  27—31
 50
 4,5
 15
 24
 48
 26
 52
 АВ  38-42
 27
 3,9
 17
 52
 52
 23
 48
 ВА  50-54
 81
 13,5
 9
 22
 27
 58
 72
 В1са  73-77
 7
 0,6
 70
 6
 —
 —
 —
 В1  трещ.  60—80
 23
 3,0
 26
 12
 52
 9
 39
 О)
 о
 §
 то
 I
 V)
 3
 С
 ^то
 3
 м
 3
 JB
 ТО
 то
 *«3
 1
 CJ
 *23
 1
 *3
 I
 си
 к
 I
 <
 н
 о
 <
 J3
 и
 Споры
 %
 число  зерен
 12
 —
 —
 —
 140
 2
 2
 14
 8
 1
 —
 25
 1
 —
 10
 2
 —
 1
 13
 —
 —
 14
 /
 13
 о
 —
 —
 56
 2
 —
 ft
 10
 1
 —
 —
 2
 5
 —
 Ranunculaceae

ловиями  ее  консервации.  Либо  периоды  трещинообразования  и  дея¬
тельность  землероев  активизировались  в  разные  периоды  голоцена.
Тот  факт,  что  спектры  верхних  горизонтов  и  внутритрещинной  массы
сходны  по  заносной  пыльце  деревьев  и  различаются  по  местной  пыльце
трав,  свидетельствует  о  большей  вероятности  первого  предположения,
т.  е.  о  разновременности  миграции  по  сезонам  года.  Вместе  с  тем  оста¬
ются  неясными  характер  и  интенсивность  миграции  пыльцы  по  крото¬
винам  и  ходам  мелких  землероев.  Интересной  задачей  представляется  и
выяснение  возраста  трещин  и  кротовин  и  возраста  пыльцы  в^них.
 Таким  образом,  и  для  дерново-подзолистых  почв,  и  для  черноземов
характерна  миграция  пыльцы  и  спор  по  почвенному  профилю,  но  не
постоянная,  фронтальная,  а  периодическая,  дифференцированная  по
трещинам,  ходам,  крупным  порам  и,  кроме  того,  дифференцированная
по  глубине  в  зависимости  от  фактора  миграции  и  устойчивости  зерен.
 В  целом  с  глубиной  должны  ослабевать  и  привнос  пыльцы  и  спор,
и  интенсивность  их  разрушения.  Поэтому  с  глубиной  обновление  пыль¬
цы  и  спор  ослабевает  и  в  более  глубоких  горизонтах  почвенного  про¬
филя  относительное  содержание  более  древней  пыльцы  увеличивается.
Нередко  это  приводит  к  тому,  что  почвенные  спорово-пыльцевые  диа¬
граммы  приобретают  определенное  сходство  в  торфяниковыми  [4].  Сох¬
раняется  палинологический  материал  и  в  реликтовых  горизонтах.  Так,
во  вторых  гумусовых  горизонтах  почв  южной  тайги  Западной  Сибири
сохранились  среднеголоценовые  пыльца  и  споры,  свидетельствующие  о
ином,  лесостепном  их  генезисе  [2].
 Выводы
 1. 	Формирование  почвенных  спорово-пыльцевых  спектров  идет  слож¬
ным  путем  и  зависит  от  многих  факторов:  продуктивности  и  летучести
пыльцы  различных  типов  растительности;  пористости,  трещиноватости,
перерытости;  интенсивности  почвоперемешивания,  промывания,  мигра¬
ции  суспензий,  оподзоленности,  карбонатное™,  pH  почвы.  Эти  факторы
и  процессы  обусловливают  неравномерное  поступление,  разрушение  и
интенсивную  миграцию  пыльцы  и  спор  и  в  дерново-подзолистых  и  чер¬
ноземных  почвах,  очевидно,  проходившую  главным  образом  в  среднем
и  позднем  голоцене.  Сочетание  факторов  миграции  и  разрушения  пыль¬
цы  и  спор  в  зависимости  от  типа  почв  может  существенно  различаться.
Так,  в  дерново-подзолистых  почвах  миграция  палинологического  мате¬
риала  прослеживается  на  большую  глубину  и  связана  с  миграцией
суспензий  по  порам  в  верхних  горизонтах  и  по  трещинам  в  горизон¬
тах  В.  Миграция  пыльцы  в  черноземах  происходит  в  результате  дея:
тельности  землероев  и  при  засыпании  материала  в  трещины  усыхания.
В  связи  с  этим  интерпретация  почвенных  спорово-пыльцевых  диаграмм
должна  существенно  отличаться  от  обычной.
 2. 	Применение  спорово-пыльцевого  анализа  почв  весьма  перспектив¬
но  не  только  с  целью  изучения  истории  биогеоценозов  и  палеогеогра¬
фии,  но  и  для  выяснения  вопросов  истории  и  генезиса  почв.  Так,  обилие
пыльцы  и  спор  в  заполнении  трещин  и  отсутствие  их  в  межтрещинной
массе  дерново-подзолистых  почв  свидетельствует  о  натечном  характере
кутан  и  скелетан  и  их  относительно  молодом  средне-  или  позднеголоце¬
новом  возрасте.
 Необходимо  дальнейшее  проведение  методических  исследований  с
целью  выяснения  особенностей  формирования  почвенных  спорово-пыль¬
цевых  спектров  и  их  искажений  в  различных  типах  почв.
 38

Литература
 1. 	Александровский  А.  Л.  Методические  подходы  при  изучении  истории  почв  —В  кн.:
Методы  исторической  экологии.  М.:  Наука,  1979,  с.  12—40.
 2. 	Афанасьева  Т.  В.,  Ремезова  Г.  Л.  О  реликтовых  признаках  вторично-подзолистых
почв  южной  тайги  Западной  Сибири.—  Вести.  МГУ.  Сер.  биол.  почв.,  1974,  №  <1.
 3. 	Березина  Я.  А.,  Тюремное  С.  Я.  Использование  спорово-пыльцевого  анализа  при
палеофитоценотических  исследованиях.—  Вести.  МГУ.  Сер.  биол.,  почв.,  1969,  №  3.
 4. 	Гричук  В.  Я.  Время  накопления  минерального  субстрата  современных  черноземных
почв..—  Изв  АН  СССР.  Сер.  геогр.,  1971,  №  1.
 5. 	Исаева-Петрова  Л.  С.  О  возможности  палинологического  исследования  чернозем¬
ных  почв.—  Изв.  АН  СССР.  Сер.  геогр.,  1979,  №  1.
 6. 	Кузнецова  И.  В.,  Тихонравова  П.  Я.  О  дифференциальной  порозности  и  подвиж¬
ности  влаги  в  иллювиальных  горизонтах  дерново-подзолистых  почв.—  В  кн.:  Физи¬
ческие  условия  почвенного  плодородия.  М.,  1978,  с.  71—88.
 7. 	Нащекин  В.  Д.,  Савина  Л.  Н.  Спорово-пыльцевой  анализ  современных  лесных  почв
как  метод  палеогеографической  реконструкции  ландшафтов  недавнего  прошлого.—
Изв.  АН  СССР,  Сер.  геогр.,  1971,  №  3.
 8. 	Савина  Л.  Я.  Новейшая  история  лесов  Западного  Саяна  (по  данным  спорово-пыль¬
цевого  анализа  почв).  Новосибирск:  Наука,  1976.
 9. 	Сенкевич  М.  А.,  Спиридонова  Е.  А.  Результаты  спорово-пыльцевого  анализа  по¬
верхностных  проб  и  почвенных  шурфов  заповедника  «Лес  на  Ворскле».—  В  кн.:
Проблемы  палеогеографии.  Л.,  1965,  с.  143—150.
 10. 	Таргульян  В.  О.,  Соколова  Т.  А.,  Бирина  А.  Г.,  Куликов  А.  В.,  Целищева  Л.  К.
Организация,  состав  и  генезис  дерново-палево-подзолистой  почвы  на  покровных
суглинках.—  Тр.  X  Междунар.  конгр.  почвоведов.  М.:  Наука,  1974,  с.  201—230.
 11. 	Dimbleby  G.  W.  Soil  pollen  analysis  —J.  Soil  Sci.,  1961,  v.  12.
 12. 	Havinga  A.  /.  Some  remarks  on  the  interpretation  of  a  pollen  diagram  of  a  podsol
profile.—  Acta  botan.  niederland.,  1968.,  v.  17  (1).
 13. 	Kwaad  F.  /.  R.  M.,  Mucker  Я.  /.  The  formation  and  evolution  of  colluvium  on  arable
land  in  Northeren  Luxembourg.—  Geoderma,  1979,  v.  22,  №  3.
 14. 	Sevink  J.,  Hulshof  О.  K.,  Mucker  Я.  Kroonenberg  S.  B.  Age  and  development  some
fossil  podsole  in  the  Dinkel  Valley  (E-Netherlands).—  In:  From  field  to  laboratory.
Fisisch.  gcogr.  en  bodenk.  labor.  Publicate,  1970,  №  16.
 15. 	Welten  M.  Bodenpollen  als  Dokumente  der  Standarts  —  und  Bestandeschichte.—  Ve-
roff.  Geobot.  Inst.  Riibel  Zurich,  1952,  №  37.
 Институт  географии
АН  СССР
 Поступила  в  редакцию
25.XII.1979

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 ХИМИЯ  почв
 УДК  631.4:416.9
 О. 	И.  АЛИХАНОВА,  А.  Н.  ЗЫРЯНОВА,  С.  П.  ЛОМОВ
 МИКРОЭЛЕМЕНТЫ  В  ПОЧВАХ  ГИССАРСКОИ  ДОЛИНЫ
И  ПРИЛЕГАЮЩИХ  ГОРНЫХ  ЛАНДШАФТОВ
 В  результате  проведенных  исследований  выявлены  некоторые  законо¬
мерности  в  содержании  и  распределении  валовых  и  подвижных  форм  груп¬
пы  микроэлементов  (В,  Mn,  Zn,  Си,  Со,  Мо)  в  почвах  разного  генезиса  и
разной  окультуренности,  распространенных  в  центральной  части  Таджики¬
стана.
 Значение  микроэлементов  в  жизни  растений,  животных  и  человека
огромно,  поэтому  их  изучение  в  настоящее  время  стало  одним  из  основ¬
ных  разделов  в  биохимии.
 В  настоящем  сообщении  рассматриваются  общие  закономерности  в
содержании  и  распространении  валовых  и  подвижных  форм  микроэле¬
ментов  в  почвах  разного  генезиса  й  степени  окультуренности,  характер¬
ных  для  центральной  части  Таджикистана.  Микроэлементы  изучали  в
опорных  разрезах  Гиссарской  долины  в  условиях  интенсивного  орошае¬
мого  земледелия.  Естественные  аналоги  обследованных  почв  выбирали
в  предгорной  зоне.  Кроме  опорных  разрезов  закладывали  серию  прико¬
пок,  захватывающих  пахотный  и  подпахотный  горизонты.  Разрезы  за¬
кладывали  на  разных  почвообразующих  породах  для  оценки  влияния
последних  на  вариабельность  вещественного  состава.  Вместе  с  тем  изу¬
чены  автоморфные  орошаемые  почвы  разновозрастных  террас  Душан¬
бинского  комплекса,  гидроморфные  почвы  преимущественно  голоцено¬
вых  террас  Амударьинского  комплекса,  почвы  среднегорных  и  высоко¬
горных  ландшафтов.  Автоморфные  орошаемые  варианты  представлены
типом  коричневых  почв  (разр.  2,  3,  6,  7,  9,  11,  13),  как  и  их  естественные
аналоги  предгорной  и  отчасти  среднегорной  зоны  (разр.  18—21).  Гид¬
роморфные  орошаемые  почвы  подразделяются  на  аллювиально-луговые
(разр.  4),  луговые  темные  и  светлые  (разр.  №  1,  5,  8,  10,  12).  В  высоко¬
горной  зоне  разрез  22  характеризует  лугово-степные  почвы.
 Валовое  содержание  микроэлементов  Си,  Zn,  Со,  Мо  определяли  по
общепринятой  методике  с  учетом  особенностей  почв  республики.  Вало¬
вой  марганец  и  бор,  а  также  подвижный  бор  определяли  спектральным
методом  [1,  2].  Подвижные  формы  меди,  кобальта,  цинка  и  молибдена
определяли  по  Пейве  [6].  Подвижный,  или  «обменный»,  марганец  оп¬
ределяли  по  Лаврухиной  [4].  Как  видно  из  табл.  1,  2,  бором  почвы
Гиссарской  долины  не  богаты*  В  среднем  его  содержание  составляет
69  мг/кг,  что  наблюдается  в  основном  в  долинных  почвах  республики.
Однако  в  пределах  долины  встречаются  как  очень  бедные,  так  и  очень
богатые  почвы,  пределы  содержания  бора  довольно  широкие  —  от  21
до  117  мг/кг.  Сопоставление  распределения  бора  в  почвах  с  геоморфоло¬
гией  местности  позволили  выявить  некоторые  особенности.  В  частности.
 40

Таблица  1
 Содержание  микроэлементов  в  гидроморфных  почвах  Гиссарской  долины,  мг/кг
 Глубина,
 см
 Валовые
 Подвижные
 В
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 В
 Мп
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 Разрез  1
 0-20*
 87
 20,0
 150
 13,3
 4,7
 0,68
 4,5
 1,1
 0,18
 0,36
 0,17
 0—30
 70
 32,9
 160
 3,3
 4,0
 0,50
 4,6
 3,0
 0,37
 0,67
 0,07
 30—55
 87
 20,6
 133
 3,3
 5,3
 0,50
 3,0
 1,5
 0,47
 1,50
 0,13
 180-215
 74
 26,7
 160
 18,0
 6,0
 0,76
 3,7
 1,9
 0,28
 1,00
 0,23
 Разрез  4
 0-30*
 10,7
 160
 6,6
 1,8
 0,24
 7,9
 0,9
 0,22
 1,05
 0,13
 0—31
 33
 5,0
 160
 5,3
 5,3
 0,38
 7,1
 0,9
 0,15
 1,00
 0,07
 31—50
 31
 3,1
 63
 3,3
 6,0
 0,50
 4,6
 1,0
 0,12
 1,00
 0,10
 80—100
 45
 3,2
 121
 6,4
 5,3
 0,66
 4,6
 4,8
 0,18
 0,55
 0,13
 180-200
 31
 4,3
 99
 6,4
 3,3
 0,46
 4,8
 4,5
 0,15
 1,10
 0,27
 Разрез  5
 0—30*
 21
 10,4
 150
 7,0
 2,6
 0,34
 7,9
 0,9
 0,18
 1,05
 0,17
 0-33
 22
 19,0
 166
 6,6
 6,6
 0,24
 3,6
 1,6
 0,40
 1,10
 0,20
 33-60
 17
 15,6
 166
 4,4
 12,0
 0,22
 2,7
 4,4
 0,25
 1,25
 0,20
 160—170
 30
 12,0
 120
 13,0
 5,3
 0,38
 4,8
 0,9
 0,40
 1,55
 0,13
 Разрез  8
 0-20*
 95
 10,3
 160
 18,0
 0,6
 1,66
 7,2
 6,3
 0,45
 1,55
 0,13
 0—36
 100
 15,2
 146
 16,0
 5,3
 1,90
 4,9
 7,5
 0,55
 1,05
 0,17
 40-70
 100
 16,0
 166
 14,4
 0,6
 2,46
 4,6
 7,5
 0,37
 2,00
 0,20
 180-200
 54
 9,7
 146
 13,6
 0,6
 0,92
 17,6
 0,9
 0,40
 1,60
 0,12
 Разрез  10
 0—30*
 67
 19,0
 156
 10,0
 1,3
 0,44
 2,8
 4,8
 0,04
 3,00
 0,17
 0—40
 66
 19,5
 150
 10,4
 1,0
 0,70
 13,4
 4,2
 0,06
 2,20
 0,20
 40—55
 70
 7,4
 126
 10,4
 2,6
 0,90
 12,5
 3,1
 0,02
 2,10
 0,17
 74—101
 53
 17,5
 143
 7,0
 1,4
 0,54
 14,1
 2,1
 0,02
 2,10
 0,06
 150-200
 51
 16,0
 156
 10,4
 1,3
 1,14
 15,7
 2,1
 0,10
 2,05
 0,13
 Разрез  12
 0—30*
 91
 20,0
 140
 13,7
 5,3
 1,08
 15,0
 3,2
 0,20
 2,10
 0,07
 0-30
 89
 20,5
 153
 10,0
 2,0
 1,04
 12,8
 4,0
 0,10
 2,10
 0,13
 40—50
 78
 25,0
 160
 13,3
 1,3
 0,98
 9,9
 4,1
 0,10
 2,10
 0,10
 90-100
 74
 10,5
 133
 13,7
 3,3
 0,66
 21,4
 2,2
 0,09
 2,00
 0,13
 140-150
 55
 15,5
 166
 10,0
 1,3
 0,70
 64,2
 3,5
 0,10
 1,00
 0,07
 •  Здесь  и  в  табл.
 2  смешанный  образец  из  пяаи  проб  с  площади  10  м2.
 отмечено  уменьшение  содержания  валового  бора  в  почвах  по  мере  сни¬
жения  местности  над  уровнем  моря.
 По  анализам  почв  Гиссарской  долины  хорошо  прослеживается  зави¬
симость  содержания  бора  в  почвах  от  его  запасов  в  почвообразующих
породах.  Например,  луговые  почвы  в  долинах  рек  Иляк  и  Кафирниган
на  молодых  террасах  Амударьинского  комплекса  сравнительно  не  бо¬
гаты  бором  (40—70  мг/кг).  Содержание  бора  в  нижних  горизонтах  этих
почв  составляет  30—40  мг/кг.  Более  богатые  бором  почвы  на  южных
отрогах  Гиссарского  хребта  развиты  на  богатых  бором  материнских
породах  (90—130  мг/кг).  В  пределах  долины  наблюдается  постепенное
увеличение  содержания  бора  в  почвах  в  направлении  с  востока  на  запад
(от  30—50  до  80—90  мг/кг).  Характер  распределения  водно-раствори¬
мого  бора  в  пределах  долины  сходен  с  распределением  валового  содер-
 41

Таблица  2
 Содержание  микроэлементов  в  автоморфных  почвах  Гиссарской  долины
и  прилегающих  ландшафтов,  мг!кг
 Глубина,
 см
 Валовые
 Подвижные
 В
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 В
 Мл
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 Разр'ез  2
 0-
 -18
 50
 18,0
 54
 14,0
 24,0
 1,66
 5,5
 1.5
 0,37
 2,10
 0-
 -20
 84
 15,3
 50
 14,4
 10,3
 *0,78
 7,7
 4,8
 0,22
 1,05
 50-
 -70
 87
 15,3
 28
 14,4
 5,3
 1,32
 2,3
 1,5
 0,30
 2,10
 80-
 -96
 66
 17,5
 32
 14,0
 6,0
 0,40
 5,1
 1,6
 0,22
 2,00
 180-
 -200
 54
 25,8
 33
 13,6
 12,0
 0,38
 12,5
 1,0
 0,22
 1,00
 Разрез  3
 0-
 -20
 90
 19,5
 140
 13,7
 2,6
 0,78
 12,5
 0,9
 0,30
 2,05
 0-
 -28
 87
 15,3
 160
 14,0
 5,3
 0,62
 48,1
 1,5
 0,18
 2,00
 28-
 -52
 79
 19,5
 140
 14,0
 6,0
 0,96
 2,0
 1,5
 0,22
 1,50
 180-
 -200
 74
 3,3
 166
 13,6
 0,6
 0,46
 1,1
 1,0
 0,18
 2,00
 Разрез  б
 0-
 -30
 54
 20,0
 130
 10,0
 1,3
 0,62
 4,6
 4,8
 0,44
 1,00
 0-
 -26
 54
 19,3
 138
 18,0
 10,6
 0,56
 1,6
 1,5
 0,40
 1,50
 26-
 -50
 67
 19,9
 127
 14,0
 12,0
 Не  опр.
 0,5
 1,6
 0,45
 1,05
 180-
 -200
 45
 17,5
 160
 14,4
 6,0
 0,52
 0,3
 1,0
 1
 0,37
 1
 1,10
 Разрез  7
 0-
 -15
 104
 20,5
 140
 13,3
 1,3
 0,92
 4,7
 6,2
 0,40
 2,10
 0-
 -39
 117
 23,0
 150
 19,0
 4,4
 0,88
 1,1
 6,0
 0,50
 1,10
 80-
 -100
 67
 13,5
 166
 14,4
 4,6
 0,98
 0,5
 3,2
 0,50
 1,10
 180-
 -200
 51
 14,0
 160
 14,0
 2,0
 0,82
 1,1
 3,2
 0,45
 2,00
 Разрез  9
 0-
 -30
 81
 16,0
 146
 13,0
 1,3
 1,26
 0,7
 3,0
 0,10
 2,55
 0-
 -26
 97
 19,5
 160
 10,4
 2,0
 2,50
 0,3
 2,8
 0,11
 2,05
 26-
 -50  .
 95
 19,0
 150
 13,3
 2,6
 1,48
 0,7
 3,2
 0,11
 1,90
 180-
 -210
 79
 10,5
 120
 13,0
 2,0
 0,82
 0,7
 2,1
 0,04
 1,45
 Разрез  11
 0-
 -30
 67
 19,5
 156
 10,0
 1,3
 2,82
 2,8
 4,7
 0,05
 2,10
 0-
 -30
 67
 20,0
 143
 13,3
 0,7
 1,16
 5,4
 5,9
 0,06
 2,10
 31-
 -66
 68
 20,5
 130
 13,7
 0,7
 1,26
 5,6
 3,1
 0,04
 1,55
 66-
 -97
 86
 20,0
 160
 10,3
 0,6
 5,38
 10,7
 3,3
 0,05
 1,95
 150-
 -200
 79
 19,0
 153
 10,0
 4,0
 1,30
 2,2
 3,2
 0,11
 1,90
 Разрез  13
 0-
 -30.
 85
 16,0
 140
 10,3
 2,0
 0,96
 4,6
 2,1
 0,95
 2,05
 0-
 -20
 94
 20,0
 134
 9,3
 2,8
 0,78
 17,6
 3,4
 0,10
 2,05
 20-
 -40
 85
 6,7
 160
 10,3
 1,3
 0,66
 2,0
 3,2
 0,10
 1,90
 150-
 -200
 98
 1
 9,0
 1
 160
 13,7
 1,3
 0,96
 0,3
 1,0
 0,11
 1,50
 Разрез  18
 0-
 -16
 100
 16,6
 58
 14,4
 Не  опр.
 1,34
 2,3
 3,0
 0,02
 1,95
 16-
 -40
 Не  опр.
 22,3
 51
 14,0
 '»
 Не  опр.
 3,4
 3,2
 0,03
 1,80
 86-
 -115
 60
 16,4
 48
 11,2
 »
 0,42
 8,6
 4,0
 0,02
 1,00
 175-
 -200
 51
 16,9
 41
 11,0
 0,48
 2,0
 3,0
 0,02
 1,00
 Разрез  19
 0-23
 61
 Не  опред.
 1,34
 19,7
 9,5
 0,66
 1,00
 23-50
 130
 I
 2,08
 5,4
 4,2
 0,45
 0,50
 165-190
 93
 »
 0,50
 3,7
 4,8
 .  0,32
 0,33
 0,10
 0,10
 0,23
 0,07
 0,07
 0,27
 0,23
 0,08
 0,01
 0,20
 0,10
 0,07
 0,13
 0,13
 0,10
 0,06
 0,06
 0,20
 0,13
 0,12
 0,01
 0,07
 0,07
 0,06
 0,07
 0,06
 0,10
 0,07
 0,07
 0,10
 0,03
 0,04
 0,03
 0,08
 0,03
 0,07
 0.03
 42

Таблица  2  (окончание)
 Глубина,
 см
 Валовые
 Подвижные
 в
 Си  Zn  Со  Мо
 В
 Мп  Си  Zn  Со  Мо  /
 0-30
 48-80
 100-150
 100
 103
 102
 Р  а  зр  (
 »
 »
 5  з  20
 1,70
 0,82
 1,06
 Не  определяли
»
 »
 Разрез  21
 0-
 -30
 85
 24,7
 34
 12,2
 Не  опр.
 0,76
 7,8
 4,1
 0,06
 1,60
 20-
 -53
 51
 34,6
 33
 13,6
 0,70
 3,3
 3,9
 0,09
 1,50
 91-
 -123
 54
 34,0
 105
 12,0
 »
 0,66
 2,4
 5,8
 0,06
 1,50
 175-
 -200
 69
 Не  опр.
 0,74
 0,9
 5,0
 0,06
 1,50
 Разрез  22
 0-
 -4
 107
 25,8
 66
 15,8
 Не  опр.
 23,0
 8,0
 0,18
 1,83
 4-
 -22
 100
 31,6
 68
 18,0
 ъ
 5,0
 7,4
 0,15
 1,60
 22-
 -46
 85
 26,6
 58
 18,2
 »
 Не'  опр.
 7,0
 0,10
 1,53
 46-
 -75
 70
 30,0
 71
 14,0
 »
 2,7
 6,5
 0,17
 1,72
 жания,  но  не  везде.  Так,  восточный  район  конусов  выноса  рек  Кафирни-
ган  и  Иляк  сравнительно  не  богат  подвижным  бором  (0,50—0,80  мг/кг),
включая  и  почвообразующую  породу  (0,40—0,70  мг/кг).  Почвы  поймен¬
ной  части  (Ленинский  р-н)  можно  назвать  даже  бедными  бором  (около
0,30  мг/кг).  Почвы  западной  части  долины  богаты  водно-растворимым
бором  (от  0,80  до  1,66  мг/кг)  по  ваему  профилю,  включая  породу.
Влияние  процессов  почвообразования  на  содержание  и  перераспреде¬
ление  микроэлементов  в  почвах  в  пределах  Гиссарской  цолины  выявля¬
ется  при  сравнении  содержания  бора  в  автоморфных  и  гидроморфных
почвах.  В  число  сравниваемых  данных  наряду  с  указанными  выше  поч¬
венными  разрезами  вошло  большое  число  анализов  почв  из  прикопок
на  полуметровую  глубину.  Среди  них  в  качестве  единичных  данных  фи-
гурируют  усредненные  значения  содержания  бора  из  30—50  прикопок
с  площади  1—3  га.
 На  этом  фоне  рассматривалось  также  антропогенное  влияние,  т.  е.
степень  окультуренности  почв  на  содержание  микроэлементов.  Усред¬
ненные  данные  с  предельными  значениями  валовых  и  подвижных  форм
исследованных  микроэлементов  в  автоморфных  и  гидроморфных  почвах
орошаемых  и  естественных  аналогов  приведены  в  табл.  3  и  4.  Различие
условий  почвообразования  в  пределах  долины  сказалось  на  накоплении
в  верхнем  полуметровом  слое  валового  бора.  В  автоморфных  почвах
бора  в  среднем  на  20—30  мг/кг  больше,  чем  в  гидроморфных.  Пахотные
и  подпахотные  горизонты  мало  отличаются  друг  от  друга.  Влияние  сте¬
пени  окультуренности  почв  на  накопление  в  них  бора  заметно  в  авто¬
морфных  почвах  по  содержанию  подвижных  форм.  В  орошаемых  почвах
в  среднем  на  0,20  мг/кг  (30%)  водно-растворимого  бора  больше,  чем  в
целинных.  Этот  факт,  >  вероятно,  объясняется  долголетним  орошением
и  обработкой  почв  (табл.  5).
 Гидроморфные  орошаемые  почвы  и  их  естественные  аналоги  в  боль¬
шей  степени  отличаются  друг  от  друга  по  валовому  содержанию  бора
(на  10  мг/кг  больше,  чем  в  целинных),  степень  же  растворимости  бор¬
ных  соединений  в  негидроморфных  и  гидроморфных  почвах  выше,  чем
в  их  орошаемых  вариантах,  особенно  в  верхнем  (0—30  см)  слое.  В  це¬
лом  по  Гиссарской  долине  можно  отметить,  что  автоморфные  почвы
более  обеспечены  подвижным  бором,  чем  гидроморфные,  хотя  доля  пе¬
рехода  бора  в  форму,  доступную  для  питания  растений  в  автоморфных
 43

Валовое  содержание  микроэлементов  в  почвах  Гиссарской  долины,  ме/ке
 Таблица  3
 Угодье
 Глуби¬
 В
 М.п
 Си
 Мп
 Со
 '  Мо
 на,  см
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 Автоморфные  почвы
 Орошаемые
 0-30
 24
 37—100
 75
 8
 485—925
 667
 18
 13—46
 26
 16
 25—253
 116
 17
 0,6—12,3
 11,1
 5
 0,7-1,4
 30-50
 24
 45—107
 77
 3
 766-840
 805
 13
 7—64
 24
 И
 20—176
 94
 12
 1,5-15,5
 10,1
 5
 0,7—2,0
 Целина
 0-30
 5
 47—117
 81
 7
 509-741
 612
 6
 20-64
 44
 7
 44-245
 148
 8
 6,3-14,0
 11,4
 2
 2,0-3,3
 30—50
 5
 52—120
 78
 4
 571—656
 598
 5
 16-51
 37
 7
 53-205
 142
 8
 8,8-21,6
 11,8
 2
 1,3-4,6
 Всего
 0-30
 29
 37-116
 76
 14
 485—926
 642
 24
 13-64
 31
 23
 25-253
 126
 25
 0,6-14,0
 11,3
 7
 0,7—3,3
 30-50
 29
 45-120
 77
 7
 571-840
 686
 18
 7—64
 28
 18
 20-205
 114
 20
 1,5—21,6
 10,7
 7
 0,7-4,6
 Гидроморфные  почвы
 Орошаемые
 0—30
 10
 21-81
 51
 5
 I  284—985  I
 564
 И
 11—47
 28
 12
 50-200
 138
 13
 5,3-15,0
 10,0
 7
 1,3-10,3
 30-50
 10
 13-84
 52
 Не  опр.
 8
 3—30
 21
 8
 30—166
 117
 2
 15,0—16,0
 15,5
 5
 1,3-12,0
 Целина
 0—30
 14
 33-53
 42
 »
 2
 15-39
 24
 2
 126—146
 136
 9
 3,3-14,2
 8,5
 1
 0,6
 30—50
 14
 31-50
 40
 »
 1
 16
 16
 1
 167
 167
 1
 14,4
 14,4
 Не  опр.
 Всего
 0—30
 24
 21-81
 49
 5
 I  284—9851
 564
 13
 11—47
 28
 14
 50-200
 138
 22
 5,3-16,0
 10,7
 8
 0,6-10,3
 30—50
 24
 13-84
 45
 Не  опр.
 9
 3-35
 21
 9
 30-167
 122
 3
 3,3-14,4
 9,1
 5
 1,3-12,0
 По  всей  до¬
 0—30
 53
 21—116
 69
 19
 284-985
 635
 37
 11—64
 22
 37
 25—253
 130
 47
 6,7—16,0
 11,9
 15
 0,6-10,3
 лине
 30—50
 53
 13-120
 69
 7
 571—840
 789
 27
 3-64
 26
 27
 20—245
 116
 23
 3,3—21,6
 10,7
 12
 0,7-12,0
 1,3
 1,5
 2.7
2,9
 1.8
1,8
 5,1
 6,0
 0,6
 4,5
 6,0
 3,3
 3,9
 Примечание.  Здесь  и  в  табл.  4,1  —  число  наблюдений,  2  —  предел,  3  —•  среднее.

1
 20
 20
 5
 5
 25
 25
 9
 9
 3
 3
 12
 12
 37
 37
 ♦ 	Таблица  4
 Содероюание  подвижных  форм  микроэлементов  в  почвах  Гиссарской  долины,  мг/кг
 В
 Мп
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 1
 2
 3
 Автоморфные  почвы
 0,40-
 -1,60
 0,83
 21
 0,7-
 -20,4
 7,0
 ‘23
 0,2-
 -8,4
 4,4
 14
 0,12-
 -0,40
 0,21
 19
 1,06-
 -2,07
 1,69
 13
 0,03-
 -0,20
 0,46-
 -1,59
 0,80
 15
 0,5-
 -20,4
 6,9
 21
 0,5-
 -7,6
 3,7
 •-  7
 0,05-
 -0,47
 0,18
 16
 1,06-
 -2,10
 1,62
 14
 0,03-
 -0,17
 0,38-
 -0,72
 0,59
 10
 0,7-
 -12,5
 4,9
 6
 1,5-
 -6,0
 4,5
 -  6
 0,09-
 -0,55
 0,22
 9
 1,33-
 -2,00
 1,59
 5
 0,07-
 -0,23
 0,24-
 -0,90
 0,56
 8
 1,1-
 -8,1
 3,3
 5
 1,5-
 -5,3
 3,0
 5
 0,05-
 -0,37
 0,16
 8
 1,17-
 -1,67
 1,43
 5
 0,03-
 -0,07
 0,38-
 -1,60
 0,77
 31
 0,7-
 -20,4
 6,9
 29
 0,2-
 -8,4
 4,5
 20
 0,09-
 -0,55
 0,21
 28
 1,06-
 -2,07
 1,72
 18
 0,03-
 -0,23
 0,24-
 -1,59
 0,75
 23
 0,5-
 -20,4
 5,8
 26
 0,5-
 -7,6
 3,5
 12
 0,05-
 -0,47
 0,17
 24
 1,06-
 -2,10
 1,55
 19
 0,03-
 -0,17
 Гидроморфные  почвы
 0,12—0,80
 0,22—0,92
 0,27—1,00
 0,33—0,50
 0,12—1,0
 0,22—0,92
 0,12—1,60
 0,22—1,59
 0,51
 0,59
 0,55
 0,43
 0,52
 0,54
 0,72
 0,68
 13  I
 4,6—12,51
 8,4
 10
 0,9—8,0
 4,3
 18
 0,04—0,44
 0,12
 И
 1,00—2,10
 1,42
 5
 0,10-0,20
 8  1
 2,7—И,  7|
 6,5
 4
 1,0—6,0
 3,9
 16
 0,01-0,45
 0,09
 5
 0,50—2,10
 1,22
 4
 0,10—0,20
 Не  опр.
 3
 4,5—7,5
 5,7
 5
 0,05-0,40
 0,17
 2
 1,05—1,42
 1,23
 1
 0,17
 »
 2
 7,5—10,0
 8,7
 4
 0,05—0,40
 0,17
 2
 1,00—2,00
 1,50
 2
 0,20—0,60
 13
 4,6—12,5
 8,4
 13
 0,9-8,0
 4,6
 23
 0,04-0,44
 0,14
 13
 1,00—2,10
 1,39
 6
 0,10—0,20
 8
 2,7—11,7
 6,5
 6
 1,0—10,0
 5,4
 20
 0,01-0,45
 0,11
 7
 0,50—2,10
 1,37
 6
 0,10—0,60
 44
 0,7-20,4
 7,3
 42
 0,2—8,4
 4,5
 43
 0,04—0,55
 0,17
 41
 1,00—2,20
 1,62
 24
 0,03—0,23
 31
 0,5—20,4
 6,2
 32
 0,5—10,0
 3,9
 32
 0,01—0,47
 0,09
 31
 0,50—2,10
 1,52
 25
 0,03—0,60
 0,08
 0,09
 0,12
 0,06
 0,09
 0,08
 0,13
 0,14
 0,17
 0,40
 0,14
 0,23
 0,11
 0,12

Таблица  5
 Среднее  содержание  в  почвах  подвижных  форм  микроэлементов,  %  от  валового  количества
 Угодье
 Глубина,
 см
 в
 Мп
 Си
 Zn
 Со
 Мо
 А  в  т  о  м
 о  р  ф  н  ы  е
 почвы
 Орошаемые
 0—30
 1,10
 1,05
 16,9
 0,18
 15,2
 6,1
 30—50
 1,03
 1,17
 15,4
 0,19
 16,0
 6,0
 Целина
 0-30
 0,72
 0,80
 10,2
 0,14
 13,9
 4,4
 30-50
 0,71
 0,55
 8,1
 0,11
 42,1
 2,0
 Всего
 0-30
 0,98
 1,07
 14,5
 0,16
 15,2
 5,0
 30-50
 0,97
 0,84
 12,5
 0,14
 14,4
 4,4
 Гидроморфные  почвы
 Орошаемые
 0-30
 1,00
 1,48
 15,3
 0,08
 14,2
 2,5
 30-50
 1,13
 0,87
 18,5
 0,07
 7,8
 2,3
 Целина
 0-30
 1,30
 Не  опр.
 23,7
 0,12
 14,3
 Не  опр.
 30—50
 1,07
 »
 Не  опр.
 0,10
 10,4
 »
 Всего
 0—30
 1,06
 1,48
 16,4
 0,10
 12,9
 2,5
 30—50
 1,10
 0,87
 18,5
 0,09
 15,0
 2,3
 почвах,  несколько  меньше  (0,72—1,10%),  чем  в  гидроморфных  (1,00—
1,30%).  На  основании  градаций  нуждаемости  почв  в  микроудобрениях,
где  за  предельное  содержание  принято  0,8—1,0  мг/кг  водно-растворимо¬
го  бора,  можно  сделать  заключение,  что  все  почвы  Гиссарской  долины
в  большей  или  меньшей  степени  нуждаются  в  борных  удобрениях.
В  первую  очередь  эти  удобрения  нужно  вносить  в  почвы  центральной
части  долины  (Ленинский  р-н),  на  нижних  террасах  рек  Иляк  и  Кафир-
ниган,  затем  в  восточной  части,,  в  меньшей  степени  они  нужны  на  запа¬
де  долины.
 Содержание  валового  марганца  в  почвах,  так  же  как  и  бора,  неоди¬
наково.  В  долине  встречаются  почвы  как  с  низким  содержанием  мар¬
ганца  (485  мг/кг),  так  и  со  сравнительно  высоким  (до  900  мг/кг  и  бо¬
лее).  Кларковое  содержание  валового  марганца  по  А.  П.  Виноградову
составляет  850  мг/кг.  По  содержанию  валового  марганца,  так  же  как  и
по  бору,  отмечается  зависимость  от  высотного  положения  почв.  Напри¬
мер*  в  почвах  бассейна  р.  Варзоб  от  высокогорных  ландшафтов  к  доли¬
не  (разр.  22,  6)  наблюдается  уменьшение  марганца  в  почвах  от  801  до
485  мг/кг,  в  долине  р.  Иляк  от  среднегорий  к  долине  (разр.  21,  3,  5)
содержание  марганца  уменьшается.  Однако  в  почвах  Чормакзакского
перевала  (разр.  18)  марганца  содержится  меньше,  чем  в  почвах  пред¬
горий  этого  района.
 Наиболее  богатыми  марганцем  оказались  почвы  южной  и  юго-во¬
сточной  части  долины,  где  отлагается  делювий  пород  с  хребтов  Абду-
ловат,  Рангонтау  и  Каратегина  (645—926  мг/кг).  Повышенным  содер¬
жанием  отличаются  также  почвы  бассейна  рек  Каратаг  и  Ширкент  на
западе  долины  (675—875  мг/кг).  Луговые  почвы  на  молодых  террасах
р.  Кафирниган  в  районе  Душанбе  и  Гиссара,  а  также  в  районе  Шахри-
нау  по  направлению  с  севера  на  юг  бедны  марганцем  (485—585  мг/кг).
Распределение  марганца  по  профилю  этих  почв  часто  однородное,  что
свидетельствует  о  бедности  марганцем  почвообразующей  породы.  По
содержанию  подвижного  марганца  в  форме  «обменного»  почвы  Гиссар¬
ской  долины  также  можно  считать  небогатыми.  Кларковое  содержание
этой  формы  марганца  в  почвах  по  классификации  А.  В.  Пейве  около
10  мг/кг.  Характер  распределения  подвижного  марганца  в  почвах  в
пределах  долины  во  многом  повторяет  валовой  марганец.  Сравнительно
богатыми  «обменным»  марганцем  можно  считать  почвы  западной
(11,2—13,6  мг/кг)  и  восточной  (8,0—15,0  мг/кг)  частей  долины.  В  цент¬
ральной  части  долины,  на  молодых  террасах  р.  Кафирниган  и  в  районе
Шахринау  «обменного»  марганца  в  почвах  очень  мало  (0,4—5,4  мг/кг).
 46

Анализы  почвенных  образцов  многочисленных  разрезов  показали,
что  максимум  содержания  «обменного»  марганца  приходится  на  верх¬
ние  горизонты  почвы,  что  свидетельствует  о  биогенном  характере  его
накопления.  Автоморфные  и  гидроморфные  почвы  по  содержанию  мар¬
ганца  несколько  различаются.  Результаты  анализов  подвижного  мар¬
ганца  в  автоморфных  почвах  (табл.  4)  подчеркивают  большую  вариа¬
бельность  —  от  0,5  до  20,4  мг/кг.  В  гидроморфных  почвах  такой  неод¬
нородности  не  обнаружено,  в  среднем  они  содержат  подвижного
марганца  несколько  больше,  чем  автоморфные.
 От  давности  орошения  заметные  изменения  в  содержании  «обмен¬
ной»  формы  марганца  наблюдаются  в  автоморфных  почвах.  В  них,  так
же  как  в  отношении  бора,  периодическое  орошение  и  иссушение  почв,
а  также  частая  обработка  способствуют  переходу  марганцевых  соеди¬
нений  в  более  подвижную  форму,  чем  на  целине.  Разница  в  раствори¬
мости  марганцевых  соединений  в  этом  случае  составляет  более  20%
(табл.  5).  По  степени  обеспеченности  почв  марганцем  для  культурных
растений  (а  об  этом  судят  по  содержанию  подвижной  формы)  все  поч¬
вы  долины  относятся  к  средне-  и  слабообеспеченным.  Однако,  учитывая
большую  вариабельность  в  содержании  марганца  в  почвах,  внесение
необходимых  марганцевых  удобрений  должно  проводиться  строго  диф¬
ференцированно  и  только  после  картирования  содержания  марганца  в
почвах  всей  долины.
 Содержание  валовой  меди  в  основном  изменяется  в  пределах  15—
20  мг/кг  независимо  от  ландшафтных  условий,  хотя  имеются  почвы  и
более  богатые  и  более  бедные.  Высоким  содержанием  меди  отличаются
коричневые  почвы  северных  склонов  хр.  Абдуловат  (разр.  18,  21),  где
найдено  до  22,9—34,2  мг/кг  меди.  Очень  мало  меди  в  аллювиально-лу¬
говых  почвах  на  красноцветных  наносах  р.  Иляк  5,0  мг/кг  (разр.  4).
Содержание  меди  в  подпахотных  и  нижележащих  горизонтах  почв  почти
всех  разрезов  мало  отличается  от  пахотных,  не  более  чем  на  2—
5  мг/кг.  По  содержанию  подвижной  меди  в  почвах  долины  отмечена
большая  пестрота  (от  0,9  до  9,5  мг/кг),  которая  согласуется  с  высотным
положением  почв.  В  почвах  горных  и  высокогорных  ландшафтов  со¬
держание  подвижной  формы  меди  возрастает.  В  пределах  равнинной
части  долины  по  степени  обеспеченности  почв  медью  выделяются  два
района:  центральный,  начиная  от  Гиссара,  и  восточнее  —  почвы,  бедные
медью  (0,9—2,0  мг/кг).  Сравнительно  богатые  почвы  в  западном  райо¬
не  (от  2,9  до  7,5  мг/кг),  особенно  в  зонах  возделывания  виноградника
(разр.  8).  При  этом  надо  отметить  зависимость  содержания  подвижной
меди  в  верхних  горизонтах  от  запасов  ее  в  почвообразующих  породах.
Бедные  медью  почвы  восточного  района  (разр.  1,  2,  5,  6)  в  глубоких
горизонтах  содержат  ее  1,0—1,9  мг/кг  (табл.  1).
 Биогенная  аккумуляция  подвижной  меди  выражена  слабее,  чем
марганца.  При  рассмотрении  данных  по  типам  почв  обнаружено,  что
в  целом  количество  валовой  меди  больше  накапливается  в  автоморф¬
ных  почвах  (от  13  до  64  мг/кг),  правда  при  сравнительно  большой
пестроте.  Различие  между  орошаемыми  и  целинными  вариантами  за¬
метно  в  основном  только  среди  автоморфных  почв.  Валовой  меди  боль¬
ше  в  среднем  на  20  мг/кг,  чем  в  целинных  орошаемых  почвах  (табл.  3,
4).  Каких-либо  существенных  различий  между  подобными  вариантами
гидроморфных  почв  выявить  не  удалось.  Однако  процент  перехода  ва¬
ловых  форм  меди  в  вытяжку  почти  во  всех  случаях  в  гидроморфных
почвах  был  большим,  чем  в  автоморфных  (табл.  5).  В  целом  по  Гис-
сарской  долине  можно  указать  на  достаточно  высокую  обеспеченность
валовой  медью  почти  всех  почв.  Подвижной  формой  меди  почвы  Гиссар-
ской  долины  обеспечены  средне.  Однако  встречаются  почвы  и  слабо¬
обеспеченные,  явно  нуждающиеся  в  медных  удобрениях.  Конкретные
 47

рекомендации  по  их  внесению  могут  быть  даны  только  после  Оолее  де¬
тального  обследования.
 По  содержанию  валового  цинка  все  почвы  относятся  к  категории
богатых  (28—166  мг/кг,  кларк  по  цинку  20  мг/кг).  Но  среди  них  мож¬
но  отметить  высокогорные  лугово-степные  почвы  и  коричневые  Карате-
гина,  в  которых  содержится  сравнительно  мало  цинка  (34—58  мг/кг).
В  почвах  равнинной  части  и  низких  предгорий,  разритых  на  лёссах,  по¬
всеместно  отмечено  большое  содержание  цинка  —  от  136  до  166  мг/кг.
Подтверждением  указанных  различий  служат  данные  анализов  под¬
почвенных  горизонтов,  которые  с  малыми  изменениями  везде  повторяют
содержание  цинка  в  пахотном  слое  почв.  В  противоположность  валово¬
му  содержанию  подвижной  формой  цинка  почвы  Гиссарской  долины
бедны.  При  установленной  границе  обеспеченности,  равной  0,3—
0,5  мг/кг,  его  наблюдается  от  0,06  до  0,55  мг/кг.  К  очень  бедным  нужно
отнести  все  почвы  западной,  северной  и  восточной  частей  долины,  вклю¬
чая  высокогорные  почвы.  Более  или  менее  обеспечены  цинком  почвы
центральной  части  долины  в  районе  северных  отрогов  Бабатага  и  мо¬
лодых  террас  вблизи  Душанбе  (0,40—0,55  мг/кг).  Биогенная  аккуму¬
ляция  цинка  в  почве  не  наблюдается.
 Распределение  цинка  среди  почв  разного  генезиса  примерно  одина¬
ковое,  за  исключением  того,  что  растворимость  цинковых  соединений
в  гидроморфных  почвах  несколько  ниже,  чем  в  автоморфных.  Общая
обеспеченность  почв  подвижным  цинком  в  форме  «обменного»  по  всей
долине  очень  мала.  Поэтому  почти  все  почвы  Гиссарской  долины  нуж¬
даются  в  цинковых  микроудобрениях.
 Валового  кобальта  в  почвах  много  (от  5,5  до  18,2  мг/кг)  при  сред¬
нем  содержании  в  почвах  по  А.  П.  Виноградову,  равному  8  мг/кг.  Мно¬
го  кобальта  в  коричневых  почвах  предгорий  Бабатага  (18,2—
16,0  мг/кг)  и  высокогорных  лугово-степных  почвах  Гиссарского  хребта,
а  также  в  коричневых  почвах  вблизи  Душанбе  (17,4—16,7  мг/кг).
Ближе  к  среднему  содержанию  (9—11  мг/кг)  кобальта  найдено  в  поч¬
вах  восточной  и  западной  частях  долины,  включая  коричневые  почвы
хребтов  Абдуловата  и  Каратегина.  Ниже  среднего  содержание  кобальта
(5,3—6,6  мг/кг)  в  луговых  почвах  (разр.  4,  5).  Определенной  закономер¬
ности  в  распределении  кобальта  по  почвенному  профилю  не  наблюдает¬
ся.  В  большинстве  случаев  содержание  его  изменяется  незначительно
(на  2—3  мг/кг).  Подвижного  кобальта  в  почвах  также  много.  При
средней  обеспеченности  почв  1,0—1,5  мг/кг  здесь  в  основном  наблю¬
даются  почвы  с  содержанием  от  1,0  до  2,5  мг/кг.  Исключением  являют¬
ся  высокогорные  почвы,  где  кобальтом  бедны  все  горизонты  (1,00—
0,33  мг/кг),  включая  породу  (разр.  19).  Сравнительно  мало  (0,67  мг/кг)
кобальта  в  пахотном  горизонте  луговой  почвы  (разр.  1),  но  уже  в  под¬
пахотном  слое  содержится  1,5  мг/кг  кобальта.  Высоким  содержанием
кобальта  (более  2,0  мг/кг)  характеризуются  почвы  западного  и  северо-
западного  районов  долины.  Заметных  различий  по  содержанию  кобаль¬
та  между  типами  почв  не  отмечается,  так  же  как  не  выявлено  различий
между  целинными  и  орошаемыми  вариантами.  В  целом  почвы  Гиссар¬
ской  долины  можно  считать  среднеобеспеченными  подвижным  ко¬
бальтом.
 Валовое  содержание  молибдена  в  почвах  довольно  пестрое  —  от  0,7
до  10,8  мг/кг  при  кларке  3  мг/кг.  Наши  сведения  относятся  в  основном
только  к  Гиссарской  долине.  Ее  западную  часть  можно  характеризо¬
вать  как  бедную  молибденом  (0,7—2,4  мг/кг).  В  остальных  районах
содержание  молибдена  превышает  4  мг/кг.  Особенно  много  его  в  поч¬
вах  вблизи  Душанбе  (разр.  5—6—10,  от  8  до  12  мг/кг)  и  Орджоникид-
зеабада  (разр.  2,  3  от  6,0  до  10,3  мг/кг).  По  содержанию  подвижного
молибдена  все  почвы  долины  можно  отнести  к  бедным  или  среднеобеспе¬
ченным  (0,07—0,27  мг/кг  при  градации  средней  обеспеченности  почв  по

А.  В.  Пейве,  равной  0,15—0,20  мг/кг).  Пестрота  содержания  подвижных
форм  молибдена  в  пределах  долины  не  дает  возможности  выявить  ка¬
ких-либо  определенных  закономерностей.  Из  данных  табл.  3  по  рас¬
пределению  молибдена  по  типам  почв  видно,  что  наиболее  богаты  ва¬
ловым  молибденом  гидроморфные  почвы.  В  них  в  среднем  содержится
4,5  мг/кг,  хотя  встречаются  и  очень  бедные  (0,6  мг/кг)  и  очень  богатые
(10,3  мг/кг)  почвы.  Содержание  валового  молибдена  в  подпахотном
горизонте  всех  почв  больше,  чем  в  пахотном.  Влияние  окультуренности
почв  на  распределение  молибдена  из-за  малочисленности  данных  выя¬
вить  не  удалось.  Подвижного  молибдена,  как  уже  говорилось  выше,
почти  во  всех  почвах  долины  мало.  На  этом  фоне  больше  других  обес¬
печены  молибденом  гидроморфные  почвы,  в  которых  в  среднем  содер¬
жится  0,14  мг/кг.
 Выводы
 1. 	Разнообразные  почвенно-климатические  условия  и  орошение  в
значительной  степени  повлияли  на  распределение  микроэлементов  в
пределах  долины,  а  также  в  почвах  прилегающих  ландшафтов.  По  ко¬
личеству  валового  бора,  частично  марганца  и  подвижной  формы  меди
в  почвах  данного  региона  прослеживается  связь  с  высотным  положе¬
нием  почв:  с  повышением  местности  увеличивается  содержание  указан¬
ных  элементов.
 2. 	Для  большинства  подвижных  форм  микроэлементов  выявлено  их
биогенное  накопление  в  большей  или  меньшей  степени  в  пахотном  го¬
ризонте  почв.  Для  некоторых  почв  отмечено  влияние  степени  их  окуль¬
туренности  на  перераспределение  микроэлементов,  что  видно  по  содер¬
жанию  валовых  форм  меди,  цинка  и  бора  и  подвижных  форм  мар¬
ганца  и  бора.  Для  ряда  элементов,  таких,  как  В,  Zn,  Мо,  выявлено
различие  в  их  содержании  в  автоморфных  и  гидроморфных  почвах.
 3. 	По  степени  обеспеченности  почв  валовыми  формами  микроэле¬
ментов  по  классификации  Виноградова  [3]  в  целом  по  Гиссарской  до¬
лине  микроэлементы  располагаются  в  следующий  ряд:  Zn>Cu>Co>
>Мп>В.  Степень  обеспеченности  почв  подвижными  формами  микро¬
элементов  по  классификации  Я.  В.  Пейве  можно  представить  таким
рядом:  Co>Cu>Mn>B>Mo>Zn,  причем  последние  три-четыре  эле¬
мента  наблюдаются  в  большинстве  почв  в  количествах,  гораздо  ниже
нормы,  необходимой  для  большинства  сельскохозяйственных  культур.
Поэтому  применение  марганцевых,  цинковых  и  борных  удобрений  в
интенсивном  орошаемом  земледелии  может  явиться  немалым  резервом
повышения  производительности  почв.
 Литература
 1. 	Алиханова  О.  И.  Спектральное  определение  валового  и  водно-растворимого  бора  в
почвах  Таджикистана,  Почвоведение,  1964,  Mb  11.
 2. 	Алиханова  О.  И.  Спектральный  метод  определения  валового  марганца  в  почвах.
Тр.  НИИ  почвоведения  МСХ  ТаджССР,  т.  15,  вып.  1,  1972.
 3. 	Виноградов  А.  Я.  Геохимия  редких  и  рассеянных  элементов  в  почвах.  М.,  Изд.  АН
СССР,  1957.
 4. 	Лавру  хина  А.  К.  Определение  малых  количеств  марганца  в  почвах,  растениях  и
животных  организмах.  В  сб.:  Методы  определения  микроэлементов.  М.,  Изд.  АН
СССР,  1950.
 5. 	Ломов  С.  Я.  Микроэлементы  в  некоторых  почвах  земледельческой  территории  Алжи¬
ра.  Почвоведение,  1973,  Mb  4.
 6. 	Пейве  Я.  Я.  Методические  указания  по  определению  микроэлементов  в  почвах  и
растениях.  Рига,  Изд.  АН  ЛатвССР,  1961.
 7. 	Ферсман  А.  Е.  Геохимия.  М.,  ОНТИ,  т.  I,  1933,  т.  IV,  1939.
 НИИ  почвоведения 	Поступила  в  редакцию
 МСХ  ТаджССР 	2.1.1980  г.
 4  Почвоведение,  №  1

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  Г
 ФИЗИКА  ПОЧВ
 УДК  631.432
 И.  С.  РАБОЧЕВ,  Л.  М.  РЕКС,  Э.  Т.  ПЯГАП,
 А.  М.  ЯКИРЕВИЧ
 ПРИМЕНЕНИЕ  МОДЕЛИ  ТЕПЛОВЛАГОПЕРЕНОСА
В  ПОЧВОГРУНТАХ  ДЛЯ  РАСЧЕТА  СУММАРНОГО
 ВОДОПОТРЕБЛЕНИЯ  СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ  КУЛЬТУР
 Рассмотрена  методика  расчета  суммарного  водопотребления  сельско¬
хозяйственных  культур  и  переменного  водообмена  между  почвенными  и
грунтовыми  водами  с  использованием  численного  моделирования  на  ЭВМ
 «Минск-32».
 Исследование  влагопереноса  на  мелиорируемых  землях  (орошение,
осушение)  предусматривает  решение  главным  образом  двух  важней¬
ших  задач:  регулирование  водного  и  связанного  с  ним  воздушного  ре¬
жимов  в  корнеобитаемом  слое  почвй  в  оптимальных  для  жизнедеятель¬
ности  растений  диапазонах  и  прогноз  изменения  водного  режима  почво-
грунтов  зоны  аэрации  и  обоснование  интенсивности  подъема  уровня
грунтовых  вод.
 Регулирование  среды  обитания  растений  в  оптимальных  диапазонах
осуществляется  преимущественно  орошением  и  в  условиях  избыточного
увлажнения  осушением.  Задача  установления  параметров  регулирова¬
ния  водного  и  связанного  с  ним  воздушного  режимов  почв  может  счи¬
таться  решенной,  если  известны  нормы  и  сроки  поливов.  Определение
нормы  и  сроков  полива  сельскохозяйственных  культур  является  наибо¬
лее  трудной  задачей  сельскохозяйственной  мелиорации.  В  практике
орошаемого  земледелия  величину  оросительной  нормы  устанавливают
экспериментальным  (на  основании  обобщения  многолетних  исследова¬
ний)  или  расчетным  путем.  При  этом  наиболее  точным  и  достоверным
считается  экспериментальный  прием,  основанный  на  эмпирической  свя¬
зи  между  нормой  полива  и  урожаем  сельскохозяйственных  культур.
Другим  важным  моментом  при  обосновании  режимов  орошения  являет¬
ся  определение  числа  и  сроков  полива.
 В  настоящее  время  определение  срока  и  числа  поливов  осуществля¬
ется  различными  способами:  по  морфологическим  признакам  растений,
физиологическим  и  метеорологическим  показателям,  дефициту  влаж¬
ности  воздуха,  общей  порозности,  радиационному  режиму,  термодина¬
мическому  показателю  (всасывающему  давлению),  состоянию  влажно¬
сти  почвы  и  др.  При  этом  частота  поливов  (число)  определяется  дли¬
тельностью  межполивного  периода,  которая  зависит  преимущественно*
от  метеорологических  факторов,  вида  и  фазы  развития  растений.  Уста¬
новить  расчетным  путем  межполивной  интервал  чрезвычайно  сложно,
поскольку  для  этого  необходимо  определить  характер  и  интенсивность
изменения  содержания  воды  в  корнеобитаемой  зоне,  зависящие  от  мно¬
жества  трудноучитываемых  и,  как  правило,  взаимосвязанных  пере¬
менных.
 50

В  настоящее  время  используют  в  качестве  основного  показателя,
характеризующего  водообеспеченность  сельскохозяйственных  культур,
суммарное  водопотребление  Е,  под  которым  понимается  расход  воды
на  транспирацию  растений  и  физическое  испарение.  Необходимость
определения  Е  вызвана  также  тем,  что  существующая  в  практике  ме¬
лиорации  методика  составления  планов  и  обоснования  режима  водо¬
пользования  базируется  преимущественно  на  информации  о  суммарном
водопотреблении  сельскохозяйственных  культур.
 Суммарное  водопотребление  определяют  множеством  различных  спо¬
собов: 	по  коэффициенту  водопотребления  и  заданной  урожайности,
 сумме  среднесуточных  температур  воздуха  и  относительной  влажности,
дефициту  влажности  воздуха,  испаряемости,  водному,  тепловому  и
радиационному  балансу  и  др.  Несмотря  на  то  что  методов  оценки  Е
много,  все  они  имеют  ограниченное  применение  или  обладают  невысо¬
кой  точностью.  Проведенный  в  работе  Колпакова  [6]  анализ  сопоста¬
вимости  значений  оросительных  норм,  полученных  различными  спосо¬
бами  (по  коэффициенту  вддопотребления  и  испаряемости,  температуре
воздуха,  дефициту  влажности  воздуха,  солнечной  радиации),  показал,
что  ошибки  в  определении  оросительной  нормы  по  сравнению  с  анало¬
гичными  данными,  полученными  методом  водного  баланса,  составляют
около  20%  для  зерновых  культур  и  более  50%.  для  пропашных  и  много¬
летних  трав.  Погрешности  в  определении  поливной  нормы  приводят  к
значительному  снижению  урожаев  сельскохозяйственных  культур.  При
повышенных  нормах  полива  наблюдаются  отрицательные  последствия,
приводящие  к  снижению  урожая  сельскохозяйственных  культур,  а  так¬
же  подтоплению  и  заболачиванию  сельскохозяйственных  угодий.
 В  настоящее  время  в  определении  суммарного  водопотребления
предпочтение  отдается,  несмотря  на  трудоемкость,  методу  водного  ба¬
ланса  как  наиболее  точному.  Достоверность  и  точность  балансового
метода  обусловлена  интенсивным  развитием  в  последние  годы  методов
оценки  приходных  и  расходных  составляющих  водного  баланса  непо¬
средственно  в  зоне  аэрации  по  расчетам  влагопереноса.  Связь  водопот¬
ребления  с  другими  элементами  водного  баланса  выражается  зависи¬
мостью  вида  [2]
 E=Oc+M-(W-Wi)-g, 	(1)
 где  Ос  —  количество  атмосферных  осадков,  мм;  М  —  оросительная  нор¬
ма,  мм;  (W2—Wt)—изменение  содержания  влаги  в  корнеобитаемом
слое  почвы  за  рассматриваемый  период  времени  /,  мм;  g  —  водообмен
с  нижележащими  слоями  почвогрунтов,  мм.
 Нами  предпринята  попытка  определения  составляющих  водного  ба¬
ланса  (суммарного  водопотребления  Е  и  переменного  водообмена  g)  по
расчетам  влагопереноса  в  зоне  аэрации.  Для  описания  перераспределе¬
ния  влаги  и  тепла  в  почвогрунтах  в  пределах  зоны  аэрации  можно  вос¬
пользоваться  математической  моделью  этого  процесса.  Большую  роль  в
изучении  процесса  влагопереноса  в  зоне  аэрации  сыграло  появление
быстродействующих  ЭВМ,  с  помощью  которых  стало  возможным  реше¬
ние  нелинейных  задач  тепломассопереноса  численными  методами.
 В  ряде  работ  [14,  15]  рассматривается  модель  совместного  перено¬
са  тепла  и  влаги  в  почвогрунтах.  Входящие  в  уравнение  движения  вла¬
ги  коэффициенты  определены  как  суммы  соответствующих  коэффициен¬
тов  для  жидкого  и  парообразного  состояний.  На  этих  моделях  изучали
влияние  температуры  на  процесс  влагопереноса.  Аналогичную  модель,
но  учитывающую  наличие  твердой  фазы  воды  в  почве  (льда),  использо¬
вал  Мотовилов  [10]  для  расчета  инфильтрации  в  мерзлоталые  почво-
грунты.  Возможность  использования  модели,  позволяющей  проводить
совместное  исследование  процессов  влаго-  и  теплопереноса  при  прогно¬
 4*
 51

зировании  водного  и  теплового  режимов  почв,  обсуждается  в  работе
Циприса  и  Щадилова  [3].
 Из  сказанного  следует,  что  использование  математического  модели¬
рования  позволяет  решать  широкий  круг  задач,  связанных  с  изучением
передвижения  влаги  и  тепла  в  ненасыщенных  почвогрунтах.  Помимо
этого,  использование  моделей,  основанных  на  законах  сохранения  ве¬
щества  и  энергии,  позволяет  решить  и  задачи  управления  водного  и  теп¬
лового  режимов  почв.
 Известно,  что  перераспределение  влаги  в  ненасыщенных  почвогрун¬
тах  происходит  в  основном  под  действием  капиллярно-сорбционных  и
гравитационных  сил,  а  также  градиента  температуры.  Другим  важным
гидрофизическим  параметром,  определяющим  передвижение  влаги  в
ненасыщенных  почвогрунтах,  является  коэффициент  влагопереноса  К.
Коэффициент  К  соответствует  коэффициенту  фильтрации  почвогрунтов
при  их  полном  насыщении  и  определяет  интенсивность  потока  влаги
через  единичное  сечение  при  градиенте  напора,  равном  единице.  В  не¬
насыщенных  почвогрунтах  напор  (обобщенный  потенциал  почвенной
влаги)  Н  определяется  высотой  точки  над  плоскостью  сравнения  Z  и
величиной  всасывающего  давления  ф  :  #=ф—z.
 Выражение  для  потока  жидкой  влаги  в  ненасыщенных  почвогрунтах
имеет  вид  [9]
 qw  = 	DT  (Щ 	(2)
 ог 	oz
 где_#=ф—г  —  обобщенный  потенциал  почвенной  влаги,  см.  водн.  ст.;
KV(W)—коэффициент  влагопереноса,  м[сутки\  Dr(W)—коэффициент
термодиффузии  почвенной  влаги;  W={W+n)—  объемная  влажность;
W  —  объемное  содержание  незамерзшей  влаги;  л  —  объемная  льди-
стость;  2  —  пространственная  координата.
 Из  внутренних  источников  учтем  отбор  влаги  корнями  растений  е  и
 фазовый  переход  вода  —  лед  .  Тогда  выражение  для  источника  за-
 at
 пишется  в  виде
 г
 Iw  =  —  e  —  —, 	(3)
 Плотность  теплового  потока  примем  пропорциональной  сумме  кон-
дуктивного  и  конвективного  потоков  [9]
 <7т  =  —  ^эф  -f- 	, 	(4)
 где  Я»ф  —  эффективный  коэффициент  теплопроводности  почвогрунтов;
с,  —  объемная  теплоемкость  воды.
 Из  внутренних  источников  тепла  учтем  лишь  наиболее  значительный:
-выделение  —  поглощение  тепла  при  фазовом  переходе  вода  —  лед:
 тда
 Ir  =  L~, 	(5)
 где  L  —  удельная  теплота  плавления  льда.
 Постановка  выражений  (2)—(5)  в  уравнения  сохранения  вещества
и  энергии  [9]  приводит  к  модели  совместного  процесса  влагопереноса
в  ненасыщенных  и  насыщенных  почвогрунтах:
 qw  =  -Kw(W)d-IL-DT(W)d-^  ,
 oz 	oz
 „  дт  д  /.  дТ\ 	дТ
 52
 (6)
 (7)
 (8)

где  ct^=cm-\-cBW+c„n—L~  —  эффективная  объемная  теплоемкость
 почвогрунта,  сек  и  ся  —  объемные  теплоемкости  скелета  и  льда  соответ¬
ственно.
 Полученные  уравнения  дополняются  краевыми  условиями,  модели¬
рующими  гидрологическую  обстановку  на  поверхности  почвы  2=0  и  на
расчетной  глубине  почвогрунта  z=l.
 В  общем  виде  краевые  условия  для  уравнения  влагопереноса  можно
записать  в  форме
 2  =  0,  ря,  [к*  (W)d-^-  +  DT  (W) 	=  а„,Н  -  Н,  (0, 	(9)
 2  =  /,  -fat\Kw(W)d-^  +  Dr(W)^y-=aHtH-fii(tb  (Ю)
 где  I  —  нижняя  граница  области.
 В  уравнении  (9),  (10)  при  pHj  =  0  и  ан,  =  1  получаем  краевые  усло¬
вия  первого  рода,  задающие  изменение  потенциала  B,(t)  на  границах
области.  При  ре,  =  1  и  аИ{  =0  имеем  краевые  условия  второго  рода,  за¬
дающие  потоки  влаги  на  границах  области:  на  верхней  —  испарение  или
инфильтрацию  [#,(*)],  на  нижней  —  отток  или  приток  [#2(0J  в  зави¬
симости  от  знака.
 Для  уравнения  теплопереноса  краевые  условия  записываются  ана¬
логичным  образом:
 z  =  0,  рг,  (**£- 	-  ОтЛТ  -  Тх  (*)], 	(И)
 Z  =  l,  —  Рт,Яэф  ^-  =  агг[Т  —  t2  (/)]. 	(12)
 ог
 Варьируя  параметрами  рт<  и  аТ(.,  можно  получить  различные  виды
краевых  условий.  Однако  следует  отметить,  что  для  уравнения  тепло¬
переноса  предпочтительнее  задавать  граничные  условия  первого  рода.
 Другим  важным  моментом  моделирования  процессов  влагопереноса
является  определение  параметров  модели.  Для  их  определения  сущест¬
вуют  достаточно  хорошо  разработанные  экспериментальные  методы.
В  связи  с  этим  в  ЭВМ  можно  вводить  требуемые  зависимости  в  виде
массивов  данных,  используя  в  дальнейших  расчетах  интерполяционный
аппарат.  Однако  неизотермичность  процесса  влагопереноса  в  натурных
условиях  накладывает  некоторые  ограничения,  так  как  коэффициенты,
входящие  в  уравнения,  уже  не  одномерные,  а  двумерные  функции  зави¬
симых  переменных.  В  этой  связи  нам  представляется  более  удобным
использование  ряда  формул,  аппроксимирующих  искомые  параметры  с
достаточной  точностью,  в  которые  входили  бы  некоторые  стандартно
определяемые  почвенно-гидрологические  характеристики.
 Из  ранее  сказанного  следует,  что  основными  характеристиками,  оп¬
ределяющими  состояние  влаги  в  почвогрунтах  и  ее  передвижение,  яв¬
ляются  коэффициент  влагопереноса  и  всасывающее  давление.  Изучение
динамики  высоты  всасывания  по  глубине  почвогрунтового  профиля  и  во
времени,  а  также  определение  параметров  влагопереноса  мы  проводили
на  пойменных  аллювиально-луговых  суглинистых  почвах  орошаемого
участка  совхоза  «Горки-П»  Московской  обл.  Описание  морфологиче¬
ского  строения  почвенного  профиля  до  глубины  2  м  приведено  ра¬
нее  [11].
 Измерение  всасывающего  давления  и  температуры  почвы  проводи¬
ли  в  точке  (армированном  шурфе),  характеризующей  с  некоторым  до¬
пущением  территорию  центральной  поймы  р.  Москвы.  Для  измерения
 53

высоты  всасывания  нами  использовались  тензиометры,  которые  устанав¬
ливали  на  одной  из  рабочих  стенок  шурфа  под  углом  10—15°.  До  глу¬
бины  100  см  тензиометры  устанавливали  с  интервалом  25  см>  далее  до
уровня  грунтовых  вод,  залегающих  на  глубине  1,95  см  (в  периоды  его
подъема)  и  2,3—2,4  м  (в  периоды  снижения),  через  50  см.  Дополни¬
тельную  установку  тензиометров  проводили  с  целью  контроля  (и  для
повторности)  измеренных  значений  всасывающих  давлений.  Периодиче¬
ский  контроль  за  состоянием  влажности  по  профилю  почвогрунта  про¬
водили  нейтронными  и  термостатно-весовым  способами.  Определение
объемной  влажности  почвогрунта  проводили  в  двух  радиометрических
 скважинах,  установленных  в  непосредственной  близости  от  датчиков
тензиометров,  нейтронным  влагомером  НИВ-2  и  термостатно-весовым
способами  с  2-  и  3—4-кратной  повторностями.
 Определение  гидрофизической  характеристики  (ф  от  W)  в  натурных
условиях  проводили  по  данным  синхронных  наблюдений  за  влажностью
и  всасывающим  давлением.  Полученные  зависимости  для  различных
слоев  почвогрунта  имеют  большой  разброс  точек,  что  связано,  по  наше¬
му  мнению,  с  гистерезисом  водоудерживающей  способности  почвогрун¬
та  и  несовершенством  нейтронного  метода  определения  влажности.
 Установление  зависимости  между  высотой  всасывания  и  влажностью
в  лабораторных  условиях  проводилось  методом  отсасывания.  Послойное
определение  кривой  водоудерживающей  способности  почвогрунта  про¬
водили  на  образцах,  взятых  по  профилю  с  интервалом  10—20  см  по
.  глубине.  Анализ  полученных  данных  показал,  что  почвогрунтовая  толща
по  гидрофизической  характеристике  в  исследуемой  точке  (в  месте  уста¬
новления  шурфа)  может  быть  с  некоторым  незначительным  допущением
разделена  на  три  слоя:  0—60,  60—135  и  135—175  см.  Полученные  зави¬
симости  ф  от  W  представлены  на  рис.  1.  Для  аппроксимации  этих  за¬
висимостей  мы  использовали  формулу
 м  бод.  cm
 40 	50  W
 Рис  1.  Зависимость  всасывающего  давления  ф  от  объемной
влажности  W  в  аллювиально-луговой  суглинистой  почве  (Мо¬
сковская  обл.)
 1  —  слой  0—60  см,  2  —  слой  60—135  см,  3  —  слой  135—175  см
 (13)
 54

где  Wm  —  объемная  влажность,  соответствующая  полному  насыщению;
W0  —  объемная  влажность,  при  которой  прекращается  движение  влаги
в  жидкой  форме;  Лк*  —  параметр,  определяемый  при  аппроксимации  по
методу  наименьших  квадратов.
 Для  аллювиально-луговой  суглинистой  почвы  коэффициент  ftk*  ме¬
няется  в  пределах  от  1,5  до  3,6.  Наибольшее  значение  ftk*,  соответст¬
вующее  3,602,  принято  для  слоя  почвогрунта  0—60  см  при  W0y  равном
25%,  и  Wm9  равном  45%.  Для  слоя  60—135  см  величина  hk*  соответст¬
вует  2,202  при  W0=\l%  и  Wm=38%y  и,  наконец,  для  слоя  135—175  см
параметр  hk*  соответствует  1,501  при  W0  =  8%  и  Wm—31%.  При  данных
величинах  Лк*  полученную  выше  зависимость  (13)  с  принятыми  значе¬
ниями  Wm  и  W0  мы  использовали  в  дальнейшем  для  расчетов  влагопе-
реноса  на  ЭВМ.  Другой  важной  зависимостью,  характеризующей  поч-
вогрунты  зоны  аэрации,  является  зависимость  коэффициента  влагопе-
реноса  от  влажности.  Для  получения  этой  зависимости  мы  проводили
лабораторные  и  полевые  лизиметрические  исследования.  Полученные
зависимости  Kw  от  Ж  с  некоторым  незначительным  допущением  могут
-оничбэяу  ионнэжшЛГэби  ‘ошюсжиэиаее  инеяобигоиэнобпие  41149
вым  [1]:
 (н)
 где  Кф  —  коэффициент  фильтрации,  п  —  показатель  степени.  В  работе
[16]  показано,  что  п  является  функцией  энергии  почвенной  влаги  и  мо¬
жет  меняться  в  пределах  от  2,5  до  24,5  в  зависимости  от  вида  почво¬
грунта.  Зависимость  коэффициента  фильтрации  /Сф  от  температуры  при
положительных  ее  значениях  принята  по  формуле  Пуазейля:
 /Сф=/Ст=0  (1  +  0,00337  Т+0,000221  Т2). 	(15)
 В  ряде  работ_[4,  7]  обсуждается  возможность  распространения  зави¬
симостей  ф  =  /(И0  и  Kw  =  f(W)  в  область  отрицательных  температур,
однако  ввиду  ограниченного  объема  статьи  подробное  рассмотрение
этого  вопроса  не  представляется  возможным.
 Содержание  незамерзшей  влаги,  определение  которого  является  не¬
обходимым  для  установления  основной  гидрофизической  характеристи¬
ки  в  области  отрицательных  температур,  можно  оценить  по  форму¬
ле  [3]:
 * 	W=aw(T)  ъШу 	(16)
 где  aw  н  bw  —  параметры,  определяемые  при  аппроксимации  экспери¬
ментальной  кривой  W(T).  Их  можно  приближенно  вычислить  по  дан¬
ным  удельной  поверхности  почвогрунта.
 Зависимость  коэффициента  термодиффузиц  от  влажности,  входящая
в  уравнения  (2),  (7),  нами  аппроксимирована  формулой  вида
 D(W)  =  DTe<f“T(i’_w'T)‘, 	(17)
 где  DT„  —  максимальное  значение  коэффициента  термодиффузии  при
W=W?,  ат  —  эмпирический  параметр.  Для  кривых  £>Т(Ж),  представлен¬
ных  в  работе  Циприса  и  Щадилова  [13],  нами  получены  значения
аТ|=  179,5  и  ат  =  183,3.  Однако,  как  показали  тестовые  расчеты  на
ЭВМ,  термодиффузионным  членом  при  практических  расчетах  верти¬
кального  влагопереноса  можно  пренебречь  (увеличение  содержания
влаги  у  «холодного»  конца  при  влажности  20%  составляет  около  2%
при  градиенте  температуры  0,8  град^см).
 Расчет  коэффициента  теплопроводности  при  положительных  темпе¬
ратурах  нами  проводили  по  зависимости  [8]
 ЧФ  =  (сск+0,01свГ)  [щ  (W-mX  +  10~3m2p  +  щ\  •  Ю"7  -кдж-  ,  (18)
 м  •  С  •  L
 55

ft,  см  бод  cm
 Л
 Рис.  2  Динамика  всасывающего  давления  (Л)  и  температуры  (Б)  по  результатам
 решения  обратной  задачи.
 Глубина  тензиометров:  на  А:  1  —  25  см;  2  —  50  см,  3  —  75  см,  4—100  см,
5—150  см,  на  Б:  1  —  25  см,  2  —  50'  см,  3  —  75  см,  4—100  см,  5—150  см.  Знаками
показаны  экспериментальные  данные,  линиями  —  расчетные
 где  сСк  —  объемная  теплоемкость  скелета  почвогрунта,  определяемая
как  произведение  удельной  теплоемкости  на  объемную  массу,  р  —  объ¬
емная  масса  почвогрунта,  ти  тг>  ms,  m4  —  эмпирические  параметры
[10].  В  области  отрицательных  температур  величина  может  быть
определена  по  зависимостям;  предложенным  Ивановым  [5].
 Решение  задачи  тепловлагопереноса  проводили  методом  конечных
разностей  по  программе  WATO-2  на  языке  Фортран  для  ЭВМ
«Минск-32»  и  ЕС-1030  [12].
 Для  идентификации  модели  процессам,  происходящим  в  натурных
условиях,  нами  решена  обратная  задача,  суть  которой  —  проведение
корректировки  гидрофизических  параметров,  полученных  эксперимен¬
тальным  путем.  Для  этих  целей  изменение  высоты  всасывания  ф  и  тем¬
пературы  Т  на  период  с  30.IX  по  30.Х.1978  г.  моделировали  на  ЭВМ.
В  качестве  краевых  условий  принимали  значения  всасывающего  давле¬
ния  и  температуры  по  верхнему  и  нижнему  тензиометрам  и  термомет¬
рам,  установленным  на  глубинах  25  и  150  см  соответственно.  Путем
варьирования  параметров  Кф  и  п  мы  добились  наилучшего  совпадения
экспериментальных  и  теоретических  кривых  фи  Т  (рис.  2).  Скорректи¬
рованные  значения  Кф  и  п  при  Г=0°  для  слоев  0—60,  60—135  и  135—
175  см  представлены  в  табл.  1.
 Определение  интенсивности  водообмена  g,  входящего  в  уравнение
баланса  (1),  на  глубине  150  см  для  рассматриваемого  периода  с
6.VTI  по  30.IX.1978  г.  проводили  по  расчетам  тепло-  и  влагопереноса  на
ЭВМ.  В  качестве  краевых  условий  задавали  значения  ф  по  четвертому
и  пятому  тензиометрам,  установленным  на  глубинах  100  и  150  см  соот¬
ветственно.  В  результате  проведенного  расчета  получены  величины  по¬
тока  влаги  на  глубине  150  см.  Подставив  значения  g  в  уравнение  водно¬
го  баланса  (1),  определим  суммарное  водопотребление  для  различных
 56

Таблица  1
 Значения  Кф  и  п,  полученные  методом  решения  обратной  задачи
 .  Показатель
 Слой,  м
 0—06
 0,6-1,35
 1,35—1,75
 /Сф,  м/сутки
 0,033
 0,035
 0,05
 п
 5,4
 5,5
 5,5
 Таблица  2
 Составляющие  водного  баланса  аллювиально-луговых  пойменных  почв,  мм
 Дата
 Время,
 сутки
 —  ^l)  факт
 Ос  +  М
 &
 ^сум
 (*г-
~~  ^Орасч
 Разница
 6.  VII—16.  VII
 10
 -30,2
 10,6
 2,3
 38,5
 —33,1
 —2,9
 17.VII-23.VII
 7
 -18,1
 5,6
 —2,2
 25,9
 —20,2
 -2,1
 24.  VII—26.  VII
 3
 40,2
 42,7
 -1,4
 3,9
 44,8
 4,6
 27.VII-31.VII
 5
 -6,6
 5,4
 3,6
 8,4
 —6,8
 -0,2
 01.VIII—04.  VIII
 4
 —17,2
 0,0
 2,1
 15,1
 -17,8
 —0,6
 05.VIII-09.VIII
 ‘  5
 35,4
 46,5
 4,6
 6,5
 33,1
 —2,3
 10.  VIII—14.  VIII
 5
 -7,7
 26,6
 21,6
 12,7
 -7,9
 -0,2
 15.VII-20.VII
 6
 -24,1
 6,0
 9,9
 20,2
 —23,2
 0,9
 21.VIII-25.VIII
 5
 —17,6
 4,8
 5,4
 17,0
 —17,2
 0,4
 26.  VIII—  31.VIII
 6
 -18,0
 5,6
 —3,0
 26,6
 —18,3
 -0,3
 01.IX—06.IX
 6
 —15,0
 9,0
 —3,0
 27,0
 —16,2
 -1,2
 07.IX—11.IX
 5
 32,6
 33,1
 —2,5
 3,0
 36,8
 4,2
 12.IX-17.IX
 6
 -7,1
 1,5
 4,6
 4,0
 -7,5
 -0,4
 18.  IX—23.  IX
 6
 -5,3
 6,6
 5,3
 6,6
 —6,0
 -0,7
 24.IX-30.IX
 7
 15,3
 19,5
 1,0
 3,2
 19,2
 3,9
 периодов  времени.  Балансовые  расчеты  для  зоны  аэрации  аллювиаль¬
но-луговой  пойменной  суглинистой  почвы  показали,  что  для  условий,
характерных  для  периода  с  6.VII  по  30.IX.1978  г.  величина  суммарного
водопотребления  Е  для  кормовой  свеклы  не  превышала  4,5  мм/сутки  в
среднем  за  период  с  1.IX  по  6.IX.1978  г.  Величина  инфильтрационного
питания  грунтовых  вод  в  среднем  за  период  с  10.VIII  по  14.VIII.1978  г.
не  превышала  величины  4,3  мм/сутки.  Участие  грунтовых  вод  в  суммар¬
ном  водопотреблении  при  глубине  их  залегания  1,9—2,1  м  не  превыша¬
ла  величины  0,5  мм/сутки  за  период  с  26.VIII  по  6.IX.1978  г.,  что  при¬
мерно  соответствует  11%  средней  величины  суммарного  водопотребле¬
ния,  соответствующей  этому  же  периоду  времени.  Данные  расчетов  сум¬
марного  водопотребления  приведены  в  табл.  2.
 Далее  для  проверки  полученных  значений  Е  решали  прямую  задачу.
На  верхней  границе  (на  поверхности  почвы)  задавали  краевое  условие
второго  рода  —  расход  влаги,  соответствующий  (Q  =  Oc+M—Е)  *.  На
нижией  границе  (на  глубине  150  см)  задавали  изменение  высоты  вса¬
сывания  ф  по  пятому  тензиометру,  установленному  на  глубине  150  см.
В  качестве  краевых  условий  для  решения  задачи  теплопереноса  зада¬
вали  значения  температур  на  поверхности  почвы  и  на  глубине  150  см.
Полученные  теоретические  значения  всасывающего  давления  ф  и  темпе¬
ратуры  Т  по  расчетам  на  ЭВМ  сопоставляли  с  экспериментальными.
Сравнение  экспериментальных  данных  с  расчетными  показало  хорошую
сходимость  (рис.  3).  Максимальное  расхождение  значений  всасываю¬
щих  давлений  для  верхних  двух  тензиометров,  установленных  на  глу¬
бинах  25  и  50  см  соответственно,  составило  0,5  м  водн.  ст.  на  6.IX.1978  г.,
 *  Значения  Ос+М  задавали  в  модель  с  учетом  возможной  ошибки.
 5  Т

см  бод.  cm
 ш 	Ш 	к
 Рис  3.  Динамика  всасывающего  давления  (Л)  и  температуры  (2>)  за  июль  —  сентябоь  1978  г  Обозначения  см.  на  рис.  2

что  дает  ошибку  во  влажности  примерно  1,5%.  Расхождение  в  величи¬
нах  температуры  составляет  1°  на  4.VIII  и  29.IX.1978  г.  для  глубины
25  см.  Для  глубины  50  см  максимальное  расхождение  также  не  превы¬
шает  Г  на  4.VIII.1978  г.
 Выводы
 1. 	Показана  возможность  использования  математического  моделиро¬
вания  для  описания  процессов  тепловлагопереноса  в  почвогрунтах.
 2. 	Модель  может  быть  использована  для  решения  многих  практиче¬
ских  задач  определения  параметров  тепловлагопереноса  по  данным
натурных  наблюдений  за  высотой  всасывания  и  температурой,  установ¬
ления  характера  водообмена  между  почвенными  и  грунтовыми  водами,
оценки  суммарного  водопотребления  сельскохозяйственных  культур,
прогноза  водного  и  теплового  режима  почвогрунтов  и  др.
 Литература
 1.  Аверьянов  С.  Ф.  Зависимость  водопроницаемости  почвогрунтов  от  содержания  в
них  воздуха  Докл.  АН  СССР,  1949,  №  2.
 2  Аверьянов  С.  Ф.  Борьба  с  засолением  орошаемых  земель  М.  «Колос»,  1978.
 3. 	Андерсон  Д.  М.,  Тайс  А.  Р.  Незамерзшая  вода  в  мерзлых  грунтах.  II  Междунар.
конф.  по  мерзлотоведению.  Тез  докл.  М,  «Наука»,  1973.
 4. 	Ведерников  В.  В.,  Никигенков  Б.  Ф  Некоторые  вопросы  использования  математи¬
ческих  моделей  при  прогнозировании  водного  и  солевого  режимов  почвогрунтов.
Тр.  МГМИ,  т.  40.  М.,  1976.
 5. 	Иванов  Н.  С.  Тепло-  и  массоперенос  в  мерзлых  горных  породах.  М.,  «Наука»,
1969.
 6. 	Колпаков  В.  В.  Нормы  орошения  основных  сельскохозяйственных  культур  в  Вол-
го-Ахтубинской  зоне  В  кн:  Эффективное  использование  орошаемых  земель  в
степных  районах.  М.,  1974.
 7. 	Кулик  В.  Я.  Инфильтрация  воды  в  почву.  М.,  «Колос»,  1978.
 8. 	Куртенер  Д.  А.,  Чудновский  А.  Ф.  Агрометеорологические  основы  тепловой  мелио¬
рации  почв.  Л,  Гидрометеоиздат,  1979.
 9  Лыков  А.  В.,  Михайлов  Ю  А.  Теория  тепло-  и  массопереноса.  М.—  Л.,  Госэнерго-
издат,  1963.
 10  Мотовилов  Ю.  Г.  Математическая  модель  инфильтрации  воды  в  мерзлые  почво-
грунты.  Тр.  Гидрометеорол.  НИИ  Центра  СССР,  №  191,  1977
11.  Рабочее  И.  С.,  Муромцев  Н.  А.,  Пяеай  Э.  Т.  Лизиметр  для  одновременного  изуче¬
ния  параметров  водного  баланса  и  влагопереноса  почв.  Вести,  с-х.  науки,  1978,
№  12.
 12  Рекс  Л.  М.,  Рекс  И.  Е,  Якиревич  А.  М.  Расчет  процессов  тепловлагопереноса  в
почвогрунтах  (одномерная  задача).  М.,  1978.
 13. 	Циприс  Д  Б,  Щадилов  В.  Е.  Постановка  задачи  совместного  влаготеплопереноса
при  прогнозировании  почвенных  условий.  В  сб.:  Программирование  урожаев  на
мелиорируемых  землях.  Л,  1978.
 14.  Dempsey  В.  /.  A  mathematical  model  for  predicting  coupled  heat  and  water  move¬
ment  in  unsaturated  soil.  Int.  J.  Numer.  and  Anal.  Meth.  Geomech,  v.  2,  No  l,
1978.
 15. 	Raundkivi  A.  Nguen  Van  Uu.  Soil  moisture  movement  by  temperature  gradient.
J  Geotechn.  End.  Div.  Proc.  Amer.  Soc.  Civ.  Eng.,  v.  102,  No  2,  1976.
 16  Jechezekel  Mualem.  Hydraulic  Conductivity  of  Unsaturated  Porous  Media:  Generali¬
zed  Macroscopic  Approach.  Water  Res.  Research,  v.  14,  No.  2,  1978.
 Почвенный  институт 	Поступила  в  редакцию
 им.  В  В.  Докучаева 	6  III.  1980  г.
 I.  S.  RABOCHEV,  L.  М.  REKS,  Е.  Т.  PYACAI?
 А.  М.  YAK1REVICH
 USING  A  MODEL  OF  HEAT-MOISTURE  TRANSFER  IN  SOILS
FOR  THE  CALCULATION  OF  TOTAL  WATER  CONSUMPTION
BY  CROPS
 The  paper  deals  weath  the  methods  for  the  calculation  of  total  water
consumption  by  crops  and  of  variable  water  exchange  between  soil  and
subsoil  waters  using  numerical  modelling  on  the  computer  Minsk-32.
 59

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.117:  633.2
 В.  Г.  ДИКАРЕВ,  С.  С.  ЛАВРОВ
 ВОДНО-ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  ПОЧВЫ  ПОД  ОРОШАЕМЫМИ
ЗЛАКОВЫМИ  ТРАВОСТОЯМИ
 На  основании  4-летнего  опыта,  проведенного  на  орошаемых  злаковых
травостоях  многоукосного  использования  на  дерново-подзолистых  сред¬
несуглинистых  почвах,  выявлено  улучшение  агрегатного  состава,  увеличе¬
ние  количества  водопрочных  агрегатов  и  отсутствие  уплотняющего  дей¬
ствия  орошения  дождеванием  на  почву.
 Создание  многоукосных  орошаемых  травостоев  является  одним  из
основных  мероприятий  в  решении  задачи  промышленного  кормопроиз¬
водства.  Орошение,  являясь  мощным  фактором  повышения  урожайности
сельскохозяйственных  культур,  оказывает  многостороннее  влияние  на
почвы.  Оно  прежде  всего  изменяет  водный  режим  почв,  в  связи  с  чем
изменяются  их  морфологические,  физические,  химические  и  биологиче¬
ские  свойства.  Существенное  влияние  на  эти  процессы  оказывают  и  мно¬
голетние  травы.
 Интенсивное  использование  орошаемых  сенокосов  при  внесении  вы¬
соких  норм  удобрений  (N240PeoKj2o)  позволяет  получать  высокие  урожаи
корма.  В  среднем  за  4  года  пользования  травостоем  урожай  абсолютно
сухого  вещества  составил  на  варианте  с  орошением  128  ц/га.  При  такой
высокой  урожайности  возможны  изменения  плодородия,  а  также  водно¬
физических  свойств  почвы.
 В  течение  ряда  лет  нами  проводились  наблюдения  за  основными  вод¬
но-физическими  показателями  почвы  в  опыте,  заложенном  в  1971  г.  во
ВНИИ  кормов  им.  В.  Р.  Вильямса.  Опыт  заложен  на  суходоле  с  времен¬
но-избыточным  увлажнением.  Грунтовые  воды  залегают  на  глубине  бо¬
лее  10  м.  Наблюдения  проводили  на  участках,  занятых  травосмесью,  со¬
стоящей  из  тимофеевки  луговой,  овсяницы  луговой  и  костра  безостого,
с  орошением  при  уменьшении  влажности  в  слое  почвы  0—30  см  до  60%
от  НВ  и  без  орошения  (контроль).  Использование  травостоя  трехукос¬
ное.  Перед  посевом  в  почву  внесено  12  т/га  извести  и  40  т/га  органиче¬
ских  удобрений.  Полив  травостоя  проводили  дождевальной  установкой
КДТ-25  среднеструйными  насадками  СДА-2М  с  интенсивностью  дождя
0,4  мм/мин.
 Частота  поливов  и  в  конечном  счете  оросительная  норма  зависели
от  распределения  атмосферных  осадков,  запасов  влаги  в  почве  и  ряда
других  факторов.  В  засушливом  1972  г.  проведено  7  поливов  ороситель¬
ной  нормой  2760  м3/га.  Дополнительное  увлажнение  коренным  образом
изменило  водный  режим  почвы  (рисунок).  При  орошении  содержание
влаги  в  слое  0—30  см  выше  60%  от  НВ.  Водный  режим  почвы  без  оро¬
шения  складывался  неблагоприятно.  Содержание  влаги  в  слое  0—30  см
уменьшилось  в  августе  до  уровня  влажности  завядания  (полуторная  ве¬
личина  максимальной  гигроскопичности),  что  вызвало  ее  острый  недо¬
статок  для  растений.  Орошение  в  такой  засушливый  год  способствовало
получению  142  ц/га  абсолютно  сухого  вещества  против  95  ц/га  на  кон¬
троле.
 60

1973  г.  был  более  благоприятным  по  увлажнению,  чем  1972  г.  Недо¬
статок  влаги  отмечался  в  период  формирования  второго  укоса.  В  этом
году  проведено  3  полива  оросительной  нормой  1400  м3/га.  В  1974  г.  рав¬
номерное  распределение  осадков  в  течение  вегетационного  периода,
а  также  их  благоприятное  сочетание  с  зимне-весенним  запасом  влаги  и
температурным  режимом  не  вызвало  необходимости  в  дополнительном
увлажнении.  В  результате  урожаи  на  контроле  и  при  орошении  были
практически  одинаковыми.
 /  —  осадки,  2  —  поливная  норма.  Влажность  почвы:  3  —  без  полива,  4  —  полив  при
60%  ППВ,  5  —  нижний  предел  оптимальной  влажности
 1975  г.  характеризовался  ранней  и  теплой  весной,  а  также  теплой  и
сухой  осенью,  что  создало  благоприятные  условия  для  произрастания
трав  в  условиях  орошения.  В  этом  году  проведено  3  полива  ороситель¬
ной  нормой  1220  м3/га.  Почва  опытного  участка  дерново-слабоподзоли-
стая  среднесуглинистая  на  покровных  отложениях,  подстилаемых  море¬
ной,  неоднородной  по  механическому  составу  (табл.  1).  Преобладающей
фракцией  механического  состава  в  пахотном  горизонте  является  фрак¬
ция  крупной  пыли  при  низком  содержании  ила.  Такой  механический  со-
 61

Таблица  V
 Механический  (знаменатель)  и  микроагрегатный  (числитель)  состав
 Горизонт  и  глуби¬
на,  см
 Содержание  фракций,  %,  размер  частиц,  мм
 Фактор
дисперсное-
ти  по  Ка¬
чинскому,
%
 1—0,25
 0,25—0,05
 0
 8
 1
 о
 о
 0,01—0,005
 0,005—0,001
 <0,001
 <0,01
 7,50
 13,47
 59,12
 11,54
 8,10
 0,27
 Д
 пах,
 0—13
 5,31
 11,10
 51,52
 9,49
 8,68
 13,90
 32,07
 1,9
 6,68
 10,03
 65,29
 9,67
 7,84
 0,49
 ^пах,
 13—26
 6,54
 11,47
 51,28
 '  9,19
 8,21
 13,31
 30,71
 3,7
 4,47
 18,18
 54,44
 10,90
 10,65
 1,66
 A2Bx
 35—45
 1,45
 6,71
 47,18
 8,63-
 11,89
 24,14
 44,66
 6,9
 4,24
 11,76
 50,98
 15,06
 13,05
 4,91
 Bi
 85—95
 3,05
 5,45
 37,51
 10,76
 9,89
 33,34
 53,99
 14,7
 6,81
 19,18
 37,30
 12,82
 18,82
 5,07
 в2
 130—140
 5,88
 11,56
 21,39
 11,29
 13,13
 36,75
 61,17
 13,8
 23,89
 46,16
 15,42
 4,99
 7,71
 1,83
 С
 160—170
 22,00
 44,40
 14,95
 3,72
 5,82
 9,11
 18,65
 20,1
 Таблица  2
 Характеристика  водно-физических  свойств
 Глуби¬
на,  см
 Плотность
 Объемный
 вес
 Общая
 скважность
 Наимень¬
шая  влаго-
емкость
 Максималь¬
ная  гигро¬
скопич¬
ность
 Запас  влаги,  м*/га
 при  НВ
 недоступ¬
 ней
 доступной
 г/смА
 %  от  объема
 0-10
 3,65
 1,30
 50,9
 41,1
 5,8
 411
 88
 323
 10—20
 2,63
 1,30
 50,6
 37,8
 5,6
 378
 84
 294
 20-30
 2,63
 1,44
 45,2
 32,7
 8,3
 327
 125
 202
 30—40
 2,76
 1,59
 42,4
 35,0
 12,2
 350
 183
 167
 40—100
 2,77
 1,68
 39,4
 37,0
 15,8
 2200
 1422
 778
 0-30
 2,64
 1,35
 48,9
 37,2
 6,6
 1116
 297
 819
 0—100
 2,73
 1,52
 42,5
 36,9
 12,4
 3666
 1902
 1764
 став  способствует  образованию  корки  и  трещин  при  подсыхании  пере¬
увлажненной  почвы.  Вниз  по  профилю  происходит  резкое  утяжеление
механического  состава.  В  иллювиальном  горизонте  количество  илистой
фракции  по  сравнению  с  пахотным  увеличивается  почти  в  3  раза.
 По  данным  механического  и  микроагрегатного  состава  рассчитан
фактор  дисперсности  по  Качинскому,  характеризующий  степень  разру¬
шения  микроагрегатов  в  воде.  Чем  выше  фактор  дисперсности,  тем  ме¬
нее  прочна  микроструктура,  а  значит  и  структура  почвы.  Низкие  коэф¬
фициенты  дисперсности  пахотного  горизонта  изученной  почвы  свидетель¬
ствуют  об  интенсивности  процесса  микроструктурообразования  при  их
окультуривании.
 В  табл.  2  приведены  данные  о  водно-физических  свойствах  почвы  пе¬
ред  закладкой  опыта.  Наибольшей  влагоемкостью  обладает  пахотный
горизонт,  вниз  по  профилю  ее  величина  убывает.  Общая  порозность  за¬
кономерно  уменьшается  вниз  по  профилю.  Если  в  пахотном  горизонте
она  равна  50%,  то  в  иллювиальном  горизонте  она  уменьшается  до  39%.
Максимальная  гигроскопичность  невелика  в  пахотном  горизонте,  в  ил¬
лювиальном  она  увеличивается  в  2  раза.  Диапазон  активной  влаги  в  па¬
хотном  слое  довольно  высок  —  23%,  в  гор.  В,  он  составляет  8%.  Водо¬
проницаемость  почв  определяли  методом  заливаемых  площадок.  Почвы
исследованных  вариантов  имеют  низкую  водопроницаемость  (0,64  мм/
 62

мин  на  контроле  и  0,67  мм!мин  на  варианте  с  дождеванием  за  1-й  час
наблюдения).  С  начала  опыта  скорость  впитывания  у  разных  почв  не¬
одинакова,  со  временем  она  выравнивается.  По  мере  насыщения  почвы
водой  скорость  впитывания  резко  снижается.  Следует  отметить  разли¬
чие  в  характере  и  скорости  фильтрации  почв  разных  вариантов.  На  ва¬
рианте  с  дождеванием  фильтрация  начинается  через  3  часа,  на  контроле
через  5  час.  и  проходит  более  интенсивно.
 В  лабораторных  условиях  на  образцах  с  ненарушенной  структурой
определяли  коэффициенты  фильтрации  по  генетическим  горизонтам  по
методу  Завадского  [6].  Очень  низкая  фильтрационная  способность  на¬
блюдается  в  иллювиальных  горизонтах.  Коэффициент  фильтрации  в  слое
40—70  см  составляет  0,007—0,004  мм/мину  а  в  слое  70—100  см  —
0,0035—0,0028  мм!мин.
 Структурное  состояние  исследованных  почв  оценивали  по  количе¬
ственным  показателям  сухого  (по  Саввинову)  и  мокрого  (по  Бакшееву)
просеивания.  О  влиянии  дождевания  на  структуру  почвы  существуют
разные  мнения.  Одни  авторы  [1,  4,  7,  8]  указывают,  что  под  действием
орошения  ухудшается  структура  почв  при  одновременном  снижении  во-
допрочности  агрегатов,  другие  [5,  9]  считают,  что  происходит  улучше¬
ние  водопрочности  агрегатов  при  орошении.  В  нашем  опыте  дождевание
оказывало  благоприятное  влияние  как  на  структуру  почвы,  так  и  на  во-
допрочность  агрегатов  (табл.  3).  Особенно  это  влияние  проявляется  в
слое  0—10  см.  Уже  в  первый  год  пользования  травостоем  количество
структурных  агрегатов  возросло  на  контроле  на  8%,  на  варианте  с  дож¬
деванием—  на  13%.  С  годами  пользования  травостоем  количество  во¬
допрочных  агрегатов  увеличивается,  причем  на  орошаемом  варианте  в
большей  степени,  чем  на  контроле.
 Особенно  резко  содержание  водопрочных  агрегатов  возросло  на  ва¬
рианте  с  орошением  к  концу  1972  г.  (на  14%),  когда  за  вегетационный
период  было  проведено  7  поливов  оросительной  нормой  2760  м3/га.  На
контроле  их  содержание  не  увеличилось.  В  последующие  годы  при  оро¬
шении  эти  изменения  менее  выражены.  На  варианте  без  орошения  со¬
держание  водопрочных  агрегатов  в  1975  г.  увеличилось  на  15%  по  срав¬
нению  с  1972  г.  Увеличение  количества  структурных  и  водопрочных
агрегатов  связано  с  оструктуривающим  действием  многолетних  трав  и
созданием  при  орошении  благоприятных  условий  для  микробиологиче¬
ской  деятельности,  способствующей  гумификации  корневых  остатков.
Повышению  качества  водопрочных  агрегатов  способствуют  также  соеди¬
нения  железа,  содержание  которого  возросло  с  годами  пользования,  осо¬
бенно  при  орошении.
 Ряд  исследователей  {3,  4,  81  считают,  что  при  орошении  почв  увели¬
чивается  их  объемный  вес.  Вейцман  [2]  отмечает,  что  при  орошении
объемный  вес  остается  неизменным.  Определение  объемного  веса  про¬
водили  ежегодно  в  конце  вегетационного  периода  (табл.  4).  Максимал*
ной  величины  он  достигал  во  влажном  1974  г.  Наибольшие  изменения
объемного  веса  отмечаются  в  верхнем  10-сантиметровом  слое  почвы.
После  4  лет  пользования  травостоем  не  произошло  уплотнения  почвы
как  на  контроле,  так  и  на  варианте  с  орошением.  Отмечается  даже  не¬
большое  уменьшение  объемного  веса  в  1975  г.  по  сравнению  с  1972  г.
Следует  отметить,  что  к  концу  вегетации  происходит  уплотнение  почвы.
Из  данных  за  лето  и  осень  1974  г.  видно,  что  объемный  вес  летом  в  слое
0—10  см  на  контроле  составил  1,27  г/см3,  на  варианте  с  орошением  —
1,23  г/см3,  осенью  —  соответственно  1,34  и  1,27  г/см3,
 В  зависимости  от  объемного  веса  находится  общая  порозность,  ко¬
торая  снижается  вниз  по  профилю  (табл.  5).  Почвы  орошаемого  вари¬
анта  имеют  несколько  более  высокую  порозность  (особенно  осенью),
чем  орошаемые.  Переходные  горизонты  имеют  удовлетворительную  об¬
щую  порозность,  а  иллювиальные  горизонты  —  неудовлетворительную.
 63

Таблица  3
 Агрегатный  состав  и  водопрочность  структурных  элементов  почв
 Вариант
 Год
 Глуби¬
на,  см
 Содержание  агрегатов,  %;  размер,  мм
 >5
 5—*1
 1—0,25
 <0,25
 >0,25
 1  2
 1  2
 1  2
 1
 2
 1
 2
 Перед  заклад-
 1971
 0-
 -20
 22,2
 9,1
 38,8
 31,8
 15,7
 20,3
 23,3
 38,9
 76,7
 61,1
 *  кой  опыта
 1
 Без  орошения
 1972
 0-
 -10
 18,9
 1,8
 46,9
 23,6
 19,4
 34,1
 14,8
 40,5
 85,2
 59,5
 (контроль)
 J0-
 -20
 25,6
 2,9
 47,8
 18,6
 12,1
 32,2
 14,5
 46,3
 85,5
 53,7
 1975
 0-
 -10
 28,2
 9,4
 48,5
 40,2
 16,3
 29,8
 7,0
 20,6
 93,0
 79,4
 Дождевание
 10-
 -20
 24,4
 6,6
 49,4
 23,7
 17,9
 33,7
 8,3
 36,1
 91,7
 63,9
 1972
 0-
 -10
 30,1
 4,4
 44,6
 39,2
 15,0
 32,1
 10,3
 24,3
 89,7
 75,7
 10-
 -20
 28,5
 3,3
 44,0
 28,8
 16,1
 40,4
 11,4
 27,5
 88,6
 72,5
 1975
 0-
 -10
 31,6
 11,0
 50,8
 38,0
 11,4
 34,4
 6,2
 16,6
 93,8
 83,4
 10-
 -20
 34,1
 4,1
 50,5
 39,8
 9,0
 34,6
 6,4
 21,5
 93,6
 78,5
 Примечание.  1-  сухое  просеивание,  2  —  просеивание  в  воде.
 Таблица  4
 Объемный  вес  почвы,  г/смг
 Вариант
 Слой,  см
 1972  г.
 1973  г.
 1974  г.
 1975  г.
 Без  орошения  (конт¬
 0—10
 1,29
 1,18
 1,34
 1,21
 роль)
 10-20
 1,27
 1,16
 1,30
 1,22
 Дождевание
 0-10
 1,26
 1,16
 1,27
 1,20
 10—20
 1,25
 1,21
 1,20
 1,22
 Таблица  5
 Дифференциальная  порозность  почв  летом  (1)  и  осенью  (2)  1974  г.
 Вариант
 Слой,  см
 Общая  пороз¬
ность,  %
 'Объем  пор,  занятых  водой,
 %
 Объем  пор,
занятых
воздухом.
%
 1
 2
 прочно-
 связанной
 рыхлосвя¬
 занной
 капиллярной
 общей
 1  2
 1
 2
 1
 2
 1
 2
 •1
 2
 Без  орошения
 0-10
 52,0
 49,4
 3,8
 4,0
 2,2
 2,4
 31,6
 33,3
 37,6
 39,6
 14,4
 9,7
 (контроль)
 10-20
 52,5
 49,4
 3,6
 3,7
 2,1
 2,2
 28,4
 29,5
 34,1
 35,4
 18,4
 14,0
 25-40
 44,4
 44,1
 6,7
 6,7
 4,0
 4,0
 18,4
 18,6
 29,1
 29,3
 15,3
 14,8
 40—70
 43,8
 44,2
 8,0
 7,9
 4,7
 4,7
 16,3
 16,2
 29,0
 28,8
 14,8
 15,4
 70-100
 39,3
 39,3
 10,5
 10,5
 6,3
 6,3
 13,3
 13,5
 30,1
 30,1
 9,2
 9,2
 Дождевание
 0—10
 53,5
 52,1
 3,7
 3,8
 2,2
 2,2
 30,6
 31,6
 36,5
 37,6
 17,0
 14,5
 10-20
 54,4
 54,4
 3,4
 3,4
 2,0
 2,0
 27,2
 27,2
 32,6
 32,6
 21,8
 21,8
 25—40
 44,4
 44,8
 6,7
 6,6
 4,0
 3,9
 18,4
 18,3
 29,1
 28,8
 15,7
 16,0
 40-70
 43,8
 43,5
 7,9
 8,0
 4,7
 4,7
 16,2
 16,4
 28,8
 29,1
 15,0
 14,4
 70-100
 39,0
 39,7
 10,6
 10,4
 6,3
 6,3
 13,3
 13,2
 30,2
 29,9
 8,8
 9,8
 Путем  расчета  по  методу  Качинского  [6]  найден  объем  пор,  занятых
капиллярной,  рыхлосвязанной  и  прочносвязанной  водой,  а  также  объем
пор,  занятых  воздухом  (поры  аэрации).  Объем  пор,  занятых  капилляр¬
ной  водой,  составляет  в  пахотном  горизонте  основную  долю  (около  80%)
от  объема  пор,  занятых  водой  всех  категорий.
 Содержание  связанной  воды  в  пахотном  горизонте  составляет  около
6%,  в  иллювиальном  оно  увеличивается  в  связи  с  увеличением  фракции
ила  до  17%.  Если  в  пахотном  горизонте  связанная  вода  составляет  око¬
ло  20%  от  общего  запаса,  то  в  иллювиальном  ее  содержание  достигает
 •64

56  %.  Объем  пор,  занятых  воздухом,  закономерно  уменьшается  с  глуби¬
ной.  В  иллювиальном  горизонте  величина  пор  аэрации  минимальна.  Ко¬
личество  пор,  занятых  воздухом,  на  орошаемом  варианте  несколько  вы¬
ше,  чем  на  контроле.  К  осени  их  количество  на  обоих  вариантах  умень¬
шается.
 Таким  образом,  дождевание  злаковых  травостоев  многоукосного  ис¬
пользования  не  оказывает  отрицательного  влияния  на  водно-физические
свойства  почвы.  Орошение  в  условиях  высокого  агрофона  при  выращи¬
вании  многолетних  трав  не  вызывает  уплотнения  почвы.  Дождевание
многолетних  трав  оказывает  положительное  влияние  на  водопрочность
почвенной  структуры.  Количество  водопрочных  агрегатов  по  сравнению
с  исходной  почвой  увеличилось  на  орошаемом  варианте  на  33%,  на  кон¬
троле  —  на  17%.
 Литература
 1. 	Бикбулатова  Г.  Г.  Изменение  некоторых  свойств  почв  при  длительном  орошении
и  осушении.  Тр.  Таджикск.  СХИ,  т.  15,  1971.
 2. 	Вейцман  Я.  X.  Изменение  структуры  почвы  при  орошении  дождеванием.  Вести,  с-х.
науки,  №  3.  Алма-Ата,  1963.
 3. 	Голубцов  А.  М.,  Огиенко  В.  Д.  Физико-химические  свойства  черноземов  Кубани
в  связи  с  орошением  и  применением  удобрений.  Тр.  Кубанек.  СХИ,  вып.  42,  1972.
 4. 	Золотун  Я.  П.,  Ленец  Л.  К.,  Захарченко  Г.  И.,  Кухтеева  К  М.  Изменение  неко¬
торых  физических  и  химических  свойств  темно-каштановых  почв  Нижнего  При¬
днепровья  за  30  лет  орошения.  В  сб.:  Пути  повышения  урожайности  с-х.  культур.
Тр.  Кишиневск.  СХИ,  т.  99,  1973.
 5. 	Калеганов  Б.  Ф.  Изменение  физических  свойств  почв  при  орошении  (на  примере
Каменной  степи).  Научн.  зап.  Московск.  ин-та  инженеров  водн.  х-ва,  т.  XIX,  1957.
 6  Методическое  руководство  по  изучению  почвенной  структуры.  Л,  «Колос»,  1969.
 7.  Раенко  Е.  Я.,  Тимченко  Н.  С.  Влияние  орошения  на  содержание  питательных  ве¬
ществ,  агрегатный  состав  и  режим  почв.  Почвоведение,  1978,  №  9.
 8 	Сикорский  М.  Я.  Изменение  водно-физических  свойств  карбонатных  черноземов
Северной  Осетии  в  условиях  орошаемого  земледелия.  Тр.  Горек.  СХИ,  т.  33,
№  1,  1972.
 9 	Ясониди  О.  Е.  Влияние  режима  орошения  на  агрегатный  состав  почв.  В  сб.:  Во¬
просы  орошения.  Тр.  Новочеркасск  инж.-мел.  ин-та,  т.  13,  вып  4,  1973.
 ВНИИ  кормов  им.  В.  Р  Вильямса 	Поступила  в  редакцию
 ВАСХНИЛ 	27  IV.  1979  г.
 V.  Q.  DIKAREVa  S.  S.  LAVROV
 WATER-PHYSICAL  PROPERTIES  OF  SOILS  UNDER  IRRIGATED
CEREAL  GRASS  STANDS
 Basing  on  a  four-year  experiment  carried  out  on  irrigated  cereal  grass
stands  of  a  many-year  use  on  soddy-podzolic  medium  clay  loamy  soils,  an
improvenment  of  the  aggregate  composition,  increase  of  water-stable  aggre¬
gate  quantity  and  absence  of  the  compacting  action  of  sprinkling  irriga¬
tion  on  the  soil  have  been  revealed.
 5  Почвоведение,  №  1

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.432
 ПААС  А.  Ю.1
 ИЗМЕНЕНИЯ  ФИЗИЧЕСКИХ  СВОЙСТВ  И  ВОДНОГО  РЕЖИМА
ЗАБОЛОЧЕННЫХ  ПЕСЧАНЫХ  ПОЧВ  ПРИ  ОСУШЕНИИ
 И  ОСВОЕНИИ
 В  результате  осушения  и  освоения  увеличилась  объемная  масса  и
уменьшилась  гигроскопичность  органогенного  горизонта.  Разница  между
глубиной  грунтовой  воды  в  осушенной  и  неосушенной  почвах  наибольшая
весной  и  наименьшая  (20—25  cai)  летом  С  помощью  осушения  оптималь¬
ная  аэрация  в  активном  слое  почвы  достигается  уже  в  начале  вегетаци¬
онного  периода  Запас  влаги  уменьшается  в  верхней  полуметровой  толще
почв.
 Исследования  проводили  на  Пярнусской  низменности  Эстонской
ССР.  До  осушения  водный  режим  почвы  и  наблюдения  за  грунтовыми
водами  проводили  ib  течение  3  лет  (1964—1966  гг.).  После  осушения  и
освоения  на  той  же  площади  и  в  тех  же  точках  в  течение  6  лет  изучали
динамику  уровня  грунтовой  воды  (1970—1975  гг.)  и  в  течение  2  лет  —
режим  влажности  и  аэрации  почвы  (1974—1975  гг.)
 Уровни  грунтовых  вод  наблюдали  как  до,  так  и  после  осушения  при
помощи  наблюдательных  колодцев.  Образцы  почв  для  определения
влажности  отбирали  с  одних  и  тех  же  наблюдательных  участков  по  об¬
щеизвестной  методике  [10].  За  влажность  завядания  принимали  полу¬
торную  максимальную  гигроскопичность.  Общую  пористость  и  макси¬
мальную  влагоемкость  вычисляли  по  соответствующим  формулам.  Наи¬
меньшую  влагоемкость  определяли  в  полевых  условиях  методом  зали¬
ваемых  площадок,  а  также  по  данным  полевой  влажности  почв,  капил¬
лярную  влагоемкость  —  в  монолитах  высотой  0,10  ж.
 До  проведения  мелиоративных  работ  территория  стационара  пред¬
ставляла  собой  типичное  для  западной  Эстонии  естественное  закуста-
ренное  угодье  с  полосками  леса  и  кустарника  с  высотными  отметками
от  4  до  6  ж.  Благодаря  сильнорасчлененному  микрорельефу  на  неболь¬
шом  расстоянии  чередуются  подзолисто-глеевые  и  дерновО|(перегной
но-)-глеевые  почвы  различной  степени  переувлажнения  [9].  Почвы  пес¬
чаные,  коэффициент  их  фильтрации  составляет  1,7—2,2  м/сутки.  *
 После  осушения  территория  использовалась  (в  качестве  культурного
пастбища,  осенью  1974  г.  была  засеяна  озимой  рожью  и  превращена  в
полевой  севооборот.  Средняя  глубина  осушительных  дрен  составляет
1  ж,  расстояние  между  ними  на  участках  с  перегнойно-глеевыми  насы¬
щенными  почвами  равно  35  ж,  а  на  участках  с  дерново-подзолисто-гле-
еватыми  почвами  —  40  ж.  Наблюдательные  площадки  расположены  ме¬
жду  осушительными  дренами.
 В  результате  мелиоративных  работ  большие  изменения  произошли
в  верхней  части  гумусового  горизонта  (табл.  1,2).  Объемная  масса  верх¬
него  (0—10  см)  слоя  обеих  почв  возросла  приблизительно  наполо¬
вину.  На  глубине  10—20  см  объемная  масса  перегнойно-глеевых  на¬
сыщенных  почв  увеличилась  на  31%  (0,28  г/см3).  В  дерново-подзоли-
сто-глееватой  почве  до  освоения  на  этой  глубине  находились  малогумус*
 1  В  1974—1975  гг.  в  работе  принимал  участие  Р.  Ярвеотс.
 66

Таблица  1
 Гидрологические  константы  'дерново-подзолисто  глееватой  почвы
(наблюдательная  площадка  1)
 Горизонт  и  глубина,  см
 Объем¬
 Плот¬
 ная
 ность
 Общая
 масса
 горис¬
 тость,
 г/см»
 %
 МГ
 вз
 ммв
 нв
 пв
 МГ
 вз
 ммв
 нв*
 относительно  абсолютно  сухой
почвы,  %
 %  от  объема  почвы
 После  мелиорации  (культурное  пастбище)
 А1В
 0-
 -10
 1,28
 2,62
 51,15
 2,36
 3,5
 5,3
 14,4
 40,9
 3,02
 4,5
 6,8
 18,4
 Bhg(AlB)
 10-
 -20
 1,41
 2,64
 46,59
 2,22
 3,3
 3,4
 13,9
 33,9
 3,13
 4,7
 4,8
 19,6
 Bg'(Bhg)
 20-
 -30
 1,48
 2,66
 44,36
 1,20
 1,8
 2,4
 11,7
 30,5
 1,78
 2,7
 3,6
 17,3
 30—40
 1,49
 2,68
 44,40
 0,56
 0,8
 1,9
 9,8
 30,0
 0,83
 1,2
 2,8
 14,6
 Bg"
 40-
 -50
 1,51
 2,68
 43,66
 0,56
 0,8
 2,4
 9,8
 29,1
 0,84
 1,3
 3,6
 14,8
 50-
 -60
 1,51
 2,68
 43,66
 0,37
 0,6
 2,5
 9,8
 29,1
 0,56
 0,8
 3,8
 14,8
 BCg'
 60-
 -70
 1,52
 2,69
 43,49
 0,37
 0,6
 2,0
 9,8
 28,8
 0,56
 0,8
 3,0
 14,9
 70—80
 1,49
 2,69
 44,61
 0,47
 0,7
 2,8
 9,8
 30,1
 0,70
 1,1
 4,2
 14,6
 BCg'
 80-
 -90
 1,55
 2,69
 42,38
 0,41
 0,6
 3,0
 9,8
 27,5
 0,64
 1,0
 4,7
 15,2
 90-
 -100
 1,58
 2,69
 41,26
 0,41
 0,6
 2,3
 9,8
 26,3
 0,65
 1,0
 3,6
 15,5
 До  мелиоративных  работ
 A0A1
 0-
 -10
 0,62
 2,20
 71,82
 7,0
 10,5
 21,7
 Не  опр.
 118,7
 4,3
 6,5
 13,5
 37,4
 A2
 10-
 -20
 1,36
 2,60
 47,70
 0,9
 1,4
 4,9
 »
 35,4
 1,2
 1,8
 6,7
 23,9
 Bhg-
 20-
 -30
 1,38
 2,60
 46,92
 1,3
 2,0
 4,2
 »
 34,5
 1,8
 2,7
 5,8
 17,9
 Bhg"(Bg)
 30-40
 1,34
 2,60
 48,45
 1,1
 1,7
 3,3
 »
 36,6
 1,5
 2,2
 4,4
 13,2
 Bg
 40-
 -50
 1,38
 2,62
 47,33
 1,1
 1,7
 Нет
 »
 34,7
 1,5
 2,3
 Нет
 16,0
 50-
 -60
 1,45
 2,60
 44,23
 0,5
 0,8
 1,6
 »
 30,7
 0,7
 1,1
 2,3
 14,7
 BCg
 60-
 -70
 1,48
 2,62
 43,51
 0,5
 0,8
 Нет
 »
 29,6
 0,7
 1,1
 Нет
 14,8
 70-
 -80
 1,46
 2,62
 44,27
 0,5
 0,8
 1,4
 »
 30,5
 0,7
 1,1
 2,0
 14,8
 80-
 -90
 1,49
 2,60
 42,69
 0,4
 0,6
 Нет
 »
 28,8
 0,6
 0,9
 Нет
 14,8
 90-
 -100
 1,50
 2,62
 42,75
 0,4
 0,6
 1,2
 »
 28,7
 0,6
 0,9
 2,0
 15,2
 *  Наименьшая  влагоемкость  до  мелиоративных  работ  определена  на  площадке  3.
 ный  гор.  А2  и  Bhg,  которые  при  разравнивании  и  освоении  перемеша¬
лись  с  более  глубокими  слоями,  но  особенных  изменений  в  объемной
массе  не  .произошло  (табл.  1).  С  осадкой  почвы  она  в  общем  возраста¬
ет.  В  некоторых  'случаях  также  объемная  масса  нижних  горизонтов  уве¬
личилась  на  0,1—0,27  г/см3.  Если  увеличение  объемной  массы  верхних
горизонтов  обусловлено  минерализацией  грубого  гумуса,  удалением  гу¬
мусированного  материала  корчеванием  пней  и  перемешиванием  с  мине¬
ральными  горизонтами,  то  более  глубокие  слои  могли  быть  уплотнены
мелиоративными  машинами.  Частичное  влияние  может  оказать  и  изме¬
нение  водного  режима,  е  чем  в  верхних  горизонтах  песчаных  почв  мо¬
гут  быть  связаны  некоторые  новые  процессы  [3].
 Плотность  почвы  изменилась  мало-,  но  все  же  наблюдается  тенден¬
ция  к  ее  увеличению.  В  отличие  от  некоторых  данных  [4,  6]  общая  по¬
ристость  уменьшается,  особенно  в  гумусовом  горизонте.  То,  что  в  песча¬
ных  почвах  пористость  может  отличаться  от  суглинистых  и  супесчаных,
показывают  также  данные  Олейника  [3].
 Осушение  и  освоение  уменьшили  максимальную  гигроскопичность
(МГ,  табл.  1,  2)  в  органогенном  горизонте  лерегнойно-глеевой  насыщен¬
ной  почвы  в  3  раза,  а  по  профилю  почвы  —  на  43%.  В  минеральных  го¬
ризонтах  уменьшение  значительно  слабее,  но  заметно  до  глубины  40  см.
Уменьшение  максимальной  гигроскопичности  в  верхних  горизонтах  в  ос¬
новном  связано  с  уменьшением  содержания  органического  вещества,  в
нижних  —  по-видимому,  е  изменениями  состояния  коллоидов.  В  гуму¬
совом  горизонте  немного  (в  1,1—2  раза)  уменьшилась  также  макси¬
мальная  молекулярная  влагоемкость  (ММВ),  выраженная  от  объема
почвы.  В  нижней  части  почвенного  профиля  она,  наоборот,  увеличилась,
в  некоторых  случаях  даже  более  чем  в  2  раза.
 5*
 67

Таблица  2
 Гидрологические  константы  перегнойно-глеевой  насыщенной  почвы
(наблюдательная  площадка  2)
 Горизонт  и  глуби¬
на,  см
 Объ¬
 емная
 масса
 Плот¬
 ность
 Общал
 порис¬
 тость,
 %
 МГ
 ВЗ
 ммв
 НВ
 пв
 МГ
 ВЗ
 ммв
 НВ
 г/гж*
 относительно  абсолютно  сухой  почвы,
в%
 %  от  объема
почва.
 После  мелиорации  (культурное  пастбище)
 А0А1(А1)
 0-
 -10
 1,21
 2,54
 52,36
 3,92
 5,9
 8,2
 18,9
 44,8
 4,74
 7,1
 9,9
 22,9
 10-
 -20
 1,17
 2,55
 54,12
 4,58
 6,9
 11,8
 18,6
 48,1
 5,36
 8,0
 13,8
 21,8
 G'(BG)
 20-
 -30
 1,46
 2,67
 45,32
 0,52
 0,8
 3,0
 9,8
 31,4
 0,76
 1,1
 4,4
 14,3
 30-
 -40
 1,56
 2,68
 41,79
 0,43
 0,6
 4,8
 9,8
 27,0
 0,67
 1,0
 7,5
 15,3
 40-
 -50
 1,57
 2,69
 41,64
 0,35
 0,5
 2,2
 9,8
 26,7
 0,54
 0,8
 3,5
 15,4
 G"(BCG)
 50-
 -60
 1,58
 2,68
 41,04
 0,35
 0,5
 5,5
 9,8
 26,1
 0,55
 0,8
 8,7
 15,5
 60-
 -70
 1,57
 2,68
 41,42
 0,38
 0,6
 4,5
 9,8
 26,5
 0,59
 0,9
 7,1
 15,4
 70-
 -80
 1,54
 2,68
 42,54
 0,38
 0,6
 3,6
 9,8
 27,8
 0,58
 0,9
 5,5
 15,1
 80-
 -90
 1,54
 2,68
 42,54
 0,35
 0,5
 2,6
 9,8
 27,8
 0,54
 0,8
 4,0
 15,1
 90-
 -100
 1,56
 2,69
 42,01
 0,35
 0,5
 2,6
 9,8
 27,1
 0,54
 0,8
 4,1
 15,3
 До  мелиоративных  работ
 А0А1
 0-
 -10
 0,61
 2,22
 72,531
 11,7
 17,6
 Нет
 He  onp.
 123,6
 7,1
 10,71
 Нет
 А1
 10-
 -20
 0,89
 2,31
 61,47
 6,9
 10,4
 16,2
 »
 71,8
 6,1
 9,2
 14,4
 G'(BG)
 20-
 -30
 1,39
 2,63
 47,15
 1,1
 1,7
 3,0
 34,4
 1,5
 2,3
 4,2
 30-
 -40
 1,41
 2,62
 47,19
 0,7
 1,1
 2,9
 »
 33,0
 1,0
 1,5
 4,1
 G"(BCG)
 40-
 -50
 1,43
 2,62
 45,42
 0,4
 0,6
 1,6
 »
 31,9
 0,6
 0,9
 2,3
 50-
 -60
 1,48
 2,67
 44,57
 0,4
 0,6
 1,6
 »
 30,3
 0,6
 0,9
 2,4
 60-
 -70
 1,53
 2,67
 42,60
 0,3
 0,5
 1,8
 »
 28,0
 0,5
 0,7
 2,8
 70-
 -80
 1,54
 2,69
 42,75
 0,3
 0,5
 1,8
 ъ
 27,9
 0,5
 0,7
 2,8
 80—90
 1,54
 2,69
 42,75
 0,4
 0,6
 1,7
 27,9
 0,6
 0,9
 2,6
 G'"
 90-
 -100
 1,54
 2,69
 42,75
 0,4
 0,6
 1,7
 »
 27,9
 0,6
 0,9
 2,6
 Таблица  3
 Матрица  коэффициентов  корреляции  г  (перегнойно-глеевая  насыщенная  почва)
 Запас  влаги  (мм)
 в  слое  (см)
 Сумма  осад¬
ков  за  дан¬
ный  период,
мм
 Сумма  тем¬
ператур
(выше  0°)
за  данный
период
 Глубина  уровня
грунтовой
воды,  СМ
 начало  периода
 конец  периода
 0—20
 0—50
 50—100
 0—100
 0-20
 0—50
 50—100
 0—100
 конец
 периода
 начало
 периода
 *i
 Xg
 х»
 *4
 х%
 Ха
 х,
 *8
 Х9
 *10
 *и
 *18
 *i
 0,95
 0,80
 0,93
 0,40
 0,50
 0,25
 0,42
 0,08
 -0,55
 -0,56
 -0,69
 *2
 0,83
 0,98
 0,49
 0,60
 0,32
 0,52
 0,02
 —0,65
 —0,-57
 -0,81
 *3
 0,93
 0,65
 0,68
 0,47
 0,63
 0,11
 -0,43
 —0,55
 -0,77
 *4
 0,57
 0,66
 0,39
 0,58
 0,06
 -0,60
 -0,59
 -0,83
 *Ь
 0,95
 0,81
 0,94
 0,46
 -0,41
 —0,73
 -0,61
 0,84
 0,98
 0,49
 —0,58
 -0,84
 —0,69
 *7
 0,93
 0,58
 —0,35
 —0,80
 -0,42
 *8
 0,54
 —0,52
 -0,85
 -0,62
 0,08
 —0,68
 -0,06
 *10
 0,52
 -0,51
 *11
 -0,63
 Л>,05  г0>48,  Р0>06  —г0,61
 Наименьшая  влагоемкость  (НВ)  при  осушении  и  освоении  уменьши¬
лась  <в  верхних  горизонтах,  в  нижних  горизонтах  изменений  не  наблюда¬
лось  (табл.  1).  Как  до,  так  и  после  осушения  на  пористость  аэрации  и
режим  влажности  в  первую  очередь  влияют  глубина  грунтовой  воды,
количество  осадков  и  эвапотранспирация.  На  это  указывают  корреля¬
тивные  связи  после  осушения,  определенные  с  применением  ЭВМ
(табл.  3).  Из  сравнения  данных  об  уровнях  грунтовой  воды  за  годы  оп-

ределения  влажности  со  средними  данными  предыдущих  4  лет  (1970—
1973  гг.),  прошедших  после  осушения,  (следует,  что  1974  г.  отличается
относительно  высоким,  а  1975  г.  —  низким  уровнем  грунтовой  воды  в
почве  (рис.  1).
 При  осушении  почв  происходят  значительные  изменения  в  водно-воз¬
душном  режиме  (рис.  2,  3).  До  осушения  1перешой1но-глеевых  насыщен¬
ных  почв  уровень  грунтовых  вод  на  естественном  лугу,  используемом
под  пастбище,  практически  до  конца  апреля  находился  на  поверхности
или  на  глубине  нескольких  сантиметров.  В  начале  последней  декады
мая  грунтовая  вода  доходила  еще  до  гумусового  горизонта  (рис.  1).  По-
 ТТ  1  Т  1  И  1  Ж  I  Ш\К  1  I  \ХГМесяц
 Рис.  1.  Глубина  уровня  грунтовой  воды  в  перегнойно-глеевой  насыщенной
 почве
 /  —  до  осушения  в  1964—1966  гг.,  2  —  после  осушения  в  1970—1973  гг.,
 3  —  то  же  в  дождливый  год  (1974  г.),  4  —  то  же  в  засушливый  год  (1975  г.)
 этому  поры  были  заполнены  водой,  пористость  аэрации  в  мае  только  в
верхнем  слое  (до  10  см)  составляла  всего  несколько  процентов,  а  усло¬
вия  для  вегетации  были  чрезвычайно'  неблагоприятны.  Для  нормально¬
го  произрастания  большей  части  культурных  растений  в  активном  слое
(0—30  см)  почвы  необходима  пористость  аэрации,  превышающая  10%
П,5].
 Такого  (состояния  неосушенная  глеевая  почва  достигает  в  среднем
только  во  второй  декаде  июня  (рис.  2).  Поскольку  вегетационный  пери¬
од  (температура  выше  5°)  начинается  уже  в  (последней  декаде  апреля—
начале  мая  и  на  умеренно  увлажненных  и  осушенных  почвах  проводят¬
ся  полевые  работы,  то  наступление  подходящей  для  роста  культурных
растений  аэрации  запаздывает  почти  на  1,5  месяца.  В  (среднем  за  3  года
в  середине  лета  пористость  аэрации  в  активном  слое  была  менее  10%,
такого  уровня  она  достигает  вновь  только  в  последней  декаде  октября.
При  обилии  осадков  переувлажнение  глеевых  почв  наблюдается  в  от¬
дельные  годы  даже  летом.  В  некоторые  годы  начиная  с  середины  сен¬
тября  пористость  аэрации  :в  верхнем  30-сантиметровом  слое  почвы  по¬
стоянно  не  превышает  10%.  В  нижней  части  профиля  различия  по  годам
менее  значительны.  В  годы  со  средним  количеством  осадков  начиная
уже  с  (глубины  60  см  пористость  аэрации  практически  равна  нулю  в  те¬
чение  всего  вегетационного  периода  (ниже  0,5%).
 С  осушением  пористость  аэрации  резко  увеличивается.  На  глубине
0—30  см  1перешой!но-глеевой  осушенной  почвы  она  уже  в  первой  декаде
мая  превышает  15%  и  только  после  осадков  иногда  может  составлять
10—15%  (рис.  2).  Уже  в  начале  вегетационного  периода  аэрация  явля¬
ется  достаточной  для  роста  самых  требовательных  культурных  растений.
 69

а
 лго
-  ю
-о
 <0,о
0,5-5
5-10
 ГТТТТП15-20  g
20-25  |
УТЛ?5-30  *
 =Ш30-35  5
ЕЗ  35-40  <§
 265  15  26  5  13  24
 1  1  1
815  24
 11  26  8  15  i4  ;
 }  17  30
 ГП45-50
 Ш  v  I  ш
 I  Ш  I
 Ш  1  Ж  1
 -JT—I
 РЛ  >50
 ч
 Рис.  2.  Пористость  аэрации  перегиойно-глеевой  насыщенной  почвы
 а  —  до  осушения,  средняя  за  1964—1966  гг.,  б  —  после  осушения  в  год  с
дождливым  вегетационным  периодом  (1974  г.),  в  —  то  же  в  год  с  сухим  ве¬
гетационным  периодом  (1975  г.).  Пунктирная  линия  обозначает  глубину
грунтовой  воды  в  почве
 В  -сухое  лето  зона  е  пористостью  аэрации  выше  10%  простирается  до
глубины  55  см,  во  влажное  лето  —  до  45  см,  причем  ib  еух-о-е  лето  пори¬
стость  аэрации  верхних  горизонтов  превышает  35%  и  в  дождливый  год
уменьшается  до  30%.  Эго  на  10%  больше,  чем  до  -осушения.  Под  одно¬
летними  культурами  непосредственно  после  обработки,  разница  еще
больше.  Глубже  60  см  пористость  аэрации  сходна  с  ее  величиной  до  осу¬
шения.
 70

Пер  иод  переув  л  а  жнен  ности  неосушонной  дерново-подзолисто-  гл  еев  a  -
той  почвы  (короче.  Уже  ©  (начале  мая  грунтовая  вода  находится  на  глу¬
бине  нескольких  десятков  (сантиметров  от  поверхности  и  через  капил¬
лярную  кайму  оказывает  сильное  влияние  на  влажность  верхних  слоев.
Пористость  аэрации  активного  слоя  (0—30  см)  этих  почв  превышает
10%  в  последней  декаде  мая.
 После  осушения  в  дернО|ВО'-подзолисто-глеаватой  почве  грунтовая  во¬
да  находится  на  30  см  глубже,  чем  (в  перепнойно-глеевой.  Поэтому  уже
в  начале  мая  зона  пористости  аэрации  свыше  10%  простирается  на.  глу-
 /50  ^
 а
 /00  -
 50  7.
 oh
 I
 А
 И\  Т\И\ 	IJ
 л
 л
 Ш\  Т\7Г\Ш\  шит  I  I  1
 	/ 		/ 	J
 Рис.  3.  Запас  влаги
 а  —  в  перегнойно-глеевой  насыщенной  почве,  б  —  в  дерново-подзолистой  глееватой  поч¬
ве.  1  —  до  осушения,  средняя  за  3  года,  2  —  после  осушения  в  дождливый  год  (1974  г.),
3  —то  же  в  засушливый  год  (1975  г.).  Слои,  см;  I  —  0—20,  II  —0—50,  III  —  0—1100.
Гидрологические  константы  почвы  даны  после  мелиоративных  работ
 бину  примерно  60  см  и  летом  сравнительно  стабильно  удерживается  на
глубину  75  см.  В  сухое  лето  зона  с  .пористостью  аэрации,  превышающей
30%,  на  10  см  глубже  (примерно  60  см  от  поверхности),  чем  во  влажное
лето,  и  удерживается  в  средней  части  почвенного  профиля  до  конца  ве¬
гетационного  периода.  Летом  аэрация  средней  части  профиля  значитель¬
но  лучше,  в  нижней  части  профиля  она  недостаточна.
 До  осушения  максимум  запаса  почвенной  ©лаги  приходится  на  весну
(рис.  3).  В  годы  со  средним  количеством  осадков  влажность  во  всех  го¬
ризонтах  гоерегнойно-глеевых  (насыщенных  почв  вплоть  до  (середины  мая
находится  ©  пределах  максимальной  влагоемкости.  В  верхних  20-  и  50-
сантиметровых  слоях  влажность  уменьшается  летом  ниже  капиллярной
влагоемкости,  оставаясь  выше  наименьшей  влагоемкости.  Поэтому  верх¬
няя  часть  почвенного  профиля  постоянно  находится  в  зоне  /влияния  ка¬
пиллярной  каймы  и  в  слое  0—20  см  запас  влаги  летом  составляет  при¬
близительно  100  мм,  а  в  слое  0—50  см  —  свыше  170  мм.  В  середине  сен¬
 71

тября  запас  влаги  в  глеевой  почве  снова  начинает  увеличиваться.  В  ниж¬
ней  части  почвенного  профиля  он  устойчив  ;и  близок  к  полной  влагоем¬
кости.
 В  верхних  горизонтах  неосушенной  дер!ново-подзолисто-глееватой
почвы  запас  влаги  до'  середины  мая  близок  к  капиллярной  влагоемко-
ети.  В  дальнейшем  в  верхних  горизонтах  влажность  опускается  ниже
капиллярной,  но  остается  выше  наименьшей  влагоемкости.  В  некоторых
'случаях  в  сухое  лето  кратковременно  влажность  почвы  может  быть  и
ниже  наименьшей  влагоемкости.  За  3  года  она  летом  находилась  в  пре¬
делах  наименьшей  влагоемкости,  не  уменьшаясь  ниже  50  мм  в  слое  0—
20  сми  100  мм  в  слое  О1—50  см.
 В  изменениях  запаса  влаги  под  влиянием  осушения  наблюдаются
различия  между  почвами  и  по  годам  (рис.  3).  После  осушения  в  дожд¬
ливый  год  наибольшее  уменьшение  запаса  влаги  наблюдается  в  начале
вегетационного  периода.  Поскольку  до  осушения  в  этот  же  период  на¬
блюдался  излишек  влаги,  это  изменение  благоприятно  для  роста  куль¬
турных  растений.  В  засушливый  год  наибольшее  уменьшение  запаса  вла¬
ги  в  перегнойно-глеевой  насыщенной  почве  наблюдалось  летом.
 Весной  даже  после  осушения  влажность  всех  горизонтов  обеих  почв
превышает  наименьшую  влагоемкость,  причем  в  формировании  запаса
влаги  принимает  участие  также  капиллярная  подпертая  влага.  Влага
в  течение  этого  периода  легко  доступна  растениям,  и  запас  ее  относи¬
тельно  стабилен.  Поскольку  наименьшая  влагаемкость  песчаных  почв
невелика,  то  для  роста  растений  полезно,  если  верхняя  часть  капилляр¬
ной  каймы  в  сухой  период  доходит  до  пахотного  слоя.  Тогда  растения
обеспечены  достаточным  запасом  влаги,  а  также  аэрацией  [7].  Если
осушением  обеспечивается  весной  благоприятный  водный  и  воздушный
режим,  то  летом  грунтовая  вода  опускается  ниже  желаемого  уровня  и
в  верхних  'слоях  почв  запас  влаги  зависит  от  осадков.  Зависимость  от
осадков  более  значительная  в  осушенной  дернов  о  -под  з  олисто-глееватой
почве,  в  которой  грунтовая  вода  опускается  глубже,  -а  из-за  меньшего
содержания  гумуса  влагоемкость  и  влагоудерживающая  способность
меньше.  Хотя  запас  ©лаги,  нижней  части  почвенного  профиля  велик  и
летом,  следует  учитывать,  что  песок  содержит  малое  количество  биоген¬
ных  элементов  и  все  питательные  вещества  концентрируются  в  основ¬
ном  в  гумусовом  горизонте.  Поэтому  корнеобитаемый  »слой  невелик  и
использование  запаса  влаги  нижних  горизонтов  затруднено.
 В  сухое  лето  в  пахотном  слое  осушенных  почв,  а  также  в  слое  0—
50  см  запас  ©лаш  уменьшается  до  максимальной  молекулярной  влаго¬
емкости.  Поэтому  в  почве  встречается  только  небольшой  запас  трудно-
усваиваемой  влаги.  В  песчаных  почвах  уменьшение  влажности  до  70%
от  наименьшей  влагоемкости  будет  лимитировать  урожай  [8].  Для  га¬
рантирования  стабильных  урожаев  в  любой  год  необходимо  двусторон¬
нее  регулирование  водного  режима.  Оособевно  это  необходимо  в  дер-
ново-подзол|исто-глееватых  почвах  (путем  дождевания),  где  в  сухое  ле¬
то  период  дефицита  влаги  длится  свыше  2  месяцев,  а  на  культурном
пастбище  недостаток  воды  определяется  визуально.  В  осушенной  пере-
лнойно-гдеевой  насыщенной  почве  период  с  запасом  влаги  до  70%  от  на¬
именьшей  влагоемкости  короче.  Минимальный  запас  продуктивной  вла¬
ги  в  глеевой  почве  также  немного  больше  за  счет  трудноусваиваемой
влаги.
 В  дождливый  год  в  течение  вегетационного  периода  в  'слоях  0—20  и
0—50  см  осушенной  лерепнойво-глеевой  насыщенной  почвы  запас  воды
близок  к  наименьшей  влагоемкости  или  немного  превышает  ее.  Продук¬
тивный  запас  влаги  в  слое  0—20  см  составляет  около  50  мм,  и  в  почве
устанавливается  благоприятный  водно-воздушный  режим.  В  верхних
горизонтах  дерново-подзолисто-глееватой  почвы  он  колеблется  прибли¬
зительно  в  пределах  наименьшей  влагоемкости,  в  .редких  случаях  дости¬
 72

гает  70%  от  НВ.  Но  поскольку  (наименьшая  влагоем,кость  уже  сама  по
•себе  мала,  то  ib  дождливые  годы  в  .слое  0—20  см  продуктивный  запас
влаги  иногда  составляет  меньше  30  мм.  Это,  по  Вериго  и  Разумовой
[2],  можно  считать  1недостато141нььм  для  растений.  Поэтому  осушение  дер-
ново-лодзолисто-глееватой  почвы  можно  считать  слишком  интенсивным,
расстояние  между  дренами  'следовало  бы  еще  дифференцировать.
 Выводы
 1. 	Осушение  и  освоение  заболоченных  минеральных  почв  сопровож¬
даются  многочисленными  как  позитивными,  так  и  негативными  измене¬
ниями  их  свойств.  Самые  большие  изменения  .происходят  в  обрабаггы-
ваемом  органогенном  горизонте.  Объемная  масса  гумусового  горизонта
увеличивается  в  результате  минерализации  сырого  .гумуса,  уменьшения
содержания  органического  вещества  и  смешения  с  минеральным  гори¬
зонтом.  Изменения  объемной  массы  пахотного  слоя  тем  больше,  чем  вы¬
ше  степень  переувлажнения  (заболоченности)  до  освоения  и  чем  боль¬
ше  после  обработки  уплотнилась  почва.
 2. 	В  результате  осушения  улучшился  режим  грунтовой  воды,  причем
ее  уровень  в  течение  (вегетационного  периода  стал  более  стабильным.
Наибольшее  различие  в  глубине  залегания  грунтовой  воды  в  осушенной
и  неосушенной  почвах  наблюдалось  весной.  Во  второй  половине  лета
различия  в  уровнях  грунтовой  воды  относительно  малы.  В  середине  лета
уровни  грунтовой  воды  в  осушенной  и  неосушенной  почвах  .различаются
на  20—25  см.
 3. 	С  помощью  осушения  в  активном  слое  почвы  оптимальная  аэра¬
ция  достигается  уже  в  начале  вегетационного  периода.  В  течение  веге¬
тационного  периода  запас  влаги  в  .слое  0—20  см  перепнойно-глеевой  на¬
сыщенной  почвы  уменьшился  в  среднем  до  50—80  мм,  дерново-подзоли-
сто-глееватой  .почвы  —  до  30—70  мм.  В  (Слое  0—50  см  уменьшения  со¬
ответственно  составляют  70—130  и  40—130  мм.  В  слое  почвы  50—100  см
уменьшения  незначительны.
 4. 	Для  исключения  обезвоживания  почв  глубину  дрен  и  норму  осу¬
шения  рассчитывают  так,  чтобы  верхняя  часть  капиллярной  каймы  ос¬
тавалась  прямо  под  пахотным  слоем.  Для  нивелирования  режимн  влаж¬
ности  почв  ;в  пределах  одного'  участка  необходимо  расстояния  между
дренами  дифференцировать  помимо  учета  фильтрационных  свойств
строго  по  степени  заболоченности  (переувлаж1нен1НОсти)  почв.
 5. 	Хотя  многие  водно-физические  свойства  песчаных  почв  мелкозер¬
нистых  пеонов  благоприятны  для  роста  растений,  после  осушения  летом
запас  влаги  в  них  сильно  зависит  от  осадков.  Поэтому  в  условиях
ЭССР  для  стабильного  достижения  высоких  урожаев  необходимо  дву¬
стороннее  регулирование  водного  режима.
 Литература
 1. 	Блэк  /С.  А.  Растение  и  почва.  М.:  Мир,  1973.
 2. 	Вериго  С.  А.,  Разумова  Л.  А.  Почвенная  влага.  Л.,  1973.
 3. 	Зайдельман  Ф.  Р.  Режим  и  условия  мелиорации  заболоченных  почв.  М.:  Наука,
1975.
 4. 	Кит.  М.  Г.,  Климович  Я.  В.,  Муха  Б.  П.,  Цысь  А.  Я.  Изучение  заболоченных  и  бо¬
лотных  почв  для  обоснования  проектов  мелиорации.—  В  кн.:  Тезисы  докладов  кон¬
ференции  почвоведов-мелиораторов  зоны  избыточного  увлажнения.  29—31  января
1974  г.  М.,  1974,  с.  8—14.
 5. 	Ковда  В.  А.  Основы  учения  о  почвах,  ч.  1.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1973.
 6. 	Лукянас  А.,  Тамулайтис  БВайтекунас  И.  Мелиорация  земель  в  Литовской  ССР
и  ее  влияние  на  водный,  тепловой  и  питательный  режим  почв.—  В  сб.:  Научные
основы  мелиорации  почв.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1972.
 7. 	Паас  А.  Ю.  Диагностика  избыточного  увлажнения  по  водному  режиму  и  свой¬
ствам  почв.  Почвоведение,  1975,  №  12.
 8. 	Плюснин  И.  И.  Мелиоративное  почвоведение.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1964.
 73

9. 	Рейтам  Л.  Ю.,  Паас  А.  Ю.  Комплексы  почв  подзолисто-глеевого  и  дерново-
глеевого  типов  на  песках  лимниевого  периода.—  В  сб.:  Химия,  генезис  и  картогра¬
фия  почв.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1967,  с.  116—129.
 10. 	Роде  А.  А.  Методы  изучения  водного  режима  почв.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1960.
 ГПИИ  «Эстмелиопроект» 	Поступила  в  редакцию
 г.  Пярнусское  отделение 	21  .IV.  1980
 A.  Yu.  PAAS
 THE  EFFECT  OF  DRAINING  AND  IRRIGATION  ON  PHYSICAL  PROPERTIES
AND  WATER  REGIME  OF  PEAT  SANDY  SOILS
 Basing  on  stationar  studies  changes  in  density,  bulk  mass,  total  poro¬
sity,  and  hydrological  constants  of  peat  sandy  soils  under  the  effect  of  rec¬
lamation  have  been  studied.  Aeration,  porosity  and  moisture  content,  befo¬
re  and  after  draining  have  been  compared.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.425.7
 Е.  А.  ДМИТРИЕВ,  Л.  О.  КАРПАЧЕВСКИЙ,  П.  М.  САПОЖНИКОВ
 НЕКОТОРЫЕ  ФИЗИЧЕСКИЕ  СВОЙСТВА  МОРФОНОВ
И  МОРФОЛОГИЧЕСКИХ  ЭЛЕМЕНТОВ  ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТОЙ
 ПОЧВЫ
 На  основе  изучения  механического  состава,  удельной  поверхности  и
объемной  плотности  почвы  в  морфонах  и  морфологических  элементах  дер¬
ново-подзолистой  почвы  показано,  что  в  пределах  отдельных  горизонтов
морфоны  могут  значительно  отличаться  по  своим  свойствам.  На  фоне  об¬
щего  утяжеления  механического  состава  с  глубиной  в  пределах  гор.
А2В-В2  отмечается  опережающее  утяжеление  кутан  в  том  же  направлении
и  запаздывающее  утяжеление  внутритрещинной  массы,  что  находит  осо¬
бенно  яркое  отражение  в  соответствующем  изменении  удельной  поверх¬
ности.  Дифференциация  Материалов  по  механическому  составу  и  удельной
поверхности  в  пределах  размеров  педов  может  быть  столь  же  велика,
как  и  по  профилю  почвы  в  целом.  Педотурбационные  процессы,  связанные
с  деятельностью  землероев  и  вывалом  деревьев,  приводят  к  выравниванию
свойств  в  профиле  почвы.
 Характер  изменения  многих  физических  свойств  по  профилю  почв,  в
том  числе  и  дерново-подзолистых,  достаточно  хорошо  изучен,  и  можно
было  бы  привести  обширный  список  литературы,  в  том  числе  и  моногра¬
фической,  в  которой  эти  вопросы  с  большей  или  меньшей  подробностью
обсуждаются.  Общие  закономерности  в  изменении  механического  соста¬
ва,  объемной  плотности,  порозности  и  других  свойств  в  почвах  разных
типов  сейчас  уже  стали  азбучной  истиной,  давно  вошли  в  учебники,  и
вполне  естественно,  что  подобным  вопросам  в  статьях  стали  редко  уде¬
лять  внимание.
 Настоящая  работа  посвящена  рассмотрению  изменения  в  профиле
дерново-подзолистых  почв  давно  изучавшихся  физических  свойств.  И  хо¬
тя  ни  набор  свойств  сам  по  себе,  ни  почва  как  объект  исследования  не
дают  оснований  на  получение  неожиданных  выводов,  есть  обстоятельст¬
ва,  оправдывающие  необходимость  более  детального,  чем  это  бывает,
анализа  экспериментальных  материалов.
 Исследования  проводили  в  Малинском  лесничестве  Московской  обл.
в  ельнике  волосисто-осоковом  на  дерново-подзолистой  почве,  где  был
заложен  глубокий  разрез  М-75  [4].  Необычность  полученных  данных
обусловлена  тем,  что  разрезом  были  вскрыты,  во-первых,  клиновидная
структура,  внешне  похожая  на  структуры,  описанные  Бердниковым  [2]
и  отнесенные  им  к  палеокриогенным  образованиям,  и,  во-вторых,  участ¬
ки  педотурбаций,  связанных  с  вывалом  деревьев.
 Методически  от  обычно  проводимых  исследований  физических
свойств  работа  отличалась  большей  детальностью:  в  ряде  случаев  ис¬
следование  велось  по  отдельным  морфонам  [7],  отчасти  подвергались
исследованию  кутаны  и  скелетаны,  внутритрещинная  (ВТМ)  и  межтре¬
щинная  (МТМ)  массы  [9].  Изучение  некоторых  свойств  проведено  по
сантиметровым  слоям.  Объемную  плотность  определяли  монолитным
методом  [5],  а  также  буриком  Польского  объемом  25  см3  [1].  Плотность
твердой  фазы  определяли  пикнометрически  в  воде  с  кипячением  [3].
Твердость  почвы  оценивали  по  глубине  погружения  плунжера  диамет-
 75

ром  5  мм  при  падении  груза  массой  400  г  с  высоты  50  см.  Механический
состав  определяли  пипетметодом  с  подготовкой  по  Качинскому  [3].  Об¬
щую  удельную  поверхность  определяли  по  методу  Кутилека  [3],  а  внеш¬
нюю  удельную  поверхность  по  адсорбции  азота  [8].
 Для  погоризонтной  характеристики  изучаемой  дерново-подзолистой
почвы,  в  которой  по  крайней  мере  иллювиальные  горизонты  оказа¬
лись  развитыми  на  несколько  отличающихся  породах,  образцы  были
отобраны  на  одной  из  стенок  разреза  по  двум  профилям,  отстоящим
друг  от  друга  примерно  на  1,5  м.  Первый  из  профилей,  в  дальнейшем  мы
будем  условно  называть,  его  оливковым,  характеризует  почву,  в  которой
иллювиальные  горизонты  развиты  на  широко  распространенных  в  райо¬
не  исследований  покровных  суглинках,  имеющих  оливковый  оттенок.
Второй  профиль  характеризует  почву,  гор.  В1  и  В2  которой  развиты  на
суглинках,  имеющих  красновато-бурую  окраску  и  врезанных  в  толщу
оливковых,  суглинков  в  виде  клина  широким  основанием  кверху.  Этот
профиль  мы  условно  будем  называть  бурым.
 Рассматривая  результаты  механического  анализа  образцов,  отобран¬
ных  по  генетическим  горизонтам  двух  профилей  (табл.  1),  нетрудно  убе¬
диться,  что  эти  профили  одинаковыми  признать  нельзя,  даже  с  учетом
того,  что  в  них  есть  и  много  общего.  Это  общее  проявляется  в  том,  что  с
глубиной  элювиальная  по  илу  толща  сменяется  иллювиальной,  а  с  глу¬
бины  130—170  см  начинается  морена  преимущественно  тяжелого  меха¬
нического  состава  местами  опесчаненная.  В  обоих  случаях  механический
состав  моренных  отложений  утяжеляется  книзу  до  легкой  крупнопыле-
вато-иловатой  глины  на  глубине  около  4  м,  хотя  в  верхней  части  он  раз¬
личен:  иловато-крупнопылеватый  средний  суглинок  на  глубине  175—
260  см  в  оливковом  профиле  и  иловато-мелкопесчаный  легкий  суглинок
на  глубине  180—190  см  в  буром  профиле.
 Наибольший  интерес  представляет  верхняя  полутораметровая  толща
почв.  Прежде  всего  отметим  несколько  неожиданный  и  пока  трудно  объ¬
яснимый  факт  опесчаненности  нескольких  верхних  сантиметров  почвы.
Содержание  песчаной  фракции  здесь  достигает  10,6%  в  оливковом  про¬
филе  и  даже  29,1%  в  буром,  из  которых  на  фракцию  0,25—0,05  мм  при¬
ходится  соответственно  7,7  и  15,8%.
 Горизонты  А1А2  и  А2  обоих  профилей  по  механическому  составу  весь¬
ма  сходны.  В  средних  суглинках  этих  горизонтов  содержание  ила  колеб¬
лется  в  пределах  от  9,0  до  14,4%,  физической  глины  —  от  34,1  до  36,8%,
крупной  пыли  —  от  57,9  до  60,4%.  Определенным  сходством  по  механи¬
ческому  составу  характеризуются  и  горизонты  А2В  и  В1  обоих  профилей
в  пределах  верхнего  полуметрового  слоя  почвы.  В  этой  переходной  от
элювиальной  к  иллювиальной  части  профиля  увеличивается  содержание
ила  до  26,0—27,6%  и  физической  глины  до  45,7—48,3%  и  соответственно
уменьшается  содержание  крупной  пыли  до  43,5—49,6%.  Обнаруживае¬
мые  некоторые  различия  между  профилями  в  содержании  отдельных
фракций  вполне  можно  объяснить  спецификой  переходности  этой  части
профиля.
 Однако  с  глубины  50  см  иллювиальные  горизонты  в  сравниваемых
профилях  по  механическому  составу  проявляют  весьма  заметные  отли¬
чия  (табл.  1).  Так,  если  в  оливковом  профиле  содержание  ила  книзу
продолжает  увеличиваться  вплоть  до  глубины  90—100  см  (верх  гор.  В2),
то  в  буром  профиле  с  глубины  60  см  содержание  ила  уже  уменьшается.
Аналогичная  картина  наблюдается  и  в  распределении  физической  гли¬
ны.  В  то  время  как  содержание  крупной  пыли  во  втором  полуметровом
слое  оливкового  профиля  на  5—6%  уменьшается,  на  моренном  суглинке
оно  даже  слегка  увеличивается,  хотя  это  и  может  быть  в  пределах  оши¬
бок  анализов.  Различия  профилей  в  иллювиальной  части  проявляются
не  только  в  том,  что  максимум  содержания  ила  и  физической  глины  и
минимум  содержания  крупной  пыли  в  оливковом  профиле  приурочены  к
верхней  части  гор.  В2  (глубина  90—100  см),  а  в  буром  профиле  —  к  верх-
 76

Механический  состав  дерново-подзолистой  почвы
 Таблица  1
 Горизонт  и
 Потеря  от
обработки
НС1,  %
 Содержание  фракции,
 %;  размер  частиц,  мм
 глубина,  см
 >0,05
 0,05—0,01
 0,01—0,005
 0,005—0,001
 <0,001
 <0,01
 А1
 0-4
 6,0
 Ол  и  вк
10,6
 О  ВЫ  Й  П  ]
 45,3
 р  о  ф  И  л  ь
11,7
 12,2
 14,2
 38,1
 А1А2
 4—14
 3,0
 0,9
 60,0
 9,8
 11,9
 14,4
 36,1
 А2
 14—20
 2,8
 2,7
 60,4
 10,5
 12,6
 11,0
 34,1
 А2В
 25—35
 4,1
 5,2
 50,7
 11,0
 10,9
 18,1
 40,0
 В1
 45—50
 4,9
 3,3
 43,5
 10,6
 11,7
 26,0
 48,3
 В1
 65—75
 5,3
 3,4
 37,0
 10,2
 10,9
 33,2
 54,3
 В2
 90-100
 5,8
 2,2
 36,6
 6,9
 10,8
 37,7
 55,4
 В2
 120-130
 6,2
 5,6
 35,1
 8,7
 13,5
 30,9
 53,1
 B2D1
 130—150
 6,2
 3,2
 .  32,2
 8,7
 19,4
 30,3
 58,4
 D1
 140—150
 3,5
 7,0
 49,2
 12,7
 16,7
 10,9
 40,3
 D1
 175-185
 3,6
 28,4
 36,7
 3,9
 8,3
 19,1
 31,3
 D1
 200—210
 4,2
 4,1
 51,7
 6,9
 6,4
 26.7
 19.8
 40,0
 D2
 250—260
 4,6
 2,3
 54,9
 6,6
 11,8
 38,2
 D2
 300—310
 4,7
 2,7
 46,0
 9,9
 12,0
 24,7
 46,6
 D2
 350-360
 5,6
 1,3
 37,4
 9,7
 14,7
 31,3
 55,7
 D2
 400-410
 6,0
 3,0
 30,3
 7,4
 14,8
 38,5
 60,7
 D2
 470—480
 6,6
 0,2
 29,3
 13,3
 16,9
 33,7
 63,9
 D2
 520-540
 7,1
 2,3
 23,5
 6,7
 12,5
 47,9
 67,1
 А1
 0-6
 5,9
 Б  У  РI
29,1
 Л  й  п  р  О  (J
33,9
 )ИЛЬ
 4,1
 6,6
 20,4
 31,1
 А1А2
 6-16
 3,4
 1,9
 57,9
 59,1
 12,6
 15,2
 9,0
 36,8
 36,7
 А2
 20-28
 3,0
 1,2
 15,7
 8,4
 12,6
 А2В
 30—40
 4,3
 1,2
 55,0
 6,0
 10,4
 23,1
 39,5
 В1
 45-50
 4,6
 1,1
 48,6
 9,2
 8,9
 27,6
 45,7
 В1
 80-90
 4,6
 2,6
 50,1
 12,2
 7,9
 22,6
 42,7
 В2
 116-125
 4,4
 2,4
 51,1
 9,0
 11,4
 21,7
 42,1
 В2
 140-150
 4,9
 2,9
 48,5
 9,3
 7,9
 26,5
 43,7
 D1
 180-190
 2,9
 66,6
 9,6
 0,6
 3,1
 17,2
 20,9
 D1
 200—210
 3,9
 24,6
 43,2
 3,2
 2,6
 22,5
 28,3
 D2
 240—250
 4,2
 33,6
 27,1
 2,6
 5,9
 26,6
 35,1
 D2
 290-300
 4,4
 0,7
 44,4
 18,0
 11,7
 20,8
 50,5
 D2
 350-360
 3,5
 1,8
 44,3
 12,1
 8,0
 30,3
 50,4
 D2
 400—410
 4,2
 3,4
 33,0
 10,3
 14,9
 34,2
 59,4
 ней  *
 части  гор.  В1  (45—50  см).  Они  обнаруживают  себя  и  тем,  что  в  олив
 новом  профиле  максимум  содержания  ила  и  физической  глины  пример¬
но  на  10%  выше,  а  минимум  содержания  крупной  пыли  более  чем  на  13%
 меньше,  чем  в  буром  профиле.  При  переходе  от  элювиальных  частей
профилей  к  иллювиальным  содержание  крупной  пыли  в  оливковом  про¬
филе  убывает  почти  на  25%,  в  то  время  как  в  буром  убыль  не  превыша¬
ет  10%.
 Таким  образом,  из  анализа  данных  по  механическому  составу  следу¬
ет,  что  сравниваемые  профили  нельзя  считать  одинаковыми,  однако  от¬
мечаемые  различия  обусловлены  неодинаковостью  иллювиальных  ча¬
стей  профилей  (глубже  50  см),  в  то  время  как  элювиальные  горизонты
почв  (особенно  верхние  25  см)  по  механическому  составу  практически
не  различаются.
 При  рассмотрении  результатов  механического  анализа  образцов,  ото¬
бранных  из  разных  морфонов  оливкового  профиля  (табл.  2),  видно,  что
наименьшие  различия  между  морфонами  характерны  для  гор.  А1А2,
причем  из  остальных  горизонтов  гор.  А2  стоит  ближе  к  А1А2,  а  иллюви¬
альные  горизонты  —  к  гор.  А2В.  Следует  отметить,  что  в  гор.  А1А2  и  А2
морфоны  отличаются  друг  от  друга  прежде  всего  по  содержанию  круп¬
ной  пыли  (различия  могут  достигать  12,5%  в  гор.  А1А2  и  18,4%  в  гор.
 77

Таблица  2
 Механический  состав  некоторых  элементов  морфологического  строения
дерново-подзолистой  почвы,  развитой  на  оливковых  суглинках
 Гори¬
 зонт
 Морфон
 Потеря  от
обработки
HCI,  %
 Содержание  фракций,
 %;  размер  частиц,  мм
 >0,05
 0,05—0,01
 0,01—0,005
 0,005-0,001
 <0,001
 <0,01
 А1А2
 А1А2
 3,0
 5,1
 59,9
 8,8
 10,1
 13,1
 32,0
 А1А2
 3,2
 6,1
 51,2
 15,1
 10,6
 13,8
 39,5
 А1А2капр
 3,7
 2,1
 57,8
 10,4
 12,1
 13,9
 36,4
 А1  А2ца  р
 3,1
 7,6
 52,5
 10,0
 11,8
 15,0
 36,8
 Б2А1
 3,0
 4,1
 63,7
 5,7
 12,2
 11,3
 29,2
 А2
 А2
 2,2
 3,5
 62,1
 10,3
 12,6
 9,3
 32,2
 А2
 2,5
 4,7
 64,5
 12,5
 7,9
 7,9
 28,3
 А20рт
 2,8
 13,0
 49,2
 11,2
 11,4
 12,4
 35,0
 А2нар
 4,5
 15,2
 46,1
 11,2
 10,2
 12,8
 34,2
 А2В
 А2В
 2,6
 1,7
 61,0
 11,0
 9,1
 14,6
 34,7
 А2В
 2,8
 5,8
 56,8
 12,7
 7,5
 14,4
 34,6
 А2В
 2,1
 1,3
 61,4
 11,5
 9,1
 14,6
 35,2
 А2В  орт
 3,2
 3,4
 58,7
 12,2
 8,8
 13,7
 34,7
 А1+А1А2  +  А2В
 3,7
 1,6
 51,8
 12,5
 9,2
 21,2
 42,9
 ВА2
 3,8
 2,7
 40,5
 12,2
 8,9
 31,9
 53,0
 ВА2
 3,1
 5,5
 52,3
 9,6
 9,7
 19,8
 39,1
 ВТМ
 2,4
 3,9
 62,0
 11,5
 9,1
 11,1
 31,7
 В1
 МТМ
 3,8
 2,3
 45,4
 11,9
 8,2
 28,4
 48,5
 мтм
 3,3
 9,2
 37,0
 12,5
 8,1
 29,9
 50,5
 ВТМ
 3,1
 4,5
 54,9
 10,9
 7,8
 18,8
 37,5
 ВТМ
 3,6
 3,1
 48,5
 8,9
 9,2
 26,7
 44,8
 ВТМ
 3,1
 1,9
 53,4
 12,1
 7,0
 22,5
 41,6
 Кутаны
 4,2
 2,0
 38,0
 9,7
 6,4
 39,7
 55,8
 В2
 ВТМ
 3,6
 2,7
 41,2
 11,9
 10,1
 30,5
 52,5
 Кутаны
 5,2
 1,9
 25,9
 6,4
 9,2
 51,4
 67,0
 А2).  По  содержанию  физической  глины  различия  между  морфонами
здесь  заметно  меньше  (10,3—6,7%),  а  по  содержанию  ила  совсем  неве¬
лики  (не  более  5%).
 В  пределах  гор.  А2В,  В1  и  В2  различия  в  содержании  ила  у  разных
морфонов  резко  возрастают  почти  до  21%.  Различия  в  содержании  фи¬
зической  глины  и  крупной  пыли  также  увеличиваются  в  гор.  А2В  до
21,0—21,5%,  но  затем  уменьшается  до  14,5—15,3  в  гор.  В2.  В  пределах
каждого  горизонта  механический  состав  морфонов  связан  с  их  особен¬
ностями.  Так,  более  осветленный  морфон  А2А1  несколько  беднее  илом  и
глиной  и  богаче  крупной  пылью  по  сравнению  с  морфоном  А1А2,  а  мор¬
фон  А  1А2капр  (капролитовый)  и  тем  более  А1А2нар  (нарушенный  —  в  дан¬
ном  случае  в  результате  вывала  дерева),  наоборот,  оказываются  менее
пылеватыми  и  более  глинистыми  и  иловатыми.
 Механическое  перемешивание  почвенного  материала  насекомыми,
червями,  позвоночными,  а  также  в  результате  вывала  деревьев  приводит
если  не  к  выравниванию  свойств,  то  по  меньшей  мере  к  сглаживанию
экстремальных  значений.  Так,  обогащение  в  результате  педотурбацион-
ных  процессов  хорошо  сформированного  гор.  А2  материалом  из  ниже-
или  вышележащих  горизонтов  приводит  к  формированию  морфона  А2нар,
в  котором  содержание  ила  и  глины  не  может  быть  столь  же  малым,  а
пыли  столь  же  большим,  как  в  классическом  морфоне  А2.  Это  мы  и  на¬
блюдаем  в  нашем  примере.  Любопытно,  что  в  А20рт  (ортштейновом)  так¬
же  содержится  несколько  больше  ила  и  физической  глины,  чем  в  А2
классическом.
 В  пределах  гор.  А2В  содержание  ила  и  глины  нарастает  от  морфо¬
нов  А2В  к  ВА2,  что  связано  с  уменьшением  участия  в  массе  почвы  освет¬
ленного  материала.  ВТМ  в  пределах  этого  горизонта  (на  глубине  25  см)
 78

представляет  собой  материал,  более  бедный  илом  и  глиной  и  обогащен¬
ный  крупной  пылью  сравнительно  с  соседними  морфонами  А2В  и  тем  бо¬
лее  ВА2.  ВТМ  здесь  имеет  практически  такой  же  механический  состав,
как  морфоны  А2  и  А2А1  в  вышележащих  горизонтах.  В  гор.  В1  наибо¬
лее  легкий  материал  представлен  ВТМ,  содержание  ила  в  которой  ко¬
леблется  от  18,8  до  26,7%,  а  глины  —  от  37,5  до  44,8%,  так  что  материал
ВТМ  можно  считать  сходным  с  материалом  морфонов  А2В  и  отчасти
даже  ВА2.
 В  МТМ  механический  состав  несколько  тяжелее,  чем  в  ВТМ,  но  еще
более  тяжелый  механический  состав  у  кутан  этого  горизонта,  которые
на  40%  состоят  из  ила.  В  гор.  В2  ВТМ  по  своему  механическому  соста¬
ву  сходна  с  МТМ  гор.  В1,  а  механический  состав  .кутан  в  В2  утяжеляет¬
ся  до  среднеглинистого.  Итак,  на  фоне  утяжеления  механического  со¬
става  почвы  с  глубиной  в'пределах  гор.  А2В-В2  следует  отметить  опере¬
жающее*  утяжеление  кутан  в  том  же  направлении  и  запаздывающее
утяжеление  внутритрещинной  массы,  механический  состав  которой  при¬
мерно  соответствует  механическому  составу  вышележащего  горизонта.
 В  образцах,  отобранных  на  оливковом  и  буром  профилях,  была  опре¬
делена  общая  удельная  поверхность  (УП)  по  Кутилеку  (табл.  3),  что
дало  возможность  еще  раз  убедиться  в  сходстве  элювиальных  частей
профилей,  где  УП  приобретает  минимальные  значения  в  гор.  А2  (37—
39  м2/г).  В  гор.  А1А2  УП  несколько  выше  (42  и  54  м2/г),  еще  более  вы¬
сокая  она  в  гор.  А1  (112  и  125  м2/г),  причем  различия  в  УП  в  этих  гори¬
зонтах  то  оказываются  в  пользу  оливкового  профиля,  то  бурого.  Однако
в  иллювиальной  части  профилей  (глубже  первого  полуметра)  различия
профилей  по  УП  приобретают  четкий  характер,  что  вполне  согласуется
с  результатами  механического  анализа.  В  пределах  гор.  В1  и  В2  УП  в
оливковом  профиле  достигает  максимального  значения—151  м2/г,  в  то
время  как  в  буром  профиле  УП  не  достигает  и  100  м2/г,  т.  е  оказывается
в  1,5  раза  меньше.  Аналогичные  результаты  получены  и  при  определе¬
нии  УП  по  отдельным  сантиметровым  слоям  в  пределах  верхнего  мет¬
рового  слоя  этих  профилей  [6].
 Можно  считать,  что  в  принципе  сходная  картина  получилась  и  при
определении  внешней  УП  в  тех  же  образцах  по  адсорбции  паров  азота,
а  также  внутренней  УП,  вычисляемой  по  разности  между  общей  и  внеш¬
ней  (табл.  3).  И  по  внешней  и  по  внутренней  УП  профили  в  элювиаль¬
ной  части  отличаются  незначимо,  но  оказываются  очень  резко  отличны¬
ми  в  иллювиальной  части,  где  оливковый  профиль  в  1,5  и  более  раз
оказывается  имеющим  большие  значения  УП,  нежели  бурый  профиль.
 ' 	Таблица  3
 Изменение  УП  (м2/г)  по  профилю  дерново-подзолистой  почвы  (разр.  75-М)
 Оливковый  суглинок
 Бурый  суглинок
 гориюнт  и
 общая
 внешняя
 внутренняя
 горизонт  и
 общая
 внешняя
 внутренняя
 глубина,  см
 УП
 УП
 УП
 глубина,  см
 УП
 УП
 УН
 А1
 0-6
 125
 Не
 опр.
 А1  (0—4)
 112
 Не  опр.
 А1А2  4—14
 42
 5,3
 36,7
 А1А2  (6-16)
 54
 6,2
 47,8
 А2
 14-20
 39
 7,7
 31,3
 А2  (20-28)
 37
 8,1
 28,9
 В1
 45—50
 96
 12,1
 83,9
 А2В  (30-40)
 78
 12,0
 66,0
 В1
 65-75
 124
 18,3
 105,7
 В1  (80—90)
 96
 24,7
 71,4
 В2
 90—100
 144
 36,0
 108,0
 В2  (120—130)
 92
 22,3
 69,7
 В2
 120-130
 151
 44,2
 106,8
 D1  (180—190)
 62
 10,5
 51,5
 D1
 140—150
 83
 25,2
 57,8
 D1  (200—210)
 77
 Не  опр.
 D1
 175—185
 87
 28,2
 58,8
 D1  (240-250)
 92
 »
 D1
 200-210
 102
 36,4
 65,6
 D1  (295-305)
 97
 »
 D1
 250-260
 103
 40,8
 52,2
 D1  (350-360)
 11S
 »
 D2
 300-310
 111
 27,0
 84,0
 D2  (400-410)
 140
 »
 D2
 350-360
 135
 44,3
 90,7
 79

Таблица  4
 УП  (м2/г)  в  отдельных  морфонах  дерново-подзолистой  почвы,  развитой
на  оливковых  и  красновато-бурых  суглинках
 Глубина,  см
 Морфон
 п
 X
 S
 S-
 X
 15
 А1А2ол
 13
 41,9
 2,53
 0,70
 А1А2нар
 18
 49,3
 3,50
 0,82
 25
 A2B^
 5
 40,5
 6,60
 2,95
 А1А2Вад
 4
 32,5
 2,32
 1,16
 А2А10Л
 1
 27,8
 —
 —
 1
 22,8
 —
 —
 А2„ар
 3
 51,1
 6,32
 3,65
 ВА2нар
 3
 58,9
 7,27
 4,20
 А2+Внар
 ,  14
 50,4
 4,18
 1,12
 50
 А2В0Л
 16
 89,1
 7,20
 1,80
 А2Вбр
 13
 70,7
 9,24
 2,60
 В1бр
 2-
 90,9
 2,83
 2,0
 5
 А2Вол
 1
 86,0
 —
 —
 В^ол
 10
 107,3
 4,17
 1,32
 В20Л
 6
 111,6
 4,41
 1,80
 ВЧ
 11
 86,3
 9,16
 2,76
 ВА2бр
 3
 81,1
 7,84
 4,53
 В2„л
 17
 125,8
 8,17
 1,98
 В1бр
 8
 79,1
 8,33
 2,95
 В2бр
 2
 73,6
 13,5
 9,55
 В20Л*
 4
 118,6
 14,46
 7,23
 Примечание.  Здесь  и  в  табл.  7  п  —  повторность,  х  —  среднее,  S  —  стандартное  отклонение,  S~
ошибка  среднего.
 *  Выделение  последних  четырех  образцов  обусловлено  тем,  что  5—10  см  выше  оливкого  суглинка,  на
которых  сформирован  гор.  В2,  здесь  перекрывается  красновато-бурыми.
 Вариации  в  УП  в  моренных  отложениях  ,(п>р.  D1  и  D2)  в  обоих  профи¬
лях  отражают  упомянутое  ранее  утяжеление  механического  состава  с
глубиной.
 На  противоположной  стенке  разреза,  также  вскрывающей  клиновид¬
ную  структуру,  верхняя  часть  которой  отчетливо  несет  следы  педотурба-
ции,  связанной  с  вывалом  дерева  (или  деревьев),  отобраны  образцы
объемом  100  см3  по  горизонтальным  линиям  длиной  6  м  через  каждые
20  см.  Линии  проходили  на  глубинах  15,  25,  50,  75  и  100  см.  На  каждой
линии  отобрано  по  31  образцу.  Для  каждого  образца  отмечена  принад¬
лежность  к  тому  или  иному  морфону.  Морфоны,  сформированные  на
оливковом  суглинке  (или  залегающие  над  ним),  обозначены  индексом
«ол».  Морфоны,  сформированные  на  красно-буром  суглинке,  обозначе¬
ны  индексом  «бр».  Морфоны,  несущие  следы  педотурбаций,  имеют  индекс
«нар»  (нарушенные).  Эти  последние  оказались  приуроченными  или  к
красно-бурому  суглинку  или  лежат  над  ним,  хотя  не  исключено,  что  в
результате  педотурбаций  в  нарушенных  морфонах  материал  представ¬
ляет  собой  смесь  оливкового  и  красно-бурого  суглинков.  В  отобранных
образцах  определена  УП  по  Кутилеку.  Из  рассмотрения  полученных
данных  следует  (табл.  4),  что  наряду  с  уже  отмеченными  особенностями
изменения  УП  по  профилю  почвы  обнаруживаются  в  пределах  одинако¬
вых  глубин  различия  в  УП  разных  морфонах.  Так,  в  нарушенных  мор-
 80

фонах  А1А2  они  хотя  и  находятся  над  красно-бурым  суглинком  клино¬
видной  структуры,  УП  статистически  значимо  выше,  чем  в  А1А20Л,  что
можно  объяснить  обогащением  верхних  горизонтов  при  педотурбацион-
ных  процессах  материалом  нижележащих,  более  богатых  илом  гори¬
зонтов.
 На  глубине  25  см  УП  в  морфонах  над  оливковым  суглинком  законо¬
мерно  возрастает  по  мере  уменьшения  морфологически  выраженной
оподзоленности  от  22,8  м21г  в  А20Л  до  40,5  м2/г  в  А2В0Л.  В  нарушенных
морфонах  над  клиновидной  структурой  УП  везде  больше,  даже  в  А2нар,
где  она  равна  51,1  м2/г.  На  глубине  50  см  средние  значения  УП  по  раз¬
ным  морфонам  различаются  меньше,  хотя  здесь  уже  обнаруживается
меньшая  УП  в  А2В6р  сравнительно  с  А2В0Л,  но  в  то  же  время  УП  в  В1вр
на  этой  глубине  одинакова  с  А2Вол.  Ниже  по  профилю  различия  в  УП
между  морфонами,  сформированными  на  разных  породах,  увеличива¬
ются,  хотя  по  абсолютной  величине  УП  здесь  несколько  ниже,  чем  полу¬
ченные  по  двум  профилям  с  противоположной  стенки  разреза  (табл.  3).
 В  целом  из  приведенных  данных  следует,  что  верхняя  приблизитель¬
но  полуметровая  толща  если  и  обнаруживает  различия  в  УП  в  пределах
одинаковых  глубин,  то  эти  различия  связаны  либо  с  педотурбационны-
ми  процессами,  либо  с  морфонным  расчленением  горизонтов,  но  нет  ос¬
нований  обнаруженные  различия  связывать  с  влиянием  различий  в  мате¬
ринских  породах.  Ниже  первого  полуметрового  слоя  различия  в  мате¬
ринских  породах  отчетливо  проявляют  себя  в  меньшей  УП  на  красно-
бурых  суглинках  и  большей  на  оливковом  суглинке.  В  пределах
одинаковых  глубин  на  одинаковых  исходных  породах  УП  закономерно
увеличивается  по  мере  уменьшения  морфологически  выраженной  опод¬
золенности  морфонов.
 Еще  более  убедительно  вариация  этих  свойств  по  морфонам  может
быть  показана  на  результатах  определения  УП  в  специально  для  этой
цели  отбранных  образцах  из  оливкового  профиля  (табл.  5).
 Так,  морфон  А1А2капр  обнаруживает  почти  в  2  раза  большую  УП
(70  м2/г),  чем  в  гор.  А1А2  в  целом  (42  м2/г,  табл.  3).  Особенно  большие
вариации  в  УП  можно  наблюдать  в  пределах  гор.  А2В,  где  степень  уча¬
стия  осветленного  элювия  играет  определенную  роль.  В  оливковом  про¬
филе  УП  в  этом  горизонте  колеблется  от  33  м2/г  (морфон  А1А2В)  до
102  м2!г  (морфон  А2В  в  В).  Можно  отметить,  что  внешне  сходные  мор-
фоны  могут  иметь  непохожие  свойства,  если  эти  морфоны  залегают  в
разных  местах  профиля.  Так,  морфон  А2В  имеет  УП  44  м.2/г,  а  сходный
морфон,  вклинивающийся  в  гор.  В,  за  что  и  получивший  название  А2В
в  В,  имеет  УП  102  м2!г,  что  явно  отражает  сходство  этого  морфона  с  мор¬
фонами  гор.  В,  а  не  А2В.  Заслуживает  внимания  и  то  обстоятельство,
что  в  пределах  гор.  В2  вблизи  контакта  покровных  суглинков  с  мореной
(D)  в  оливковом  профиле  УП  неоглеенных  морфонов  В2  имеет  меньшую
УП  (151  м2/г)  по  сравнению  с  оглеенными  участками  В2  (174  мг1г).
 При  наличии  достаточно  плавного  изменения  УП  по  профилю  почвы
более  детальные  исследования  обнаруживают  крайне  пеструю  картину
на  уровне  отдельных  морфологических  элементов.  Так,  например,  в  пре¬
делах  гор.  А2В  внутрипедная  масса  (ВПМ)  имеет  УП  99  м2/г,  а  скеле-
тана  верхней  грани  педа  —  37  м2/г  (табл.  5).  Внутрипедная  масса  В1
имеет  УП  159  м2/г,  скелетайа  этих  педов  —  58  м21г,  а  кутана  —  193  м2/г.
Дифференциация  по  УП  в  пределах  небольших  расстояний,  измеряемых
размерами  педов,  может  быть  столь  же  большой,  как  и  в  профиле  в  це¬
лом.  В  характере  изменения  УП  с  глубиной  по  отдельным  элементам
морфологического  строения  можно  отметить  закономерности,  сходные  с
изменением  механического  состава.  В  пределах  каждого  горизонта  УП
имеет  наименьшие  значения  в  скелетане  (если  таковая  есть)  и  наиболь¬
шие  в  кутан.  УП  внутрипедной  массы  в  толще  покровных  суглинков  име¬
ет  промежуточное  значение.  С  глубиной  во  всех  элементах  морфологи¬
ческого  строения  УП  возрастает,  но  особенно  интенсивно  УП  увеличива-
 6  Почвоведение,  №  1
 81

Таблица  5
 УП  в  некоторых  морфонах  и  морфологических  элементах  дерново-подзолистой  почвы
 М*рфон
 Общая  УП  по
Кутилеку,  мъ!г
 Морфологический  элемент
 Общая  УП  по
Кутилеку,  мг1г
 А1А2ка
 70
 Кутана  В1
 193
 А1А2нар
 49
 »  В2
 299
 А1+А1А2+А2В
 79
 »  D1
 431
 ДО
 классич
 38
 Скелетана  А2В
 37
 А^яар
 42
 »  ВА2
 39
 А2В  в  В
 102
 ъ  В1
 58
 ВА2
 71
 Внутрипедная  масса  А2В
 99
 А2В
 44
 Внутрипедная  масса  В1
 159
 А1А2В
 33
 Внутрипедная  масса  В2
 181
 Внутрипедная  масса  D1
 130
 Таблица  6
 УП  илистой  фракции  (УП^)  и  суммы  г;фракций  крупнее  ила  (УП>ила)
в  отдельных  горизонтах  дерново-подзолистой  [почвы  (оливковый  [профиль)
 Горизонт  и  глу¬
бина,  см
 Упил
 У^>ила
 Горизонт  и  глу¬
бина,  см
 УПил
 УП^ила
 А1А2
 4-14
 208
 14
 D1140—150
 257
 62
 А2
 14-20
 194
 20
 D1175—185
 254
 48
 В1
 45-50
 237
 46
 D1  200—210
 252
 47
 В1
 65-75
 237
 68
 D1  250—260
 245
 68
 В2
 90—100
 278
 63
 D2  300-310
 240
 69
 В2
 120—130
 274
 96
 ется  в  кутанах  от  193  м2/г  в  гор.  В1  до  299  м2/г  в  гор.  В2  и  до  431  м21г  в
гор  D1  (табл.  5).  Такое  закономерное  возрастание  УП  в  скелетанах,  ку¬
танах  и  ВПМ  может  быть  объяснено  целым  комплексом  сопряженно
идущих  процессов,  интенсивность  которых  с  глубиной  постепенно  зату¬
хает  [10].
 Но  главным  здесь  являются,  во-первых,  снижение  с  глубиной  скоро¬
сти  разрушения  глинистых  минералов,  и,  во  вторых,  снижение  количест¬
ва  растворов.  Подтверждение  этого  видно  в  том,  что  с  глубиной  на  олив¬
ковом  профиле  УП  илистой  фракции  закономерно  возрастает  от  194  м21г
в  гор.  А2  до  278—274  м2/г  в  гор.  В2  (табл.  6),  в  то  время  как  в  пределах
подстилающих  пород  УП  илистой  фракции  меняется  сравнительно  мало
в  пределах  от  240  до  265  м2/г.  Есть  все  основания  УП  почвы  рассматри¬
вать  как  аддитивную  величину  УП  содержания  отдельных  фракций  ме¬
ханического  состава.  В  связи  с  этим,  располагая  сведениями  о  содержа¬
нии  ила  в  почве  (а,  %  от  веса)  и  величиной  УП  почвы  в  целом  (УПп)  и
ила  (УПИЛ),  нетрудно  вычислить  УП  суммы  фракций  крупнее  ила
(УП>ила):
 УП>ила  —
 100  УПд  —  а  »  УПдд
100  —  а
 Результаты  таких  вычислений  (табл.  6)  свидетельствуют  о  том,  что
в  сумме  всех  фракций  крупнее  ила  УП  с  глубиной  заметно  увеличива¬
ется  от  14  м2/г  в  гор.  А1А2  що  96  м2/г  р  гор.  В2.  Как  и  в  случае  с  илом,
это  изменение  в  пределах  элювиально-иллювиальной  части  профиля,  сло¬
женного  покровными  суглинками,  гораздо  больше,  чем  в  подстилающей
породе,  где  УП  суммы  крупных  фракций  (>ила)  составляет  47—69  м2/г.
 82

Закономерное  увеличение  УП,  илистой  фракции  и  суммы  фракций
крупнее  ила  в  пределах  верхних  130  см  изученной  почвы  если  не  под¬
тверждает,  то  по  крайней  мере  не  противоречит  предположению,  что
спектр  размеров  частиц,  которые  в  виде  суспензий  и  коллоидных  раство¬
ров  (а  отчасти  и  в  виде  осыпей)  могут  выноситься  из  горизонта,  а  равно
и  задерживаться  в  нем,  с  глубиной  сужается  за  счет  постепенного
уменьшения  размеров  наиболее  крупных  частиц.
 Сравниваемые  профили  обнаруживают  определенные  черты  сходства
и  различия  и  по  объемной  плотности  почвы  [6].  Сходство  профилей  про¬
является  в  увеличении  объемной  плотности  почвы  (ПП)  с  глубиной,  бы¬
стром  в  верхней  четверти  метрового  слоя  и  постепенно  убывающем  к
концу  первого  полуметра.  Это  отчетливо  видно  из  результатов  посанти-
метровых  определений  ПП  монолитным  методом.  Различия  профилей,
как  и  по  другим  свойствам,  проявляются  лишь  в  иллювиальной  их  ча¬
сти,  в  данном  случае  с  глубины  примерно  30  см,  выше  которой  в  гор.
А1А2  и  А2  ПП  в  обоих  профилях  восьма  сходна  и  с  увеличением  глуби¬
ны  возрастает  от  0,97—1,18  до  1,60—1,65  г/см3.  В  иллювиальной  толще
суглинков  ПП  с  глубиной  почти  не  меняется,  но  если  в  оливковом  про¬
филе  ПП  за  редким  исключением  не  опускается  ниже  1,70  г/см3,  доходя
до  1,84  г!см3,  то  в  буром  суглинке  ПП  не  превышает  1,67  г/см3.  Ниже
120  см,  где  в  буром  профиле  происходит  смена  красно-бурого  суглинка
оливковым,  а  далее  моренными  отложениями,  ПП  в  обоих  (профилях
опять  делаются  сходными  и  до  глубины  160  см  колеблются  около  значе¬
ний  1,70  г/см3.  По  определениям  буриком  объемом  100  см3  на  глубинах
200—300  см  плотность  моренных  отложений  колеблется  в  пределах
1,71—1,78  г/см3.
 Плотность  твердой  фазы  в  профиле  изученной  почвы  меняется  мало.
На  оливковом  профиле  минимальное  значение  плотности  твердой  фазы
(ПТФ)  2,62  г/см3  обнаружено  в  гор.  А2  и  в  морфоне  А1А2нар,  но  в  мор-
фонах  элювиальной  толщи  наиболее  обычными  являются  значения
2,65—2,67  г/см3.  Ниже  по  профилю,  начиная  с  гор.  А2В  до  глубины
400  см  ПТФ  колеблется  в  узких  пределах  от  2,68  до  2,71  г/см3.  Анало¬
гичные  значения  ПТФ  наблюдаются  и  в  буром  профиле.  В  связи  с  отме¬
ченными  особенностями  изменения  плотности  почвы  и  твердой  фазы  по-
розность  в  оливковом  профиле  закономерно  снижается  от  50—60%  в
гор.  А1А2  до  36—39%  в  гор.  А2.  Ниже  порозность  меняется  мало  и  до
глубины  300  см  колеблется  в  пределах  32—38%.  В  буром  профиле  по¬
розность  элювиальной  толщи  практически  не  отличается  от  порозности
соответствующих  горизонтов  оливкового  профиля,  а  в  иллювиальных
горизонтах  оказывается  на  4—9%  выше,  чем  в  аналогичных  горизонтах
оливкого  профиля.
 Для  более  подробного  изучения  особенностей  оливковых  и  красно¬
вато-бурых  суглинков  на  глубине  125  см  сделана  горизонтальная  пло¬
щадка,  на  которой  нижняя  часть  клиновидной  структуры  вскрыта  в  ви¬
де  полосы  шириной  19—22  см.  Границы  между  красновато-бурыми  су¬
глинками  этой  полосы  и  лежащими  по  обе  стороны  оливковыми  суглин¬
ками  очень  резкие  и  проходят  практически  по  прямым  линиям.  Опреде-
 Таблица  7
 Объемная  плотность  (г/смь),  влажность  (вес.%)  и  твердость  (глубина
погружения  плунжера,  мм)  оливкового  и  красновато-бурого  суглинков
на  глубине  125  см
 Свойства
 Оливковый  суглинок
 Красновато-бурый  суглинок
 п
 *±s-
 S
 п
 x±S-
 X
 S
 Объемная  плотность
 55
 1,795±0,012
 0,089
 41
 1,630±0,010
 0,061
 Влажность
 55
 16,77±0,32
 2,35
 41
 21,09±0,20
 1,31
 Твердость
 44
 27,6±0,7
 4,6
 6
 43,7±2,1
 5,1
 6*
 83

ление  пп  монолитным  методом  (горизонтальные  монолиты  брали  по¬
перек  полосы  бурых  суглинков)  влажности  и  твердости  показало,  что
на  глубине  125—130  см  оливковый  суглинок  не  только  имеет  (табл.  7)
большую  плотность  и  твердость  и  меньшую  полевую  влажность,  но  и  от¬
личается  от  бурого  суглинка  большей  вариабельностью  плотности  и  осо¬
бенно  влажности.
 Выводы
 1. 	Красновато-бурые  суглинки,  слагающие  клиновидную  структуру,
отличаются  в  пределах  иллювиальной  части  профиля  дерново-подзоли¬
стой  почвы  на  глубинах  50—120  см  от  вмещающих  оливковых  суглин¬
ков  большим  содержанием  крупной  пыли  и  меньшим  содержанием  ила
и  физической  глины,  меньшей  удельной  поверхностью,  плотностью  и
твердостью,  а  по  некоторым  свойствам  (влажность,  плотность)  и  мень¬
шей  пространственной  вариацией.
 2. 	Элювиальные  части  профилей  до  глубины  25—30  сму  развитые  над
разными  суглинками,  по  свойствам  не  различаются.
 3. 	При  принципиальной  одинаковости  профилей,  развитых  на  олив¬
ковом  и  красновато-буром  суглинке,  степень  дифференцированности  про¬
филя  по  физическим  свойствам  на  оливковом  суглинке  значительно
больше,  чем  на  красновато-буром.
 4. 	В  пределах  отдельных  горизонтов  морфоны  могут  значительно
различаться  по  своим  свойствам.  Наибольшие  различия  между  морфо-
яами  по  механическому  составу  и  удельной  поверхности  отмечаются  в
гор.  А2В,  а  также  в  гор.  В1  и  В2.  В  гор.  А1А2  и  А2  различия  ,между  мор-
фонами  меньше.  Однотипные  морфоны  в  разных  горизонтах  (например,
А2В  в  гор.  А2В  и  в  гор.  В1)  отражают  особенности  соответствующих  го¬
ризонтов,  в  силу  чего  сильно  различаются  по  своим  свойствам  (механи¬
ческий  состав,  удельная  поверхность).
 5. 	На  фоне  общего  утяжеления  механического  состава  почвы  с  глу¬
биной  в  пределах  гор.  А2В—В2  отмечается  опережающее  утяжеление
кутан  в  том  же  направлении  и  запаздывающее  утяжеление  внутритре-
щинной  массы,  что  находит  особенно  яркое  отражение  в  соответствую¬
щем  изменении  удельной  поверхности.  Дифференциация  материала  по
механическому  составу  и  удельной  поверхности  в  пределах  размеров  ле¬
дов  (скелетана,  внутрипедная  масса,  кутана)  может  быть  столь  же  ве¬
лика,  как  и  по  профилю  почвы  в  целом.
 6. 	Педотурбационные  процессы,  связанные  с  деятельностью  земле-
роев  и  вывалом  деревьев,  приводят  к  выравниванию  свойств  в  профиле
почвы,  что  сказывается  прежде  всего  в  снижении  экстремально  высоких
значений  (например  содержание  крупной  пыли)  и  увеличение  экстре¬
мально  низких  значений  свойств  (например,  содержание  ила,  удельная
поверхность),  к  которым  стремится  естественное  протекание  процессов
(например,  формирование  бедного  илом  гор.  А2  при  оподзоливании).
 Литература
 1. 	Вахтин  Я.  У.,  Егоров  Л.  И,  Польский  М  Н.  Объемная  влажность  почвы  и  ее  оп¬
ределение  при  лесогидрологических  исследованиях.  В  сб.:  Гидроклиматические  ис¬
следования  в  лесах  Сибири.  М.,  «Наука»,  1967
 2. 	Бердников  В.  В.  Палеокриогенный  микрорельеф  центра  Русской  равнины.  М.,
«Наука»,  1976.
 3. 	Вадюнина  А.  Ф.,  Корчагина  3.  А.  Методы  исследования  физических  свойств  почв
и  грунтов.  М,  «Высшая  школа»,  1973.
 4. 	Дмитриев  Е.  А.,  Карпачевский  Л.  О.,  Строганова  М.  Н.,  Шоба  С.  А.  Макро-  и
микроморфологическая  организация  дерново-подзолистой  почвы.  Тез.  докл.  5  де-
легатск.  съезда  ВОП,  вып.  5  Минск,  1977.
 5. 	Дмитриев  Е.  А.,  Самсонова  В  Я.  Об  определении  объемного  веса  в  тонких  слоях
почвы.  Вести.  МГУ.  Сер.  6,  К®  1,  1973.
 6. 	Дмитриев  Е.  А.,  Сапожников  П  М.  Детальный  анализ  изменения  объемного  веса
и  удельной  поверхности  в  дерново-подзолистых  почвах  под  лесом.  Почвоведение,
1978,  №  11.
 <84

7. 	Корнблюм  Э.  А.  Основные  уровни  морфологической  организации  почвенной  мас¬
сы.  Почвоведение,  1975,  №  9,
 8. 	Поляков  Ю,  А.,  Зацепина  Л.  Я.  Определение  удельной  поверхности  почв  и  дру¬
гих  природных  сорбентов  методом  газовой  хроматографии.  Почвоведение,  1978,
№  5.
 9. 	Таргульян  В.  О.,  Бирина  А.  Г,  Куликов  А.  В.,  Соколова  Т.  А.,  Целищева  Л.  К,
Организация,  состав  и  генезис  дерново-палево-подзолистой  почвы  на  покровных
суглинках.  М.,  1974.
 Факультет  почвоведения 	Поступила  в  редакцию
 МГУ 	16.VII.1979  г.
 Е.  A.  DMITRIEV;  L.  О.  KARPACHEVSKY,  Р.  М.  SAPOZHN1KOV
 SOME  PHYSICAL  PROPERTIES  OF  MORPHONS  AND  MORPHOLOGICAL
ELEMENTS  OF  SODDY  PODZOLIC  SOILS
 !t  has  been  shown  on  the  basis  of  studying  texture,  specific  surface  and
volume  density  in  morphons  and  morphological  elements  of  soddy-podzo-
lic  soils  that  within  individual  horizons  the  morphons  may  considerably
differ  in  their  properties.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 ПЛОДОРОДИЕ  ПОЧВ
 УДК  631.452:631.862.1
А.  П.  ЩЕРБАКОВ,  Г.  ШТУМПЕ,  Й.  ГАРЦ
 ПОСЛЕДЕЙСТВИЕ  МНОГОЛЕТНЕГО  ПРИМЕНЕНИЯ  НАВОЗА
НА  ПЛОДОРОДИЕ  ПОЧВ  И  УРОЖАЙ
СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ  КУЛЬТУР
 Исследованы  почвы  длительного  (с  1949  г.)  полевого  опыта  с  удобре¬
ниями  в  г.  Галле  (ГДР).  Проводили  наблюдения  за  устойчивостью  раз¬
личий  в  содержании  углерода,  азота  и  в  уровне  активности  ферментов  в
почве,  вызванных  ежегодным  применением  разных  доз  слабо-  и  сильно-
разложившегося  навоза,  и  за  влиянием  органического  вещества  на  эти
показатели,  урожай  сельскохозяйственных  культур  и  эффективность  мине¬
рального  азотного  удобрения.  Длительное  применение  удобрений  привело  к
увеличению  содержания  в  почве  углерода  и  азота,  повышению  ее  фермен¬
тативной  активности  и  урожая  всех  культур  севооборота.
 Окончание  многолетнего  опыта  (1949—1971  гг.)  в  г.  Галле  (ГДР),
посвященного  сравнению  действия  различных  видов  навоза  (аэробное
и  анаэробное  хранение)  [7,  9,  10],  дало  возможность  наблюдать  на  де¬
лянках  этого  опыта  в  последующие  годы  за  устойчивостью  различий  в  ч
содержании  органического  вещества  в  почве,  вызванных  ежегодным  при-  ‘
менением  разных  доз  слабо-  и  сильноразложившегося  навоза,  и  за  влия¬
нием  органического  вещества  почвы  на  урожай  сельскохозяйственных
культур  и  эффективность  минерального  азотного  удобрения.
 Исследования  проведены  на  опытном  поле  университета  им.  Марти¬
на  Лютера  в  г.  Галле  (ГДР).  Экспериментальная  часть  работы  выпол¬
нена  в  лабораториях  кафедры  удобрений  Галльского  университета  и  ка¬
федры  агрохимии  Воронежского  университета  в  рамках  договора  о  науч¬
ном  сотрудничестве  между  названными  университетами.
 Почва  опытного  поля  —  черноземовидная  легкосуглинистая.  В  пре¬
дыдущем  опыте  [7]  участвовало  72  делянки,  но  только  на  48  рз  них  еже¬
годное  внесение  навоза  продолжалось  до  1971  г.  Для  дальнейших  иссле¬
дований  эти  48  делянок  независимо  от  принадлежности  к  вариантам
прежнего  опыта  были  объединены  в  группы  по  содержанию  в  почве  уг¬
лерода.  В  результате  было  образовано  8  групп  (по  6  делянок  в  каждой),
в  которых  содержание  углерода  в  почвах  постепенно  повышалось
(табл.  1).  Следует,  однако,  отметить,  что  различия  между  делянками  в
содержании  органического  вещества  в  почве  были  обусловлены  не  толь¬
ко  применением  различных  доз  (150—300  ц/га)  и  видов  навоза  с  1949
по  1971  г.,  но  и  естественным  колебанием  ряда  почвенных  показателей,
особенно  механического  состава,  вследствие  чего  возникали  различия  и
в  содержании  гумуса.
 С  1972  по  1978  г.  на  этих  делянках  возделывали  сахарную  свеклу,
яровую  пшеницу,  картофель,  овес,  кукурузу  на  силос,  яровой  ячмень  и
 86

Таблица  1
 Последствия  длительного  применения  навоза  на  некоторые  показатели
 плодородия  почвы
 1971  г.
 1977  г.
 Группа
 С
 N
 C:N
 с  1
 1  N
 C:N
 %
 %
 1
 1,44
 0,126
 11,5
 1,44
 0,126
 11,5
 2
 1,47
 0,125
 11,3
 1,55
 0,130
 11,9
 11,8
 3
 1,50
 0,128
 11,8
 1,46
 0,124
 4*
 1,52
 0,128
 11,9
 1,47
 0,129
 11,5
 5
 1,54
 0,130
 11,9
 1,53
 0,133
 11,6
 6
 1,58
 0,136
 11,7
 1,52
 0,138
 11,0
 7
 1,65
 0,138
 12,0
 1,55
 0,135
 11,5
 8
 1,73
 0,143
 12,2
 1,61
 0,144
 11,2
 вновь  сахарную  свеклу.  Органические  удобрения  не  вносили.  Дозы  фос¬
форных  и  калийных  удобрений  были  едиными  для  всех  делянок  и  соот¬
ветствовали  обычным  средним  нормам.  Количество  азота  минеральных
удобрений  возрастало  от  делянки  к  делянке  внутри  каждой  из  8  групп.
Комбинации  8  уровней  содержания  углерода  в  почве  делянок  с  6  воз¬
растающими  дозами  азота  удобрений  соответствовали  схеме  двухфак¬
торного  опыта.
 На  остальных  24  делянках  прежнего  опыта  с  1949  по  1963  г.  вносили
ежегодно  300  ц/га  свежего  навоза.*  В  дальнейшем  регулярное  унавожи¬
вание  почвы  продолжалось  лишь  на  12  делянках,  6  делянок  осталось  без
удобрений  и  на  6  делянках  навоз  был  заменен  полным  минеральным
удобрением.
 Образцы  из  пахотного  слоя  почвы  отбирали  в  1971  и  1977  гг.  После
высушивания  в  них  определяли  общий  углерод  по  Тюрину,  общий  азот
по  Кьельдалю,  подвижный  азот  по  Корнфилду  [1],  активность  дегидро¬
геназы  и  уреазы  по  методам  Галстяна  [2],  протеолитическую  активность
по  методу  Хазиева  и  Агафаровой  [3].  За  исключением  определения  угле¬
рода  и  азота,  в  образцах  1971  г.  для  проведения  анализов  использовали
смешанные  почвенные  образцы  отдельных  групп  (по  содержанию  угле¬
рода)  или  вариантов  опытов.
 В  1971  г.  содержание  углерода  в  почвах  вышеупомянутых  8  групп
колебалось  от  1,44  до  1,73%  (табл.  1).  Количество  азота  изменялось  в
той  же  последовательности,  лишь  амплитуда  его  колебания  была  более
узкой  (13,6%  от  среднего  содержания  азота  вместо  18,4%  от  среднего
содержания  углерода).  Вследствие  этого  отношение  С:  N  увеличивалось
вместе  с  повышением  содержания  в  почве  органического  вещества.  Ве¬
роятно,  это  обусловлено  тем,  что  отмеченные  различия  в  содержании
углерода  вызваны  прежде  всего  предшествующим  внесением  навоза  (его
неодинаковым  видом  и  качеством).
 В  1977  г.  в  результате  6-летнего  применения  одинакового  количества
минеральных  удобрений  различия  в  содержании  углерода  в  почве  деля¬
нок  частично  выравнялись  в  основном  за  счет  его  уменьшения  в  ряде
случаев.  Заметных  изменений  в  содержании  азота  в  почве  не  произошло.
Отношение  С  :  N  в  этот  раз  было  почти  одинаковым  для  почв  всех  групп.
Очевидно,  в  течение  6  лет  (1971—1977  гг.)  в  почвах  со  сравнительно
низким  содержанием  органического  вещества  оно  находилось  в  состоя¬
нии  динамического  равновесия,  в  то  время  как  на  делянках  с  высоким
исходным  содержанием  в  почве  органического  вещества  произошло
преимущественное  разложение  тех  его  частей,  которые  имеют  низкое
содержание  азота  (остатки  подстилки  из  навоза).
 Результаты  определения  подвижного  азота  и  ферментативной  актив¬
ности  исследуемых  почв  имели  достаточно  широкий  размах  колебаний.
 87

Таблица  2
 Содержание  азота  и  активность  ферментов  в  почве  в  зависимости  от
количества  в  ней  органического  вещества
 Вариант
 с
 N
 Дзот  по
Корнфилду,
мг/кг
 Дегидрогеназа,
мг  ТФФ
 Протеназа,
мг  тирозина
 Уреаза,
мг  NH,
 %
 на  1  г  почвы
 1  группа
 I  1,48
 I  0,127
 1971  г.
 1  89  I
 0,047  I
 0,254  I
 0,63
 2  группа  |
 1  1»62
 |  0,137
 1  96  |
 0,048  |
 0,273  |
 0,72
 1  группа  I
 1,48  I
 0,127  I
 1977  г.
82  I
 0,042  I
 0,252  I
 0,69
 2  группа  |
 1,55  |
 0,138  |
 94  |
 0,045  |
 0,290  1
 0,72
 Поэтому  перед  дальнейшей  обработкой  по  исходному  содержанию  угле¬
рода  в  почвах  отдельных  8  групп  они  сведены  так,  что  остались  лишь  две
группы  почв:  первая  с  низким,  а  вторая  с  высоким  содержанием  органи¬
ческого  вещества  (табл.  2).
 Как  известно,  запасы  щелочно-гидролизуемого  азота  по  Корнфилду
являются  показателем  ближайшего  резерва  азотного  питания  растений.
Очень  слабое  уменьшение  количества  данной  фракции  почвенного  азота
по  годам,  несмотря  на  окончание  унавоживания,  свидетельствует  об  от¬
носительной  ее  стабильности  в  почве.  Из  табл.  2  хорошо  видно,  что  ис¬
ходные  различия  в  ее  содержании  между  двумя  группами  почв  через
6  лет  также  практически  не  изменились.  Слабое  изменение  содержания
этой  фракции  азота  свидетельствует  и  о  равновесии  в  разложении  и  об¬
разовании  органических  соединений  азота  почвы.  Интенсивность  этих
процессов  в  почве  обусловлена  уровнем  ее  микробиологической  и  фер¬
ментативной  активности.
 Из  табл.  2  следует,  что  более  высокое  содержание  азотсодержащих
веществ  (по  обоим  срокам)  связано  с  более  высокой  протеолитической  и
уреазной  активностью  почвы.  Полученные  материалы  подтверждают
наш  вывод  о  том,  что  накопление  в  почвах  гумуса,  азотсодержащих  ве¬
ществ  и  соответствующее  повышение  активности  гидролитических  фер¬
ментов  азотного  обмена  представляют  единый  пррцесс,  протекающий  в
определенных  условиях  в  почве  [4].
 Различия  в  активности  дегидрогеназ  (табл.  2),  которые  влияют  на
синтез  и  минерализацию  гумусовых  веществ,  очевидно,  случайны  как  по
группам  почв,  так  и  по  срокам.  Что  касается  остальных  трех  вариантов
опыта  (табл.  3),  то  прекращение  внесения  удобрений  в  1963  г.  привело
к  снижению  содержания  в  почве  углерода  и  азота  по  сравнению  с  удоб¬
ренными  вариантами,  особенно  по  сравнению  с  вариантом  «навоз».  По¬
добные  тенденции  можно  установить  и  в  отношении  энзиматической  ак-
 Таблица  3
 Влияние  органических  и  минеральных  удобрений  на  содержание  углерода,
азота  и  ферментативную  активность  почвы
 Вариант
 с  1
 N
 %
 Азот  по
Корнфилду,
мг/кг
 Дегидрогеназа,
мг  ТФФ
 Протеаза,
мг  тирозина
 Уреаза,
мг  NH,
 1971  г.
 1977  г.
 1971  г
 1977  г.
 на  1  г  почвы
 Контроль
 1,45
 1,33
 0,120
 0,124
 88
 0,037
 0,265
 0,75
 NPK
 1,46
 1,51
 0,121
 0,125
 88
 0,048
 0,282
 0,69
 Навоз
 1,50
 1,53
 0,129
 0,135
 93
 0,045
 0,297
 0,84
 88

Таблица  4
 Урожай  культур  в  зависимости  от  доз  азотного  удобрения  (средние  данные  для  всех  групп  делянок,  объединенные  по
 содержанию  органического  вещества  в  почве)
 Градация  доз  азотного
 Урожай,  и,/га  сухого  вещества
 N.  .  .  .  N.)  кг/га
 Продукция
 Ni
 N.
 N,
 n4
 N.
 N.
 среднее
 1972
 Свекла  сахарная
 120,160,200,240,
 280,320
 Ботва
 Корни
 73,3
 84,0
 84.6
 80.7
 90,9
 83,8
 93,0
 82,6
 90,8
 77,3
 99,1
 80,8
 88,8
 81,6
 1973
 Пшеница  яровая
 0  (последействие)
 Зерно  *
Солома
 40,3
 32,9
 39.2
 28.3
 40,6
 31,4
 43,1
 35,3
 47,6
 36,2
 43,1
 33,3
 42,3
 32,9
 1974
 Картофель
 0,60,120,150,
 180,240
 Клубни
 45,9
 63,4
 66,7
 68,8
 67,7
 67,7
 62,6
 1975
 Овес
 0  (последействие)
 Зерно  *
Солома
 36,3
 34,9
 35,3
 35,2
 35,9
 37,5
 33,4
 38,0
 30.2
 34.3
 29,2
 32,4
 33.4
 35.4
 1976
 Кукуруза
 0,60,120,150,
 180,240
 95,7
 94,8
 104,9
 97,7
 95,2
 95,1
 97,2
 1977
 Пшеница  яровая
 0,30,60,90,120,
 150
 Зерно  *
Солома
 33,1
 27,9
 39,5
 38,1
 35.1
 30.2
 34.0
 33.1
 35,3
 33,2
 32,9
 25,5
 31.4
 31.4
 1978
 Свекла  сахарная
 0,60,120,150,
 180,240
 Ботва
 Корни
 42,8
 89,0
 58,2
 85,4
 70.1
 81.1
 76,0
 79,7
 88,8
 76,0
 85,9
 75,1
 71,7
 79,4
 *  Влажность  14%.
 00
 <0

Влияние  содержания  уГяочое  органического  вещества  на  урожай  культур  севооборота
 Таблица  5
 Год
 Культура
 Продукция
 Урожай,  ц/га  сухого  вещества
 средние  данные  для  групп  делянок,  объединенных  по  содержанию
в  почве  углерода
 среднее  для  групп
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 8
 1-4
 6-8
 1—8
 1972
 Свекла  сахарная
 Ботва
 85,7
 87,2
 91,9
 89,7
 85,8
 92,7
 88,8
 88,3
 88,6
 88,9
 88,8
 Корни
 79,6
 77,1
 77,2
 78,9
 82,1
 83,4
 82,9
 91,2
 78,2
 84,9
 81,6
 1973
 Пшеница  яровая
 Зерно  *
 44,5
 42,6
 45,1
 37,0
 42,8
 42,4
 44,5
 39,5
 42,3
 42,3
 42,3
 Солома
 30,7
 31,2
 29,8
 30,2
 36,6
 33,7
 36,0
 35,0
 30,5
 35,3
 32,9
 1974
 Картофель
 Клубни
 58,5
 62,2
 63,9
 64,8
 64,2
 61,5
 64,5
 61,0
 62,4
 62,8
 62,6
 1975
 Овес
 Зерно  *
 34,2
 33,9
 26,3
 37,0
 37,3
 35,8
 31,9
 30,4
 32,9
 33,9
 33,4
 Солома
 33,0
 34,7
 33,6
 40,0
 37,4
 34,7
 35,9
 33,6
 35,3
 35,4
 35,4
 1976
 Кукуруза
 96,6
 99,3
 96,1
 97,4
 102,9
 99,2
 92,8
 96,2
 96,6
 97,8
 97,2
 1977^
 Ячмень  яровой
 Зерно  *
 34,4
 34,8
 37,1
 34,3
 34,4
 34,8
 35,4
 35,7
 35,2
 35,1
 35,2
 1978
 Свекла  сахарная
 Ботва
 76,0
 61,0
 78,9
 70,6
 69,7
 64,3
 78,3
 74,9
 70,4
 71,8
 71,1
 Корни
 74,9
 75,5
 75,7
 70,6
 84,2
 86,7
 80,4
 87,2
 74,2
 84,6
 79,4
 Влажность  14%.

тивности  почв.  Различия  в  содержании  углерода  в  почве  между  удоб¬
ренными  вариантами  («NPK»  и  «навоз»)  несущественны.  Это  значит,
что  внесенное  после  1963  г.  с  навозом  органическое  вещество  почти  пол¬
ностью  разложилось.  Отмеченное  обстоятельство  может  быть  связано  с
более  высокой  протеолитической  и  уреазной  активностью  почвы  в  вари¬
анте  «навоз».
 При  существующих  почвенно-климатических  условиях  полевого  опы¬
та  высокие  урожаи  сахарной  свеклы  возможны  при  внесении  около
200  кг  N  на  1  га  (без  навоза).  Поэтому  дозы  азотного  удобрения  в
1972  г.  варьировали  от  120  до  320  кг!га  N.  Как  видно  из  табл.  4,  уже
120  кг/га  азота  было  достаточно,  чтобы  достигнуть  максимального  уро¬
жая  корней  свеклы.  Более  высокие  дозы  азота  увеличили  только  уро¬
жай  ботвы.  С  учетом  вероятности  последействия  внесенного  азота  пше¬
ница  в  1973  г.  не  получила  азота,  а  в  следующие  года  дозы  азотного
удобрения  были  ниже,  чем  в  1972  г.
 Прекращение  (с  1972  г.)  внесения  азотных  удобрений  в  почву  вари¬
анта  N,  (табл.  4)  привело  к  значительному  снижению  урожая  картофе¬
ля  (1974  г.)  и  ботвы  сахарной  свеклы  (1978  г.)  по  сравнению  с  удобрен¬
ными  вариантами.  Однако  в  целом  реакция  всех  культур  севооборота  на
внесение  азотных  удобрений  были  ниже,  чем  обычно  при  таких  дозах
азота.  Вероятно,  это  связано  с  ежегодным  внесением  навоза  в  почву
•опыта  в  течение  предшествующих  22  лет.  О  длительности  последействия
многолетнего  регулярного  применения  навоза  свидетельствуют  и  резуль¬
таты  100-летнего  стационара  «Вечная  рожь»  на  том  же  опытном  поле
[5,  6].
 Влияние  уровня  содержания  в  почве  органического  вещества  на  уро¬
жай  культур  севеооборота  (табл.  5)  проявилось  лишь  в  1972  и  1978  гг.
на  делянках,  занятых  сахарной  свеклой  (урожай  корней).  По  нашему
мнению,  это  связано  прежде  всего  с  тем,  что  делянки  с  низким  содержа¬
нием  в  почве  углерода  и  азота  за  22  года  получили  достаточное  количе¬
ство  органических  удобрений,  сравнительно  богатых  легкоминерализуе-
мыми  соединениями  органического  азота.  Определенной  взаимосвязи
между  содержанием  в  почве  органического  вещества,  дозой  вносимых
азотных  удобрений  и  урожаем  культур  установить  не  удалось,  в  том  чис¬
ле  и  на  делянках,  занятых  сахарной  свеклой.  Следует  отметить,  что
эффективное  действие  регулярного  внесения  органических  удобрений  на
урожай  сахарной  свеклы  наблюдалось  и  на  другой  опытной  станции
Галльского  университета  в  Зеехаузене  [8].
 Таблица  6
 Влияние  удобрений  на  гурожай  (сухое  вещество)  сельскохозяйственных
 культур,  ц/га
 Год
 Культура
 Продукция
 Свежий  навоз,
300  ц/га
 Без  удобрения
 Минеральное
удобрение
с  1964  г.  •
 1972
 Свекла  сахарная
 Ботва
 62,5
 37,1
 76,5
 Корни
 97,7
 76,2
 94,7
 1973
 Пшеница  яровая
 Зерно  **
 43,5
 32,0
 44,7
 Солома
 40,4
 36,9
 38,9
 1974
 Картофель
 Клубни
 60,3
 38,6
 67,3
 1975
 Овес
 Зерно  **
 40,3
 30,8
 51,4
 Солома
 38,8
 30,9
 49,5
 1976
 Кукуруза  на  силос
 97.8
 36.9
 95,8
 90,1
 1977
 Ячмень  яровой
 Зерно  **
 26,2
 42,0
 32,0
 20,2
 34,3
 1978
 Свекла  сахарная
 Ботва
 55,5
 40,5
 68,8
 Корни
 103,1
 80,6
 87,1
 *  Под  зерновые—  50  кг/га  N,  20  кг/га  Р  (=»Р),  100  кг/га  К  (=-К);  под  пропашные-  100  кг/га  N
40  кг/га  Р  (—=Р),  200  кг/га  К  (=К).
 **  Влажность  14%.
 91

В  табл.  6  приведены  данные  по  урожайности  культур  на  неудобряе-
мых  с  1964  г.  делянках,  а  также  на  делянках,  где  с  1964  г.  вносится  пол¬
ное  минеральное  удобрение  или  продолжается  унавоживание.  Прекра¬
щение  всякого  удобрения  привело  к  значительному  снижению  урожая
всех  культур,  за  исключением  1976  г.,  когда  урожай  кукурузы  был  оди¬
наково  низким  на  всех  делянках  в  связи  с  сильной  засухой.  Характерно*
что  в  большинстве  случаев  урожаи  культур  в  варианте  «навоз»  были  не¬
сколько  ниже,  чем  в  варианте  «минеральный».  В  отношении  урожаев
сахарной  свеклы  следует  отметить,  что  в  варианте  «NPK»  возрос  уро¬
жай  только  ботвы;  урожай  корней  был  больше  на  делянках,  в  почву  ко¬
торых  ежегодно  вносили  навоз.
 Выводы
 1. 	Проведенные  исследования  показали,  что  в  результате  6-летнего
применения  минеральных  удобрений  различия  в  содержании  органиче¬
ского  вещества  в  почве  делянок  выравниваются  за  счет  уменьшения  его
количества  в  почвах  с  наибольшим  исходным  содержанием  углерода.
 2. 	Фракция  щелочно-гидролизуемого  азота  по  Корнфилду  является
объективным  показателем  обеспеченности  почв  наиболее  лабильными
соединениями  органического  азота.  Интенсивность  разложения  и  ново¬
образования  этих  соединений  в  почве  в  значительной  степени  обуслов¬
лена  уровнем,ее  ферментативной  активности.
 3. 	Длительное  применение  удобрений  привело  к  увеличению  содер¬
жания  в  почве  углерода,  азота,  повышению  ее  ферментативной  активно¬
сти  и  урожая  всех  культур  севооборота.
 4. 	Навоз,  вносившийся  в  почву  в  течение  22  лет,  оказывает  сдержи¬
вающее  действие  на  эффективность  последующего  действия  минераль¬
ных  азотных  удобрений  по  сравнению  с  их  внесением  в  неудобрявшуюся
почву.  Определенной  зависимости  между  содержанием  в  почве  углеро¬
да,  дозой  вносимого  азотного  удобрения  и  урожаем  культур  севооборо¬
та  не  установлено.
 Литература
 1. 	Агрохимические  методы  исследования  почв.  М.,  «Наука»,  1975.
 2. 	Галстян  А.  Ш.  Ферментативная  активность  почв  Армении.  Ереван,  1974.
 3. 	Хазиев  Ф.  X.  Ферментативная  активность  почв.  М,  «Наука»,  1976.
 4. 	Щербаков  А.  Я.  Ферментативная  активность  и  азотный  режим  почв.  Тез.  докл.  V  де-
легатск.  съезда  ВОП.  Минск,  1976.
 5. 	Щербаков  А.  П.  Азотный  режим  в  почвах  при  длительных  опытах  с  удобрениями
в  ГДР.  Почвоведение,  1977,  №  10.
 6. 	Garz  /.  100  Jahriges  Bestehen  des  Versuches  «Ewiger  Roggenbau»  Halle.  Arch.
Acker-  und  Pflanzenbau  und  Bodenkund.,  Bd  23,  1979.
 7. 	Kolbe  GStumpe  H.  Die  Wirkung  verschieden  gelagerter  Stallmiste  auf  Pflanzenertrag
und  Bodeneigenschaften.  1.  Mitt.  Ertrage  und  Stickstoffentriige.  Thaer-Archiv,  Berlin,
Bd.  10,  1967.
 8. 	Rauhe  K-,  Leithold  G.  Zur  Quantifizierung  des  Einflusses  von  Intensivierungsmabnah-
men  auf  den  Ertrag  von  Zuckerriiben.  Wiss.  Z.  Univ.  Halle,  Bd  27,  H  3,  1978.
 9. 	Schmaleuss  K.  Fragen  der  organischen  Diingung.  Sitzungsber-Ber.  Dtsch.  Akad.
Landwirtschaftswiss.  Berlin,  Bd  7,  H.  3,  1958.
 10. 	Stumpe  H.  Die  Wirkung  verschieden  gelagerter  Stallmiste  auf  Pflanzenertrag  und
Bodeneigenschaften.  2.  Mitt.  Veranderungen  einiger  wichtiger  Bodeneigenschafte.
Thaer-Archiv,  Berlin,  Bd  10,  1967.
 Воронежский  государственный  университет 	Поступила  в  редакцию
 им.  Ленинского  комсомола 	18.111  1980  г.
 Биолого-почвенный  факультет
Кафедра  удобрений  университета  им.  М.  Лютера,
 Галле,  ГДР

Л.  Р.  SHCHERBAKOV.  F.  SHTUMPE,  I.  GARTZ
 THE  RESIDUAL  EFFECT  OF  FARM  MANURE  MANY-YEAR  APPLICATION
ON  SOIL  FERTILITY  AND  CROP  YIELDS
 Soils  of  a  long-term  field  experiment  in  Halle  have  been  studied.  Data
are  presented  on  the  stability  of  differences  in  the  content  of  carbon,  nitro¬
gen  and  in  the  level  of  the  ferment  activity  in  the  soil  which  have  been
called  forth  by  annual  application  of  different  doses  of  sligthly  and  strong¬
ly  decomposed  farm  manure.  The  effect  of  organic  matter  on  crop  yields
and  the  efficiency  of  nitrogen  fertilizers  have  been  also  studied.
 The  long-term  application  of  fertilizers  rezulted  in  an  increase  of  nitro¬
gen  and  carbon  contents  in  the  soil  and  in  the  increase  of  soil  fermentative
activity  and  yields  of  all  crops  in  rotation.
 Farm  manure  applied  to  soil  during  22  years  has  a  restraining  action  on
the  efficiency  of  the  subsequent  application  of  mineral  nitrogen  fertilizers
as  compared  with  their  application  to  a  unmanured  soil.
 No  definite  relationship  has  been  found  between  nitrogen  content  in
the  soil,  the  dose  of  applied  nitrogen  fertilizers  and  crop  yields  in  crop,
rotation.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  I
 БИОЛОГИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.4
 О. 	А.  БЕРЕСТЕЦКИЙ,  Т.  П.  ЗУБЕЦ
 ВЛИЯНИЕ  СЕЛЬСКОХОЗЯЙСТВЕННЫХ  КУЛЬТУР
НА  ЧИСЛЕННОСТЬ  МИКРОФЛОРЫ  И  БИОЛОГИЧЕСКУЮ
 АКТИВНОСТЬ  ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТОЙ  почвы
 Показано,  что  длительное  возделывание  яровой  пшеницы,  гороха,  кар¬
тофеля  и  кукурузы  на  одном  месте  в  течение  нескольких  лет  приводит  к
формированию  определенных  микробных  ассоциаций  и  оказывает  одно¬
стороннее  специфическое  влияние  на  активность  биологических  и  биохими¬
ческих  процессов  в  почве.  Под  зерновыми  культурами  активизированы
процессы,  связанные  с  превращением  органического  вещества  раститель¬
ных  остатков,  а  под  пропашными  —  труднодоступных  соединений  типа  гу¬
мусовых.
 Влияние  растений  на  почву  происходит  главным  образом  через  кор¬
невую  систему  и  проявляется  прежде  всего  в  пахотном  горизонте.  Рас¬
тения  оказывают  непосредственное  воздействие  на  микрофлору  почвы
путем  выделения  продуктов  метаболизма  (органических  и  минеральных
соединений),  а  также  благодаря  обогащению  почвы  органическим  веще¬
ством  корневых  и  пожнивных  остатков  [1,  6,  7,  9,  24].  Кроме  того,  дей¬
ствие  растений  на  почвенную  микрофлору  может  быть  косвенным  и  за¬
ключается  в  создании  вокруг  корней  более  благоприятных  физико-хими¬
ческих  условий  [3,5,7].
 Многие  исследователи  считают,  что  видовые  и  физиологические  осо¬
бенности  растений  накладывают  отпечаток  на  количество  и  состав  мик¬
роорганизмов  в  почве,  а  также  их  биологическую  активность  [7,  12,  15,
25].  Выявления  закономерностей  влияния  отдельных  сельскохозяйствен¬
ных  растений  на  численность  и  состав  почвенных  микроорганизмов  от¬
крывает  возможность  путем  определенного  чередования  культур  в  сево¬
обороте  управлять  развитием  и  численностью  полезных  и  вредных
микроорганизмов  в  целях  повышения  плодородия  почв  и  урожайности
сельскохозяйственных  культур.  Особенно  важное  значение  это  имеет  в
условиях  концентрации  и  специализации  сельскохозяйственного  произ¬
водства,  когда  возникает  необходимость  высокого  насыщения  севообо¬
ротов  отдельными  культурами  и  даже  бессменного  их  выращивания.
 В  настоящем  сообщении  рассматриваются  результаты  сравнительно¬
го  изучения  численности  микроорганизмов,  интенсивности  и  направлен¬
ности  биологических  процессов  в  дерново-подзолистой  почве  под  разны¬
ми  сельскохозяйственными  культурами.  Специфическое  влияние  расте¬
ний  на  микрофлору  и  биологическую  активность  почвы  более  четко  про¬
слеживается  в  бессменных  посевах,  так  как  ежегодно  в  почву  поступают
однородные  в  химическом  отношении  растительные  остатки  и  продукты
корневого  обмена,  из  года  в  год  повторяется  одна  и  та  же  система  обра¬
ботки  почвы  и  др.
 94

Объектом  наших  исследований  были  бессменные  посевы  яровой
пшеницы,  гороха,  картофеля  и  кукурузы.  Дополнительно  изучали  почву
чистого  пара,  что  позволило  не  только  сравнить  культуры  между  собой,
но  и  установить  величину  воздействия  каждой  из  них  на  биологическую
активность  почвы.  Исследования  проводили  в  многолетнем  полевом  опы¬
те  Северозападного  НИИ  сельского  хозяйства,  заложенном  в  1959  г.
Использованные  культуры  выращивали  без  удобрений  и  при  внесении  на
1  га  10  г  органических  удобрений+Ыб0РвоКбо.  Почва  опытного  участка
дерново-среднеподзолистая  слабоокультуренная  со  следущими  агрохи¬
мическими  показателями:  pH  5,1,  гумус  1,6%,  гидролитическая  кислот¬
ность  2,6,  сумма  обменных  оснований  4,0  мг-экв,  Р205  по  Кирсанову
5,0  мг/100  г  почвы  и  КгО  по  Пейве  11,2  мг/100  г  почвы.
 Для  исследования  в  1975—1977  гг.  на  всех  вариантах  опыта  из  па¬
хотного  горизонта  (0—20  см)  3  раза  за  вегетационный  период  отбирали
почвенные  образцы,  состоящие  из  30—40  индивидуальных,  в  которых
определяли  численность  микроорганизмов  (аэробные  аммонификаторы,
нитрификаторы,  усваивающие  минеральный  азот,  разлагающие  органо¬
фосфаты,  грибы,  актиномицеты,  спорообразующие),  биологическую
(аммонификационную,  нитрификационную,  целлюлозолитическую,  раз¬
ложение  гуматов)  и  ферментативную  активность  почвы  (протеазу,  уреа-
зу,  фосфатазу,  инвертазу,  полифенолоксидазу,  пероксидазу,  дегидроге¬
назу).  Определение  названных  показателей  позволяет  дать  характери¬
стику  общей  биологической  активности  почвы,  интенсивности  и  направ¬
ленности  процессов  превращения  основных  элементов  питания
растений  —  азота,  фосфора,  а  также  углерода.
 Микробиологические  анализы  проводили  по  общепринятым  методам.
Аммонифицирующую  активность  почвы  определяли  по  интенсивности
минерализации  пептона,  нитрификационную  —  при  компостировании  поч¬
вы  с  добавлением  раствора  (NH4)2S04  [2],  целлюлозолитическую  —  по
разложению  льняной  ткани  за  24  дня  [13],  разложение  гуматов  —  по
обесцвечиванию  гуматной  среды  [11].  Активность  ферментов  определя¬
ли  по  методам,  изложенным  Хазиевым  [21],  с  некоторыми  изменениями,
предложенными  Чундеревой  [23].  Полученные  данные  обработаны  ста-
стистически  [4].
 Результаты  исследований  показали,  что  численность  изученных  групп
микроорганизмов,  биологическая  и  ферментативная  активность  почвы
в  бессменном  пару  (фон  без  удобрений)  сравнительно  низка  (табл.  1
и  2),  что  характерно  для  слабоокультуренной  дерново-подзолистой  поч¬
вы  и  частично  объясняется  отсутствием  поступления  в  почву  свежего
органического  вещества.  В  то  же  время  в  почве  парового  поля  очень  вы¬
соко  количество  актиномицетов  и  спорообразующих  микроорганизмов,
участвующих  в  минерализации  труднодоступных  органических  соедине¬
ний  почвы  [10,  18].
 Возделывание  сельскохозяйственных  культур  оказывает  значитель*
ное  влияние  на  интенсивность  и  направленность  биологических  процес¬
сов  в  почве:  возрастают  численность  микрофлоры  и  биохимическая  ак¬
тивность  почвы,  связанная  с  превращением  растительных  остатков,  осо¬
бенно  соединений  азота.  В  то  же  время  снижаются  количество  микро¬
организмов,  участвующих  в  минерализации  более  сложных  органиче¬
ских  соединений  (актиномицетов  и  спорообразующих  бактерий),  и  ин¬
тенсивность  разложения  гумусовых  веществ.  Наиболее  реагируют  на
возделывание  растений  нитрифицирующие  бактерии,  микроорганизмы,
усваивающие  минеральный  азот,  а  также  активность  ферментов.  Вели¬
чина  этих  показателей  под  сельскохозяйственными  культурами  по  срав¬
нению  с  паром  возрастает  в  1,5—6,0  раза.
 Различные  сельскохозяйственные  культуры  способствуют  более  ак¬
тивному  развитию  отдельных  групп  почвенного  микроцаселения,  кото¬
рые  обусловливают  интенсивность  отдельных  биологических  процессов
 95

Таблица  1
 Влияние  сельскохозяйственных  культур  на  численность  микрофлоры  в  почвеЛ
тыс./г  почвы  (средние  данные  за  3  года)
 Культура
 Аэробные
 аммонифи-
 каторы
 Микроор-
гани  мы,
усваиваю¬
щие  мине¬
ральный
азот
 Нитрифи-
 каторы
 Микроорга¬
 низмы,
 разлагаю¬
 щие
 органо¬
 фосфаты
 Актино-
 мицеты
 Спорообра¬
 зующие
 Грибы
 Удобренный
 вариант
 Пар
 4676
 9205
 0,7
 403
 856
 636
 9,6
 Яровая  пшеница
 6750
 21861
 2,4
 2939
 628
 215
 15,9
 Горох
 6889
 20  362
 3,6
 2253
 695
 222
 12,5
 Картофель
 3121
 16  698
 1,6
 1144
 768
 312
 8,5
 Кукуруза
 3754
 18  564
 2,4
 1241
 794
 323
 12,4
 Неудобре
 нный  вариант
 Пар
 '  3791
 11621
 6,0
 536
 829
 843
 9,2
 Яровая  пшеница
 5976
 25  535
 11,0
 2900
 849
 168
 16,7
 Горох
 11939
 24  975
 15,4
 2763
 849
 317
 12,3
 Картофель
 4257
 25  510
 7,1
 1561
 1031
 442
 13,1
 Кукуруза
 3608
 23  518
 13,6
 2062
 1073
 423
 18,6
 НСР„.,5
 5696
 2820
 —
 1044
 302
 49
 5,2
 Таблица  2
 Влияние  сельскохозяйственных  культур  на  биологическую  и  ферментативную"
активность  почвы  (средние  данные  за  3  года)
 Биологическая  активность
 Активность  ферментов  на  1
воздушно-сухой  почвы
 г
 Культура
 1  .§
 -0*  Ds
*
 i?*i
 S  о
 нитрифика-
ционная
мз  NO,/100  г
почвы
 целлюлозо¬
литическая,
%  разложе¬
ния  ткани
 дегидроге¬
 наза,
 мг  ТФФЮ~#
 протеаза,  мг
 аминного
 азота
 $
 d*
 S-r?
 Sz
 <e
 л
 Л  т
 IS
 и
 инвертаза,
мг  глюкозы.
 н<
 5  У  Д  О  б  Р  С
 :  и  н  ы  й  вариант
 Пар
 68
 4,2
 —
 0,8
 0,183
 0,045
 0,038
 3,9
 Яровая  пшеница
 109
 6,7
 19,0
 4,0
 0,274
 0,220
 0,106
 8,1
 Горох
 101
 6,8
 21,0
 3,4
 0,276
 0,173
 0,131
 8,1
 Картофель
 94
 7,0
 17,0
 1,6
 0,183
 0,109
 0,047
 4,3
 Кукуруза
 90
 5,8
 14,6
 1,0
 0,214
 0,155
 0,065
 5,2
 У
 добрей
 н  ы  й  в  а  |
 >иант
 Пар
 71
 11,4
 Не  опр.
 1,0
 0,168
 0,090
 0,054
 4,7
 Яровая  пшеница
 88
 18,5
 18,2
 6,6
 0,337
 0,192
 0,127
 10,0
 Горох
 87
 30,5
 26,4
 6,5
 0,367
 0,149
 0,120
 9,9
 Картофель
 90
 16,2
 29,4
 3,4
 0,227
 0,142
 0,105
 6,3
 Кукуруза
 91
 26,5
 26,3
 2,3
 0,296
 0,197
 0,117
 8,1
 —
 —
 —
 0,026
 0,032
 0,060
 1,6
 в  почве.  Испытанные  растения  по  степени  влияния  их  на  биологическую
активность  почвы  можно  разделить  на  две  группы:  культуры  сплошного
посева  (яровая  пшеница,  горох)  и  пропашные  (картофель  и  кукуруза).
Бессменное  возделывание  зерновых  без  внесения  удобрений  по  сравне¬
нию  с  паром  приводит  к  активному  развитию  микрофлоры,  минерали¬
зующей  растительные  остатки:  возрастает  численность  микроорганиз¬
мов,  участвующих  в  превращении  органических  и  минеральных  соеди¬
нений  азота,  разлагающих  органофосфаты  и  целлюлозу.  Их  численность
под  этими  культурами  в  1,5—3,0,  а  в  ряде  случаев  в  6  раз  больше  по
сравнению  с  паром  и  почвой  из-под  пропашных.  Максимальное  количе¬
ство  этой  микрофлоры  содержится  в  почве  под  горохом,  растительные
остатки  которого  богаты  азотом.
 $6

В  противоположность  рассмотренной  группе  микроорганизмов  в  по¬
севах  зерновых  слабо  развиваются  актиномицеты  и  спорообразующие
бактерии,  т.  е.  микрофлора,  минерализующая  труднодоступные  соедине¬
ния,  в  том  числе  органическое  вещество  самой  почвы.  Например,  числен¬
ность  спорообразующих  микроорганизмов  под  горохом  и  яровой  пшени¬
цей  в  1977  г.  была  в  10—35  раз  ниже,  чем  в  пару.  Данные  по  развитию
характерной  микрофлоры  при  возделывании  зерновых  подтверждаются
результатами  определения  биологической  и  ферментативной  активности
почвы.  Показатели  интенсивности  процессов  аммонификации,  нитрифи¬
кации,  разложения  целлюлозы,  а  также  активности  фермента  дегидро¬
геназы  указывают  на  то,  что  интенсивность  биологических  процессов  в
почве  под  зерновыми  очень  высока.
 Сельскохозяйственные  культуры  более  четко  различаются  между  со¬
бой  по  их  влиянию  на  ферментативную  активность  почвы.  Как  видно
из  табл.  2,  активность  гидролитических  ферментов  —  протеазы,  уреазы,
фосфатазы,  инвертазы  —  резко  .возрастает  при  возделывании  пшеницы
и  гороха  и  подтверждает  установленную  закономерность  о  более  высо¬
кой  активности  минерализационных  процессов  под  культурами  сплошно¬
го  посева.  Под  пропашными  культурами  на  неудобренном  фоне  сравни¬
тельно  слабо  развита  микрофлора,  участвующая  в  процессах  минерали¬
зации  органического  вещества  растительных  остатков,  численность
которой  часто  близка  к  ее  содержанию  в  чистом  пару.  Полученные  дан¬
ные  согласуются  с  низкой  интенсивностью  биологических  процессов  пре¬
вращения  органических  соединений  азота  и  целлюлозы  в  почве  под  кар¬
тофелем  и  кукурузой,  а  также  слабой  активностью  гидролитических
ферментов.  Это  связано  прежде  всего  с  небольшим  количеством  расти¬
тельных  остатков  пропашных  культур,  поступающих  в  почву  [16,  20],
малым  содержанием  в  них  легкодоступных  органических  соединений,  а
также  их  физиологическими  особенностями  [17].
 В  то  же  время  численность  актиномицетов  и  спорообразующих  мик¬
роорганизмов  под  пропашными  ниже  по  сравнению  с  парующей  почвой,
но  значительно  выше  (в  4—17  раз),  чем  под  зерновыми.  Интенсивное
рыхление  почвы,  связанное  с  возделыванием  этих  культур,  приводит  к
ускорению  минерализации  органического  вещества  почвы,  вследствие
чего  растения  лучше  обеспечиваются  элементами  питания  и  менее  чув¬
ствительны  к  бессменным  посевам.  В  связи  с  получением  четких  разли¬
чий  по  влиянию  сельскохозяйственных  культур  на  численность  микро¬
флоры,  минерализующей  труднодоступные  органические  соединения
(актиномицеты  и  спорообразующие  бактерии),  была  изучена  интенсив¬
ность  разложения  органического  вещества  почвы  по  обеспечиванию  гу-
матной  среды  [11].  Полученные  результаты  показали,  что  в  пару  и  под
посевом  кукурузы  и  картофеля  процесс  разложения  гуматов  идет  актив¬
нее,  чем  в  монокультуре  зерновых  (табл.  3).
 В  литературе  имеются  данные,  указывающие  на  участие  в  процессе
разложения  гумусовых  веществ  окислительно-восстановительного  фер¬
мента  пероксидазы  [11,  14,  22],  а  в  синтезе  этих  веществ  —  фермента
полифенолоксидазы  [8].  Данные  табл.  3  также  показывают,  что  самая
низкая  активность  этих  ферментов,  катализирующих  два  противополож¬
но  направленных,  но  одновременно  происходящих  процесса,  в  почве  чи¬
стого  пара.  Под  растениями  она  возрастает,  причем  активность  полифе¬
нолоксидазы  под  яровой  пшеницей  и  горохом  по  сравнению  с  картофе¬
лем  и  кукурузой  повышается  в  большей  степени  (на  16—23%),  чем  ак¬
тивность  пероксидазы  (на  5—8%)*  Это  свидетельствует  о  более  высоком
уровне  процесса  синтеза  гумусовых  веществ  под  культурами  сплошного
посева  и  подтверждается  данными  по  их  содержанию  в  почве  [19].
 Рассмотренные  результаты  свидетельствуют  о  сопряженности  между
содержанием  гумуса,  численностью  определенных  групп  микроорганиз¬
мов  и  активностью  биологических  и  ферментативных  процессов  в  почве.
 7  Почвоведение,  №  1
 97

Таблица  3
 Влияние  сельскохозяйственных  культур  на  разложение
гуматов  и  активность  окислительно-восстановительных
ферментов  в  почве
 Культура
 Обесцвечива¬
ние  гуматной
 Полифенол-
 оксидаза
 Пероксидаза
 среды,  %
 к  контролю
 мг  пурпургалина/г  воздушно¬
 сухой  почвы
 Неудобренный  вариант
 Пар
 Яровая  пшеница
Горох
Картофель
Кукуруза
 Пар
 Яровая  пшеница
Горох
Картофель
Кукуруза
 43.6
 38.6
 35.3
 40.3
42,0
 1,11
 1,31
 1,39
 1,24
 1,13
 Удобренный  вариант
 37.1
 35.1
 40.8
 51.9
 51.1
 1.36
2,17
 2.37
1,24
1,19
 3,88
 4,50
 4,62
 4,29
 4,28
 4,90
 4,56
 3,99
 4,67
 4,98
 Кроме  выявленных  закономерностей  биологическая  активность  почвы
под  каждой  культурой  имеет  свои  индивидуальные  особенности.  Так,
при  бессменном  возделывании  яровой  пшеницы  в  почве  повышается  чис¬
ленность  микроскопических  грибов,  среди  которых  значительное  место,
по-видимому,  занимают  возбудители  различных  заболеваний,  в  частно¬
сти  корневой  гнили,  и  токсинообразователи,  что  приводит  к  резкому
угнетению  этой  культуры  в  условиях  бессменных  посевов.  В  почве  из-под
гороха  активизированы  процессы  разложения  органических  соединений
азота,  фосфора  и  целлюлозы.  Самой  низкой  биологической  и  фермента¬
тивной  активностью  характеризуется  почва  из-под  картофеля.
 Внесение  удобрений  под  сельскохозяйственные  культуры  по  сравне¬
нию  с  неудобренным  фоном  несколько  сглаживало  разницу  между  сте¬
пенью  их  влияния  на  численность  микроорганизмов  и  ферментативную
активность  почвы  (табл.  1,  2  и  3),  но  в  основном  специфическое  влия¬
ние  изученных  культур  на  почвенные  микробиологические  и  фермента¬
тивные  процессы,  установленное  при  возделывании  их  без  удобрений,
сохранялось  и  при  внесении  удобрений.
 Доля  участия  растений  в  варьировании  различных  изученных  пока¬
зателей  биологической  активности  почвы,  установленная  дисперсионным
анализом  экспериментальных  данных,  неодинакова,  но  достаточно  ве¬
лика  и  выше  удобрений.  Определение  существенности  частных  разли¬
чий  показало,  что  разность  между  средними  показателями  активности
протеазы,  уреазы,  инвертазы,  численности  спорообразующих  и  разла¬
гающих  органофосфаты  микроорганизмов  под  культурами  сплошного
посева  и  пропашными  существенна  (табл.  1  и  2).
 Полученные  результаты  исследований  позволяют  сделать  вывод  о
том,  что  численность  микроорганизмов,  биологическая  и  ферментатив*
ная  активность  дерново-подзолистой  почвы  под  испытанными  культура¬
ми  находятся  прежде  всего  в  зависимости  от  величины  поступающего  в
нее  органического  вещества,  его  качественного  состава,  а  также  в  значи¬
тельной  степени  определяются  аэрацией  почвы  и  физиологическими  осо¬
бенностями  растений.
 Длительное  возделывание  сельскохозяйственных  культур  на  одном  и
том  же  месте  в  течение  нескольких  лет  приводит  к  формированию  опре¬
деленных  микробных  ассоциаций  и  оказывает  одностороннее  специфи-
 98

ческое  влияние  на  активность  биологических  и  биохимических  процес¬
сов  в  почве:  под  зерновыми  культурами  активизированы  процессы  пре¬
вращения  органического  вещества  растительных  остатков,  а  под  про¬
пашными—  труднодоступных  соединений  типа  гумусовых  веществ,  что
приводит  к  деструкции  почвенного  органического  вещества.  Внесение
органических  и  минеральных  удобрений  под  сельскохозяйственные  куль¬
туры  вызывает  определенные  изменения  в  активности  почвенных  биоло¬
гических  и  ферментативных  процессов,  но  специфическое  влияние  расте¬
ний  на  изученные  процессы  сохраняется.  Поэтому  уменьшить  возмож¬
ности  одностороннего  влияния  культур  на  почву,  выравнять  интенсив¬
ность  почвенных  процессов  можно  лишь  путем  введения  научно  обосно¬
ванных  севооборотов.
 Литература
 1. 	Белима  Я.  И.,  Довженко  Т.  О.  Выделение  аминокислот  и  сахаров  корнями  расте¬
ний  гороха  и  кукурузы.  В  сб.:  Друга  респуб.  наукова  конф.  физиологии  та  биохимии
раслин.  Киев,  «Наукова  думка»,  1964.
 2. 	Болотина  Я.  И.,  Абрамова  К.  А.  О  методе  определения  нитрификационной  актив¬
ности  почв.  Агрохимия,  1974,  №  3.
 3. 	Геллер  И.  А.  О  влиянии  растений  на  окислительно-восстановительный  потенциал
почвы.  Докл.  АН  СССР,  т.  89,  №  3,  1953.
 4. 	Доспехов  Б.  А.  Методика  полевого  опыта.  М.,  «Колос»,  1973.
 5. 	Евдокимова  Г.  А.  Сезонные  и  кратковременные  изменения  численности  микроорга¬
низмов  в  ризосфере  многолетних  злаков  в  условиях  Заполярья.  В  сб.:  Динамика
микробиологических  процессов  в  почве,  ч.  1.  Таллин,  1974.
 6. 	Иванов  В.  П.  Растительные  выделения  и  их  значение  в  жизни  фитоценозов.  М.,
«Наука»,  1973.
 7. 	Красильников  Н.  А.  Микроорганизмы  почвы  и  высшие  растения.  М.,  Изд-во  АН
СССР,  1958.
 8. 	Кононова  М.  М.  Органическое  вещество  почвы.  М.,  Изд.  АН  СССР,  1963.
 9. 	Мишустин  Е.  Н.  Микроорганизмы  и  продуктивность  земледелия.  М.,  «Наука»,  1972.
 10. 	Мишустин  Е.  Н.  Ассоциации  почвенных  микроорганизмов.  М.,  «Наука»,  1975.
 11. 	Мишустин  Е.  Я.,  Никитин  Д.  И.  Атакуемость  гуминовых  кислот  почвенной  микро¬
флорой.  Микробиология,  т.  30,  вып.  5,  1961.
 12. 	Мишустин  Е.  Н.,  Tennep  Е.  3.  Влияние  длительного  севооборота,  монокультуры  и
удобрений  на  состав  почвенной  микрофлоры.  Изв.  ТСХА,  вып.  7  (55),  1963.
 13. 	Мишустин  Е.  Н.,  Вострое  И.  А.,  Петрова  А.  Я.  Определение  биологической  актив¬
ности  почвы  по  интенсивности  разложения  полотна.  Практикум  по  микробиологии.
М.,  «Колос»,  1972.
 14. 	Никитин  Д.  И.  Разложение  почвенных  гуминовых  кислот  микроорганизмами.  Изв.
АН  СССР,  1960,  №  4.
 15. 	Образцова  А.  А.,  Петренко  М.  Б.,  Клищевская  М.  С.  Участие  микроорганизмов
ризосферы  в  питании  и  развитии  сельскохозяйственных  растений  на  мощном  чер¬
ноземе.  Тр.  Ин-та  микробиол.  АН  СССР,  вып.  И,  1961.
 16. 	Полевщиков  С.  И.  Влияние  севооборотов  и  монокультуры  на  корневую  массу  сель¬
скохозяйственных  растений.  В  сб.  научн.  работ  (НИИСХ  Центрально-Черноземной
полосы),  т.  10.  Воронеж,  1973.
 17. 	Ратнер  Е.  И.,  Самойлова  С.  А.  Внеклеточная  фосфатазная  активность  корней.
Физиол.  раст.,  т.  2,  №  1,  1955.
 18. 	Рыбалкина  А.  В.,  Кононенко  Е.  В.  Микрофлора  почв  Европейской  части  СССР.  М.,
Изд.  АН  СССР,  1957.
 19. 	Семенов  В.  А.,  Левина  В.  И.,  Веселкина  Р.  В.,  Чундерова  А.  Я.,  Стихии  М.  Ф.
Изменение  свойств  дерново-подзолистой  почвы  под  влиянием  сельскохозяйственных
культур,  возделываемых  в  бессменном  посеве  и  в  севообороте.  В  сб.  научн.  тр.
СЗНИИСХ,  вып.  31.  Л.,  1975.
 20. 	Станков  Я.  3.  Корневая  система  полевых  культур.  М.,  «Колос»,  1964.
 21. 	Хазиев  Ф.  X.  Ферментативная  активность  почв.  Методическое  пособие.  М.,  «Наука»,
1976.
 22. 	Чундерова  А.  И.  Активность  полифенолоксидазы  и  пероксидазы  в  дерново-под¬
золистых  почвах.  Почвоведение,  1970,  №  7.
 23. 	Чундерова  А.  И.  Ферментативная  активность  дерново-подзолистых  почв  Северо-За¬
падной  зоны.  Автореф.  дис.  Таллин,  1973.
 24. 	Rovira  A.  D.  Plant  root  excretion  in  relation  to  the  rhizospher  effect.  I.  The  nature  of
root  exudate  from  oats  and  peas.  Plant  and  Soil,  v.  7,  №  2,  1956.
 25. 	Vriggink  Я.  Influence  of  agricultural  erops  on  the  actinomycetes  flora  in  soil.
Plant  and  Soil,  v.  44,  №  3,  1976.
 ВНИИ  сельскохозяйственной 	Поступила  в  редакцию
 микробиологии  ВАСХНИЛ 	16.1.1980  г.
 7*
 99

О.  A.  BERESTETZKVj  Г.  .  ZUBETZ
 EFFECT  OF  CROPS  ON  MICROFLORA  NUMBERS  AND  BIOLOGICAL  ACTIVITY
OF  SODDY-PODZOLIC  SOILS
 It  has  been  shown  that  a  prolonged  cultivation  of  summer  wheat,  peas,
potatoes  and  maize  on  one  place  during  several  years  leads  to  the  forma¬
tion  of  certain  microbial  associations  and  exerts  an  one-sided  specific  effect
on  the  activity  of  biological  and  biochemical  processes  in  soils.  Under  ce¬
reals  the  processes  with  the  transformation  of  plant  residues  are  activized,
and  under  row  crops  those  associated  with  almost  inaccessible  compounds
of  humus  type.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.51  :  631.521
 И.  X.  УЗБЕК
 ОСОБЕННОСТИ  РАЗВИТИЯ  КОРНЕВЫХ  СИСТЕМ  ЛЮЦЕРНЫ
И  ЭСПАРЦЕТА,  ВОЗДЕЛЫВАЕМЫХ  НА  РЕКУЛЬТИВИРУЕМЫХ
 ПОЧВАХ
 Массу  воздушно-сухих  корней  распределяли  на  отдельные  фракции,  для
которых  установлены  среднестатистические  диаметр  и  удельный  вес  корней.
Выведены  формулы,  позволяющие  рассчитать  поверхность  корневой  систе¬
мы,  ее  длину  и  насыщенность  почв  или  пород  корнями.
 В  условиях  степи  Украины  одним  из  резервов  (вовлечения  новых  зе¬
мель  в  'сельскохозяйственное  производство  является  рекультивация  от¬
работанных  карьерных  участков.  В  этом  случае  горные  породы  или  на
•несенный  на  них  слой  почвенной  массы  выступают  как  еще  недостаточ¬
но  изученный  объект  сельскохозяйственной  деятельности  человека.
Важным  обстоятельством  здесь  является  подбор  растений,  обладающих
высокой  продуктивностью  и  быстрой  приспосабливаемостью  к  новым
условиям  среды  обитания.  Опытами  Бекаревича,  Кош  басни  а,  Масюка,
Узбека  [1]  и  других  исследователей  выявлены  наиболее  перспективные
культуры  для  возделывания  на  таких  почвах.  Ими  оказались  многолет¬
ние  бобовые  травы  (в  основном  люцерна  и  эспарцет),  которые  обеспечи¬
вают  получение  значительных  урожаев  сена  и  отличаются  высокими
почвоулучшающими  свойствами.
 Продуктивность  этих  культур  зависит  не  только  от  качественных
показателей  отвальной  массы,  но  и  от  жизнедеятельности  корневых  си¬
стем,  значимость  которых  на  рекультивируемых  участках  сильно  возра¬
стает.
 Как  отмечал  Докучаев  [2],  проникновение  органических  веществ  с  по¬
верхности  и  «сшивание  подземных  органов  растений»  изменяют  окрас¬
ку  почв  и  приводят  к  тому,  что  почвы  «всегда  образовывались  и  будут
образовываться  на  любой  коренной  породе».  Следовательно,  изучение
величины  массы  корней  и  особенностей  их  развития  на  вскрышных  поч¬
вах  и  горных  породах  имеет  большое  теоретическое  и  практическое
значение.
 Наши  опыты  по  изучению  корневых  систем  люцерны  и  эспарцета  про¬
водятся  с  1965  г.  Для  этого  на  отвалах  марганцево-рудных  карьеров  в
Никопольском  р-не  Днепропетровской  обл.  создано  несколько  стацио¬
нарных  опытных  участков.  Почвенный  субстрат  участков  представлен
красно-бурыми  и  серо-зелеными  глинами,  лёссовидными  суглинками,  на¬
сыпным  слоем  чернозема  обыкновенного  и  смесью  лёссовидных  суглин¬
ков  и  древнеаллювиальных  песков  (варианты  опыта).
 В  породах  опытных  участков  содержались  незначительные.  запасы
валовых  и  подвижных  форм  фосфора,  калия  и  особенно  азота.  Количе¬
ство  элементов  питания  сильно  варьировало  в  зависимости  от  механиче¬
ского  состава.  Так,  содержание  общего  азота  составляло  0,003—0,039%,
подвижного  фосфора  —  0,28—0,48  мг/100  г  и  обменного  калия  —  16—
36  л«г/100  г  породы.  Содержание  гумуса  0,05—0,82%.
 101

Как  известно,  одним  из  наиболее  распространенных  методой  весово¬
го  учета  корней  является  метод  .ш>ч1ве1ШЮ'ПО|  монолита,  впервые  исполь¬
зованный  Качинским  [3].  В  дальнейшем  Станков  [6]  улучшил  приемы
отбора  корней.  Предложенный  им  рамочный  способ  позволяет  прово¬
дить  выемку  почвенных  монолитов  отдельными  кусками  с  глубины  до
60  см.  Однако  только  «весовые  данные  не  содержат  подробной  информа¬
ции  о  подземной  части  растений.  Важными  показателям.и  развития  кор¬
невой  системы  являются  также  сведения  о  длине  корней,  их  поверхно¬
сти  и  насыщенности  пород  или  почв  корнями.  Именно-  комплексное  изу¬
чение  этих  показателей  отражает  влияние  условий  среды  обитания  на
развитие  корней  и,  следовательно,  на  рост  и  развитие  всего  растения.
 Исходя  из  этого,  мы  в  своей  работе  несколько  изменили  известные
методы  изучения  корневых  систем  растений.  На  каждом  участке  выби¬
рали  площадку  с  типичным  и  ровным  травостоем.  В  этом  месте  закла¬
дывали  основной  почвенный  разрез,  который  лицевой  стороной  был  рас¬
положен  вдоль  рядка  изучаемых  растений.  На  лицевой  стенке  отмеча¬
ли  толщину  всех  слоев  и  общую  глубину,  определяемую  схемой  опытов.
Для  взятия  монолитов  использовали  металлическую  рамку,  внутренние
стороны  которой  захватывали  два  ряда  растений.  Она  оконтуривала
площадь  0,1  м2  (32X32  см).
 Рамку  устанавливали  на  поверхности  субстрата  так,  чтобы  одна  ее
сторона  была  параллельна  лицевой  стенке  разреза.  Огражденные  рам¬
кой  растения  люцерны  или  эспарцета  подсчитывали  и  срезали  у  корне¬
вой  шейки.  Ножом  или  хорошо-  заточенной  лопатой  делали  надрезы
вдоль  внутренних  границ  рамки.  Go  стороны  лицевой  стенки  почвенного
разреза  брали  монолит  10-сантиметровой  толщины  и  укладывали  в  двух¬
слойный  марлевый  мешочек.  Затем  выемку  подчищали,  а  рамку  опуска¬
ли  вниз  для  оконтуривания  |Следующего  слоя  и  так  далбе  до  глубины
1  м.  После  этого-  корни  'Отмывали  и  доводили  до  воздушно-сухого  со¬
стояния,  при  котором  они  приобретали  одинаковую  влажность.
 Однако  вес  общей  массы  корней  еще  не  определяет  величины,  кото¬
рая  приходится  на  долю  тонких  (или  толстых)  корней.  Поэтому  в  лабо¬
ратории  подземную  часть  растений  -распределяли  по  диаметру  корней  на
4  фракции:  >5  мм,  5—1,  1—0,5  и  <0,5  мм.  Корни  каждой  фракции  взве¬
шивали  на  аналитических  весах.  Полученные  результаты  дают  пред¬
ставление  о  строении,  распространении  и  распределении  корневой  си¬
стемы  ;в  толще  рекультивируемых  горизонтов.  В  этом  случае  появляется
возможность  -ориентировочно  судить  и  -о  той  части  корневой  системы,
через  которую  осуществляется  наибольшее  поглощение  воды  и  элемен¬
тов  пищи.  Еще  Качинский  [3]  разделял  корни  на  две  группы:  тонкие,
деятельные  в  поглощении  веществ,  и  толстые,  недеятельные  я  поглоще¬
нии  веществ.  По  его  мнению,  функцию  поглощения  выполняют  тонкие
корни  или  корни,  покрытые  корневыми  волосками.  Можно  предполо¬
жить,  что  и  на  .рекультивируемых  почвах  основная  роль  в  ног  лощении
элементов  питания  приходится  на  долю  корешков  диаметром  <  1  мм.
 При  разделении  массы  корней  на  фракции  удалось  обнаружить  неко¬
торые  различия  в  развитии  корневых  систем  люцерны  и  эспарцета.  На¬
пример,  люцерна  образовывала  значительное  -количество-  толстых  кор¬
ней,  относящихся  к  фракциям  >5  и  5—1  мм.  Произрастая  в  таких  же
условиях,  эспарцет  создавал  больше  корней  фракции  <0,5  мм,  т.  е.  тон¬
ких  корней.  Такая  закономерность  особенно  сильно  проявлялась  на
третичных  глинистых  отложениях.  Масса  тонких  корешков  в  слое  0—
100  см  указанных  пород  достигала  у  люцерны  49%  и  у  эспарцета  85%
общей  массы  корней  в  этом  -слое.  Этот  показатель,  по-видимому,  может
служить  относительной  оценкой  степени  развития  наиболее  деятельной
в  поглощении  веществ  части  корневой  системы.  Ведь  именно  тонкие  ко¬
решки  вступают  в  тесное  взаимодействие  с  почвой’  и  обеспечивают  рас¬
тение  водой  и  элементами  питания.  Следовательно,  величина  поверхно-
 102

сти  тонких  корней  фракций  1—0,5  и  <0,5  мм  может  считаться  «рабочей
поглощающей  поверхностью»  [4],  которая  поглощает  питательные  веще¬
ства  и  направляет  их  к  сосудам  корня.
 Обращает  на  себя  внимание  и  то  обстоятельство,  что  растения  обра¬
зовывали  мало  корней  фракции  1—0,5  мм.  Однако  эта  часть  корневой
системы  прослеживалась  по  всему  профилю  метровой  толщи.  При  всех
прочих  равных  условиях  преимущественное  развитие  всегда  получали
корни  двух  фракций:  5—1  и  <0,5  мм.
 С  глубины  50—60  см  часто  наблюдалась  неравномерность  (ярус-
ность)  в  распределении  корневых  систем  растений,  которая  проявля¬
лась  в  том,  что-  в  нижних  слоях  пород  корней  содержалось  больше,  чем
в  верхних,  расположенных  над  ними.  Это  объясняется  особенностями
физико-химических  свойств  отдельных  слоев  отвальной  массы.
 Фракционирование  корневой  системы  позволяет  определить  поверх¬
ность  и  длину  корней  в  зависимости  от  их  толщины.  Для  получения  этих
показателей  мы  пользовались  не  объемом  и  диаметром  корней,  намо¬
ченных  после  высушивания  15],  а  данными  усредненного  диаметра  и
удельного  веса  воздушно-сухих  корней  отдельно  по  каждой  фракции.
Чтобы  определить  удельный  вес  воздушно-сухих  корней,  мы  [7]  исполь¬
зовали  различные  методы,  которые  .показали  очень  близкие  результаты.
Усредненный  диаметр  и  удельный  вес  корней  люцерны  и  эспарцета  по
фракциям  приведены  ниже:
 Фракция,  мм
 >5
 5—1
 1-0,5
 <0,5
 Диаметр  корней,  см
Удельный  вес  корней,
 0,7
 0,3
 0,075
 0,025
 г/см3
 0,640
 0,663
 0,850
 0,909
 Наблюдается  обратно-  пропорциональная  зависимость  удельного-  ве¬
са  корней  и  их  диаметра:  -чем  меньше  диаметр,  тем  больше  удельный
вес.  Этот  показатель  зависит  от  во-зраста  корней,  т.  -е.  в  значительной
степени  определяется  -структурой  тканей.  Бели  принять  корни  за  ци¬
линдры,  то  располагая  данными  о  массе  воздушно-сухих  корней  кон¬
кретных  фракций,  их  среднестатистическом  диаметре  и  удельном  весе,
можно  рассчитать  поверхность  S  всей  корневой  системы,  ее  длину  L  и
насыщенность  Н  почв  или  пород  корнями  по  следующим  формулам:
 4  Р, 	S, 	Р£  •  100
 Si  =  —-  ,  см2;  Ц  =  —р—  ,  см;  Hi  =  ———  ,  %,
 DA 	nDc 	VdL
 где  Pi  —  вес  корней  /-той  фракции,  г;  D{  —  среднестатистический  диа¬
метр  корней  i-той  фракции,  см;  п—3,14;  d{  —  среднестатистический
удельный  вес  корней  /-той  фракции,  г/см3;  V  —  объем  почвы  или  поро¬
ды,  см3.
 Преобразование  формул  дает  коэффициенты  (табл.  1),  при  помощи
которых  легко  и.  быстро  можно  получить  подробную  информацию  о-  кор¬
нях  по  каждой  фракции  отдельно,  а  при  «суммировании  —  о  всей  подзем¬
ной  части  растения.  В  табл.  2  приведены  данные  по  наиболее  развитым
фракциям  (5—1  и  0,5  мм)  корневой  «системы  люцерны.
 Существенное  влияние  на  строение,  распространение  и  распределе¬
ние  корневой  системы  в  толще  рекультивируемых  горизонтов  оказыва¬
ют  условия  питания,  влажность,  плотность  и  специфические  свойства  от¬
дельных  сло«ев  отвальной  массы.  Так,  в  (метровой  толще  неудобренных
лёссовидных  суглинков  и  насыпного  слоя  п-очвы  толщиной  40—50  см
масса  воздушно-сухих  корней  эспарцета  3-го  года  жизни  -соответственно
составляла  465,7  и  395,8  г/м2  соответственно'.  В  вариантах  с  пр'именени-
ем  полного-  минерального  удобрения  дополнительно  образовывалось
245—248  г/м2  корней.  При  внесении  удобрений  на  красно-бурых  и  «серо-
зеленых  глинах  наблюдалась  тенденция  «к  ум«енынению  -веса  подземной
 юз

Таблица  1
 Коэффициенты  для  расчетов  некоторых  агробиологических  характеристик
корневых  систем  люцерны  и  эспарцета
 Фракция,  мм
 Поверхность
корней  5,  см*
 Длина  корней
L,  см
 Насыщенность
корнями  Я,  %
 >5
 Р  *8,93
 5:2,20
 Я:  640
 5—1
 Я-20,11
 S:0,94
 Я:  663
 1-0,5
 Я-62,79
 5:0,23
 Я:  850
 <0,5
 Я-176,21
 5:0,078
 Я:  909
 Таблица  2
 Строение,  распространение  и  распределение  корневой  системы  люцерны,
возделываемой  на  неудобренном  лёссовидном  суглинке
 Глубина  отбора  моно¬
литов,  см
 Общий  вес  корней  Р,
г/см*
 Фракция  5—1  мм
(средний  диаметр  0,3  см)
 Фракция  <0,5  мм
(средний  д  иаметр  0,025  см)
 сС'
 се
 а>
 5
 6
*
 0  3*
4»  <■
 Л  «у»
 поверхность
корней  5,  см*
 длина  корней
L,  см
 насыщенность
корнями  Я,  %
 оГ
 се
 <1>
 1
 £
 о
 О)
 CQ  СО
 поверхность
корней  5,  см*
 длина  корней
L,  см
 насыщенность
корнями  Я,  %
 0-10
 370
 193,9
 3900
 4149
 0,292
 100,9
 17  780
 227  949
 0,111
 10—20
 195,6
 129,0
 2595
 2761
 0,195
 47,2
 8  318
 106  630
 0,052
 20-30
 130,6
 85,1
 1712
 1822
 0,129
 41,6
 7  331
 93979
 0,046
 30—40
 90,6
 64,2
 1231
 1310
 0,093
 27,0
 4  758
 61  000
 0,030
 40—50
 69,2
 35,0
 704
 749
 0,053
 31,3
 5  516
 70  718
 0,034
 50-60
 51,9
 22,2
 447
 476
 0,034
 26,3
 4  635
 59423
 0,029
 60—70
 25,3
 12,5
 252
 268
 0,019
 10,2
 1  798
 23052
 0,011
 70-80
 24,4
 13,0
 262
 279
 0,020
 8,1
 1428
 18  308
 0,009
 80-90
 15,3
 9,5
 191
 204
 0,015
 4,0
 705
 9  030
 0,004
 90-100
 14,8
 5,7
 115
 123
 0,009
 6,6
 1163
 14  911
 0,007
 части  растений.  В  то  же  время  в  неудобренных  третичных  глинистых  от¬
ложениях  вес  общей  массы  корней  почти  всегда  был  выше,  чем  в  не¬
удобренных  породах  четвертичного  возраста.
 Во  всех  вариантах  опытов  в  слое  0—40  см  сосредотачивалось  77—
85%  корней  их  общего  веса  в  исследуемом  слое  0—100  см.  При  услов¬
ном  перерасчете  на  1  га  только  в  этом  верхнем  горизонте  накапливалось
от  3  до  9  т  воздушно-сухих  корней.  Понятно-,  что  разложение  такого
большого  количества  органического  материала  бобовых  культур  оказы¬
вает  существенное  влияние  на  ход  почвообразования  рекультивируемых
почв.  Именно  в  этом  слое  концентрируются  и  микроорганизмы,  число
которых  достигает  нескольких  десятков  .миллионов  на  1  га  навески  [8].
 Многолетние  бобовые  травы,  возделываемые  на  рекультивируемых
участках,  образуют  мощную  корневую  систему  с  огромной  протяженно¬
стью  и  поверхностью  (табл.  3).  Из  всех  изучаемых  нами  субстратов  мак¬
симальные  величины  поверхности  и  длины  корней  обнаружены  у  расте¬
ний,  произрастающих  на  третичных  глинистых  отложениях.  Так,  поверх¬
ность  корней  эспарцета  фракции  <0,5  мм  достигала  92  тыс.  см2.  Тонкие
корни  имели  наибольшую  длину.  Если  общая  протяженность  корневой
системы  находилась  в  пределах  от  5  до  13  км/м2,  то  на  долю  корешков
самой  тонкой  фракции  приходилось  95—99%.
 Корни  густой  сетью  пронизывали  и  закрепляли  вскрышные  породы,
оставляя  в  них  богатый  органический  материал.  Это  подтверждает  на¬
сыщенность  субстратов  корнями  (табл.  3),  которая  находилась  в  пря¬
мой  зависимости  от  массы  корней  и  достигала  у  эспарцета  0,94%  и  у
 104

Таблица  $
 Развитие  корневых  систем  люцерны  и  эспарцета  3-го  года  жизни  (данные  на  1  м2)
 Вариант
 Поверхность  корней  5,
смг
 Длина  корней  L,  м
 Насыщенность  корням»
 н.  %
 мощность  слоя,  см
 0—40
 0-100  |
 |  0—40
 0—100
 0—40
 0-100
 Неудобренный  слой  почвен-
 29  700
 41  361
 3462
 4  852
 0,397
 0,503
 ной  массы
 39196
 51  775
 4180
 5  634
 0,858
 1,002
 Удобренный  NeoPeoKeo  слой
 42871
 54  660
 4866
 6  244
 0,734
 0,859
 почвенной  массы
 44  520
 58  026
 4718
 6299
 1,113
 1,254
 Неудобренный  лёссовидный
 41631
 57  194
 4972
 6901
 0,458
 0,574
 суглинок
 49  231
 67484
 5036
 7  056
 1,100
 1,364
 Удобренный  N8oP8oK8o  лёссо¬
 50  463
 63  853
 5844
 7  424
 0,815
 0,943
 видный  суглинок
 51  600
 69  282
 5512
 7  491
 1,161
 1,418
 Неудобренная  серо-зеленая
 75  986
 106  551
 9231
 13003
 0,715
 0,938
 глина
 52  140
 75  261
 5642
 8491
 0,893
 1,068
 Удобренная  N80P80K80  серо¬
 61  501
 82  467
 7372
 9  996
 0,625
 0,772
 зеленая  глина
 42497
 58533
 4543
 6436
 0,854
 0,996
 Неудобренная  красно-бурая
 82  965
 108  119
 10  219
 13400
 0,651
 0,817
 глина
 71  916
 103451
 8151
 11998
 1,116
 1,369
 Удобренная  NgoP^Keo  красно-
 56  764
 82172
 6784
 9  906
 0,592
 0,778
 бурая  глина
 69  677
 96  939
 7739
 10  985
 1,096
 1,336
 Примечание.  Здесь  и  в  табл.  4  в  числителе  —  эспарцет,  в  знаменателе  —  люцерна.
 Таблица  4т
 Поверхность  и  длина  корневых  систем  эспарцета  и  люцерны  в  пересчете
на  1  г  воздушно-сухой  массы
 Вариант
 Вес  корней  Я,  г/м2
 Поверхность  корней  S,
см2
 Длина  корней  L,  м
 мощность
 слоя,  см
 0—40
 0—100
 0—40
 0-100
 0—40
 I  0—100
 Неудобренный  слой  почвен¬
 305,8
 395,8
 97,1
 104,5
 11,3
 12,3
 ной  массы
 616,3
 731,3
 63,6
 70,8
 6,8
 7,7
 Удобренный  NeoP80K8o  слой
 541,6
 643,8
 79,2
 84,9
 9,0
 9,7
 почвенной  массы
 786,2
 901,3
 56,6
 64,4
 6,0
 7,0
 Неудобренный  лёссовидный
 364,6
 465,7
 114,2
 122,8
 13,6
 14,8
 суглинок
 787,1
 988,0
 62,6
 68,3
 6,4
 7,2
 Удобренный  N80P80K8o  лёссо¬
 605,2
 711,2
 83,4
 89,8
 9,7
 10,4
 видный  суглинок
 828,4
 1024,6
 62,3
 67,6
 6,7
 7,3
 Неудобренная  серо-зеленая
 589,1
 783,8
 129,0
 135,9
 15,7
 16,6
 глина
 662,5
 814,9
 78,7
 92,4
 8,5
 10,4
 Удобренная  N80PeoK80  серо¬
 506,9
 635,2
 121,3
 129,8
 14,5
 15,7
 зеленая  глина
 618,0
 738,3
 68,8
 79,3
 7,4
 8,7
 Неудобренная  красно-бурая
 586,7
 734,7
 141,4
 147,2
 17,4
 18,3
 глина
 837,2
 1054,4
 85,9
 98,1
 9,7
 И  ,4
 Удобренная  N80P80K80  крас¬
 475,4
 639,4
 119,3
 128,5
 14,3
 15,5
 но-бурая  глина
 821,6
 1025,5
 84,8
 94,5
 9,4
 10,7
 люцерны  1,42%  от  исследуемого'  объема  породы  или  почвы.  Разделение
корней  на  фракции  и  использование  предложенных  формул  приоткры¬
вают  некоторые  биологические  особенности  развития  подземной  части
растений.  Оказывается,  общая  масса  корней  не  отражает  истинной  ха¬
рактеристики  их  поверхности  и  длины.  Об  этом  свидетельствует  табл.  4,
 105-

из  которой  видно,  что  корни  в  воздушно-сухом  (состоянии  массой  1  г
имели  разную  поверхность  и  длину.  Решающая  роль  ©  этом  принадле¬
жит  качественным  показателям  субстрата.
 Улучшение  условий  питания  не  всегда  оказывало  положительное
действие  на  развитие  корневых  систем.  Внесение  удобрений  увеличива¬
ло  массу  корней  только-  на  четвертичных  отложениях,  но-  ни  в  одном  ва¬
рианте  опыта  этот  прием  не  способствовал  ув1еличению  поверхности  или
длины  корней.  Такая  закономерность  позволяет  говорить  о-  большой
пластичности  корневых  систем,  отражающих  физико-химические  свой¬
ства  отдельных  слоев  отвальной  массы.  На  бедность  субстрата  пита¬
тельными  веществами  растения  реагировали  увеличением  длины  и  по¬
верхности  корней,  т.  е.  в  поисках  пищи  создавали  больше  корешков
фракции  <0,5  мм.
 Характерно,  что  подземная  часть  растений  интенсивнее  развивалась
на  красно-бурых  и  серо-зеленых  глинах.  При  этом  показатели  поверх¬
ности  и  длины  корней  люцерны  почти  всегда  были  ниже,  чем  эспарце¬
та,  у  которого  на  долю  тонких  корешков  приходилось  90—98%  общей
поверхности  корневой  системы  и  ее  длины.
 Выводы
 1. 	На  рекультивируемых  участках  подземная  часть  многолетних  бо¬
мбовых  трав  является  основным  источником  накопления  органического
вещества.  Разделение  общей  массы  корней  на  фракции  дает  широкое
представление  о  строении,  распространении  и  распределении  корневых
систем  в  толще  рекультивируемых  слоев,  позволяет  определить  ту
часть  корней,  через  которую  осуществляется  наибольшее  поглощение
воды  и  элементов  пищи.
 2. 	Выведены  формулы,  |Применение  которых  помогает  получить  агро¬
биологическую  характеристику  корневых  систем  растений,  раскрывает
некоторые  особенности  их  развития,  отражает  физико-химические  свой¬
ства  отдельных  'слоев  отвальной  массы,  способствует  познанию  нового
почвообразовательного  процесса,  возникающего  на  рекультивируемых
землях.
 3. 	Насыщенность  вскрышных  пород  (Корнями  прямо  пропорциональ¬
на  их  массе,  а  поверхность  корневой  системы  и  ее  протяженность  явля¬
ются  величинами,  не  сопряженными  >с  массой  корней.  При  этом  чем  бед¬
нее  субстрат  питательными  веществами,  тем  большую  поверхность  и
длину  развивает  корневая  система.
 Литература
 1. 	Бекаревич  Н.  Е.,  Колбасин  А.  А.,  Масюк  Н.  Т.,  Узбек  И.  X.  Результаты  исследо¬
ваний  по  сельскохозяйственной  рекультивации  за  10-летний  период  в  степной  зоне
Украинской  ССР.—  В  кн.:  Разработка  способов  рекультивации  ландшафта,  нару¬
шенного  промышленной  деятельностью.  V  симпозиум  по  рекультивации  (Болга¬
рия,  1973).  М.:  Колос,  1974.
 2. 	Докучаев  В.  В.  Русский  чернозем.  М.—  Л.:  Огиз  —  Сельхозгиз,  1936.
 3. 	Качинский  Н.  А.  Изучение  физических  свойств  почв  и  корневых  систем  растений.
М.:  Сельхозгиз,  1931.
 4. 	Колосов  И.  И.  Поглотительная  деятельность  корневых  систем  растений.  М.:  Изд-во
АН  СССР,  1962.
 5. 	Кузнецова  И.  В.  Методы  изучения  корневых  систем  растений.—  В  кн.:  Агрофизи¬
ческие  методы  исследования  почв.  М.:  Наука,  1966.
 6.  Станков  Н.  3.  Методы  взятия  корней  в  поле.—  Докл.  ВАСХНИЛ,  1951,  №  11.
 7. 	Узбек  И.  X.  О  численности  микроорганизмов  в  толще  рекультивируемого  горизон¬
та.—  Тез.  докл.  V  делегатск.  съезда  ВОП,  т.  2.  Минск,  1977.
 8. 	Узбек  И.  X.,  Павленко  А.  В.  К  вопросу  изучения  корневых  систем  полевых  куль-
тур.—  Тр.  Днепропетровск.  СХИ,  1977,  т.  36.
 .Днепропетровский  сельскохозяйственный
.институт
 Поступила  в  редакцию
11.IV.1980  г.

I.  Kh.  UZBEK
 DEVELOPMENT  OF  ROOT  SYSTEMS  OF  LUCERNE  AND  SAINFOIN  GROWN
 ON  RECULTIVATED  SOILS
 Air-dryed  roots  have  been  distributed  into  separate  fractions  for  which
a  mean  statistical  diameter  and  specific  wheight  of  roots  have  been  estab¬
lished.  Formulae  allowing  to  calculate  total  surface  of  the  root  system,  the
length  of  the  latter  and  tne  saturation  of  soil  and  rocks  by  roots  have  been
derived.  Several  results  of  studying  root  systems  of  lucerne  and  sainfoin
are  presented.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1'
 АГРОХИМИЯ  ПОЧВ
 УДК  631  416
 носко  Б.  с.
 ДИНАМИКА  ФРАКЦИОННОГО  СОСТАВА  ФОСФАТОВ
ПОД  ВЛИЯНИЕМ  УДОБРЕНИЙ  В  ПОЧВАХ  ЛЕСОСТЕПИ
 И  СТЕПИ  УССР
 Фракционйый  состав  фосфатов  определяется  генетическими  свойства¬
ми  почв.  В  серой  оподзоленной  почве  и  черноземе  оподзоленном  преобла¬
дают  фосфаты  алюминия  и  железа,  в  черноземах  типичном  и  обыкновен¬
ном  —  фосфаты  кальция.
 Под  влиянием  удобрений  в  биологически  наиболее  активном  слое  (0—
 40  см)  почв  увеличивается  содержание  фракций  минеральных  фосфатов  в
порядке  Al-P>Fe-P>Ca-P.  Количество  наиболее  подвижных  рыхлосвя¬
занных  форм  возрастает  в  5  и  более  раз.  При  распашке  залежи  и  сельско¬
хозяйственном  использовании  без  применения  удобрений  в  черноземе  ти¬
пичном  накапливаются  в  пахотном  слое  фосфаты  алюминия  и  рыхлосвя-
занные  формы  минеральных  фосфатов.
 Валовые  запасы  фосфора  в  почвах  Украины  довольно  значительны
и  колеблются  в  корнеобитаемом  .слое  от  15—20  т/га  «в  черноземах  ти¬
пичных  до  3—4  т/га  в  дерново-подзолистых  супесчаных  и  песчаных  поч¬
вах  Полесья.
 Содержание  'минеральных  фосфатов  и  их  фракционный  состав  в  раз¬
личных  типах  почв  зависит  от  интенсивности  биологических  процессов
и  характера  сельскохозяйственного  использования  и  составляет  по  дан¬
ным  Дмитренко  [5],  Шконде  [16]  в  преобладающих  типах  почв  Украи¬
ны  50—60%  от  валового  фосфора.
 Являясь  непосредственным  источником  питания  растений  (органиче¬
ские  фосфаты  могут  использоваться  после  их  минерализации),  'мине¬
ральные  соединения  фосфора,  их  содержание  и  состав  в  значительной
степени  определяют  эффективное  плодородие  почв.
 В  стационарных  опытах  в  экспериментальной  базе  Украинского
НИИ  почвоведения  и  агрохимии  (УНИИПА)  «Ко'ммунар»  на  чернозе¬
мах  типичном  и  оподзоленном,  в  колхозе  «Червона  Самара»  на  черно¬
земе  обыкновенном  в  Харьковской  области  и  на  серой  оподзоленной  поч¬
ве  в  колхозе  им.  Ленина  и  черноземе  типичном  в  колхозе  «Россия»  Вин¬
ницкой  области  1  на  специально  созданных  агрохимических  фонах  изу¬
чали  фосфатный  режим  почв  и  закономерности  превращения  фосфора
удобрений  в  почвах.  Для  создания  агрохимических  фонов  с  разным  со¬
держанием  фосфора  в  почвах  одноразово  (или  половинными  дозами  за
2  года)  вносили  фосфорные  удобрения  в  дозах  Р400,  Р8оо  и  Р120о-  Методика
проведения  стационарных  опытов  описана  ранее  [10].
 Фракционный  состав  минеральных  фосфатов  определяли  по  методу
Чанга  —  Джексона  ©  модификации  Аскинази,  Гинзбург  и  Лебедевой
 1  Опыты  на  серой  оподзоленной  почве  и  черноземе  типичном  в  Винницкой  области
проведены  аспирантом  И.  А  Голуб.
 108

Таблица  1
 Агрохимические  и  физико-химические  свойства  почв  стационаров  (слой  0—20  см)
 Валовое  содержание,  %
 Содержание  подвижных
штапельных  веществ,
мг/100  г  почвы
 X
 I*®
 is
 of
о  2
 3*
 *3
 Почва
 фосфора
 в  вытяжке
0,5  п  СНзСООН
 1  «
 §8  1
Is  |о
 Сумма  поглоще
оснований,  мг  :
/100  г  почвы
 §
 О)
 Ц
 <и
 12
 И
 р,£
 £«
 гумуса
 азота
 калия
 фосфо¬
 ра
 К
 з;
 §
 ill!
is  1
 «Мй
 §
 о
 £
 •Серая  оподзоленная
(Винницкая  обл.)
 1,9
 0,19
 0,12
 Не  опр
 6,0
 8,0
 4,1
 8,5
 5,5
 30,0
 Чернозем  оподзо-
ленный  (Харьков¬
ская  обл.)
 4,2
 0,17
 0,09
 2,18
 4,8
 8,8
 5,6
 29,3
 5,5
 51,0
 Чернозем  типичный
(Винницкая  обл.)
 3,4
 0,24
 0,16
 Не  спр.
 6,4
 9,2
 5,2
 32,0
 6,2
 41,5
 Чернозем  типичный
(Харьковская
обл.)
 5,4
 0,23
 0,11
 2,0
 3,8
 9,1
 5,3
 35,5
 5,6
 50,5
 Чернозем  обыкно¬
венный  (Винниц¬
кая  обл.)
 4,5
 0,26
 0,12
 2,0
 7,3
 16,5
 7,8
 39,9
 6,5
 54,5
 [2].  Образцы  почв  для  анализа  отбирали  перед  закладко-й  опыта  и  после
завершения  ротации  шестипольного  севооборота.  Основные  агрохими¬
ческие  и  физико-химические  свойства  пахотного  горизонта  почв  в  ста¬
ционарах  приведены  в  табл.  1.  По  механическому  составу  эти  почвы
средне-  и  тяжелосуглинистые.  В  черноземах  сумма  поглощенных  осно¬
ваний  составляет  29,3—39,9  мг-энв/100  г  почвы,  содержание  гумуса
3,4—5,4%,  pH  солевое  5,6—6,5.  В  серой  оподзоленной  почве  эти  показа¬
тели  .соответственно  характеризуются  такими  величинами:  8,5  мг-экв/
/100  г  почвы,  1,9%,  pH  5,5.
 По  валовому  содержанию  фосфора,  фракционному  составу  минераль¬
ных  фосфатов  и  их  распределению  в  профиле  изучаемые  почвы  сущест¬
венно  различаются  (табл.2).
 Валовое  содержание  фосфора  в  пахотном  горизонте  колеблется  от
155  мг  Р205  /100  г  почвы  в  черноземе  типичном  Винницкой  области  до
 102,5 	мг  в  серой  оподзоленной  почве.  В  профиле  типичных  и  оподзолен-
ного  черноземов  выражено  накопление  фосфора  в  гумусовом,  биологи¬
чески  наиболее  активном  горизонте  и  постепенное  уменьшение  его  в
глубь  профиля.  В  серой  оподзоленной  почве  это  проявляется  в  меньшей
степени,  что  объясняется  более  низкой  биологической  активностью  и
главным  образом  явлениями  перераспределения  фосфора  по  профилю
под  влиянием  элювиальных  процессов.
 Характерным  признаком  всех  изученных  почв  является  довольно  вы¬
сокое  содержание  (75—125  мг  Р2О5/Ю0  г  почвы)  фосфора  в  нижних
переходных  горизонтах  и  лёссовидных  суглинках,  на  которых  образова¬
лись  почвы.  Они  близки  (за  исключением  чернозема  типичного  Винниц¬
кой  области)  по  содержанию  валового  фосфора,  несмотря  на  то,  что  яв¬
ляются  почвообразующими  породами  совершенно  различных  по  своему
генезису  типов  почв,  различающихся  также  по  содержанию  и  распреде¬
лению  фосфора  в  их  профиле.
 Еще  более  заметны  различия,  обусловленные  (генетическими  свойст¬
вами  -почв,  в  фракционном  составе  минеральных  фосфатов.  Наиболее
подвижная  часть  их,  так  называемые  рыхлоовязанные  фосфаты,  состав¬
ляют  всего  0,6—0,25  мг  Р2О5/Ю0  г  почвы,  а  в  серой  оподзоленной  почве
обнаружены  только  следы  этой  фракции.  Сопоставляя  их  содержание  с
другими  формами  фосфатов,  можно  утверждать,  что  наиболее  тесную
 109

Таблица  2
 Фракционный  состав  минеральных  фосфатов,  мг  Р20б/100  г  почвы
 Фракции  минеральных  фосфатов
 Глубина,  см
 Вале  вой  фосфор
 рыхлосвязанные
 А1-Р
 Fe-P
 Са-Р
 Серая  оподзоленная  почва  (Винницкая  обл.)
 0—25
 102,5
 Сл.
 12,0
 11,1
 25—40
 92,5
 в
 10,0
 11,5
 40-80
 92,5
 »
 10,1
 12,0
 80—100
 90,0
 »
 12,0
 14,7
 100-120
 90,0
 в
 10,0
 13,0
 Чернозем
 оподзоленный  (Харьковская  о(
 5л.)
 0-20
 107,9
 0,09
 3,9
 7,1
 20—40
 101,2
 0,06
 3,5
 6,3
 40—60
 88,7
 0,05
 2,9
 5,1
 60-80
 88,3
 0,06
 2,9
 5,1
 80-100
 80,0
 0,05
 2,9
 3,4
 100-120
 80,0
 0,11
 2,9
 2,3
 120—140
 82,5
 0,16
 2,4
 1,5
 140—160
 75,7
 0,15
 2,9
 1,3
 Чернозем  типичный  (Винницкая  обл.)
 0-25
 155,0
 0,25
 4,5
 5,1
 25—40
 142,5
 0,25
 4,2
 5,1
 40-80
 130,0
 0,15
 3,1
 4,1
 80-100
 135,0
 0,20
 2,6
 2,4
 100-120
 125,0
 0,32
 3,2
 2,4
 Чернозем  типичный  (Харьковская  обл
 •)
 0-20
 113,2
 0,06
 4,5
 5,4
 20-40
 105,5
 0,05
 4,0
 4,6
 40—60
 101,7
 0,04
 3,4
 4,3
 60-80
 99,2
 0,04
 3,0
 3,8
 80—100
 92,5
 0,06
 2,6
 2,5
 100—120
 89,2
 0,07
 3,0
 2,1
 120—140
 85,7
 0,07
 2,0
 1,6
 140—160
 82,5
 0,07
 2,6
 1,6
 Чернозем  обыкновенный  (X
 ’арьковская  о(
 5л.)
 0—20
 105,5
 0,19
 3,9
 2,8
 20—40
 102,5
 0,19
 2,8
 2,0
 40—60
 102,0
 0,19
 1,9
 2,3
 60—80
 100,0
 0,25  #
 1,9
 0,9
 80—100
 97,5
 0,36
 0,9
 1,0
 11,5
 13,0'
 16,1
 18,0'
 24,3-
 10,8
 10,9
 12,3-
 12.4
 16.4
21,2
23,1
 23.5
 21,9‘
22,8
 27.6
29,3
 30.6
 12,5
 13,1
 14.3
 15.3
 20,0
 22.4
 24.4
 25.5
 19,0
 17.6
18,2
20,8
 21.6
 прямую  связь  они  имеют  с  [распределением  в  профиле  почв  фосфатов
кальция.  Это  отчетливо-  проявляется  при  сравнении  разных  типов  почв
и  распределении  этих  форм  фосфора  по  профилю  почв.  Так,  среди  изу¬
ченных  почв  наиболее  богаты  рыхлосвязанными  фосфатами  чернозем
типичный  Винницкой  области-  и  чернозем  обыкновенный:  в  этих  почвах
по  всему  профилю  они  составляют  0,19—0,36  мг  Р2О5/Ю0  г  почвы,  а  ко¬
личество  их  в  глубь  профиля  возрастает  в  зависимости  от  увеличения
запасов  фосфатов  кальция.
 Соотношение  фосфатов  алюминия,  железа  и  кальция  в  изучаемых
почвах  в  пахотном  горизонте  и  распределение  их  по  профилю  также  тес¬
но  связано  с  генетическими  признак  ими.  В  серой  оподзоленной  почве  в
пахотном  горизонте  фоофаты  алюминия  и  железа  преобладают  в  общем
количестве  фракций  и  их  содержание  не  уменьшается  по  профилю.  Фос¬
фаты  кальция,  составляя  в  пахотном  горизонте  около  30%  от  суммы
 ПО

фракций,  с  глубиной  увеличиваются  и  на  100—120см  достигают  50%  и
более.
 В  черноземе  оподзоленном  уже  в  пахотном  горизонте  фосфаты  каль¬
ция  составляют  более  половины  общего  содержания  минеральных  фос¬
фатов,  а  в  черноземах  типичных  и  особенно  в  черноземе  обыкновенном
отмечено  явное  преобладание  фосфатов  кальция  по  всему  профилю.  Бо¬
лее  того,  количество  фосфатов  алюминия  и  железа  с  глубиной  профи¬
ля  снижается  при  одновременном  увеличении  запасов  фосфата  кальция.
Наиболее  четко  это  выражено  в  черноземе  обыкновенном,  в  котором
уже  на  глубине  80—100  ом  А1-Р  и  Fe-P  составляют  всего  лишь  0,9—
 1.0 	мг  Р2О5/Ю0  г  почвы  по  сравнению  е  21,6  №  Р205  фракции  Са-Р.  От¬
носительно  большее  увеличение  содержания  фосфатов  кальция  с  глуби¬
ной  профиля  характерно  для  почв  с  явными  признаками  выщелачива¬
ния:  так  в  черноземе  обыкновенном  количество  Са-Р  возрастает  с
 19.0 	мг  в  слое  0—20  до  21,6  в  слое  80—100,  в  черноземе  типичном  соот¬
ветственно  с  12,5  до  20  мг,  в  черноземе  оподзоленном  с  10,8  до  16,4  мг
Р205  /100  г  почвы.
 В  процессе  сельскохозяйственного  использования  почв  и  особенно
при  интенсивном  применении  удобрений  происходит  существенное  изме¬
нение  валового  содержания  и  фракционного  состава  минеральных  фос¬
фатов.
 Как  отмечают  Чириков  [15],  Соколов  [12],  Кук  [6],  Кундлер  [7],
фосфаты  удобрений  реагируют  с  почвой  и  именно  продукты,  получаю¬
щиеся  в  результате  этих  реакций,  обеспечивают  питание  культур  фосфо¬
ром.  Поэтому  для  обоснования  путей  оптимизации  фосфатного  питания,
растений  важно  знать,  особенно  при  так  называемом  запасном  внесении
удобрений,  в  какие  формы  фосфатов  превращается  фосфор  удобрений
в  разных  типах  почв.
 Исследованиями  Аскинази  [1],  Соколова  [12]  установлено,  что  рас¬
тения  используют  для  питания  фосфаты  почвы,  связанные  как  с  кальци¬
ем,  так  и  с  полуторными  окислами.  Однако  предполагается,  что  более
доступны  растениям  фосфаты:  кальция.  Поэтому  вопрос  о  том,  изменя¬
ются  ли  соотношения  фракций  минеральных  фосфатов  в  почве  под
влиянием  удобрений  и  за  счет  каких  фракций  —  чрезвычайно  важен  с
точки  зрения  возможности  использования  растениями,  остаточных  фос¬
фатов  удобрений.
 По  данным  Шконде  [16]  и  Разыкова  [11],  'остаточные  фосфаты  рас¬
пределяются  по  фракциям  минерального  фосфора  пропорционально  их
содержанию  в  неудобренной  почве.
 Гърбучев  [4],  Нейкова-Бочева  [9]  отмечают,  что  распределение  но¬
вообразованных  фосфатов  по  фракциям  не  аналогично  распределению
их  в  естественных  почвах.
 Полученные  нами  данные  свидетельствуют  о  том,  что  остаточные
фосфаты  удобрений  в  почвах  распределяются  по-иному,  чем  в  неудоб¬
ренных  почвах.  При  этом  накапливается  в  большей  степени  наиболее
активная  часть  почвенных  фосфатов,  что  обеспечивает  их  последующее
использование  для  питания  растений.  Характер  превращения  фосфора
удобрений  в  значительной  мере  определяется  генетическими  особенно¬
стями  почв  (табл.  3).  Так,  на  фоне  Р|200  фракция  А1-Р  по  сравнению  с  не¬
удобренным  фоном  увеличивается  в  серой  оподзоленной  почве  на  6,2  мг
Р205  на  100  г  почвы,  в  черноземе  оподзоленном  на  9,9  мг,  в  черноземе
типичном  на  9,2  мг  и  черноземе  обыкновенном  на  3,9  мг.  Соответствен^
по  количество  фосфатов  кальция  возросло  на  3,0;  6,4;  3,1  и  3  мг  Р205  на
100  г  почвы.  Во  всех  изучаемых  почвах  франции  новообразованных  фас-,
фатов  располагаются  в  ряду  Al-P>Fe-P>Ca-P.
 Существует  тесная  зависимость  между  дозами  фосфорных  удобре¬
ний  и  увеличением  содержания  в  почве  основных  фракций  минеральных
фосфатов.  Особенно  четко  она  отражена  в  динамике  наиболее  подвиж¬
ных,  рыхлосвязанных  фосфатов,  содержание  которых  в  черноземе  ти-.
 Щ

Таблица  3
 Фракционный  состав  минеральных  форм  фосфатов  и  его  динамика
под  влиянием  удобрений
 Почва
 Агрохимический
 фон
 Глубина,
 СМ
 Валовой
фосфор,
мг  РА/100
г  почвы
 Фракции  минеральных  фосфатов,
мг  Р*О„/100  г  почвы
 рыхло¬
 связанные
 А1-Р
 Fe-P
 Са-Р
 Серая  оподзоленная
 Естественный
 0—25
 102,5
 0,01
 12,0
 11,1
 11,5
 (Винницкая  обл.)
 25-40
 92,5
 0,01
 10,0
 11,5
 13,0
 Piaoo
 0—25
 135,0
 0,78
 18,2
 14,5
 14,5
 25-40
 92,0
 0,28
 10,4
 13,7
 13,1
 Чернозем  оподзолен-
 Естественный
 0—20
 107,9  4
 0,09
 3,9
 7,1
 10,8
 ный  (Харьковская
 20-40
 101,2
 0,06
 3,5
 6,3
 10,9
 обл.)
 Р400
 0—20
 116,7
 0,14
 6,6
 10,2
 11,8
 20-40
 101,2
 0,10
 4,3
 8,0
 11,4
 Рвоо
 0—20
 127,5
 0,15
 11,4
 11,0
 18,6
 20-40
 117,5
 0,06
 5,7
 7,0
 15,5
 0—20
 130,0
 0,21
 13,8
 12,6
 17,2
 20-40
 107,5
 0,14
 8,2
 9,0
 17,2
 Чернозем  типичный
 Естественный
 0—20
 113,2
 0,06
 4,5
 5,4
 12,5
 (Харьковская  обл.)
 20-40
 105,5
 0,05
 4,0
 4,6
 13,1
 Р400
 0—20
 117,2
 0,09
 7,5
 9,6
 13,8
 20—40
 108,2
 0,08
 5,8
 6,9
 14,0
 Рвоо
 0—20
 127,8
 0,13
 11,2
 11,1
 14,3
 20-40
 114,0
 0,12
 7,2
 7,5
 16,5
 Р1200
 0—20
 140,0
 0,26
 13,7
 13,5
 15,6
 20-40
 131,7
 0,17
 8,1
 9,5
 14,5
 Чернозем  обыкновен¬
 Естественный
 0—20
 105,5
 0,19
 3,9
 2,8
 19,0
 ный  (Харьковская
 20-40
 102,5
 0,19
 2,8
 2,0
 17,6
 обл.)
 Р1200
 0-20
 162,5
 0,48
 11,5
 6,2
 22,0
 20—40
 150,0
 0,33
 7,8
 3,1
 23,5
 Таблица  4
 Распределение  минеральных  форм  фосфатов  по  фракциям  на  неудобренном
и  удобренном  фонах  разных  типов  почв
 Почва
 Агрохимичес¬
кий  фон
 Сумма
активных
форм,  мг
РД/ЮО  г
почвы
 Распределение  по  фракциям,  %
 рыхлосвя¬
 занные
 А1-Р
 Fe-P
 Са-Р
 Серая  оподзоленная
 Контроль
 34,6
 0,01
 34,7
 32,0
 33,3
 Р1200
 48,0
 1,7
 37,9
 30,2
 30,2
 Чернозем  оподзоленный
 Контроль
 21,9
 0,5
 17,8
 32,4
 49,3
 Р1200
 43,8
 0,5
 31,5
 28,8
 39,2
 Чернозем  типичный
 Контроль
 22,5
 0,4
 20,0
 24,0
 55,6
 (Харьковская  обл.)
 Р1200
 43,1
 0,7
 31,8
 31,3
 36,2
 Чернозем  обыкновенный
 Контроль
 25,9
 0,8
 15,0
 10,8
 73,4
 Р1200
 40,2
 1,2
 28,6
 15,3
 54,9
 личном  возрастает  от  0,06  мг  на  неудобренном  фоне  до  0,10;  0,12  и
0,27  мг  Р205  на  100  г  почвы  соответственно  на  фонах  Р400,  Рвоо  и  РШо-
Среди  других  фракций  по  мере  увеличения  доз  удобрений  наиболее
существенно  (ib  3  раза)  возрастает  (Количество  Al-Р.  Содержание  фосфа¬
тов  железа  и  кальция  также  находится  в  зависимости  от  доз  удобрений,
однако  количественно'  эти  изменения  менее  выражены  по  сравнению  с
Al-Р.  Изменение  (соотношения  фракций  активных  фосфатов  происходит
неодинаково  (табл.  4).  В  серой  оподзоленной  почве  под  влияниями  удоб¬
рений  наиболее  (существенно'  (в  десятки  раз)  возрастает  содержание
рыхлосвязанных  фосфатов.  Соотношение  фракций  Al-P,  Fe-P  и  Са-Р  из-
 112

меняется  незначительно,  однако  явно  преобладает  тенденция  к  увели¬
чению  А1-Р  при  некотором  уменьшении  фосфатов  кальция.
 В  черноземах  оподэоленных,  типичных  и  обыкновенных  наиболее  ин¬
тенсивно  возрастает  <в  общем  количестве  минеральных  фосфатов  доля
А1-Р  три  одновременном  относительном  уменьшении  фосфатов  кальция.
Долевое  участие  фосфатов  железа  в  общем  количестве  минеральных
фосфатов  на  неудобренных  и  удобренных  фонах  серой  оподзоленной
почвы  и  чернозема  оподзоленного  изменяется  незначительно.  В  черно¬
земе  типичном  и  обыкновенном  количестве  Fe-P  возрастает  на  4,5—
7,3%  но  сравнению  с  неудобренным.
 //^ 	Ю5,Ч
 I  I/  Ш\?  ВITTTTTTR  ESF
 Рис.  Ч.  Влияние  азотных  и  калийных  удобрений  на  фракцион¬
ный  состав  минеральных  фосфатов  чернозема  типичного
 I  —  контроль;  II  —  N1200;  III  —  рыхлосвязанные;  2  —  А1-Р;
 3  —  Fe-P;  4  —  Са-Р;  5  —  валовой  фосфор
 В  стационарных  опытах  на  черноземе  типичном  и  оподзоленном  кро¬
ме  агрохимических  фонов  с  насыщением  высокими  дозами  фосфора  соз¬
давались  аналогичные  фоны  с  внесением  (высоких  доз  азота  и  калия,  а
также  азотно-фосфорно-калийные  фоны.  Изучение  фракционного  со¬
става  фосфатов  на  этих  фонах  показало,  что  азотные  и  калийные  удоб¬
рения  даже  при  высоких  дозах  (Nmo  я  Кто)  практически  никакого  влия¬
ния  на  фосфатный  режим  не  оказали  (рис.  1).  При  внесении  азотно-ка¬
лийных  удобрений  совместно  с  фосфорными  состав  минеральных  фос¬
фатов  изменялся  таким  же  образом,  как  при  отдельном  внесении  фос¬
форных  в  соответствующих  дозах.
 Большинство  сельскохозяйственных  культур  используют  запас  пита¬
тельных  веществ  из  слоя  0—40  ом,  где  размещается  80—90%  корневой
системы.  Поэтому  с  точки  зрения  оптимизации  условий  почвенного  пи¬
тания  растений  важно  на  какой  глубине  в  почвенном  профиле  накапли¬
ваются  остаточные  фосфаты  удобрений.
 Проведенные  исследования  «а  черноземах  типичном  и  оподзоленном
свидетельствуют  о  том,  что  под  влиянием  высоких  доз  фосфорных  удоб¬
рений  изменения  фосфатного  режима  происходят  в  пахотном  и  подпа¬
хотном  горизонтах  (рис.  2).  В  этом  слое  возрастает  содержание  валово¬
го  и  активных  форм  минерального  фосфора.  Глубже  40  см  существен¬
ных  изменений  количества  и  состава  почвенных  фосфатов  при  внесении
удобрений  не  происходит.
 3  Почвоведение,  №  1
 113

До  настоящего  времени  дискуссионным  является  вопрос  о  динамике
фосфатного  режима  почв  в  условиях  сельскохозяйственной  культуры
без  внесения  удобрений.  По  данным  Чирикова  и  Киселева  [14],  Лазарева
[8],  Дмитренко  [5],  при  сельскохозяйственном  'использовании  почв  без
применения  удобрений  валовое  содержание  фосфора,  уменьшается.
Гринченко  и  Дин  Жуйоин  [3],  Чеоняк  [13]  отмечают,  что  процесс  умень¬
шения  запасов  валового  фосфора  в  пахотном  горизонте  менее  выражен,
чем.  в  подпахотном,  и  объясняют  это  усилением  биологического  на-
 Рис.  2.  Распределение  валового  содержания  фосфора  и  его  ми¬
неральных  фракций  в  профиле  чернозема  типичного
 I  —  контроль;  II  —  фон  Р^оо
 коплеяня  фосфора  в  верхних  слоях  почвы  за  счет  нижних.  В  исследова¬
ниях  Чесняк  [13]  установлен  а,  перегруппировка  фракций  почвенных  фос¬
фатов  за  счет  увеличения  в  распахиваемых  почвах  уксуснорастворимых
и  уменьшения  менее  растворимых  (III  и  V  группа  по>  Чирикову),  кото¬
рое  автор  объясняет  как  (следствие  активной  деятельности  фосфорных
бактерий  по  сравнению  с  целиной.
 В  нашем  опыте  на  типично1М  черноземе  представилась  возможность
сравнить  влияние  распашки  35-летней  залежи  и  последующего  исполь¬
зования  ее  в  сельскохозяйственной  культуре  без  удобрения  и  при  ин¬
тенсивном  удобрении  на  валовое  содержание  и  фракционный  состав
минеральных  фосфатов  (табл.  5).  После  распашки  залежи  в  сельскохо-
 114

Таблица  5
 Влияние  сельскохозяйственного  использования  на  валовое  содержание  и  фракционный
состав  минеральных  фосфатов  в  пахотном  слое  чернозема  типичного
(мг  Р205/100  г  почвы)
 Агротехнический  фон
 Валовой
 Активные  формы  фосфатов
 Подвиж
ность  фос¬
фатов  по
 фосфор
 рыхлосвя¬
 занные
 А1-Р
 Fe-P
 Са-Р
 Карпинско¬
му-  Замяти¬
ной,  р2о6,
мг/л
 35-летняя  залежь
 8-летнее  использование  без  внесения
 109,6
 0,18
 2,9
 4,6
 13,5
 0,01
 удобрений
 8-летнее  использование  с  внесением  за
 113,2
 0,06
 4,5
 5,4
 12,5
 0,05
 ротацию  NeooPeooKeoo
6-летнее  использование  после  разового
 127,5
 0,09
 8,6
 8,2
 14,1
 Не  опр.
 внесения  Р1200
 6-летнее  использование  после  разового
внесения  Р1200  и  NeooPeooKeoo  за  ро¬
 140,0
 0,26
 13,7
 13,5
 15,6
 0,15
 тацию
 156,2
 0,36
 18,1
 15,7
 16,4
 Не  опр.
 зяйственном  использовании  ее  в  севообороте  без  внесения  удобрений  на
протяжении  8  лет  (абсолютный  контроль)  ©  черноземе  типичном  проис¬
ходят  существенные  изменения  фосфатного  режима,  состава  органиче¬
ских  и  минеральных  фосфатов.  Содержание  валового  фосфора  в  пахот¬
ном  горизонте  изменяется  мало,  однако  явно  заметна  тенденция  к  уве¬
личению  его  запасов,  что  подтверждает  высказанное  Чесяяк  [13]  мне¬
ние  о  накоплении  фосфора  в  верхних  горизонтах  за  счет  нижних  под
влиянием  фитобиологических  процессов.
 Особенно  существенно  изменяется  «состав  активных  фосфатов:  в  три
раза  уменьшается  фракция  наиболее  подвижных  рыхлосвязанных  фос¬
фатов,  возрастает  почти  в  два  раза  фракция  А1-Р  и  несколько*  меньше,
но  довольно  существенно  увеличивается  количество  желёзофосфатов,
фракция  фосфатов  кальция  не  претерпела  существенных  изменений.
 Таким  (образом,  зги  данные  дают  основание  утверждать,  что  распаш¬
ка  и  «сельскохозяйственное  использование  черноземов  типичных  (даже
без  удобрений),  образовавшихся  на  богатых  карбонатами  лёссовидных
суглинках,  способствует  изменению  фракционного  состава!  минеральных
форм  фосфатов.  При  этом  под  влиянием  усиления  биологической  актив¬
ности  в  пахотном  горизонте  происходит  накопление  фосфатов  алюминия
и  железа.  Так,  если  в  залежи  сумма  фракции  А1-Р  и  Fe-P  составляет
около  30%  общего  количества  минеральных  фосфатов,  то  после  8-летне¬
го  использования  она  возрастает  до  45%.
 Увеличение  активных  форм  'минеральных  фосфатов  является  резуль¬
татом  повышения  биологической  активности  в  слое  0—20  см  после  рас¬
пашки  залежи.  Это  подтверждается  также  значительным  повышением
степени  подвижности  фосфатов  после  8  лет  распашки:  по  сравнению  с
залежью  она  ©«обросла  в  5  риз.
 Особенно  характерны  изменения  фосфатного  режима  чернозема  ти¬
пичного  по  сравнению  с  залежью  при  систематическом  внесении  удобре¬
ний  или  на  ф(Оне  единовременной  за«пра«вки  фосфорными  удобрениями.
При  этом  пр«опорционально  дозе  удобрений  возрастает  содержание  ва¬
лового  фосфор©  и  его  минеральных  форм,  среди  которых  наиболее  зна¬
чительно  изм«еняется  количество  рыхлосвязанных  фосфатов,  АГ-Р,  Fe-P:
оно  возрастает  по  фону  Р1200  соответственно  в  1,5;  4  и  3  раза.  Содержа¬
ние  фосфатов  кальция  на  этом  фоне  увеличилось  по*  сравнению  «с  за-
л«ежью  всего  на  2,1  мг  Р205/100  г  почвы.
 Таким  «образом,  применение  удобрений,  так  же  как  и  распашка  зале¬
жи  и  сельскохозяйственное  использование  ее,  приводит  к  существенным
 8*
 115

изменениям  фракционного  состава  минеральных  форм  фосфатов,  кото¬
рые  проявляются  по-разному  в  зависимости  от  генетических  признаков
почв.
 Выводы
 1. 	Фракционный  состав  минеральных  фосфатов  преобладающих  ти¬
пов  почв  лесостепной  и  степной  зон  УССР  определяется  их  генетиче¬
скими  свойствами:  в  ряду  почв  чернозем  обыкновенный  —  чернозем  ти¬
пичный  —  чернозем  оподзоленяый  —  серая  оподзоленная  по  мере  уси¬
ления  выщелоченное™  и  повышения  1кислотности  почвенного  раствора
в  общем  количестве  минерального  фосфора  возрастает  содержание  фос¬
фатов  алюминия  и  железа  и  относительно  уменьшается  доля  фосфатов
кальция.
 2. 	Под  влиянием  сельскохозяйственного  использования  и  главным
образом  применения  удобрений  в  биологически  наиболее  активном  слое
(О—40  см)  возрастает  содержание  всех  фракций  минеральных  фосфа¬
тов.  Остаточные  фосфаты  удобрений  распределяются  по  фракциям  в
ином  соотношении,  чем  в  неудобренных  почвах:  накапливаются  наибо¬
лее  подвижные  рыхлоовязанные  формы,  а.  также  фосфаты  алюминия  и
железа.  Количество  фосфатов  кальция  увеличивается  незначительно.
 3. 	Количественные  закономерности  изменений  фосфатного  режима
почв  определяются  дозами  фосфорных  удобрений  и  не  зависят  от  влия¬
ния  других  видов  (азотных,  калийных)  удобрений.
 4. 	При  распашке  залежи  в  сельскохозяйственном  использовании  без
применения  удобрений  в  пахотном  горизонте  чернозема  типичного  на¬
капливаются  фосфаты  алюминия  и  рыхлосвязанные  формы  минераль¬
ных  фосфатов.
 5. 	В  целом  1оельс1кохозяй|ствен1ное  использование  почв  в  условиях  ин¬
тенсивного  применения  удобрений  приводит  к  изменению  фракционного
состава  фосфатов  главным  образом  за  счет  накопления  в  пахотном  и
подпахотном  горизонтах  фосфатов  алюминия  и  железа,  что  приводит  к
нарушению  сложившегося  в  почвах  соотношения  форм  минерального
фосфора.
 Литература

 1. 	Аскинази  Д.  Л.,  Хейфец  Д.  М.  Фосфаты  железа  и  алюминия  как  источники  фосфо¬
ра  для  растений.—  Тр.  НИУИФ,  1938,  вып.  141.
 2. 	Аскинази  Д.  А.,  Гинзбург  К.  Е.,  Лебедева  Л.  С.  Минеральные  формы  фосфора  в
почве  и  методы  их  определения.—Почвоведение,  1963,  №  5.
 3. 	Гршченко  А.  М.,  Дин  Жуйсин.  Влияние  длительной  сельскохозяйственной  культу¬
ры  на  динамику  гумуса,  азота  и  фосфора  в  почвах  юга  УССР.—  В  кн.:  Докл.  сов.
почвоведов  VII  Междунар.  конгр.  почвоведов  в  США.  М.:  Изд-во  АН  СССР,  1960,
с.  144—171.
 4. 	Гърбучев  И.  Я.  Регулирование  фосфатного  режима  основных  почвенных  разно¬
стей  в  Болгарии:  Автореф.  дне.  на  соискание  уч.  ст.  докт.  биол.  наук,  М.,  1975.
 5. 	Дмитренко  П.  А.  Фосфатный  режим  почв  Украинской  ССР  и  приемы  его  улучше¬
ния.—  Тр.  Почв,  ин-та  им.  В.  В.  Докучаева.  Т.  I.  М.,  1957.
 6. 	Кук  Дж.  У.  Регулирование  плодородия  почвы.  М.:  Колос,  J970.
 7. 	Кундлер  П.  и  др.  Минеральные  удобрения.  М.:  Колос,  1975.
 8. 	Лазарев  А.  А.  О  влиянии  сельскохозяйственной  культуры  на  свойства  черноземов
Лесостепной  полосы.  М.—  Л.:  Изд-во  АН  СССР,  1936.
 9. 	Нейкова-Бочева  Е.,  Гърбучев  П.,  Клевцов  А.  Концентрация  фосфатов  как  фактор
иммобилизации  фосфора  в  почве.—  Тр.  X.  Междунар.  конгр.  почвоведов.  Т.  IV.
М.:  Наука,  1974.
 10. 	Носко  Б.  С.  К  вопросу  об  использовании  искусственных  агрохимических  фонов
при  изучении  эффективности  удобрений.—  Агрохимия,  1975,  №  6.
 11. 	Разыков  К.  М  К  вопросу  агрохимии  фосфора  в  хлопководстве  Узбекистана.—
Агрохимия,  1980,  №  2.
 12. 	Соколов  А.  В.  Агрохимия  фосфора.  М.—  Л.:  Изд-во  АН  СССР,  1950.
 13. 	Чесняк  О.  А,  Изменение  плодородия  мощного  чернозема  Лесостепи  УССР  под
влиянием  сельскохозяйственной  культуры:  Автореф.  дис.  на  соискание  уч.  ст.  канд.
биол.  наук.  Харьков,  1965.
 14.  Чириков  Ф.  ВКиселев  И.  С.  Залежь  и  пашня.—  Каменно-степная  опытная  стан¬
ция  им.  В.  В.  Докучаева.  Вып.  33.  Воронеж,  1929.
 116

15. 	Чириков  Ф.  В.  Перетворення  фосфатов  фосфорних  добрив  у  тдзолистих  грун¬
тах.—  Пращ  Кшвськ.  с.-господ,  ш-ту,  1947,  т.  IV.
 16. 	Шконде  Э.  И.  Системы  удобрений  и  фосфатный  режим  черноземных  почв  УССР  —
Почвоведение,  1952,  №  8.
 УкрНИИ  почвоведения  и  агрохимии 	Поступила  в  редакцию
 им.  А.  Н.  Соколовского 	10.VI.1980
 В.  S.  NOSKO
 DYNAMICS  OF  PHOSPHATE  FRACTIONAL  COMPOSITION  IN  SOILS
OF  UKRAINIAN  FOREST  STEPPE  AND  STEPPE  UNDER
THE  EFFECT  OF  FERTILIZERS
 Fractional  composition  of  phosphates  depends  upon  genetic  soil  pro¬
perties.  Aluminium  and  iron  phosphates  are  predominant  in  grey  podzolic
soil  and  podzolized  chernozem,  while  calcium  phosphates  predominate  in
typical  and  ordinary  chernozem.
 Under  the  effect  of  fertilizers  the  content  of  mineral  phosphate  fractions
increase  in  the  following  order:  A1—P>Fe—P>Ca—P  in  the  biologically
more  active  layer  (0—40  cm).  The  amount  of  most  mobile  loosely  bound
forms  increases  five  times  as  much  and  more.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 МЕЛИОРАЦИЯ  ПОЧВ
 УДК  631.4:631.6
 ПОПОВ  А.  А.,  ЧЕРВОНЕЦ  Н.  И.,  ПОПОВ  А.  АЛ.
 О 	ВТОРИЧНОМ  ОСОЛОНЦЕВАНИИ  И  СОДОВОМ  ЗАСОЛЕНИИ
ХЛОРИДНЫХ  СОЛОНЦОВ  ПРИ  ОРОШЕНИИ
 Показано,  что  при  рассолении  хлоридных  солонцов  происходит  их  вто¬
ричное  осолонцевание  и  содовое  засоление.  Показана  причина,  вызываю¬
щая  вторичное  осолонцевание  и  содовое  засоление  почв.  Выявлены  гео¬
химические  стадии  формирования  промывных  вод  (фильтратов),  отра¬
жающие  физико-химические  и  химические  процессы  в  хлоридных  солонцах  и
эволюцию  их  химизма  при  рассолении.
 Для  прогнозирования  почвенно-геохимической  обстановки  на  орошае¬
мых  землях  и  разработки  рациональных  способов  мелиорации  солонцо¬
вых  почв  в  условиях  орошения  важно  знать  характер  изменений  в  соста¬
ве  обменных  катионов  поглощающего  комплекса  почв  и  эволюцию  хи¬
мизма  солонцов  при  их  рассолении.
 С  этой  целью  почвоведами  Южгипроводхоза  проводятся  повторные
почвенно-солевые  съемки  и  экспериментальные  промывки  в  полевых  ус¬
ловиях  на  изолированных  монолитах  с  изучением  геохимии  солей  про¬
мывных  вод  (фильтратов).
 В  настоящей  статье  приведены  материалы,  характеризующие  физико¬
химические  и  химические  процессы,  происходящие  в  хлоридных  солон¬
цах  в  условиях  орошения.
 Исследования  проводили  на  территории  Сарпинской  низменности
(Солоднйковская  оросительная  система,  рисовый  совхоз  «50  лет  СССР»).
Черных  земель  (Черноземельская  оросительная  система)  и  Ергенинской
возвышенности  (Верхнесальская  оросительно-обводнительная  система),
где  в  составе  почвенных  комплексов  широко  распространены  хлоридные
глубокогипсовые  и  безгипсовые  солонцы  4.  Образование  безгипсовых  со¬
лонцов  связано  с  притоком  солей  со  стороны  соседних  засоленных  почв
солонцового  комплекса,  как  это  изложено  в  статье  Егорова  [1].
 Исследованиями  выявлено,  что  при  орошении  и  промывках  на  фоне
обычных  и  мелиоративных  вспашках  происходит  вторичное  осолонцева¬
ние  солонцов.  Содержание  обменного  натрия  в  безгипсовой  верхней  час¬
ти  профиля  солонцов  увеличивается  с  глубиной  на  1—4  мг-экв/100  г
почвы.
 При  рассолении  хлоридные  безгипсовые  и  глубокогипсовые  солонцы
трансформируются  по  солевому  составу  в  содовые  [5].  Наибольшему
содовому  засолению  за  счет  образования  двууглекислой  и  нормальной
соды  до  глубины  1—1,5  м  и  более  подвержены  безгипсовые  солонцы,  в
глубокогипсовых  солонцах  этот  процесс  сдерживается  и  ограничивается
гипсовым  горизонтом.  В  глубокогипсовых  солонцах  содообразование  при
 1  К  безгипсовым  нами  отнесены  солонцы,  содержащие  в  пределах  верхнего  метро¬
вого  слоя  почвы  <0,3%  гипса.
 118

орошении  и  промывках  прослеживается  до  глубины  0,5—0,8  м;  ниже  по
профилю  в  горизонтах  с  большим  содержанием  гипса,  характеризующих¬
ся  сульфатно-хлоридным  или  хлоридно-сульфатным  засолением,  солевой
состав  изменяется  с  сульфатно-хлоридного  на  сульфатный.
 На  основании  анализа  динамики  минерализации  и  химического  со¬
става  фильтратов,  полученных  в  процессе  промывок  хлоридных  солон¬
цов,  нами  выявлены  геохимические  стадии  формирования  промывных
вод  (фильтрата),  обусловленные  различной  растворимостью  солей,  об¬
менными  реакциями,  наличием  поглощенного  натрия  и  содержанием  в
почве  карбонатов  кальция  и  гипса.  Установлено,  что  геохимические
стадии  формирования  промывных  вод  (фильтрата)  отражают  происхо¬
дящие  в  почвах  химические  и  физико-химические  процессы  и  эволюцию
химизма  хлоридных  солонцов  при  их  рассолении.
 В  качестве  примера  рассмотрим  солевые  процессы,  которые  склады¬
ваются  в  почвах  и  промывных  водах  (фильтрате)  при  рассолении  хло¬
ридных  солонцов  Сарпинской  низменности,  на  территории  проектируемой
Солодниковской  оросительной  системы,  где  хлоридные  солончаковые
солонцы  находятся  в  комплексе  со  светло-каштановыми  и  лугово-кашта¬
новыми  почвами,  занимая  от  25  до  50%  площади  и  более.  Механический
состав  солонцов  тяжелосуглинистый  и  глинистый.  Содержание  поглощен¬
ного  натрия  в  солонцовом  горизонте  составляет  12—20%  от  суммы  об¬
менных  оснований.
 Промывки  проводили  в  летний  период  (июнь  —  июль)  на  характер¬
ных  для  Сарпы  безгипсовых  и  глубокогипсовых  хлоридных  солончаковых
солонцах  на  изолированных  монолитах  сечением  0,4  м2  и  высотой  1  м.
Монолиты  отделяли  от  подстилающих  пород  и  ставили  на  воронку  с
гравийным  фильтром.  Для  промывки  использовали  волжскую  воду  гид-
рокарбонатно-кальциевого  состава.  В  период  промывки  измеряли  объе¬
мы  профильтровавшихся  вод  и  отбирали  пробы  фильтрата  на  анализ.
 1. 	Промывка  б  е  з  г.и  п  с  о  в  ы  х  х  л  о  р  и  дн  ых  со  л  он  ч  а  ков  ых
тяжелосуглинистых  солонцов  (промывка  1).  Хлоридные
безгипсовые  солонцы  характеризуются  хлоридным  засолением  по  всему
профилю.  Содержание  гипса  в  слое  30—50  см  до  промывки  составляло
0,02—0,1%,  глубже,  во  втором  полуметровом  слое,  не  превышало  0,2—
0,3%.  Количество  карбонатов  на  глубине  20—30  см  составляло  6%,  а  в
слое  40—50  см—11,5%.  Перед  промывкой  имитировалась  мелиоратив¬
ная  планировка  буртованием,  для  чего  была  произведена  срезка  солон¬
цового  горизонта  на  глубину  30  см  и  взамен  на  поверхность  наносился
буртованный  слой,  состоящий  из  смеси  солонцового  горизонта  с  зональ¬
ной  светло-каштановой  почвой  в  пропорции  1,5:1.
 При  промывке  нормой  10  тыс.  м3/га,  в  результате  которой  из  почвы
были  вымыты  хлориды,  химизм  солонцов  по  всему  профилю,  за  исключе¬
нием  буртованного  слоя,  трансформировался  из  хлоридного  в  содовый.
Появилась  в  большом  количестве  (0,23—0,83  мг-экв)  нормальная
сода.
 Величина  pH  в  горизонтах,  подвергшихся  содовому  засолению,  воз¬
росла  с  7,7—8,0  до  8,7—9,6  (табл.  1).  Содержание  обменного  натрия  в
буртованном  слое  (0—30  см)  несколько  уменьшилось,  а  в  слое  30—50  см
увеличилось  на  3,2—4,1  мг*экв/100  г  почвы  (табл.  2).
 Происходящие  изменения  в  солевом  составе  и  поглощающем  комп¬
лексе  солонцов  коррелируют  с  изменениями  геохимии  солей  фильтрата.
В  процессе  промывки  получили  развитие  хлоридная  стадия  с  концентра¬
цией  солей  в  фильтрате  от  60  до  4,5  г/л  и  щелочная  (содово-хлоридная)
с  минерализацией  от  3  до  2  г/л  (рисунок,  А).  Содержание  гидрокарбона¬
тов  натрия  в  щелочном  растворе  фильтрата  составило  10—13  мг*экв/л,
а  нормальной  соды  —  3—4  мг-экв/л.  Величина  pH  фильтрата  хлор-нат-
риевого  химизма  при  концентрации  солей  от  60  до  12  г/л  составила
6,8—7,0,  а  при  минерализации  от  8,1  до  4,5  г/л  возросла  до  8,3.  В  филь-
 119

Таблица  1
 Данные  анализа  водных  вытяжек  хлоридных  солонцов  в  мг*экв/100  г  почвы
(в  числителе  —  исходное  содержание  солей,  в  знаменателе—после  промывки)
 Глубина,
 см
 Сухой
остаток,  %
 СО,
 HGO,
 so4
 Cl
 Са
 Mg
 Na
 pH
 Солонец  хлоридный  безгипсовый
 (промывка  1)
 0—30
 0,44
 —
 0,28
 0,71
 6,40
 0,55
 0,35
 6,49
 7,6
 0,10
 —
 0,64
 0,33
 0,53
 0,32
 0,14
 1,04
 8,1
 30—40
 0,70
 —
 0,44
 1,17
 9,73
 0,95
 0,80
 9,59
 7,8
 0,16
 0,23
 1,39
 0,25
 0,42
 0,20
 0,05
 1,81
 8,7
 40—50
 0,81
 —
 0,36
 1,94
 11,39
 1,30
 1,30
 11,09
 7,7
 0,16
 0,67
 1,74
 0,21
 0,17
 0,25
 0,05
 1,82
 9,3
 50-60
 0,70
 —
 0,39
 1,56
 9,90
 1,35
 1,25
 9,25
 7,7
 0,16
 6753
 1,66
 0,25
 0,17
 0,25
 0,05
 1,78
 9,2
 60-70
 0,72
 —
 0,38
 1,83
 9,67
 1,30
 1,20
 9,38
 Г,7
 0,15
 0,70
 1,70
 0,27
 0,17
 0,20
 0,05
 1,89
 9,3
 70-80
 *  0,66
 —
 0,39
 1,89
 8,83
 1,00
 1,00
 9,11
 7,8
 0,13
 0737
 1,66
 0,21
 0,14
 0,20
 0,05
 1,76
 9,1
 80-90
 0,58
 —
 0,39
 1,62
 7,59
 0,80
 0,80
 8,00
 8,0
 0,16
 0,83
 1,66
 0,31
 0,14
 0,15
 0,05
 1,91
 9,6
 90-100
 0,51
 —
 0,44
 1,23
 6,68
 0,50
 0,50
 7,35
 8,0
 0,16
 оТзз
 1,52
 0,35
 0,17
 0,15
 0,05
 1,84
 8,7
 Солонец  хлоридный  глубокогипсовый  (промывка  2)
 0-10
 0,27
 —
 1,00
 0,73
 2,45
 0,40
 0,15
 3,63
 8,1
 0,21
 0,17
 1,26
 0,67
 0,59
 0,20
 0,20
 2,12
 8,7
 10-20
 0,70
 —
 0,52
 0,87
 10,32
 0,55
 0,48
 10,68
 7,8
 0,15
 ,  0,20
 1,67
 0,48
 0,25
 0,30
 0,10
 2,00
 9,4
 20-30
 1,20
 —
 0,48
 1,64
 17,23
 1,40
 1,95
 16,00
 7,9
 0,18
 0,47
 1,61
 0,52
 0,28
 0,30
 0,10
 2,01
 9,5
 30-40
 1,21
 —
 0,49
 2,19
 16,53
 1,65
 2,75
 14,51
 8,1
 0,19
 0,63
 1,57
 0,48
 0,28
 0,20
 0,10
 2,03
 9,4
 40—50
 1,21
 —
 0,48
 2,21
 16,92
 1,90
 2,90
 14,81
 7,7
 0,18
 0,37
 1,48
 0,94
 0,23
 0,17
 0,10
 2,38
 9,2
 50-60
 1,54
 —
 0,34
 8,56
 14,86
 5,20
 4,40
 14,16
 7,6
 0,42
 —
 0,38
 5,41
 0,17
 1,10
 1,05
 3,81
 7,9
 60—70
 1,60
 —
 0,34
 10,97
 13,08
 6,70
 4,50
 13,19
 7,5
 0,25
 —
 0,48
 3,02
 0,23
 0,80
 0,45
 2,48
 8,1
 70—80
 1,38
 —
 0,30
 7,75
 13,87
 4,80
 3,90
 13,22
 7,5
 0,30
 —
 0,57
 3,46
 0,23
 0,55
 0,45
 3,26
 8,1
 80-90
 1,41
 —
 0,34
 7,31
 15,06
 4,20
 4,00
 14,51
 7,6
 0,40
 —
 0,52
 4,56
 0,23
 0,95
 0,50
 3,86
 8,0
 90—100
 1,56
 —
 0,33
 9,02
 15,26
 5,40
 4,30
 14,91
 7,4
 0,56
 —
 0,48
 7,45
 0,34
 1,57
 1,00
 5,70
 7,8
 трате,  содержащем  соду,  при  минерализации  3—2  г/л  pH  достигал
8,5—8,8.
 Для  хлоридной  стадии  формирования  промывных  вод  характерны
процессы  вторичного  осолонцевания  почв  за  счет  концентрированных
растворов  хлоридов  натрия,  что  подтверждается  присутствием  в  филь¬
трате  хлористого  кальция  и  увеличением  содержания  обменного  натрия
в  промываемом  слое  почвы.
 Геохимические  стадии  формирования  промывных  вод  (фильтрата)
безгипсовых  солонцов  отражают  эволюцию,  их  химизма  при  рассолении,
которая  идет  по  схеме:  хлоридное  засоление,  сопровождающееся  осолон-
цеванием  почв,  -нщелочное  (содовое)  засоление,  вызванное  образовани-
 120

Таблица  2
 Изменение  состава  обменных  катионов  при  рассолении  хлоридных  солончаковых  солониов
(в  числителе—исходное  содержание  катионов,  знаменателе  —  после  промывки)
 Глубина,
 Са
 Mg
 Na
 Сумма
 Са
 Mg
 Na
 ем
 мг-экв/100  г
 %  от  суммы
 Солонец  хлоридный  тяжелосуглинистый  безгипсовый  (промывка  1)
 9,34
 5,14
 2,22
 16,70
 55,9
 30,8
 13,3
 0—30
 9,75
 5,52
 1,52
 16,79
 58,1
 32,8
 9,1
 30-40
 12,45
 9,62
 1,70
 23,82
 52,3
 40,6
 7,1
 11,00
 8,00
 4,97
 23,97
 45,8
 33,5
 20,7
 40—50
 13,30
 9,13
 0,87
 23,35
 57,0
 39,3
 3,7
 12,50
 7,75
 5,03
 25,28
 49,4
 30,7
 19,9
 Солонец
 хлоридный  глинистый  глубокогипсовый  (промывка  2)
 0—20
 18,15
 9,32
 0,87
 28,34
 64,0
 32,9
 3,1
 17,30
 8,40
 1,89
 27,59
 62,7
 30,4
 6,9
 20—40
 17,00
 9,90
 1,27
 28,17
 60,3
 35,2
 4,5
 16,10
 7,80
 2,52
 26,42
 60,9
 29,6
 9,5
 40-50
 16,10
 11,45
 0,20
 27,75
 58,0
 41,3
 0,7
 15,00
 8,40
 3,40
 26,80
 56,0
 31,3
 12,7
 Примечание.  Обменные  катионы  определены  по  К.  К.  Гедройцу  с  вычетом  Na,  Mg  и  Са,  содер¬
жащихся  в  водной  вытяжке.  Прочерк  означает  «нет».
 ем  соды  по  Гедройцу  в  результате  вытеснения  из  (поглощающего  комплек¬
са  обменного  натрия  кальцием  бикарбонатов  почвы,  оросительной  воды
и  ионами  водорода  (рассолонцевание  почв).  В  свою  очередь  вторичная
сода,  проникая  в  нижележащие  горизонты  солонцов,  вызывает  их  засоле¬
ние  и  осолонцевание.
 2. 	Промывка  глубокогипсовых  хлоридных  солонча¬
ковых  глинистых  солонцов  (промывка  2).  В  отличие  от  безгип-
совых  химизм  засоления  глубокогипсовых  солончаковых  солонцов  по
профилю  неоднороден.  В  верхней  части  профиля  засоление  хлоридное,  а
ниже,  с  глубины  50  см  —  сульфатно-хлоридное.  Количество  гипса  в  слое-
10—50  см  составляло  0,17—0,21%,  а  в  слое  50—60  см—  1,2%.  Содержа¬
ние  карбонатов  кальция  в  слое  20—30  и  30—40  см  составляло  соответст¬
венно  5,9  и  12,6%.  Перед  промывкой  имитировалась  трехъярусная  вспаш¬
ка  на  глубину  40  см.
 В  процессе  промывки  нормой  10  тыс.  м*/га  химизм  глубокогипсовых
солонцов  трансформировался  в  верхней  части  профиля  из  хлоридного
преимущественно  в  содовый,  а  в  нижней  гипсосодержащей  —  из  сульфат-
но-хлоридного  в  сульфатный.  Содержание  нормальной  соды  в  слое
0—50  см  составило  0,17—0,63  мг-экв/100  г  почвы.
 Величина  pH  возросла  с  7,7—8,1  до  9,4—9,5  (табл.  1).  Содержание-
обменного  натрия  в  слое  0—50  см  увеличилось  на  1—3,2  мг-экв/100  г
почвы.  Увеличение  содержания  обменного  натрия  в  поглощающем  комп¬
лексе  солонцов  происходит  за  счет  потери  катиона  магния  и  в  меньшей
мере  —  кальция,  что  обусловлено  различной  десорбируемостью  и  энер¬
гией  поглощения  этих  катионов  [4].
 Геохимия  солей  промывных  вод  глубокогипсовых  хлоридных  солон¬
цов  иная,  чем  в  безгипсовых  солонцах,  и  обусловлена  солевым  составом
надгипсовых  и  гипсосодержащих  горизонтов,  причем  щелочная  (содо¬
вая)  стадия  формирования  фильтрата  благодаря  нейтрализации  содьг
гипсом  при  промывке  не  получает  развития.
 При  промывке  глубокогипсовых  хлоридных  солонцов  получили  раз¬
витие  хлоридная  стадия  при  минерализации  47—24  г/л,  сульфатно-хло-
 12  L

Шнсо;  £23so';  Ши,'  f=^Ca"  ОШ)Mg"  Е^Иа'
 Изменение  минерализации  и  химизма  фильтрата  в  процессе  промывки  хлоридных  солонцов
А  —  безгипсовый,  Б  —  глубокогипсовый.  Числитель  —  время  от  начала  промывки,  сут,  знаменатель  —  минерализация  фильтрата,  г/л

ридная  —  от  24  до  17  г/л,  хлоридно-сульфитная—  от  17  до  3,4  г/л  и  суль¬
фатная  с  минерализацией  от  3,4  до  2,8  г/л  (рисунок,  Б).  Величина  pH
фильтрата  при  хлоридном  и  сульфатно-хлоридном  химизме  с  минерали¬
зацией  от  47,9  до  17,2  г/л  составила  6,7—7,1,  а  при  хлоридно-сульфатном
и  сульфатном  она  увеличилась  до  7,7—7,8.
 Хлоридная  стадия  формирования  фильтрата  сопровождалась  вторич¬
ным  осолонцеванием  почв,  что  подтверждается,  присутствием  в  фильтрате
хлористого  кальция  (до  60  мг-экв/л)  и  увеличением  в  верхней  части
профиля  солонцов,  как  отмечалось  выше,  обменного  катиона  натрия.
 Таким  образом,  геохимические  стадии  формирования  промывных  вод
и  эволюция  химизма  солей  в  пределах  профиля  глубокогипсовых  солон¬
цов  различны:  для  безгипсовой  верхней  части  профиля  характерна  ще¬
лочная  (содовая)  стадия  формирования  фильтрата,  отражающая  содовое
засоление  и  осолонцевание  почв,  и  нейтральная  стадия,  коррелирующая
с  эволюцией  химизма  засоления  солонцов  в  пределах  гипсосодержащей
части  профиля,  проходящая  по  следующей  схеме:  хлоридное  засоление-*
-*сульфатно-хлоридное-*хлоридно-сульфатное-*сульфатное.
 В  процессе  рассоления  хлоридных  глубокогипсовых  солонцов  содер¬
жание  гипса  по  сравнению  с  исходным  уменьшается  на  40—60%,  что
необходимо  учитывать  при  решении  вопросов  о  дозах  и  времени  внесе¬
ния  этого  мелиоранта.
 О  вторичном  осолонцевании  и  содовом  засолении  хлоридных  солон¬
цов  в  условиях  орошения  свидетельствуют  также  данные  состава  обмен¬
ных  катионов  и  водных  вытяжек  хлоридных  солонцов  (табл.  3,  4),  полу¬
ченные  при  повторной  почвенно-мелиоративной  съемке  на  территории
рисосовхоза  «50  лет  СССР»  (Ушаковская  рисовая  оросительная  сис¬
тема).
 Судя  по  повышенному  содержанию  в  поглощающем  комплексе  солон¬
цов  обменного  катиона  магния  (по  сравнению  с  исходным),  следует  по¬
лагать,  что  орошаемые  солонцы  в  настоящее  время  находятся  в  стадии
рассолонцевания.  Это  подтверждает  положение  Егорова  [2,  3]  о  более
высокой  конкурентоспособности  магния  перед  кальцием  за  место  в
поглощающем  комплексе  при  вытеснении  катиона  натрия  в  условиях
щелочной  реакции  почвенного  раствора.
 Г  Таблица  3
 Изменение  состава  обменных  катионов  светло-каштановых  хлоридных  солончаковых
солонцов  под  влиянием  рисосеяния.  Сарпинская  низменность.  Рисосовхоз  «50  лет  СССР».
 Данные  НИР,  ЮжГИПРОВО,ДХОЗ  1978  г.
 Количество
 определе¬
 ний
 Горизонт
 Глубина,  см
 Сумма  Са,  Mg,
Na,  мг*экв/
100  г
 Са
 Mg
 Na
 %  от  суммы
 До  орошения
 От  4  до  23
 7,4-14,5
 56,5—82,6
 14,7-37,9
 1,1-6,5
 7
 А
 11,4
 72,3
 24,8
 3,0
 7
 в
 В  среднем  до
 20,1—27,7
 .  37,9-68,3
 10,1—44,6
 6,0-18,0
 33  см
 24,5
 55,7
 32,0
 13,0
 После  5—7  лет  рисосеяния
 0-17
 22,0—27,5
 56,4-65,7
 24,7-29,1
 .9,5-18,3
 4
 ^лах
 24,5
 60,4
 27,0
 12,6
 4
 В
 20,0—30,6
 37,7—54,1
 25,9-47,5
 14,8-20,0
 17-32
 23
 46,3
 36,3
 16,4
 В2С
 32-58
 22,6
 60,5
 24,0
 15,5
 Примечание.  Числитель  —  исходные,  знаменатель  —  повторная  съемка.
 123

Таблица  4
 Изменение  состава  водных  вытяжек  (в  мг-экв/100  г)  светло-каштановых  хлоридных
глубокогипсовых  солончаковых  тяжелосуглинистых  солонцов  в  условиях  рисосеяния.
Рисовый  совхоз  «50  лет  СССРъ
 Глубина,
 см
 Сухой  ос¬
таток,  %
 СО,
 нсо,
 so4
 Cl
 Са
 Mg
 Na
 рн
 До  орошения
 0-
 -12
 0,06
 Нет
 0,44
 0,21
 0,08
 0,10
 0,08
 0,55
 12-
 -22
 0,26
 Нет
 0,84
 0,31
 2,09
 0,10
 0,08
 3,06
 22-
 -45
 0,68
 Сл.
 0,72
 1,25
 9,22
 0,30
 0,25
 10,64
 45-
 -60
 0,89
 »
 0,52
 1,98
 12,41
 0,65
 1,07
 13,27
 60-
 -120
 1,16
 Нет
 0,43
 6,66
 11,05
 2,40
 2,47
 13,27
 120-
 -150
 2,23
 »
 0,30
 21,94
 12,75
 12,08
 5,18
 17,73
 После  7  лет  рисосеяния
 0-
 -16
 0,07
 Нет
 0,43
 0,29
 0,17
 0,25
 0,15
 0,49
 16-
 -25
 0,11
 Сл.
 0,52
 0,50
 0,17
 0,10
 0,05
 1,04
 25-
 -50
 0,12
 0,33
 1,28
 0,42
 0,34
 0,20
 0,20
 1,64
 50-
 -75
 0,25
 0,73
 1,67
 0,50
 0,31
 0,10
 0,10
 2,18
 75-
 -90
 0,17
 0,53
 1,29
 1,08
 0,37
 0,20
 0,10
 2,44
 90-
 -150
 1,23
 Нет
 0,43
 16,74
 0,48
 6,10
 2,65
 8,90
 Выводы
 1. 	В  условиях  орошения  и  промывок  происходит  вторичное  осолонце-
вание  хлоридных  солонцов  за  счет  внедрения  в  поглощающий  комплекс
почв  катиона  натрия  из  концентрированных  хлор-натриевых  и  содосодер¬
жащих  почвенных  растворов.
 2. 	При  рассолении  хлоридные  безгипсовые  и  глубокогипсовые  солон¬
цы  трансформируются  по  химизму  в  содовые.
 3. 	Наибольшему  содовому  засолению  по  профилю  при  промывке  под¬
вергаются  безгипсовые  хлоридные  солонцы.  В  глубокогипсовых  солонцах
содовое  засоление  получает  развитие  в  верхней  безгипсовой  части  про¬
филя.  В  гипсосодержащих  горизонтах,  характеризующихся  сульфатно-
хлоридным  засолением,  химический  состав  при  промывке  трансформиру¬
ется  в  сульфатный.
 4. 	Установлены  геохимические  стадии  формирования  промывных
вод  (фильтрата)  хлоридных  безгипсовых  и  глубокогипсовых  солонцов,
отражающие  происходящие  в  почвах  физико-химические  и  химические
процессы  и  эволюцию  химизма  хлоридных  солонцов  при  их  рассолении.
 5. 	Результаты  исследований  дают  основание  рекомендовать  в  качест¬
ве  основного  способа  улучшения  хлоридных  солонцов  в  условиях  ороше¬
ния  химическую  мелиорацию.
 Литература
 1. 	Егоров  В.  В.  Солевые  аномалии  в  профиле  степных  солонцов  и  их  причина.—  Поч¬
воведение,  1967,  №  5.
 2. 	Егоров  В.  В.  Причины  устойчивости  солонцовых  свойств  и  обоснование  мелиорации
солонцов.—  Почвоведение,  1977,  №  7.
 3. 	Егоров  В.  В.  Предпосылки  к  выбору  действенных  способов  мелиорации  солонцов.—
В  кн.:  Приемы  и  методы  совершенствования  мелиорации  солонцов.  М.:  1976,  с.  216—
230.
 4. 	Ковда  В.  А.  Основы  учения  о  почвах.  Кн.  1.  М.:  Наука,  1973,.
 5. 	Попов  А.  А.  Об  ощелачивании  и  способах  мелиорации  солонцов  Волго-Манычско-
го  междуречья  в  условиях  орошения.—  Тез.  докл.  координац.  совещ.  «Пути  рацио¬
нального  использования  и  повышения  плодородия  солонцовых  почв  СССР».  (Вол¬
гоград,  май  1979  г.).  М.,  1979.
 Южгипроводхоз
Минмелиоводхоз  РСФСР
 Поступила  в  редакцию
29.IX.1980

A.  A.  POPOV2  N.  I.  CHERVONETZa  A.  Al.  POPOV
 SECONDARY  SOLONETZIZATION  AND  SODIUM  CARBONATE  SALINIZATION
OF  CHLORIDE  SOLONETZES  UNDER  IRRIGATION
 It  has  been  found  that  the  desalinization  of  chloride  solonetzes  leads  to
thair  secondary  solonetzization  and  sodium  carbonate  salinization.
 Reasons,  calling  forth  secondary  solonetzization  and  sodium  carbonate
salinization  are  shown.  Geochemical  stages  of  washing  water  formation
reflecting  physico-chemical  and  chemical  processes  in  chloride  solonetzes
and  the  evolution  of  their  chemism,  due  to  desalinization,  have  been  re¬
vealed.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.4:631.6
 Б.  А.  ЗИМОВЕЦ
 РАСПРЕДЕЛЕНИЕ  СОЛЕИ  В  ПОЧВАХ  СОЛОНЦОВЫХ
КОМПЛЕКСОВ
 Показано,  что  в  распределении  солей  в  почвах  солонцового  комплекса
наблюдается  непрерывное  увеличение  от  периферии  к  центру  солевого  кон¬
тура  как  в  вертикальном,  так  и  горизонтальном  распространении.  Наибо¬
лее  четко  упорядоченное  горизонтальное  распределение  солей  прослежи¬
вается  на  глубине  1—3  м.  Выявлены  различные  виды  упорядоченного  рас¬
пределения  хлора  (симметричный,  асимметричный,  сложносимметричный)
в  зависимости  от  линейного  размера  солевого  контура.
 До  настоящего  времени  закономерности  распределения  солей  в  почвах
изучаются  главным  образом  по  вертикальному  профилю  в  зависимости
от  уровня  и  минерализации  грунтовых  вод,  интенсивности  физического
и  биологического  испарения,  количества  атмосферных  осадков,  глубины
их  проникновения  в  почву  и  т.  д.  С  вертикальными  нисходящими  и  вос¬
ходящими  движениями  почвенных  растворов  связывают  основные  поч¬
венно-геохимические  закономерности  дифференциации  солей  по  почвен¬
ному  профилю.
 В  соответствии  с  этим  запасы  солей  и  химизм  засоления  почв,  почвен¬
но-мелиоративные  и  почвенно-геохимические  прогнозы,  сезонно-годовые
и  многолетние  солевые  режимы  почв,  как  и  их  графическое  изображение,
проводят  в  основном  по  вертикальному  профилю  почвы  или  по  слоям  в
пределах  отдельных  почвенных  контуров  и  массивов  [10—12,  20—22,  33,
34,38,  39  и  др.]
 Закономерности  горизонтального  распределения  состава  и  концентра¬
ции  солей  в  зоне  аэрации  почв  в  пределах  отдельных  геохимически  со¬
пряженных  контуров  и  почвенных  ареалов  изучены  мало.  Теоретические
основы  оценки  пространственного  варьирования  засоления  почв,  вопросы
типизации  и  терминологии  различных  видов  горизонтального  распределе¬
ния  солей,  как  и  методы  их  изучения,  все  еще  остаются  неразработанны¬
ми  как  в  СССР,  так  и  за  рубежом.
 Природное  пространственное  варьирование  засоления  почв  обычно
объясняют  неоднородностью  физических  свойств,  механического  соста¬
ва,  литологического  строения  почв  и  почвообразующих  пород,  неоднород¬
ностью  исходного  засоления  в  результате  различной  миграционной  спо¬
собности  отдельных  ионов  и  т.  д.  [13,  21,  24,  39  и  др.].  Качественную
оценку  степени  и  химизма  засоления  отдельных  компонентов  почвенного
комплекса  обычно  определяют  по  типовым  разрезам  или  скважинам,  а
количественную  —  методом  массового  опробования  с  последующей  мате¬
матической  обработкой  данных  для  вычисления  среднего,  стандарта,
коэффициента  вариации  и  т.  д.  [5,  30,  31,  33,  42  и  др.],  а  также  основных
законов  распределения,  характер  которых  может  быть  нормальным,
логнормальным,  пуассоновским  [13,  30,  32  и  др.].
 Однако  при  таком  подходе  математическая  статистика,  включая  и  за¬
коны  статистического  распределения,  не  раскрывает  объективно  сущест¬
вующие  закономерности  пространственных  изменений  свойств  почв,  в  том
числе  и  изменений  в  содержании  солей.  Они  помогают  лишь  оценить
достоверность  средних  величия  и  варьирования,  полученных  в  соответ-
 126

ствии  с  гипотетической  или  эмпирической  моделью  статистического  рас¬
пределения  [8,  26,  27,  40  и  др.].
 Для  изучения  природной  пространственной  неоднородности  свойств
почв  необходимо  применение  таких  подходов  и  методов  изучения,  кото¬
рые  раскрывают  реально  существующие  закономерности,  как  случайные,
так  и  неслучайные  (трендовые),  независимо  от  априорных  гипотез  и  дру¬
гих  обстоятельств.  С  этой  целью  для  изучения  пространственной  неодно¬
родности  геологических  пород  используются  детерминированные  модели,
модели,  основанные  на  теории  случайных  функций,  и  др.  [27,  29].  Такие
подходы  нашли  применение  и  в  почвоведении  [9,  25,  26,  40  и  др.].  В  част¬
ности,  Ф.  И.  Козловский  применяет  теорию  случайных  функций  при  изу¬
чении  элементарных  почвенных  ареалов  и  солевого  режима  почв.
 Ранее  мы  сообщали,  что  в  условиях  Прикаспийской  низменности
формируется  несколько  типов  природного  пространственного  распределе¬
ния  солей  в  зоне  аэрации  почв  солонцовых  комплексов:  сплошной,  нерав¬
номерный,  пятнистый  [15—18  и  др.].  Их  формирование  связано  с  комп¬
лексом  гидрогеологических,  ландшафтно-геохимических,  рельефных,
климатических  и  других  природных  условий,  которые  определяют  слож¬
ную  взаимосвязь  и  взаимозависимость  процессов  вертикальной  и  гори¬
зонтальной  миграции  и  аккумуляции  солей.  Особое  место  в  развитии
этих  процессов  принадлёжит  микрорельефу,  с  которым  связаны  поверх¬
ностное  распределение  влаги  и  различная  глубина  и  степень  весеннего
увлажнения  и  летнего  иссушения  почв  солонцового  комплекса.
 По  данным  Роде,  Польского  и  Максимюк  [36],  Роде  [37],  Бондарева
[6]  и  других  исследователей,  вода,  поступившая  в  темноцветную  почву
микрозападин,  проникает  на  глубину  до  3—5  м.  При  этом  влажность
почвы  по  всему  профилю  достигает  20—23%  и  более.  В  соседних  с  нею
каштановых  почвах  на  микросклонах  и  в  солонцах,  расположенных  на
микроповышениях,  весенняя  влага  достигает  глубины  не  более  1,0—1,5  м.
Глубже  (до  2,5—3,0  м)  в  этих  почвах  влажность  не  превышает  12—16%
и  остается  постоянной  в  течение  всего  года.  Летний  расход  влаги  на
испарение  в  этих  почвах  также  различный.  В  условиях  неравномерного
увлажнения,  накопления  и  расхода  влаги  в  зоне  аэрации  почв  солонцо¬
вого  комплекса  постоянно  формируются  градиенты  влажности,  под  влия¬
нием  которых  растворы  мигрируют  в  направлении  от  более  увлажненных
почв  микрозападин  в  сторону  более  иссушенных  солонцовых  почв  микро¬
повышений.  В  схеме  процесс  природного  увлажнения  и  иссушения  почв'
солонцового  комплекса  показан  на  рис.  1.
 Специальные  эксперименты  Абрамовой  [1]  также  показали,  что  под¬
вешенная  пленочно-капиллярная  влага  передвигается  в  любом  направле¬
нии  к  месту  испарения,  даже  если  оно  находится  в  глубине  почвы.
Вместе  с  этой  влагой  перемещаются  и  соли.  Признаки  внутрипочвенного
горизонтального  передвижения  солей  с  почвенными  растворами  под
влиянием  градиентов  влажности  были  замечены  давно  в  целинных  и  оро¬
шаемых  почвах.  Еще  в  1900  г.  Богдан  [2],  изучая  солонцовые  комплексы
почв  в  Нижнем  Заволжье,  высказал  мысль  о  возможной  внутрипочвен-
ной  горизонтальной  миграции  солей  под  влиянием  поверхностного  пере¬
распределения  влаги  в  зависимости  от  микрорельефа.  Позже  об  этом  пи¬
сали  Летунов,  Долгов,  Галкин  [28],  Ковда,  Большаков  [23],  Большаков,.
Боровский  [4],  Иванова  [19],  Ковда  [22],  Егоров  [11]  и  др.  В  частности,
Ковда  [22]  отмечал,  что  «вследствие  рассоления  депрессий  происходит
засоление  микроповышений».  Егоров  [11],  анализируя  солевые  профили
солонцов  междуречья  Сал  —  Маныч,  высказал  предположение,  что  раз¬
личные  солевые  аномалии  в  верхнем  метровом  слое  почв  обусловлены
не  вертикальной  миграцией  солевых  растворов,  а  «процессами  горизон¬
тального  перераспределения  солей  между  различными  компонентами
почвенного  комплекса»,  расположенными  в  различных  элементах  микро¬
рельефа.
 127

Нами  пространственное  распределение  солей  наиболее  подробно  изу¬
чено  в  полуавтоморфных  (лугово-степных)  ландшафтах  северо-западной
части  Прикаспийской  низменности,  где  грунтовые  воды  залегают  на  глу¬
бине  6—7  м  от  поверхности  и  имеют  минерализацию  от  0,5—1,0  г/л  под
лугово-каштановыми  и  каштановыми  почвами  до  3—5  г/л  под  солонца¬
ми.  Зона  аэрации  почв  и  грунтов  представлена  толщей  тяжелых  суглин¬
ков  и  глин.  Поверхность  территории  характеризуется  выраженным  мик¬
рорельефом  с  амплитудой  колебания  превышений  в  среднем  около
55—30  см.
 /) 	в
 Рис.  1.  Схема  природного  увлажнения  комплексов  почв
 А  —  весной,  Б  —  осенью.  I  —  по  данным  Роде  [37],  II  —  по  данным  Роде,  Польского
и  Максимюк  [36].  Влажность,  %  от  веса.  1  —  солонец,  2  —  каштановая  почва,  3  —  тем¬
ноцветная  почва
 В  комплексном  почвенном  покрове  по  растительным  ассоциациям  чет¬
ко  выделяются  пятна  солончаковых  солонцов  (мелких  и  средних  до
35—45%  площади),  светло-каштановых  солончаковатых  почв  (до
15—25%)  и  лугово-каштановых  (темноцветных)  незасоленных  почв  мик¬
розападин  (до  35—45%  площади  всего  комплекса).  Компоненты  почвен¬
ного  покрова  и  связанные  с  ними  растительные  ассоциации  приурочены
к  элементам  микрорельефа.  Солонцы  с  чернополынными  ассоциациями
расположены  на  микроповышениях,  светло-каштановые  почвы  с  полын-
но-ромашниковой  ассоциацией  —  на  микросклонах,  темноцветные  почвы
со  злаково-разнотравной  растительностью  —  в  микропонижениях.  Кон¬
туры  почв  солонцового  комплекса  имеют  следующие  линейные  размеры:
светло-каштановые  почвы  —  от  1,5—2,5  до  3,5—5,5  м,  солонцы  и  темно-
цветные  почвы  —  от  15—20  до  35—50  м.  Статистический  средний  линей¬
ный  размер  (протяженность)  отдельных  пятен  почв  изменяется  для  со¬
лонцов  от  5  до  12,5  м  (п=125),  для  светло-каштановых  от  1,5  до  2,9  м
(п=240),  для  темноцветных  почв  от  9,5  до  11,5  м  (п=134).
 128

Глубинный  солевой  контур  объединяет  солончаковый  среднестолбча¬
тый  солонец  и  солончаковатую  светло-каштановую  почву.  Линейный  раз¬
мер  этого  контура  в  горизонтальном  направлении  изменяется  от  10  до
50  м  [18].  Темноцветные  почвы  микрозападин  не  засолены  до  глубины
4—5  м,  что  создает  пятнистый  тип  пространственного  распределения  со¬
лей  в  зоне  аэрации  комплексных  почв.
 Нами  при  изучении  природных  закономерностей  распределения  солей
в  зоне  аэрации  солонцовых  комплексов  почв  использована  следующая
система  методов:  микропрофильный  отбор  почвенных  образцов,  анализ
водной  вытяжки,  составление  графиков  изолиний,  отображающих  про¬
странственное  распределение  количественных  показателей  содержания
солей  и  отдельных  ионов,  вариационно-статистическая  обработка  и  кор¬
реляционный  анализ  аналитических  данных.
 Для  исследований  было  заложено  более  10  микропрофилей  в  направ¬
лении  от  лугово-каштановой  (темноцветной)  почвы  через  светло-кашта¬
новую  и  солонец  до  пятна  следующей  лугово-каштановой  почвы  микроза¬
падины.  Точки  опробования  (скважины)  закладывали  на  равном  рас¬
стоянии  друг  от  друга,  через  1—3  м  в  зависимости  от  линейного  размера
(протяженности)  солонцового  комплекса,  с  тем  чтобы  обеспечить  харак¬
теристику  не  только  основных,  но  и  переходных  вариантов  засоления
почв.  В  каждой  скважине  образцы  отбирали  из  20-сантиметровых  слоев
до  глубины  5—7  м.  Графическое  изображение  данных  анализов  прово¬
дили  в  виде  галоизолиний,  которые  строили  в  соответствии  с  количест¬
венными  показателями  каждого  изученного  образца  почвы  в  горизонталь¬
ном  и  вертикальном  направлении.  Эти  графики  наглядно  показывают
геохимическую  сопряженность  не  только  основных  компонентов  солонцо¬
вого  комплекса,  но  и  каждой  точки  опробования  в  исследованном  про¬
странстве.
 Исследования  показали,  что  в  зоне  аэрации  почв  солонцовых  комп¬
лексов  и  отдельных  почвенных  ареалов  этого  комплекса  объективно
существуют  случайный  и  упорядоченный  вид  пространственного  распре¬
деления  солей.  Упорядоченное  горизонтальное  распределение  солей  в
зоне  аэрации  почв  —  это  постепенное  изменение  их  содержания  в  направ¬
лении  от  лугово-каштановой  почвы  в  сторону  центра  солонцового  пятна.
Наиболее  четко  упорядоченное  горизонтальное  распределение  солей  и  от¬
дельных  ионов  прослеживается  на  глубине  1—3  м.  Выше  и  ниже  этого
слоя  соли  распределены  относительно  равномерно  с  различными  случай¬
ными  отклонениями.  В  пределах  пятнистого  солевого  контура  упорядо¬
ченное  горизонтальное  распределение  имеют  все  компоненты  солей  поч¬
вы.  Наиболее  четко  распределяются  подвижные  ионы  хлора  и  серы,  каж¬
дый  из  которых  имеет  самостоятельные  ареалы  максимального  содер¬
жания  в  пределах  солевого  контура.  Пространственная  дифференциация
активных  водных  мигрантов  четко  прослеживается  на  графиках  галоизо¬
линий,  которые  имеют  ёлипсоидный  вид  (рис.  2).
 По  мере  увеличения  абсолютного  содержания  солей  размер  контуров
с  высоким  содержанием  солей  обычно  уменьшается.  Например,  когда
линейный  размер  солевого  контура  достигает  17—20  м,  протяженность
контура  с  изолинией  максимального  содержания  суммы  солей  (2,6%)  не
превышает  в  среднем  3  м.  Пространственное  увеличение  суммы  солей
связано  главным  образом  с  увеличением  содержания  ионов  натрия  и
серы.  В  пространственном  изменении  содержания  хлор-иона  обнаружена
связь  с  линейным  размером  солевого  контура,  в  зависимости  от  которого
формируется  несколько  видов  упорядоченного  распределения  хлор-иона
в  зоне  аэрации  почв  солонцовых  комплексов:  симметричный,  асимметрич¬
ный,  сложносимметричный.
 Пространственное  горизонтальное  передвижение  солей  в  зоне  аэрации
комплексных  почв  в  целинных  и  орошаемых  условиях  проверено  и  под¬
тверждено  специальными  экспериментами  с  растворами  хлористого  ли-
 1&9
 9  Почвоведение,  №  1

7
 Гц  Л) 	Сн
 13 	з
 КА  Тц
д
 Рис.  2.  Пространственное  распределение  суммы  солей,  ионов
хлора  и  серы  в  пятнистом  солевом  контуре
 А  —  сумма  солей,  %,  Б  —  хлор-нон,  мг-экв/ЮО  г  почвы,
 В  —  сульфат-ион,  мг-экв/100  г.  почвы.  /,  2,  5  и  т.  д.—  номера
скважин.  Тц  —  темноцветная  почва,  Ki  —  светло-каштановая
почва,  Сн  —  лугово-степной  солонец
 тия,  искусственно  внесенного  в  разные  почвы  комплекса  на  глубину
1,5—2,5  м.  Раствор  хлористого  лития  вносили  в  3  скважины,  расположен¬
ные  треугольником  на  расстоянии  30—50  см  друг  от  друга.  Через  2—3  го¬
да  проводили  отбор  почвенных  образцов  микропрофильным  методом  из
5—7  скважин,  заложенных  вблизи  места  внесения  лития  на  расстоянии
50  см  друг  от  друга  *.
 Исследования  показали,  что  в  каштановой  почве  литий  мигрирует
преимущественно  в  сторону  солонца,  в  солонце  —  в  направлении  к  цент-
 *  Содержание  лития  определено  в  водной  вытяжке  (1:5)  на  пламенном  фотометре
Н.  И.  Ивановой  и  Р.  В.  Долгополовой.
 130

ру  солонцового  ареала,  в  темноцветной  почве  литий  относительно  равно¬
мерно  распределяется  в  обе  стороны  от  места  внесения.  В  целинных
условиях  раствор  хлористого  лития  за  2—3  года  передвигается  в  горизон¬
тальном  направлении  на  расстоянии  до  1,0  ж  от  места  внесения.
 Таким  образом,  средняя  многолетняя  скорость  миграции  лития  в  при¬
родных  условиях  солонцовой  почвы  достигает  0,3  м/год,  в  каштановой  —
0,15  м/год.  В  орошаемых  условиях  скорость  миграции  лития  в  горизон¬
тальном  направлении  увеличивается  в  2—3  раза  (рис.  3).  Впервые  выяв-
 Е 	ЛГ
 Рис.  3.  Горизонтальное  перемещение  растворов  лития  в  орошаемых  автоморфныХ
 почвах
 Л  —схема  размещения  скважин,  Б  —  содержание  лития.  I,  II,  III  —  номера  микро¬
профилей.  /,  2,  3  —  номера  скважин.  1,0—5,0—20,0  —  изолинии  содержания  лития,
 мл-экв/ЮО  г  почвы
 ленные  скорость  и  расстояние  горизонтального  внутрипочвенного  пере-'
движения  растворов  лития  в  природных  и  орошаемых  условиях,  как  и
различные  виды  упорядоченного  распределения  хлор-иона,  потребуют
дальнейших  экспериментальных  и  теоретических  обоснований.  В  настоя¬
щее  время  для  интерпретации  полученных  данных  мы  ограничились
использованием  общих  законов  гидродинамики,  в  частности  связанных
 9*
 131

с  градиентами  влажности.  Не  исключено,  что  здесь  происходят  также
осмотическая  фильтрация  воды,  диффузионная  миграция  солей  и  другие
процессы,  роль  которых  в  упорядоченном  распределении  солей  предстоит
еще  уточнить  специальными  исследованиями.  Но  какими  бы  процессами
не  было  обусловлено  данное  явление,  определенно  можно  сказать,  что
горизонтальная  миграция  солей  в  зоне  аэрации  почв  реально  существует
и  с  нею  связано  упорядоченное  их  распределение  в  пространстве.
 Упорядоченное  распределение  солей  в  зоне  аэрации  почв  можно  опи¬
сать  математически,  что  позволит  прогнозировать  почвенно-геохимиче¬
ские  процессы  на  орошаемых  землях  с  комплексным  почвенным  покро¬
вом  и  вести  расчет  запасов  солей  на  новом  количественном  уровне.
В  этом  отношении  выявленные  типы  и  виды  пространственного  распреде¬
ления  солей  можно  рассматривать  как  составные  элементы  детерминиро¬
ванной  модели  с  пространственной  переменной  (по  Комарову).  Однако
математическая  модель  упорядоченного  распределения  солей  в  солонцо¬
вых  комплексах  почв  еще  не  создана  из-за  сложности  расчета  и  описа¬
ния  взаимосвязи 	горизонтальных  и  вертикальных  процессов  миграции
 растворов  в  различных  горизонтах  зоны  аэрации  почв.  Отдельные  при¬
меры  природного  упорядоченного  распределения  хлора  в  некоторых  го¬
ризонтах  зоны  аэрации  почв  описываются  уравнениями  регрессии  [18].
 Например,  при  симметричном  распределении  хлора  в  пятнистом  кон¬
туре  для  глубины 	80—100  см
 Y=0,05  хг+0,74  х—0,09, 	(1)
 У=2,36*2+0,13*, 	(2)
 для  глубины  150—170  см
 У=0,03  х2+0,40  х  +1,37, 	(3)
 У=3,99х2+0,17  х, 	(4)
 где  У  —  содержание  хлора,  мг-экв!  100  г  почвы,  х  —  расстояние  от  нача¬
ла  солевого  контура  (темноцветной  почвы)  до  изучаемой  точки  (скважи¬
ны).  Уравнения  (1)  и  (3)  учитывают  солевой  контур  солонца  и  светло-
каштановой  почвы  в  целом,  уравнения  (2)  и  (4)—отдельные  участки
солонцового  пятна.  Разница  расчетных  и  экспериментальных  данных  не
превышает  1—2%.
 Выявленные  особенности  пространственного  распределения  солей  в
зоне  аэрации  солонцовых  комплексов  почв  и  его  отдельных  ареалов  по¬
зволяют  по-новому  оценить  ряд  научно-теоретических  и  практических
проблем  генетико-геохимического  и  мелиоративного  почвоведения.  Они
позволяют  более  детально  изучать  генезис  и  географию  почв  солонцовых
комплексов  с  учетом  возможности  перехода  одних  почв  комплекса  в  дру¬
гие  без  участия  грунтовых  вод.  Известно,  что  процессы  постепенного  оп¬
реснения  почв  микрозападин  при  одновременном  засолении  соседних
почв  микроповышений  связаны  с  просадочными  явлениями,  углублением
и  расширением  микропонижений.  Эти  процессы  сопровождаются  смеще¬
нием  почв  комплекса  в  пространстве.  Часть  из  них  объединяется  в  новые,
более  крупные  контуры,  среди  других  возникают  новые  понижения  и
повышения.  Все  это  вызывает  существенное  изменение  прежде  всего  в
солевых  аккумуляциях,  а  затем  и  в  самих  почвах.
 В  таких  условиях  солонцовые  почвы  могут  формироваться  не  только
на  месте  бывших  засоленных  почв,  но  и  на  месте  опресненных  каштано¬
вых  и  лугово-каштановых  почв,  которые  вторично  засоляются  и  осолон-
цовываются  под  влиянием  внутрипочвенной  горизонтальной  миграции
капиллярно-пленочных  солевых  растворов.  Автоморфные  солонцы  и  каш¬
тановые  почвы  также  могут  подвергаться  вторичному  засолению  без
участия  грунтовых  вод  за  счет  горизонтальных  процессов  перераспреде¬
ления  солей  от  соседних  почвенных  компонентов  комплекса.  На  основе
 132

Изменение  запасов  солей  (т/га)  в  зоне  аэрации  солонцов  и  светло-каиипанозых  почв
в  зависимости  от  микрорельефа
 Амплитуда
 Номер
 Глубина,  м
 микрорель¬
ефа,  см
 разреза
 0-1
 1—2
 2-3
 3—4
 4—5
 5-6
 0—2
 0-3
 Солонцы
 8—12
 23
 105
 251
 191
 56
 17
 18
 356
 547
 31
 107
 236
 216
 43
 29
 20
 343
 559
 27
 145
 216
 223
 181
 117
 28
 359
 582
 13-26
 10
 131
 254
 231
 104
 23
 21
 385
 616
 20
 135
 244
 240
 185
 29
 23
 379
 619
 27-41
 1
 162
 275
 231
 53
 24
 14
 437
 668
 4
 154
 224
 235
 67
 18
 15
 398
 633
 7
 171
 229
 239
 161
 40
 27
 400
 639
 Светло
 -каштановь
 ае  почвы
 8—12
 25
 11
 69
 105
 74  |
 19  |
 20
 80
 185
 13-26
 28
 5
 65
 140
 Не  опр.
 70
 210
 29
 6
 64
 130
 »
 70
 200
 27—41
 3
 47
 130
 78
 36
 21
 15
 177
 255
 6
 21
 110
 95
 45
 25
 18
 131
 226
 9
 4
 63
 167
 100
 49
 22
 67
 2d4
 выявленных  особенностей  пространственного  распределения  солей  по-
иному  оцениваются  общие  процессы  засоления  и  рассоления  почв  и  ланд¬
шафтов  сухостепной  и  полупустынной  зон.
 Существует  мнение,  что  полупустынная  территория  с  комплексным
почвенным  покровом  переживает  период  медленного  рассоления  и  остеп-
нения.  Основанием  для  подобного  заключения  служит  тот  факт,  что  сре¬
ди  засоленных  полупустынных  солончаково-солонцовых  почв  формиру¬
ются  в  разной  степени  опресненные  почвы  с  глубоким  солонцовым  и
засоленным  горизонтами,  а  также  полностью  опресненные  почвы  микро¬
понижений  с  развитой  степной  растительностью.  Однако  если  подсчитать
запасы  солей  в  отдельных  почвах  комплекса,  то  оказывается,  что  они
мало  изменяются  от  того,  что  в  комплексе  появляются  в  разной  степени
опресненные  почвы  микрозападин.
 Из  таблицы  видно,  что  с  увеличением  амплитуды  микрорельефа  от
8—12  до  27—41  см  содержание  солей  в  верхних  2—3  м  увеличивается  в
каштановой  почве  на  50—80  т/га,  в  солонце  —  на  100—120  т/га.  Объяс¬
няется  это  тем,  что  под  влиянием  процесса  горизонтальной  миграции
часть  солей,  ранее  содержащихся  в  почвах  понижений,  не  удаляется  из
сферы  почвообразования,  а  поступает  в  соседние  почвы  микросклонов  и
микроповышений.  В  соответствии  с  этим  по-иному  прогнозируется  поч¬
венно-геохимическое  состояние  пустынно-степного  ландшафта.  В  усло¬
виях  сохранения  современной  природной  биоклиматической  обстановки  и
микрорельефа  нет  оснований  ожидать  эволюции  малопродуктивных
полупустынных  ландшафтов  в  более  продуктивные  степные.
 Учет  изученного  явления  может  повысить  также  научную  ценность  и
информативность  материалов,  полученных  по  отдельным  типовым  разре¬
зам  и  скважинам,  в  представительности  которых  в  последнее  время
высказано  определенное  сомнение  при  почвенно-географических,  почвен¬
но-мелиоративных  и  других  исследованиях.
 В  заключение  отметим,  что  солонцовые  комплексы  почв  занимают
около  10  млн.  га  в  сухостепной  и  полупустынной  зонах  СССР.  В  на¬
стоящее  время  их  значительная  часть  распахана,  в  перспективе  .плани¬
руется  их  освоение  в  орошаемом  земледелии.  Учет  новых  представлений
об  упорядоченном  распределении  солей  в  зоне  аэрации  почв  позволяет
повысить  качество  оценки  этих  почв  и  научную  обоснованность  методов
 133

и  способов  мелиорации  и  повышения  их  плодородия.  Потребуется  много¬
компонентная  система  почвенно-мелиоративных  мероприятий,  которые
обеспечат  одновременно  с  рыхлением  и  перемешиванием  солонцового  и
подсолонцового  горизонтов  ликвидацию  микрорельефа  и  создание  одно¬
родного  и  высокоплодородного  пахотного  и  подпахотного  слоев  почв  в
пространстве.  Только  в  этих  условиях  можно  ожидать  активацию  фрон¬
тально-вертикальных  путей  миграции  почвенных  растворов  и  уменьше¬
ние  горизонтальных,  которые  способствуют  развитию  и  реставрации  пят¬
нистого  засоления,  осолонцевания  и  ощелачивания  почв  без  участия
грунтовых  вод.
 Выводы
 1. 	В  зоне  аэрации  почв  солонцовых  комплексов  выявлено  несколько
природных  видов  упорядоченного  горизонтального  распределения  солей.
Рассчитана  регрессивная  модель  упорядоченного  распределения  хлора  на
глубину  80—100  и  150—170  см.  Выполнено  моделирование  этого  процес¬
са  в  природных  и  орошаемых  условиях.
 2. 	Упорядоченное  горизонтальное  распределение  солей  в  зоне  аэра¬
ции  солонцового  комплекса  почв  —  это  постепенное  изменение  их  содер¬
жания  в  направлении  от  периферии  к  центру  солевого  контура  с  геохими¬
ческой  дифференциацией  и  формированием  в  этом  же  направлении  ареа¬
лов  максимального  содержания  хлоридов  и  сульфатов.  Наиболее  четко
эти  процессы  прослеживаются  на  глубине  1—3  м.
 3. 	Упорядоченное  горизонтальное  распределение  солей  в  зоне  аэра¬
ции  почв  солонцовых  комплексов  происходит  под  влиянием  горизонталь¬
ных  градиентов  влажности,  которые  формируются  в  результате  неравно¬
мерной  глубины  и  степени  увлажнения  почв  и  расхода  влаги  в  почвах,
расположенных  в  разных  элементах  микрорельефа.
 4. 	Познание  природных  закономерностей  пространственного  распре¬
деления  солей  в  почвах  вносит  существенное  изменение  в  развитие  тео¬
рии  почвенно-геохимических  процессов,  разработки  методов  полевых  и
лабораторных  исследований,  а  также  в  принципы  мелиоративной  оценки
и  приемов  освоения  солонцовых  комплексов  почв.
 Литература
 1. 	Абрамова  М.  М  Передвижение  воды  при  испарении.  Тр.  Почв,  ин-та  им.  В.  В.  До¬
кучаева,  т.  49,  1953
 2. 	Богдан  В  С  Отчет  Валуйской  с-х.  станции.  Спб.,  1900.
 3  Большаков  А.  Ф  Исследование  Джаныбекского  стационара.  Тр.  комиссии  по  ирри¬
гации,  сб.  10.  1937.
 4. 	Большаков  А  Ф,  Боровский  В.  М.  Почвы  и  микрорельеф  Каспийской  низменно¬
сти.  В  сб.:  Солонцы  Заволжья,  вып  7,  1937
 5. 	Боровский  В  М.  Опыт  изучения  варьирования  некоторых  свойств  почв  Южного  Ка-
,  захстана.  В  сб.:  Почвенные  комбинации  и  их  генезис  М,  «Наука»,  1972.
 6  Бондарев  А.  Г.  О  горизонтальном  передвижении  влаги  в  орошаемых  почвах  За¬
волжья.  Тез  докл.  IV  съезда  почвоведов.  Алма-Ата,  1970.
 7.  Бондарев  А  Г.  О  роли  горизонтального  передвижения  влаги  в  орошаемых  почвах
Заволжья.  Бюл.  Почв  ин-та,  вып.  5,  1972.
 8 	Дмитриев  Е.  А.  Математическая  статистика  в  почвоведении.  М.,  1972.
 9 	Дмитриев  Е.  А,  Самсонова  В  Л.  Пространственная  изменчивость  некоторых  свойств
дерново-подзолистых  почв  под  лесом.  В  сб.:  GrpyKfypa  почвенного  покрова  и  исполь¬
зование  почвенных  ресурсов  М,  «Наука»,  1978.
 10.  Егоров  В.  В.  Почвообразование  и  условия  проведения  оросительных  мелиораций  в
дельтах  Кура-Араксинской  низменности  М,  1959.
 И.  Егоров  В.  В.  Солевые  аномалии  в  профиле  степных  солонцов.  Почвоведение,  1967,
№  5
 12  Егоров  В  В.  Предпосылки  к  выбору  действенных  способов  мелиорации  солонцов
В  сб:  Приемы  и  методы  совершенствования  мелиорации  солонцов,  М,  1976.
 13.  Егоров  В.  В  Новейшие  тенденции  в  регулировании  солевого  режима  орошаемых
почв  В  сб.:  Изменение  плодородия  почв  при  орошении  вновь  осваиваемых  земель.
М,  1977.
 14  Зимовец  Б  А  Солевые  процессы  в  лугово-степных  солонцах  Заволжья.  В  сб.:  Ме¬
лиорация  солонцов.  М,  1967.
 134

15. 	Зимовец  Б.  А.  Процессы  накопления  и  перераспределения  солей  в  комплексных  поч¬
вах  полупустынной  зоны.  В  сб.:  Мелиорация  орошаемых  засоленных  почв.  М.,  1970.
 16. 	Зимовец  Б.  А.  О  происхождении,  накоплении  и  перераспределении  солей  в  почвах
Прикаспийской  низменности.  Почвоведение,  1970,  №  5.
 17. 	Зимовец  Б.  А.  Горизонтально-боковые  процессы  перераспределения  солей  в  почвах
Прикаспийской  низменности.  Тез.  докл.  IV  съезда  почвоведов.  Алма-Ата,  1970.
 18. 	Зимовец  Б.  А.  Микропрофильный  метод  изучения  закономерностей  пространствен¬
ного  распределения  солей  в  комплексных  почвах.  Тр.  Почв,  ин-та  им.  В.  В.  Доку¬
чаева,  1975.
 19. 	Иванова  Е.  Н.  Генезис  и  эволюция  засоленных  почв  в  связи  с  географической  сре¬
дой.  В  сб.:  Почвы  СССР.  М.,  Изд.  АН  СССР,  1939.
 20. 	Ковда  В.  А.  Солонцы  и  солончаки,  М.,  1937.
 21. 	Ковда  В.  А.  Происхождение  и  режим  засоленных  почв,  т.  1,  2.  М.,  1946,  1947.
 22. 	Ковда  В.  А.  Почвы  Прикаспийской  низменности.  М.,  Изд.  АН  СССР,  1951.
 23. 	Ковда  В.  А.,  Большаков  А.  Ф.  Водно-солевой  режим  почв  Каспийской  равнины.  Тр.
Всесоюзн.  конф.  физиологов  и  почвоведов,  т.  1.  Саратов,  1937.
 24. 	Качинский  Н.  А.  Физика  почв,  ч.  1,2.  М.,  1970.
 25. 	Козловский  Ф.  И.  Варьирование  засоленности  и  ее  факторов  внутри  ЭПА  солонцов.
В  сб.:  Структура  почвенного  покрова  и  использование  почвенных  ресурсов.  М.,
«Наука»,  1978.
 26. 	Козловский  Ф.  И.  Методы  изучения  солевого  режима  почв.  В  сб.:  Методы  стационар¬
ного  изучения  почв.  М.,  «Наука»,  1977.
 27. 	Комаров  И.  С.  Накопление  и  обработка  информации  при  инженерно-геологических
исследованиях.  М.,  «Недра»,  1972.
 28. 	Летунов  П.  А.,  Долгов  С.  И.,  Галкин  И.  В.  Водные  свойства  и  агромелиоративная
характеристика  почв.  В  сб.:  Физика  почв  СССР.  М.,  Сельхозгиз,  1936.
 29. 	Матерон  Ж.  Основы  прикладной  геостатистики.  М.,  «Недра»,  1968.
 30. 	Маргулис  В.  Ю.  Количественная  оценка  засоленности  почв  при  промывке  засолен¬
ных  почв.  В  сб.:  Почвы  крупнейших  ирригационно-мелиоративных  систем  в  хлопко¬
сеющей  зоне.  М.,  1975.
 31. 	Морозов  А,  ФКизилова  А.  А.  Варьирование  содержания  солей  в  солончаковых
почвах.  Докл.  АН  СССР,  т.  110,  №  6,  1956.
 32. 	Морозов  А.  Т.  Теоретический  учет  особенностей  промывок  засоленных  почв  на
 конусах  выноса  Ширванской  степи.  В  сб.:  Мелиорация  почв  Кура-Араксинской  низ¬
менности.  М.,  1962. 	1
 33. 	Муратова  В.  С.  Варьирование  засоления  почв  в  пределах  одного  разреза.  Почвове¬
дение,  1970,  №  9.
 34. 	Рабочее  И.  С.  Мелиорация  засоленных  почв.  Туркмениздат,  1964.
 35. 	Рабочее  И.  С.  Некоторые  параметры  водно-солевого  режима  почв  по  данным  ли¬
зиметрических  исследований.  Тр.  X  Междунар.  конгр.  почвов.  М.,  1974.
 36. 	Роде  А.  А.,  Польский  М.  Н.,  Максимюк  Г.  П.  Почвы  полупустыни  Северо-западного
Прикаспия  и  их  мелиорация.  Тр.  Почв,  ин-та  им.  В.  В.  Докучаева,  т.  56,  1961.
 37. 	Роде  А.  А.  (при  участии  Польского  М.  Н.)  Водный  режим  почв  полупустыни.  М.,
Изд.  АН  СССР,  1963.
 38. 	Розанов  А.  Н.  Фазы,  стадии  и  типы  вторичного  засоления  почв  при  орошении.
В  сб.:  Проблемы  советского  почвоведения,  вып.  14.  М.—  Л.,  1946.
 39. 	Розанов  А.  Я.  Засоление  и  мелиорация  орошаемых  почв.  В  сб.:  Применение  дренажа
в  орошаемых  районах.  М.,  1958.
 40. 	Рожков  В.  А.  Алгоритмы  и  программы  статистической  обработки  наблюдений  в  поч¬
воведении.  М.,  1973.
 41. 	Торн  Д.,  Питерсон  С.  Орошаемые  почвы.  М.,  1952.
 42. 	Филиппова  В.  Н.,  Серообольский  И.  П.  Варьирование  химических  свойств  темно¬
каштановой  почвы.  Тр.  комиссии  по  ирригации,  сб.  10,  1937.
 Почвенный  институт 	Поступила  в  редакцию
 им.  В.  В.  Докучаева 	2.VIII.1979  г.
 В.  A.  ZIMOVETZ
 DISTRIBUTION  OF  SALTS  IN  SOILS  OF  SOLONETZIC  COMPLEXES
 The  main  feature  of  salt  distribution  in  Soils  of  solonetzic  complex  is
that  their  content  continuously  increases  from  the  periphery  to  the  centre
of  the  contour,  both  vertically  and  horizontally.  The  horizontal  distribution
of  salts  is  seen  more  clearly  at  the  depth  of  1—3  m.  Different  kinds  of  a
regular  distribution  of  chlorine  (symmetric,  asymmetric,  complicated  sym¬
metric)  depending  on  linear  dimensions  of  the  salt  contour  are  described.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 ДИСКУССИИ
 УДК  631.48
 СОКОЛОВ  И.  А.,  ГРАДУСОВ  Б.  П.
 ОСОБЕННОСТИ  АВТОНОМНОГО  ПОЧВООБРАЗОВАНИЯ
В  УСЛОВИЯХ  ХОЛОДНОГО  ГУМИДНОГО  КЛИМАТА
 Показано,  что  в  условиях  холодного  гумидного  климата  на  рыхлых
дериватах  основных  пород  формируются  самобытные,  не  имеющие  ана¬
логов,  почвы.  Предлагается  их  выделение  в  самостоятельный  тип  грану-
земов.  Дается  эколого-географическая  и  генетическая  характеристика  гра-
нуземов.  Показано,  что  одним  из  основных  факторов,  снимающих  текстур¬
ную  дифференциацию  и  оглеение  в  профиле  грануземов,  является  острук-
туривание.
 Известны  три  основных  направления  автономного  почвообразования
на  силикатных  породах  в  условиях  холодного  гумидного  климата:
 1) 	Al-Fe-гумусовоё  —  гумусово-кислотный  гидролиз  минералов,  кислое
выщелачивание,  миграция  органо-минеральных  соединений  и  их  иллюви¬
альное  накопление  в  профиле  (Al-Fe-гумусовые  подзолы,  подбуры);
 2) 	подзолистое  текстурное  —  суспензионный  вынос  ила  из  верхних  гори¬
зонтов  в  сочетании  с  гумусово-кислотным  гидролизом  минералов  и  элю-
виально-глеевым  обезжелезнением  верхнего  горизонта  (собственно  под¬
золистые  почвы  на  суглинистых  породах)  и  3)  глеевое  почвообразование
в  условиях  застойного  переувлажнения  (болотные  и  заболоченные  поч¬
вы).  Считается,  что  эти  три  основных  направления  (в  «чистом  виде»  и  в
самых  различных  комбинациях  между  собой)  образуют  все  реальное
многообразие  автономных  почв  на  силикатных  породах  в  гумидной  суб-
арктике  [2,  10  и  др.].
 Эти  представления  сложились  в  результате  исследований,  проведен¬
ных  на  территориях,  сложенных  главным  образом  кислыми  кварцсодер¬
жащими  породами.  Изучение  почв  в  обширной  области  практически
сплошного  распространения  основных  пород  трапповой  формации  (север
Среднесибирского  плоскогорья,  плато  Путорана)  показало  здесь  сущест¬
венную  специфичность  современных  процессов  литогенеза,  почвообразо¬
вания  и  выветривания  и  позволило  говорить  о  существовании  еще  одного
направления  почвообразования,  характерного  для  суглинистых  пород,
богатых  эндогенными  легковыветривающимися  минералами;  был  описан
новый  почвенный  тип  под  предварительным  термином  «грануземы»  [б].
Есть  все  основания  полагать,  что  в  условиях  холодного  гумидного  клима¬
та  и  широкого  распространения  основных  пород  и  их  дериватов  подзо¬
листое  текстурное  почвообразование  развиваться  не  может  или  крайне
локализовано  в  связи  с  особенностями  почвообразующих  пород.  Сугли¬
нистые  подзолистые  почвы  (глееподзолистые  почвы)  здесь  как  бы  заме¬
щают  грануземы.
 В  настоящей  работе  изложена  подробная  географо-экологическая  и
генетическая  характеристика  этих  почв.
 Вкратце  напомним  биоклиматические  условия  почвообразования.
Климат  холодный,  континентальный,  избыточно  влажный.  Среднегодовая
 136

температура  —8—(1—12)°,  среднемесячная  температура  января
—26—(—36)°,  июля  12—16°.  Длина  безморозного  периода  60—80  дней.
Среднегодовое  количество  осадков  400—600  мм.  Примерно  75%  осадков
приходится  на  теплое  время  года.  Коэффициент  увлажнения  выше  1,3.
Мощность  снегового  покрова  60—80  см.  Вечная  мерзлота  имеет  практи¬
чески  сплошное  распространение.  Глубина  ее  залегания  (мощность  дея¬
тельного  слоя)  колеблется  от  30—50  см  в  торфяных  почвах  до  несколь¬
ких  метров  в  сухих  щебнистых  почвах  на  склонах  южной  экспозиции.
Исключением  являются  лишь  склоны  Среднесибирского  плоскогорья,
обращенные  к  долине  Енисея.  Здесь  к  югу  от  р.  Подкаменной  Тунгуски
(в  ее  нижнем  течении)  мерзлота  часто  отсутствует  даже  в  почвах  сугли¬
нистого  механического  состава.
 Грануземы  формируются  под  таежной  растительностью  (предтундро-
вые  редколесья,  северная  тайга,  северная  часть  средней  тайги)  с  лишай-
никово-мохово-кустарничковым,  реже  мохово-травянистым  напочвенным
покровом.  Они  занимают  автономные,  наиболее  дренированные  положе¬
ния  на  речных  террасах,  подгорных  увалистых  равнинных  и  делювиально¬
пролювиальных  и  солифлюкционных  шлейфах  склонов.
 Своеобразие  грануземов  обусловлено  в  первую  очередь  специфич¬
ностью  их  почвообразующих  пород  —  продуктов  современного  (голоцено¬
вого)  литогенеза.  При  всем  генетическом  разнообразии  современных
рыхлых  отложений  (аллювиальные,  делювиально-пролювиальные,  соли-
флюкционные  и  др.)  их  литологический  и  химико-минералогический  со¬
став  имеет  ряд  общих  особенностей,  так  как  все  рыхлые  наносы  образо¬
ваны  здесь  продуктами  разрушения  основных  пород  трапповой  формации
(долериты,  базальты,  долерито-базальты,  габбродолериты).
 Изучение  континентального  литогенеза  показало,  что  в  областях  с
господством  основных  изверженных  пород  формирование  рыхлых  отло¬
жений  подчинено  весьма  специфическим  характеризуемым  ниже  зако¬
номерностям;  многие  закономерности,  установленные  для  территорий  с
преобладанием  пород  кислого  состава,  здесь  не  действуют  [9].
 Среди  современных  рыхлых  субаэральных  отложений  (аллювиаль¬
ных,  солифлюкционных,  делювиально-пролювиальных  и  т.  п.)  в  пределах
плато  Путорана  заметную  роль  играют  наносы  относительно  тяжелого'
состава:  средние  и  тяжелые  суглинки,  реже  легкие  глины.  Даже  мало¬
мощные  ортоэлювиальные  почвы  (охристые  подбуры)  характеризуются
заметным  оглиниванием.  Содержание  ила  в  верхних  горизонтах  этих  почи
может  достигать  20%.  Такую  нехарактерную  для  горных  холодных  гу-
мидных  областей  относительно  повышенную  оглиненность  почв  и  нано¬
сов  можно  объяснить  сложной  совокупностью  ряда  причин.  Среди  них
на  одно  из  первых  мест,  по-видимому,  следует  поставить  богатство  трап¬
пов  легковыветривающимися  минералами  и  их  исходную  пропилитиза-
цию,  тонкозернистый  характер  траппов,  отсутствие  (или  очень  низкое
содержание)  инертных  минералов.  Важную  роль  могут  играть  и  особен¬
ности  седиментогенеза:  процессы  криогенной  сортировки,  избирательной;
солифлюкции,  подпочвенной  надмерзлотной  транспортировки  глинистого
мат  нала  и  т.  п.  [9].
 i  менее  своеобразна  геохимия  «траппового»  литогенеза.  Песчаные
отложения  по  химико-минералогическому  составу  практически  анало¬
гичны  исходным  магматическим  породам.  Это  объясняется  тем,  что  в
продуктах  физического  разрушения  траппов  только  тонкопесчаная  фрак¬
ция  образована  мономинеральными  зернами.  Более  крупные  фракции
(средний  и  крупный  песок,  хрящ,  щебень)  представлены  обломками  по¬
род.  Поэтому  в  процессе  транспортировки  и  седиментогенеза  практически
не  происходит  химико-минералогического  фракционирования  материала:
легкие  песчаные  и  супесчаные  рыхлые  осадочные  отложения  по  своему
химическому  и  минералогическому  составу  оказываются  идентичными
магматическим  материнским  породам  [9].
 137

По  мере  утяжеления  механического  состава  наносов  содержание  в
них  Si02  не  только  не  уменьшается,  как  это  характерно  для  территорий
с  преобладанием  кислых  пород,  а,  наоборот,  увеличивается.  Эта  законо¬
мерность  обусловлена  увеличением  в  минералогическом  составе  глинис¬
то-суглинистых  пород  доли  относительно  легких  минералов  (полевых
шпатов)  и  тонкодисперсных  глинистых  силикатов,  которые  характеризу¬
ются  более  широким  отношением  Si02:  R203,  чем  исходные  изверженные
породы  (траппы)  и  их  песчаные  дериваты.
 Содержание  А1203  по  мере  утяжеления  наноса  обнаруживает  тенден¬
цию  к  увеличению,  a  Fe2Oa  —  к  уменьшению,  что  также,  по-видимому,
обусловлено  особенностями  минералогического  состава:  по  мере  утяже¬
ления  отложений  доля  относительно  тяжелых  Fe-содержащих  минера¬
лов  (пироксенов,  рудных)  уменьшается,  а  доля  глинистых  силикатов
увеличивается.
 По  мере  утяжеления  наносов  весьма  заметно  уменьшается  доля  СаО
(разрушение  основных  плагиоклазов,  низкое  содержание  окисла  в  мине¬
ралах  илистой  фракции,  уменьшение  доли  пироксенов  и  других  Са-содер-
жащих  минералов  тяжелой  фракции,  низкое  содержание  окисла  в  илис¬
той  фракции).  Интересно,  что  уменьшение  содержания  MgO  выражено
более  заметно,,чем  Fe203,  что  объясняется  различной  геохимической  под¬
вижностью  этих  элементов,  способностью  железа  накапливаться  в  виде
различных  (в  том  числе  тонкодисперсных  и  аморфных)  вторичных  соеди¬
нений.
 Содержание  К20  с  утяжелением  наносов  заметно  растет  за  счет  по¬
вышенного  содержания  этого  элемента  в  составе  некоторых  глинистых
минералов  (гидрослюд)  и  наиболее  устойчивых  полевых  шпатов.  Содер¬
жание  Na20  и  ТЮ2  закономерных  колебаний  не  испытывает.
 Необходимо  подчеркнуть,  что  все  отмеченные  изменения  химико-мине¬
ралогического  состава  происходят  в  относительно  ограниченных  преде¬
лах.  Осадочные  породы,  даже  глинистого  состава,  по  химическому  и
минералогическому  составу  имеют  явное  сходство  с  исходными  порода¬
ми—  траппами.  Наиболее  существенной  особенностью  их  состава  явля¬
ется  почти  полное  отсутствие  инертных  минералов  (в  первую  очередь
кварца)  и  богатство  относительно  легко  выветривающимися  минералами,
в  том  числе  минералами  тяжелой  фракции.  Есть  все  основания  ожидать,
что  в  этих  условиях  одним  из  ведущих  почвообразовательных  процессов
даже  на  породах  тяжелого  состава  должен  оказаться  процесс  почвенного
внутригоризонтного  выветривания.
 Глинистые  минералы-силикаты  в  ортоэлювиальных  почвах  на  трап¬
пах  представлены  смешанослойными  образованиями  хлорит-монтморил-
лонитового  типа,  хлоритами,  монтмориллонитом,  гидрослюдами  и  тонко¬
дисперсным  кварцем  и  полевыми  шпатами  [8,  9].  Континентальные  оса¬
дочные  породы  в  общем  наследуют  этот  состав  тонкодисперсных
минералов.  Процессы  почвенного  внутригоризонтного  преобразования
минерального  состава  будут  охарактеризованы  ниже.
 Приведенные  ниже  материалы  характеризуют  «центральное  понятие»
о  грануземном  типе  почвообразования  и  основные  (внутритиповые?)  ва¬
рианты  этих  почв.
 Разрез  15  представляет  автономное  мезоморфное  почвообразование
в  северной  тайге,  он  может  рассматриваться  как  основной  «полноправ¬
ный»  представитель  грануземного  типа  почвообразования.
 Разрез  21,  заложенный  в  северной  части  средней  тайги,  характери¬
зует  переход  к  автономным  мезоморфным  среднетаежным  почвам.  Его
отличает  появление  грубогумусового  маломощного  горизонта  ОА,  ослаб¬
ление  степени  выраженности  гор.  Bmh,  отсутствие  мерзлоты  и  оглеения
при  большой  мощности  суглинистого  наноса.  Кроме  того,  в  составе  отло¬
жений  имеется  примесь  дериватов  осадочных  пород  более  кислого  со¬
става.
 138

Разрезы  17  и  19  имеют  надмерзлотное  оглеение  и  представляют
переход  к  автономному  полугидроморфному  мерзлотному  почвообразо¬
ванию.  В  разрезе  19,  кроме  того,  имеется  сеть  криогенных  трещин  и
связанный  с  ней  полигональный  нанорельеф.
 Подчеркнем  общие  морфологические  особенности  грануземов,  кото¬
рые  наиболее  ярко  выражены  в  разр.  15,  но  в  той  или  иной  степени  ха¬
рактерны  и  для  остальных  разрезов.
 Морфологически  выраженный,  достаточно  мощный  подзолистый  или
оподзоленный  горизонт  в  этих  почвах  отсутствует,  однако  залегающий  не¬
посредственно  под  подстилкой  минеральный  горизонт  на  контакте  с  под¬
стилкой  обычно  оподзолен.  Нередко  под  очесом  из  живых  мхов  и  лишай¬
ников  и  слоем  оторфенелой  лесной  подстилки  имеется  морфологически
плохо  выраженный  (иногда  выклинивающийся)  элювиальный  микрого¬
ризонт  (ОА2)  с  признаками  отбеливания  (оподзоливания).  Часто  эти
признаки  настолько  замаскированы  органическими  остатками  и  темной
окраской  первичных  минералов,  что  установить  их  удается  только  под
лупой.  В  разр.  15  этот  микрогоризонт  имеет  очень  малую  мощность  (до
 1.0 	см),  но  зато  его  отбеленность,  элювиальность  хорошо  видны.
 Первый  морфологически  хорошо  выраженный  минеральный  гор.  Bmh
 имеет  бурую  окраску  (обычно  он  самый  яркий  в  профиле).  Прекрасно
микрооструктурен.  Шарообразные  микроагрегаты  имеют  размер  0,1—
 2.0 	мм.  Они  окаймлены  бурыми  анизотропными  кутанами,  которые  часто
имеют  скорлуповатое  строение.  Микроагрегированность  придает  горизон¬
ту  псевдопесчаный  облик.
 Рыхлый,  псевдопесчаный  гор.  B,nh  сменяется  уплотненным,  плитчатым
серовато-буроватым  гор.  Вт.  В  нижней  части  этого  горизонта  обычны
железистые  и  железисто-марганцовистые  примазки  и  стяжения  по  порам,
трещинам  и  граням  структурных  отдельностей.  При  высоком  залегании
мерзлоты  эти  признаки  более  заметны.  Появляется  оглеенный  гор.  Bg.
 Подстилающие  породы  обычно  имеют  песчаный  состав,  что  дополни¬
тельно  обеспечивает  хороший  внутренний  дренаж.
 Микроморфологически  хорошо  диагностируется  отбеливание  и  резкое
изменение  минералогического  состава  в  верхнем  минеральном  микрого¬
ризонте,  интенсивное  (в  разр.  15  практически  полное)  разрушение  в  нем
полевых  шпатов,  заметная  корродированность  пироксенов,  относительное
остаточное  накопление  в  нем  устойчивых  рудных  минералов.  В  гор.  Bmk
признаки  внутрипочвенного  выветривания  ослаблены,  корродированы  в
основном  зерна  полевых  шпатов.
 По  всему  профилю  отсутствуют  оптически  ориентированные  глины.
В  гор.  Вт  заметна  криогенная  микросортировка  материала  вблизи  гори¬
зонтальных  трещин.  Характерна  яркая  картина  обильного  накопления
органоминерального  аморфного  вещества  в  гор.  Bmh>  микрооструктурен-
ность  этого  горизонта.
 Почвы  имеют  суглинистый  состав  (табл.  1).  Элювиально-иллювиаль¬
ная  дифференциация  отсутствует,  что  хорошо  согласуется  и  с  морфоло¬
гией  почв.  Верхние  горизонты  всех  разрезов  заметно  оглинены.  Состав
пород  неоднороден,  подстилающие  породы  имеют  песчаный  состав.
 Характерна  хорошая  водопрочная  микроагрегированность  почв  и  осо¬
бенно  псевдопесчаного  гор.  Bnih.  Размер  микроагрегатов  в  псевдопесча-
ном  горизонте  от  1,0  до  0,01  мм  с  преобладанием  1,0—0,25  мм,  ниже
преобладают  микроагрегаты  размером  0,25—0,05  мм.  Меняется  и  приро¬
да  микроагрегатов:  в  нижних  горизонтах  они  полностью  разрушаются
при  щелочно-кислотном  методе  подготовки  почв  к  механическому  анали¬
зу  (по  Н.  А.  Качинскому),  в  псевдопесчаном  горизонте  этот  метод  не
обеспечивает  разрушения  агрегатов.  Дополнительное  разрушение  агре¬
гатов  (мягкое  растирание)  увеличивает  выход  ила  в  10  раз.  Аналогич¬
ная  закономерность  неоднократно  отмечалась  ранее  [4,  5].  Необходимо
изменение  метода  анализа  механического  состава  почв,  богатых  аморф-
 139

Таблица  /
 Физико-химические  свойства,  механический  и  микроагрегатный  состав  почв
 пН
 Поглощенные  катионы,
 Л
 н
 Содержание
 Размер
 мг  экв/100  г
 Ь
 о
 частиц  **,  %
 частиц,  мм
 Горизонт  и  глубина,  см
 водный
 солевой
 Гумус,  %
 Са
 Mg
 Н
 сумма
 1
 9
 1*
 1,0—0,25
 0,25—0,05
 1
 о
 V
 о
 о
 V
 Разрез
 15
 О
 0—4
 4,5
 3,6
 85,8*
 13,3
 13,3
 21,2
 47,8
 44
 Не  опред
 ОА2
 4—5
 4,4
 3,5
 47,9*
 4,3
 2,6
 35,4
 42,2
 83
 »
 Bmh
 5-10
 5,2
 4,3
 7,6
 7,3
 3,1
 16,4
 26,8
 61
 1/32
 14/26
 9/2
 43/14
 10—20
 6,2
 5,0
 4,4
 16,5
 4,1
 1,9
 22,5
 8
 1/10
 10/21
 7/1
 38/21
 Bmh/Вщ
 25-35
 6,5
 5,3
 4,7
 17,1
 4,1
 0,5
 21,7
 2
 0/8
 6/23
 9/1
 45/25
 Bm
 40—50
 7,0
 5,3
 1,5
 20,3
 3,6
 0,1
 24,0
 0
 1/2
 5/15
 7/1
 34/22.
 Вш/С
 70—80
 6,9
 4,9
 0,4
 20,7
 3,5
 0,1
 24,3
 0
 5/5
 36/34
 3/1
 22/14
 Разрез
 21
 ОА
 0-8
 5,2
 4,9
 31,4*
 16,7
 5,5
 13,1
 35,3
 37
 Не  опред
 Bmh
 8-12
 5,2
 4,1
 5,3
 16,8
 5,6
 10,4
 32,8
 32
 5/33
 20/41
 21/2
 54/9
 Вт
 17—25
 5,8
 4,5
 2,0
 18,7
 8,6
 2,3
 29,6
 8
 5/17
 37/49
 10/2
 35/14
 35-45
 6,3
 4,7
 1,1
 23,3
 10,6
 0,4
 34,3
 1
 5/14
 38/55
 7/2
 32/11
 60—70
 6,8
 5,0
 0,9
 24,4
 10,1
 0,1
 34,6
 0
 9/14
 42/58
 6/2
 26/8
 Bmg
 80-90
 7,0
 5,4
 0,8
 26,7
 10,3
 0,1
 37,1
 0
 10/12
 40/49
 8/1
 30/13
 В*
 100—110
 7,2
 5,6
 0,8
 26,9
 10,1
 0,1
 37,1
 0
 11/22
 35/44
 8/1
 31/15
 120—130
 7,3
 5,6
 0,7
 25,9
 10,1
 0,0
 36,0
 0
 12/17
 34/45
 9/1
 30/12
 140-150
 7,5
 5,8
 0,5
 23,3
 8,6
 0,0
 31,9
 0
 9/12
 48/52
 6/1
 23/10
 165—175
 7,5
 5,8
 0,7
 26,2
 9,1
 0,0
 35,3
 0
 12/18
 40/49
 8/1
 27/11
 190—200
 7,5
 5,7
 0,3
 23,4
 11,6
 0,0
 35,0
 0
 2/3
 55/55
 4/1
 20/10
 в  g/D
 200-210
 7,4
 5,6
 Не  опр.
 19,9
 12,5
 0,0
 32,4
 0
 7/9
 50/57
 3/1
 16/9
 210-220
 7,1
 5,5
 »
 20,2
 10,1
 0,0
 30,3
 0
 14/8
 68/78
 2/1
 8/5
 D
 260—270
 6,9
 5,6
 Не  опред.
 13
 74
 2
 7
 300—310
 7,2
 5,6
 2
 72
 3
 14
 340-350
 7,0
 5,3
 1
 92
 0
 4
 Разрез
 19
 0
 0—5
 4,9
 3,8
 34,7*
 17,5
 4,6
 13,0
 35,1
 38
 Не  опред
 ABmh
 5-15
 5,3
 4,1
 6,4
 15,7
 4,6
 12,5
 32,8
 38
 6/23
 25/50
 28/1
 59/9
 BmhBm
 15-25
 5,3
 4,0
 3,1
 15,3
 7,6
 3,4
 26,3
 13
 6/24
 21/40
 38/2
 49/14
 Трещина
 20-30
 5,7
 4,7
 5,3
 15,7
 7,6
 2,7
 26,0
 10
 9/22
 20/49
 19/1
 57/7
 Вт
 40-50
 6,2
 4,6
 1,0
 19,8
 8,1
 0,7
 28,6
 2
 3/20
 10/46
 30/1
 65/5
 55-65
 7,4
 6,1
 1,0
 33,2
 8,2
 0,0
 41,4
 0
 0/11
 35/45
 17/2
 34/J3
 80-90
 7,0
 5,3
 1,2
 18,8
 7,6
 0,0
 26,4
 0
 8/16
 23/47
 30/2
 52/12
 Разрез
 17
 0
 0—7
 4,8
 3,9
 67,6*
 35,1
 18,9
 22,2
 76,2
 29
 Не  опред.
 7—13
 4,6
 3,6
 51,9*
 17,6
 9,9
 24,5
 52,0
 47
 ОА2
 13-16
 5,1
 3,9
 11,9
 22,6
 5,6
 17,0
 45,2
 38
 1
 46
 14
 28
 Bmh
 16—20
 5,9
 4,4
 3,4
 23,1
 7,7
 5,8
 36,6
 16
 1/10
 32/47
 16/2
 34/10
 Вт
 30-40
 6,8
 5,3
 2,9
 28,0
 12,7
 0,0
 40,7
 0
 0/3
 29/52
 17/2
 33/8
 45-55
 7,2
 5,5
 2,1
 18,7
 9,1
 0,0
 27,8
 0
 0/1
 54/73
 8/1
 15/3
 BCg
 55-65
 7,2
 5,4
 1,3
 28,7
 13,8
 0,0
 42,5
 0
 0/2
 23/48
 13/1
 35/7
 65-75
 7,2
 5,5
 1,7
 25,5
 11,2
 0,0
 36,7
 0
 9/4
 25/53
 24/1
 43/8
 *  Потеря  при  прокаливании.
 **  Первая  цифра  —  механический  анализ,  вторая  —  микроагрегатный,  одна  цифра  —  механический  анализ  »
 ными  соединениями  R203.  Кроме  того,  возможно,  некоторые  выводы,  по¬
лученные  авторами,  использовавшими  щелочно-кислотный  метод  подго¬
товки  почв  к  механическому  анализу,  потребуют  корректировки.  В  част¬
ности,  не  исключено,  что  общепринятые  представления  о  максимальной
оглиненности  гор.  А2  Al-Fe-гумусовых  подзолов  возникли  именно  в  ре¬
зультате  неполного  диспергирования  ила  в  гор.  Вш.
 140

Грануземы  характеризуются  резким  изменением  реакции  и  степени
ненасыщенности  почвенного  поглощающего  комплекса  по  почвенному
профилю.  Кислая  и  сильнокислая  реакция  и  высокая  ненасыщенность  са¬
мых  верхних  горизонтов  уже  на  глубине  20—40  см  сменяются  нейтраль¬
ной  реакцией  и  полной  насыщенностью  поглощающего  комплекса
(табл.  1).  Иными  словами  геохимическая  обстановка  современного  вы¬
ветривания  существенно  меняется  уже  в  верхнем  полуметровом  слое.
 Характерны  очень  высокая  гумусированность  псевдопесчаного
тор.  Bmh  и  резкое  уменьшение  содержания  гумуса  в  плитчатом  гор.  Вт.
В  полугидроморфных  вариантах  гумусовый  профиль  более  «растянутый».
 Гумус  фульватного  типа  (табл.  2),  с  очень  широким  отношением  C/N,
особенно  в  верхних  горизонтах.  Вниз  по  профилю  резко  возрастает  доля
фульвокислот,  а  отношение  C/N  сужается.
 Гуминовые  кислоты  почти  целиком  представлены  «подвижными»
фракциями;  фракция  2  обычно  отсутствует.  Фульвокислоты  имеют  слож¬
ный  многокомпонентный  фракционный  состав,  характерный  для  почв  с
высоким  содержанием  аморфных  форм  алюминия  и  железа  [5,  6].
Отношение  Et:  Ев,  обычное  для  таежных  почв  (в  гор.  Bmh  оно  колеблет¬
ся  от  4,8  до  5,5).  Полугидроморфные  почвы  (разр.  17)  отличаются  сла¬
бой  профильной  дифференциацией  состава  гумуса.
 Заметно  и  закономерно  меняется  по  профилю  валовой  состав
(табл.  3).  В  органогенных  горизонтах  накапливаются  Р20»,  К20,  СаО,
MgO  и  МпО.  В  верхних,  наиболее  выветрелых  минеральных  горизонтах,
наблюдается  снижение  содержания  СаО,  MgO  и  Na20  и  накопление  КгО
и  ТЮ2.  Эта  закономерность  ярко  выражена  в  типичном  грануземе
(разр.  15)  и  заметно  ослаблена  в  среднетаежной  (дерново-грануземной)
почве  (разр.  21).  Полугидроморфные  почвы  (разр.  17  и  19)  имеют  рав¬
номерное  распределение  этих  элементов  в  минеральных  горизонтах  и  за¬
метное  накопление  в  верхней  части  профиля  элементов-органогенов.
 Весьма  сложно  распределение  R2Os  и  Si02  (табл.  4).  В  типичном  гра¬
нуземе  (разр.  15)  максимальное  содержание  кремнезема  отмечается  в
оподзоленном  микрогоризонте,  минимальное  —  в  псевдопесчаном  гори¬
зонте.  Характерно,  что  горизонты  с  минимальным  и  максимальным
содержанием  кремнезема  контактируют  друг  с  другом  и  их  общая  мощ¬
ность  всего  6,0  см.
 При  этом  увеличение  содержания  Si02  в  оподзоленном  горизонте  вы¬
ражено  резко,  а  снижение  его  содержания  в  псевдопесчаном  горизонте  —
очень  слабо.  Псевдопесчаный  горизонт  характеризуется  высоким  содер¬
жанием  аморфных  форм  Si02  и  заметно  выраженным  минимумом  сили¬
катных  форм.
 Железо  активно  накапливается  во  всех  горизонтах  почвенного  про¬
филя  (в  том  числе  и  в  оподзоленном  горизонте)  по  сравнению  с  почво¬
образующей  породой;  накапливаются  главным  образом  аморфные  и  сво¬
бодные  формы.  Доля  окристаллизованных  форм  незначительна.  В  макси¬
мальной  степени  ожелезнен  псевдопесчаный  горизонт.  Подчеркнем  посте¬
пенное  увеличение  содержания  вверх  по  профилю  силикатных  форм
железа.
 При  таежном  ортоэлювиальном  почвообразовании  алюминий  обычно
считается  «спутником»  железа  (Al-F-гумусовое  почвообразование,  ферр-
сиаллитизация).
 В  данном  случае  их  поведение  не  совсем  одинаково.  Как  и  железо,
алюминий  активно  накапливается  в  верхних  горизонтах,  максимально  —
в  псевдопесчаном  горизонте,  и  основной  формой  накопления  являются
аморфные  органоминеральные  соединения  (для  алюминия  также  —  алло¬
фан).  Принципиально  иным  оказывается  судьба  силикатных  форм  алю¬
миния:  их  содержание  вверх  по  профилю  непрерывно  снижается  и  в  опод¬
золенном  горизонте  —  очень  резко.  В  оподзоленном  горизонте  содержа¬
ние  всех  форм  алюминия  минимально.
 141

Таблица  2
 Групповой  и  фракционный  состав  гумуса  (по  Тюрину  —  Пономаревой)
 Горизонт
и  глубина,  см
 С
 N
 C/N
 Фракции  гуминовых
 КИСЛОТ
 Фракции  фульвокислоты
 Сгк
 Негидро¬
 лизуемый
 остаток,
 %
 В  %  к  сумме
фракций
 1
 2  3  сумма
 1а
 1
 2
 3
 4
 сумма
 сфк
 подвиж¬
ные  ГК
 агрессив¬
ные  ФК
 ОА2  4-5
B„h  5-10
h  10—20
 18,8
 4,1
 2,3
 0,45
 0,14
 0,19
 42  I  9,4
30  9,2
12  |  6,9
 Раз
 0,6  1  1,6  I  11,6  I  3,2
0,0  2,9  I  12,1  18,4
1,7  1  3,0  1  11,6  1  8,2
 р  е  з  1
 10,3
 8,2
 12,1
 5
 0
 16,4
 10,3
 2,3
 2,2
 2,6
 6.5
 7.5
 5.6
 22,2
 52.7
 38.7
 0,5
 0,2
 0,3
 47.1
 35.2
49,6
 81
 76
 59
 14
 35
 21
 Разрез  21
 ®mh
 ОА2
 ^rnh
 8—12
 17—25
 4,0
 0,1
 45
 8,5
 1,2
 0,0
 9,7
 6,0
 12,9
 2,7
 5,2
 5,7
 32,5
 0,3
 57,8
 88
 1,0
 0,04
 25
 5,0
 0,0
 3,0
 8,0
 9,0
 11,0
 8,0
 3,0
 7,0
 38,0
 0,2
 54,0
 62
 Разрез  17
 5,0  I
 I  0,22
 23
 14,0
 1,4
 2,9
 18,3
 8,2
 17,4
 5,0
 2,6
 7,8
 41,0
 0,5
 40,7
 78
 2,4
 0,09
 27
 13,1
 0,8
 8,6
 22,5
 10,2
 13,9
 9,4
 2,5
 6,6
 42,6
 0,5
 34,9
 60
 18
 21
 20
 24
 13-16
 16-20

Валовое  содержание  окислов,  %  к  прокаленной  почве
 Таблица  3
 Горизонт  и  глубина,
см
 Потеря  при
прокалива¬
нии  ,  %
 р  А
 СаО
 MgO
 МпО
 к2о
 Na*0
 тю2
 О  0-4
ОА2  4—5
Bmh  5-10
10-20
 Bmh/Bm  25—35
Bm  40-50
Bm/C  70-80
 85.75
47,90
21,26
 16.75
15,23
 9,01
 6,07
 Ра
 1,12
 0,38
 0,30
 0,21
 0,25
 0,17
 0,21
 зрез  15
 6,10
 5,02
 4,44
 5,46
 5,36
 7,69
 9,49
 4,35
 ‘3,58
 4,91
 4,80
 5,01
 4,94
 5,48
 0,35
 0,19
 0,19
 0,20
 0,17
 0,24
 0,23
 1,47
 0,71
 0,54
 0,51
 0,56
 0,52
 0,51
 1,47  1,40
1,22  1,90
1,29  1,40
1,35  1,26
1,52  1,16
1,89  1,08
1,94  1,05
 Разрез  21
 ОА
 0—8
 31,35
 ®mh
 8—12
 17,22
 17—25
 11,13
 35-45
 10,11
 60—70
 8,29
 Bg
 80-90
 7,61
 100—110
 7,27
 120-130
 7,39
 140—150
 6,45
 165-175
 7,54
 BgD
 190—200
 7,69
 BgD
 200—210
 5,70
 210-220
 5,44
 D
 340—350
 5,33
 0,46
 5,34
 4,90
 0,26
 5,27
 4,83
 0,22
 5,51
 5,06
 0,22
 5,64
 4,86
 0,21
 6,86
 4,90
 0,20
 7,00
 4,72
 0,21
 6,79
 4,85
 0,20
 6,98
 4,58
 0,21
 8,03
 5,14
 0,18
 7,19
 3,64
 0,19
 7,76
 5,27
 0,24
 8,53
 5,66
 0,21
 8,51
 5,67
 0,24
 8,50
 5,67
 Pa
 зрез  19
 0,37
 1,12
 1,48
 1,09
 0,26
 0,99
 1,49
 1,12
 0,23
 0,92
 1,45
 1,04
 0,25
 0,91
 1,55
 1,03
 0,23
 0,99
 1,75
 0,76
 0,22
 1,03
 1,91
 1,00
 0,21
 1,03
 1,97
 1,00
 0,18
 1,09
 1,91
 0,88
 0,20
 0,97
 1,00
 0,81
 0,23
 1,09
 2,03
 0,95
 0,22
 0,98
 2,05
 0,75
 0,22
 0,86
 2,11
 9,74
 0,24
 0,87
 2,27
 0,74
 0,24
 0,90
 2,28
 0,74
 0
 0-
 -5
 34,69
 0,35
 6,54
 4,10
 0,28
 1,15
 2,00
 1,21
 ABmh
 5-
 -15
 13,31
 0,17
 5,24
 3,49
 0,16
 1,10
 1,79
 0,94
 BmhBm
 15-
 -25
 11,66
 0,15
 3,75
 3,24
 0,12
 1,14
 1,76
 1,25
 Трещина
 20-
 -30
 13,45
 0,34
 5,05
 3,75
 0,28
 1,10
 2,04
 1,21
 Bm
 40-
 -50
 9,21
 0,15
 4,24
 3,43
 0,15
 1,22
 1,89
 1,34
 55-
 -65
 10,32
 0,18
 3,51
 2,78
 0,14
 1,50
 1,79
 1,65
 Bg
 80-
 -90
 9,10
 0,18
 4,50
 3,20
 0,13
 1,27
 2,01
 1,27
 Разрез  17
 0
 0-
 -7
 67,62
 0,52
 9,72
 6,17
 0,52
 0,87
 1,77
 7-
 -13
 51,87
 0,37
 9,41
 5,42
 0,16
 0,64
 1,71
 OA2
 13-
 -16
 27,31
 0,33
 8,18
 5,15
 .  0,19
 0,56
 1,84
 Bmh
 16-
 -20
 15,38
 0,21
 7,40
 5,13
 0,20
 0,56
 1,65
 30-
 -40
 9,82
 0,17
 7,95
 5,12
 0,18
 0,58
 1,85
 Bm
 45-
 -55
 5,92
 0,12
 9,85
 5,70
 0,22
 0,51
 1,99
 55-
 -65
 8,97
 0,16
 7,35
 4,70
 0,24
 0,68
 1,95
 BCg
 65-
 -75
 9,00
 0,18
 8,07
 4,98
 0,23
 0,63
 1,90
 1,24
0,95
1,12
0,96
0,84
0,98
0,90
0,97
 Минералогический  состав  крупных  фракций  отражает  генетическую
связь  с  траппами.  Породообразующими  минералами  являются  полевые
шпаты  (основные  плагиоклазы)  и  пироксены.  Сопутствующие  минералы:
ильменит,  магнетит,  титано-магнетит.  Характерно  наличие  (<2,0%)
кварца  и  халцедона,  присутствие  которых  в  минералогическом  составе
траппов  отмечается  далеко  не  всегда.  Возможно,  что  присутствие  этих
минералов  в  рыхлых  отложениях  связано  с  лайковыми'  образованиями
среди  трапповых  массивов  или,  как  это  отмечалось  ранее  [8,  9],  с  крис¬
таллизацией  кислых  компонентов  основной  магмы.
 Почвенные  изменения  минералогического  состава  крупных  фракций
касаются  главным  образом  элювиальных  (а  в  типичных  грануземах  и
верхней  части  иллювиальных)  горизонтов.  Здесь  резко  сокращается  доля
плагиоклазов  и  увеличивается  доля  пироксенов,  кварца  и  халцедона.
 143

Содержание  в  почвах  различных  форм  *
 Ре,Оя
 Горизонт  и  глу¬
 %  к  прокаленной  почве
 %
 к  валовому  содер¬
жанию
 окри-
 стал-
 бина,  см
 вало¬
 вое
 сили¬
 катное
 свобод¬
 ное
 аморф¬
 ное
 окри-
 стал-
 лизо-
 ванное
 сили¬
 катное
 сво¬
 бодное
 аморф¬
 ное
 окри-
 стал-
 лизо-
 ванное
 лизо¬
ванное
в  %  от
свобод¬
ного
 Разрез  15
 О
 0—4
 9,82
 He  опред.
 1,00
 He
 опред.
 ОА2
 4-5
 13,97
 10,95
 He  onp.
 3,02
 »
 Bmh
 5—10
 15,32
 11,92
 3,40
 2,43
 0,97
 78
 22
 16
 6
 27
 10—20
 14,15
 11,33
 2,82
 2,00
 0,82
 80
 20
 14
 6
 30
 20—35
 13,54
 11,02
 2,52
 1,63
 0,89
 81
 19
 12
 7
 37
 40-50
 12,61
 10,31
 2,30
 1,05
 1,25
 82
 18
 8
 10
 55
 Bm/C
 70—80
 12,11
 10,66
 1,45
 0,53
 0,92
 88
 12
 4
 8
 67
 Разрез
 21
 OA
 0-8
 12,20
 He  onp.
 2,06
 He  опред.
 17
 He  опред.
 Bmh
 8—12
 12,66
 9,44
 3,22
 2,22
 1,00
 75
 25
 18
 7
 28
 17-25
 11,79
 8,85
 2,94
 1,70
 1,24
 75
 25
 14
 11
 46
 35-45
 12,21
 8,19
 4,02
 1,90
 2,12
 65
 35
 16
 19
 55
 60—80
 11,64
 8,80
 2,84
 1,20
 1,64
 78
 22
 10
 12
 54
 Bmg
 80—90
 10,80
 8,72
 2,08
 0,97
 1,11
 81
 19
 9
 10
 53
 Bg
 100-110
 10,76
 9,01
 1,75
 0,84
 0,91
 84
 16
 8
 8
 50
 .
 120—130
 10,99
 8,78
 2,21
 1,10
 1,11
 80
 20
 10
 10
 50
 140—150
 10,98
 9,13
 1,85
 0,85
 1,00
 83
 17
 8
 9
 53
 165—175
 10,79
 8,93
 1,86
 0,87
 0,99
 83
 17
 8
 9
 53
 Bg/D
 190—200
 10,70
 9,08
 1,62
 0,98
 0,64
 85
 15
 9
 6
 40
 200—210
 10,79
 9,11
 1,68
 0,98
 0,70
 84
 16
 9
 7
 44
 210—220
 10,87
 9,63
 1,14
 0,63
 0,51
 90
 10
 6
 4
 40
 260—270
 He
 onp.
 1,08
 0,53
 0,55
 He  onp.
 300—310
 He
 onp.
 1,68
 0,62
 1,06
 He  onp.
 340—350
 11,17  |
 10,12
 1,05
 0,54
 0,51
 91  |
 9  1
 5  |
 4  1
 45
 ЕГ  Ojf  1  0-5  v
 10,09
 He  T
 onp.
 1,05
 He  onp
 10
 He
 onp.
 5—15
 10,39
 7,97
 2,42
 1,30
 1,12
 77
 23
 13
 10
 43
 JWBm
 15-25
 10,95
 8,17
 2,78
 1,35
 1,43
 75
 25
 13
 12
 48
 Трещина
 20-30
 10,49
 7,87
 2,67
 1,71
 0,96
 75
 25
 16
 9
 57
 Bm
 40-50
 10,55
 8,24
 2,31
 1,22
 1,09
 78
 22
 12
 10
 46
 55—65
 9,45
 6,81
 2,64
 0,94
 1,70
 72
 28
 10
 18
 65
 Bg
 80—90
 10,09
 7,96
 2,13
 0,78
 1,35
 79
 21
 7
 14
 67
 О
 0-7
 10,77
 He
 onp.
 1,20
 He  onp.
 11
 He
 onp.
 7—13
 10,81
 1,60
 »
 15
 »
 OA2
 13—16
 12,07
 9,21
 |  2,86
 1,94
 0,92  1  76
 1  24
 16
 8
 |  33
 Bmh
 16-20
 13,56
 He
 onp.
 2,42
 He  onp.
 18
 He
 onp.
 Bm
 30-40
 12,61
 10,46
 2,15
 1,15
 1,00
 83
 17
 19
 8
 47
 45-55
 12,82
 11,15
 1,64
 0,67
 0,97
 87
 13
 5
 8
 61
 BCg
 55-65
 12,03
 9,95
 2,08
 1,30
 0,78
 82
 18
 11
 7
 39
 65—75
 12,49
 9,74
 2,75
 1,68
 1,07
 78
 22
 14
 8
 3  8
 *  Формы  R*Os:  аморфные  по  Тамму,  свободные  по  Мирру  и  Джексону;  силикатные  по  разности  между
 Особенно  резко  накопление  пироксенов  выражено  в  оподзоленном  мик-
рогоризонте  типичного  гранузема  (разр.  15),  где  согласно  качественному
определению  минералогического  состава,  выполненному  в  шлифах  и  об¬
разцах  крупных  фракций,  выделенных  при  определении  механического
состава,  полевые  шпаты  разрушены  практически  полностью  [8].
 В  составе  тонкодисперсных  фракций  преобладают  аморфные  органо¬
минеральные  (Al-Fe-гумусовые)  соединения  и,  очевидно,  аллофан.  Это
 144

Fe*03,  А120з  и  Si02 	Таблица  4
 А1аОа
 810,
 Для  валовых
 форм
 %  к  прокаленной
почве
 %  к  валовому  со¬
держанию
 %  к  прокаленной
почве
 SiOa
 SiOa
 SiOa
 вало¬
 вое
 силикат¬
 ное
 аморфное
 силикат¬
 ное
 аморфное
 валовое
 аморфное
 A  IP,
 FeaOa
 RP.
 Разрез
 15
 13,62
 10,96
 2,66
 89
 19
 60,35
 0,56
 7,5
 16,4
 5,2
 16,28
 12,55
 3,73
 77
 23
 57,04
 0,42
 5,9
 10,9
 3,9
 21,1
 14,57
 6,54
 69
 31
 50,57
 1,87
 4,1
 8,8
 2,8
 21,53
 15,38
 6,15
 71
 29
 50,71
 2,28
 4,0
 9,6
 ,  2,7
 20,72
 16,00
 4,72
 73
 23
 51,92
 1,77
 4,3
 10,3
 3,0
 20,52
 19,26
 1,27
 94
 6
 50,72
 0,46
 4,2
 10,8
 3,0
 18,93
 18,29
 0,64
 97
 3
 50,63
 0,28
 4,6
 11,2
 3,3
 Разрез
 21
 16,91
 14,47
 2,44
 86
 14
 56,50
 0,40
 5,7
 12,4
 3,9
 18,45
 16,33
 2,12
 89
 11
 55,12
 0,24
 5,1
 11,7
 3,6
 19,13
 16,31
 2,82
 80
 20
 54,76
 0,45
 4,8
 12,3
 3,5
 18,46
 16,85
 1,61
 91
 9
 55,11
 0,33
 5,1
 12,1
 3,6
 17,21
 15,67
 1,54
 91
 9
 55,27
 0,29
 5,5
 12,6
 3,8
 16,68
 15,80
 0,87
 95
 5
 56,46
 0,24
 5,6
 13,8
 4,1
 16,49
 15,61
 0,88
 95
 5
 56,46
 0,32
 5,8
 14,0
 4,1
 16,49
 15,97
 0,52
 97
 3
 56,48
 0,28
 5,8
 13,6
 4,1
 16,54
 16,01
 0,53
 97
 3
 55,31
 0,34
 5,7
 13,8
 4,0
 17,59
 16,57
 1,08
 94
 6
 56,32
 0,27
 5,5
 13,8
 3,9
 17,93
 17,05
 0,88
 95
 5
 54,26
 0,49
 5,2
 12,9
 3,7
 17,12
 16,51
 0,61
 96
 4
 53,61
 0,42
 5,3
 13,1
 3,8
 16,36
 15,73
 0,63
 96
 4
 54,23
 0,42
 5,6
 13,2
 13,9
 Не  опр.
 0,48
 Не  опр.
 0,38
 Не  опр.
 Не  опр.
 0,65
 Не  опр.
 0,42
 Не  опр
 1.
 16,31  I
 |  15,67  |
 0,64
 1  96  |
 1  4  |
 1  54,01
 |  0,53
 |  5,5  1
 1  12,6  |
 [  3,8
 Разрез
 19
 17,35
 16,15
 1,20
 93
 7
 57,00
 0,12
 5,6
 15,1
 4
 18,26
 17,16
 1,20
 93
 7
 58,53
 0,20
 5,4
 15,1
 4
 18,77
 17,59
 1,18
 94
 6
 59,21
 0,20
 5,4
 14,5
 3
 17,71
 16,66
 1,05
 94
 6
 58,17
 0,22
 5,6
 14,7
 4
 18,10
 17,10
 1,00
 94
 6
 59,19
 0,20
 5,6
 15,0
 4
 17,80
 17,08
 0,72
 96
 4
 61,64
 0,33
 5,6
 17,5
 4
 18,16
 17,51
 0,65
 96
 4
 59,68
 0,26
 5,6
 15,9
 4
 Разрез
 17
 16,59
 14,09
 2,50
 85
 15
 51,79
 0,37
 5,3
 12,8
 3
 18,18
 14,68
 3,50
 81
 19
 52,63
 0,18
 5,0
 13,0
 3
 17,52
 15,64
 1,88
 89
 11
 53,29
 0,95
 5,2
 11,7
 3
 19,89
 17,15
 2,74
 86
 14
 50,80
 0,68
 4,4
 10,0
 3
 •18,70
 16,77
 1,93
 90
 10
 52,23
 0,30
 4,8
 11,0
 3
 16,59
 15,28
 1,31
 92
 8
 51,42
 0,28
 5,3
 10,7
 3
 19,81
 17,61
 2,20
 89
 11
 52,44
 0,33
 4,5
 11,6
 3
 19,26
 16,78
 2,48
 87
 13
 51,57
 0,37
 4,6
 11,0
 3
 валовыми  и  свободными  (FeaOa)  или  аморфными  (А1аОа)  формами.
 хорошо  устанавливается  уже  по  результатам  определения  оксалатно-
растворимых  и  «свободных»  форм  железа  и  алюминия  в  почвенном  мел¬
коземе  и  по  валовому  составу  илистой  фракции  (табл.  5).  В  составе  ила
резко  повышено  содержание  железа  и  алюминия,  количество  которых
возрастает  вверх  по  профилю  и  достигает  максимума  в  псевдопесчаном
горизонте.  Содержание  всех  остальных  окислов  (особенно  СаО  и  Na20)
по  сравнению  с  породой  заметно  снижается.
 Ю  Почвоведение,  №  1
 145

Валовой  химический  состав  илистой  фракции  гранузема,  %  на  прокаленную  почву  (разрез  15)
 а-
 з
 I
 я  я
 Щ
 05  СМ  05  Г*-
О-нО  О
 ф
 СО  ^  Ю  05
тн  гн  ^4
 як
 Ю  ^  05
 см  со  см  со
 о%
 СО  <
 см  см  со  ^
 Я
 СО  05  со  Ю
 Ь
 888  8*
 ■Я-1  ТН
 о
 05  05  ^  05
 см  со  о
 Н'
 я.
 <0
 2
 cocoсм
 СЮ  СО  vT  t"
ООО  о
 §
 «ЧНСМ^»  о
сою  со  со
 ооо"  о
 МпО
 0,08
 0,10
 0,33
 0,40
 г
 о  о  см  со
о  со  о  о
 а
 см  см  ю  со
 О
 W
 COOMI  i>-
00  О  00  00
 О
 т-t  СМ  ▼ч  тн
 «0
 о
 05  05  СО  Is*
 ,  **
ц.
 t"*  VF  со
 тН  т-t  •чН
 о
 тн  СМ  vt*  Vt*
 <
 05  «чч  СО  О
см  со  СМ  СМ
 «о
 О
 СО  050  00
СО  СМ  ^
 о*
 o'  o'  o'  o'
 о
 CM  ^  00^
 Й
 Ю  CO  00  Ю
Ю
 Потеря
при  про»
калив  алии,
%
 4Ht^00  00
 Ю  th  CD  00
CO  CO  CM  -th
 S
 о
 О  О  О  О
СМ  Ю  00
 аа  <я
о  я
п  Я
 II  1  1
 ю  о  о  о
 N
 О,
 U  U
 я
 я  и
6  Б  Е
QQ  CQ  QQ
 Минералогически  профили  исследованных:
почв  характеризуются  высоким  содержанием
рентгеноаморфных  соединений.  Слоистые  сили¬
каты  представлены  хлоритом,  слюдой  и  двумя
смешанослойными  образованиями.  Хлорит  от¬
носится  к  триоктаэдрическим  разностям.  Одно
из  смешанослойных  образований  состоит  из
хлоритовых  и  смектитовых  пакетов.  Заселение
силикатных  слоев  в  этом  образовании  —  как  у
триоктаэдрических  минералов.  По  отражению
при  30—33  А  можно  заключить,  что  чередова¬
ние  пакетов  имеет  тенденцию  к  упорядоченно¬
сти.  Степень  упорядоченности  уменьшается
вверх  по  профилям  почв.  Соотношение  пакетов
по  профилю  практически  не  изменяется.  Вто¬
рое  смешанослойное  образование  состоит  из
каолинитовых  и  смектитовых  пакетов.  Соотно¬
шение  пакетов  по  кристаллитам  изменяется  в.
широких  пределах,  но  преобладают  кристал¬
литы  с  соотношением  пакетов  около  20  каоли¬
нитовых  :  80  смектитовых.  Во  всех  изученных
фракциях  обнаружены  рефлексы  хорошо  ок-
ристаллизованной  слюды.  Ее  содержание  не
превышает  10%  (см.  ниже).  В  верхних  гори¬
зонтах  количество  каолинитовых  пакетов  не¬
сколько  меньше,  чем  в  нижележащих.  В  об¬
щем  по  минеральному  составу  фракций  мень¬
ше  0,001  мм  грануземы  близки  охристым  под¬
бурам  [8,  9].
 Вопросы  классификации  и  номенклатуры
описываемых  почв  еще  не  имеют  окончатель¬
ного  решения,  но  и  уже  имеющиеся  материалы
не  позволяют  отнести  их  ни  к  одному  из  из¬
вестных  типов  автономных  почв  холодных  гу-
мидных  областей  (подзолистым  почвам,  под¬
золам,  подбурам,  глеевым  почвам)  и  дают  ос¬
нования  говорить  о  наличии  еще  одного  само¬
стоятельного  направления  почвообразования
(и  выветривания).  В  качестве  предваритель¬
ного  термина  для  описанных  почв  предлага¬
ется  термин  «грануземы»  (от  слова  «грану¬
ла»).
 Крайняя  ограниченность  фактических  ма¬
териалов  не  позволяет  с  достаточной  опреде¬
ленностью  говорить  о  подтиповом  разделении
грануземов.  Тем  не  менее  в  предварительной
форме  можно  говорить  о  подтипах  собственно
грануземов  (разр.  15),  грануземно-глеевых  и
глееватых  (разр.  17  и  19)  и  дерново-гранузем-
ных  (буро-грануземных?)  (разр.  21)  почв.
 Грануземы  имеют,  по-видимс^му,  достаточ¬
но  широкий  географический  ареал.  Они  могут
формироваться  в  областях  с  холодным  гумид-
ным  климатом  (лесотундра  и  северная  тайга,,
отчасти  тундра  и  средняя  тайга)  на  суглини¬
стых  отложениях,  обогащенных  легковыветри-
влюшимися  минералами  с  повышенным  содер¬
жанием  R2Oj.  Есть  основания  считать,  что  при
 146

Таблица  6
 Каменисто-мелкоземистые
породы  и  пески
 Суглинистые  и  глинистые  нещебнистые  породы
 кислые
 основные
 кислые
 основные
 хороший  дре¬
наж
 плохой  дренаж
 хороший  k
дренаж
 плохой  дренаж
 Подзолы
 подбуры
 (Al-Fe-ry-
 мусовые)
 Охристые
 подбуры
 Подзолистые
 (иллювиально¬
 глинистые)
 Глеевые,  тор¬
фяные,  мерз¬
лотно-таеж¬
ные
 Грануземы
 Мерзлотно¬
 таежные,
 глеевые,
 торфяные
 более  детальном  исследовании  часть  почв,  описанных  на  Урале  под
названием  «кислые  неоподзоленные»  [1],  бурые  грубогумусовые  [3],
бурые  лесные  [11],  может  быть,  окажется  целесообразным  отнести  к
грануземам.
 Грануземы  обладают  высокой  климатической  сенсорностью  [7]  и  по¬
этому  могут  использоваться  как  зональноиндикаторные  почвы  при  физи¬
ко-географическом  районировании.  Географо-генетические  контакты  гра-
нуземов  можно  представить  следующим  образом.  В  аналогичных  усло¬
виях  пород  и  рельефа  они  сменяются  тундровыми  почцами  более
холодного  климата,  буроземами  более  теплого  климата,  палевыми  поч¬
вами  менее  гумидного  и  более  континентального  климата.  В  условиях
аналогичного  климата  грануземы  сменяются  Al-Fe-гумусовыми  подзола¬
ми  на  кислых  кварц-содержащих  породах,  охристыми  подбурами  на
основных  изверженных  породах,  мерзлотно-таежными  гидроморфными
глёевыми  и  неглеевыми  (криоземами)  почвами  на  породах  с  затруднен¬
ным  внутренним  дренажем  и  перегнойно-карбонатными  почвами  на  кар¬
бонатных  породах.  В  гетерономных  условиях  формируются  различные
болотные  почвы.
 С  учетом  изложенного  можно  следующим  образом  представить  основ¬
ные  типы  автономного  почвообразования  на  силикатных  породах  в  усло¬
виях  холодного  гумидного  климата  (табл.  6).
 Генезис  грануземов  во  многом  еще  неясен.  На  этих  почвах  до  сих  пор
не  проводилось  стационарных  исследований  современных  процессов  и
режимов.  Поэтому  в  настоящее  время  можно  предложить  лишь  генети¬
ческую  гипотезу,  основанную  на  анализе  экологии  этих  почв  и  их  консер¬
вативных  свойств.  Образование  грануземов  можно  объяснить  сочетанием
ряда  основных  элементарных  процессов.
 1. 	Поверхностное  поступление  низкозольного  опада.  Его  замедленное
разложение  с  образованием  остаточных  «грубогумусовых»  продуктов,
накапливающихся  в  форме  лесной  подстилки  на  поверхности  почв  (гори¬
зонт  0),  и  подвижных,  агрессивных  гумусовых  кислот  (в  первую  очередь
фульвокислот  и  индивидуальных  органических  кислот),  вымывающихся
из  органогенного  горизонта  и  промывающих  минеральные  горизонты.
 2. 	Интенсивное  конгруэнтное  (с  остаточным  накоплением  кремнекис¬
лородного  неупорядоченного  каркаса  или  его  блоков)  разрушение  мине¬
ралов  на  контакте  гор.  О  и  Bmh  и  либо  постепенное  «съедание»  поверх¬
ностного  минерального  горизонта  без  накопления  остаточных  продуктов,
либо  образование  на  контакте  органогенных  и  минеральных  горизонтов
элювиального  микрогор.  ОА2,  остаточно  обогащенного  относительно  ус¬
тойчивыми  к  разрушению  минералами.
 3. 	Соосаждение  гумусовых  кислот  с  алюминием  и  железом  и  их  обиль¬
ное  накопление  в  гор.  Bmh.
 4. 	Активный  вынос  щелочных  и  щелочно-земельных  металлов,  которые
при  данном  типе  гумусообразования  не  образуют  устойчивых  органоми¬
неральных  соединений  и  не  закрепляются  в  глинистом  материале.  Наи-
 10* 	147

более  активно  кислотное  выщелачивание  верхних  горизонтов,  где  оно  не
компенсируется  высвобождением  оснований  при  выветривании,  что
приводит  к  формированию  ненасыщенного  почвенного  поглощающего
комплекса  и  кислой  реакции.  В  нижерасположенном  горизонте  обилие
оснований  способствует  нейтрализации  гумусовых  кислот,  комплекс  ста¬
новится  насыщенным,  реакция  нейтральной.
 5. 	Внутрипочвенное  выветривание,  которое  наиболее  активно  в
гор.  ОА2  и  Bmh-  Общими  особенностями  внутрипочвенного  выветривания
являются:  полный  распад  структуры  гипогенных  силикатов  типа  плагио¬
клазов,  пироксенов  и  стекол  в  результате  кислотного  выщелачивания  в
первую  очередь  основных  плагиоклазов;  ряд  стадийного  синтетического
минералообразования  по  продуктам  этого  распада  с  формированием  сме¬
сей  гидроокислов  Fe,  Al,  Si  и  на  более  развитых  стадиях,  возможно,
аллофана;  деградационная  трансформация  хлоритов  и  хлорит-смекти-
тов  —  продуктов  зеленокаменной  пропилитизации  базитов;  остаточное
накопление  относительно  устойчивых  минералов:  пироксенов,  рудных
минералов,  кварца,  а  при  наличии  продуктов  древнего  изменения  мате¬
риала—  каолиниг-смектитов  и  галлуазит-метагаллуазитов;  общая  тиаль-
ферризация  почвенного  профиля.
 Вместе  с  тем  можно  говорить  и  о  принципиальных  особенностях  вну-
тригоризонтного  почвенного  выветривания.  В  элювиальном  (отбеленном)
горизонте  происходит  обильное  остаточное  накопление  пироксенов  и
почти  полное  разрушение  основных  плагиоклазов.  Этот  горизонт  характе¬
ризуется  интенсивным  выносом  (по  сравнению  с  породой)  кальция,  нат¬
рия,  магния  и  алюминия.  Накапливаются  в  нем  калий  в  составе  глинис¬
тых  силикатов'  типа  биотита  и  гидрослюд,  органических  остатков  и  устой¬
чивых  (возможно  K-Na)  полевых  шпатов,  железо  (в  составе  пироксенов,
рудных  минералов  хлоритов,  хлорит-смектитов  и  смектитов  и  органиче¬
ских  остатков),  титан  (в  рудных  минералах),  а  также  кремнезем  (тон¬
кодисперсный  кварц,  фитолиты,  глинистые  силикаты,  менее  основные
разности  полевых  шпатов).  В  иллювиальном  горизонте  наблюдается
обильное  накопление  аморфных  форм  алюминия,  железа  и  кремнезема
(органоминеральные  соединения,  аллофаны)  и  валовых  форм  калия  и
титана.  Содержание  силикатных  форм  алюминия*  и  кремнезема  меньше,
чем  в  породе  (выветривание  основных  плагиоклазов),  а  силикатных  форм
железа  больше,  чем  в  породе,  в  результате  относительного  накопления
сравнительно  более  устойчивых  пироксенов.  Таким  образом,  в  элювиаль¬
ном  горизонте  разрушение  плагиоклазов  сопровождается  выносом  алю¬
миния,  а  в  иллювиальном  горизонте  —  его  закреплением  на  месте,  в  со¬
ставе  вторичных  минералов.
 6. 	Глинообразование  как  процесс  формирования  тонкодисперсной
фракции  гранулометрического  спектра  включает:  освобождение  из  мине¬
ралов  «контейнеров»  (плагиоклазов,  стекол,  пироксенов)  глинистых  про¬
дуктов  постмагматического  гидротермального  изменения,  накопление
кремнекислородных  каркасов  и  их  фрагментов,  выщелоченных  в  резуль¬
тате  кислотного  метасоматоза  ювенильных  минералов,  главным  образом
основных  плагиоклазов,  в  очень  небольшой  мере  новообразование  аморф¬
ных  и  глинистых  продуктов.  Таким  образом,  сингенетичное  минералооб-
разование  ограничивается  накоплением  аморфных  гидроокислов  Fe,  А1,и
Si,  возможно,  аллофанов  и  продуктов  деградационной  трансформации  и
распада  триоктаэдрических  одноэтажных  прослоек  в  хлоритах  и  хлорит-
смектитах.
 7. 	Оструктуривание:  а)  коагуляционное,  которое  наиболее  активно
в  обогащенном  аморфными  органо-минеральными  соединениями  псевдо-
песчаном  горизонте  и  б)  криогенное,  формирующее  плитчатый  горизонт.
Оструктуривание  улучшает  дренаж  и  препятствует  оглеению,  дисперги¬
рованию  мелкозема  и  миграции  суспензий.  Таким  образом,  генетическая
роль  процессов  оструктуривания,  по-видимому,  может  считаться  перво¬
 148

степенной.  Именно  оструктуривание  является  причиной  как  «самодрена-
жа»,  снимающего  оглеение,  столь  характерного  для  суглинистых  почв
севера,  так  и  отсутствия  текстурной  дифференциации,  которая  не  менее
характерна  для  таежных  суглинистых  почв.  Оструктуривание  может  рас¬
сматриваться  как  один  из  основных  элементарных  процессов,  ответствен¬
ных  за  формирование  специфических  особенностей  этих  самобытных
почв.
 Литература
 1.  Иванова  Е.  Н.  Почвы  Урала.—  Почвоведение,  1947,  №  4.
 2. 	Караваева  Н.  А.,  Таргульян  В.  О.  Почвообразование  на  севере  Евразии  и  в  Канаде.
М.:  Наука.  1976.
 3. 	Михайлова  Р.  Я.  Микроморфологические  и  химические  особенности  грубогумусовых
почв  центрально-горной  полосы  Среднего  Урала.—  Почвоведение,  1976,  №  5.
 4. 	Пшеничников  Б.  Ф.  Подзолистые  иллювиально-гумусовые  почвы  Приморья.—  Поч¬
воведение,  1976,  №11.
 5. 	Соколов  И.  А.  Вулканизм  и  почвообразование.  М.:  Наука,  1973.
 6. 	Соколов  И.  А.  Грануземы  —  таежные  недифференцированные  почвы  на  суглинистых
отложениях  основного  состава.—  Тр.  X  Междунар.  конгр.  почвоведов.  Т.  VI.  М.:
Наука,  1974,  с.  125—142.
 7. 	Соколов  И.  А.  Основные  почвенные  географо-генетические  понятия  и  термины.—
Почвоведение,  1976,  №  12.
 8. 	Соколов  И.  А.,  Градусов  Б.  Я.  Об  эндогенезе  в  области  широкого  распространения
основных  пород.  М.:  Наука,  1978.
 9. 	Соколов  И.  А.,  Градусов  Б.  Я.  Автономное  почвообразование  и  выветривание  на
основных  породах  в  условиях  холодного  гумидного  климата.—  Почвоведение,  1978,
№  2.
 10. 	Таргульян  В.  О.  Почвообразование  и  выветривание  в  холодных  гумидных  областях.
М.:  Наука,  1971.
 11. 	Фирсова  В.  Я.  Особенности  почвообразования  в  северотаежной  подзоне  Урала.—
В  кн.:  Лесные  почвы  северной  тайги  Урала  и  Зауралья.  Свердловск,  1970,
 '  с.  18—46.
 Почвенный  институт
им.  В.  В.  Докучаева
 Поступила  в  редакцию
 3.V.1977

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 М  1
 МЕТОДИЧЕСКИЕ  РАБОТЫ  И  КРАТКИЕ  СООБЩЕНИЯ
 УДК  631.413:631.415.1
 Н.  И.  ГОРБУНОВ,  Л.  П.  ЮДИНА,  Т.  Г.  ЗАРУБИНА
СКОРОСТЬ  НЕЙТРАЛИЗАЦИИ  КИСЛОТ  ПОЧВ  ИЗВЕСТЬЮ
 Обсуждаются  теории  кислот  и  приводятся  данные  о  скорости  нейтрали¬
зации  кислот  почв  известью.  Установлено,  что  скорость  устранения  кислой
реакции  зависит  от  размера  зерен  извести  и  соотношения  между  жидкой
и  твердой  фазами  почвы.
 Гедройц  предложил  различать  три  вида  кислотности:  актуальную
(рНЫ2о),  обменную  и  гидролитическую.  Такая  классификация  кислотно¬
сти  принята  в  настоящее  время  и  используется  для  характеристики  почв.
Природу  кислотности  Гедройц  подробно  не  изучал,  но  высказал  предпо¬
ложение,  что*  ионы  водорода  в  почве  образуются  при  разложении  орга¬
нических  веществ  или  в  результате  гидролиза  соединений  алюминия.
Однако  окончательная  теория  образования  кислоты  осталась  дискус¬
сионной.
 Первые  представления  о  кислотах  были  основаны  на  их  воздействии
на  различные  вещества.  Лавуазье  считал,  что  кислоты  образуются  из
соединений  кислорода  с  неметаллами:  серой,  фосфором  и  др.  Согласно
этой  теории,  особенностью  кислот  является  обязательное  присутствие  в
них  кислорода,  но  после  открытия  соляной  кислоты  это  мнение  пришлось
изменить.  К  классу  кислот  стали  относить  такие  соединения,  для  кото¬
рых  характерно  присутствие  водорода.  Новый  критерий  сначала  не  был
признан,  а  Гей-Люссак  предложил  называть  соединения  типа  НС1  бес¬
кислородными  кислотами.  Водородная  теория  кислот  получила  подкреп¬
ление  после  появления  теории  Аррениуса  (1880—1890)  о  диссоциации
молекул,  пропагандистом  которой  был  Каблуков.  Кислотой  стали  назы¬
вать  водородсодержащие  соединения,  которые  в  водном  растворе  обра¬
зуют  ионы  водорода,  а  основанием  —  гидроксилсодержащие  соединения,
которые  в  водном  растворе  представлены  ионами  гидроксила.  Нейтрали¬
зацию  кислоты  изображали  как  соединение  ионов  водорода  и  гидрокси¬
ла.  Теория  Аррениуса  позволяла  количественно  определить  силы  кислот
и  оснований  при  помощи  соотношения  ионизированной  части  к  неионизи-
рованной:  К=  (аН+  -аА~)/аНА.  Этот  критерий  используют  и  в  настоящее
время.  Подтверждением  правильности  теории  Аррениуса  является  ката¬
литическое  действие  иона  водорода  и  электропроводность.  Слабой  сторо¬
ной  теории  Аррениуса  является  утверждение  об  обязательном  присутст¬
вии  воды  как  растворителя.
 Водородная  концепция  достигла  расцвета  в  1923  г.,  когда  Бренстед
и  Лоури  предложили  считать  кислотой  соединения,  стремящиеся  отдать
протоны,  а  основанием  —  вещества,  которые  стремятся  присоединить  про¬
тоны.  Таким  образом,  протонная  теория  является  более  общей,  так  как
она  не  предполагает  обязательное  присутствие  воды  при  классификации
 150

кислот.  Так,  НС1  остается  кислотой  даже  в  том  случае,  если  находится  в
газообразном  состоянии,  а  аммиак  хотя  и  содержит  водород,  не  является
кислотой,  поскольку  не  отдает  протоны.  Ионы  хлора,  образующиеся  при
диссоциации  НС1,  являются  основаниями,  так  как  могут  присоединять
протоны.  При  растворении  НС1  в  воде  происходит  реакция  НС1+Н20=
=  Н»0++С1~.  Следовательно,  вода  принимает  протоны,  поэтому  С1  мож¬
но  считать  основанием.  Если  растворенное  вещество  более  основное,  чем
вода,  то  она  отдает  свой  протон:  NHJ+H20=NH4+0H/,  поэтому  воду
можно  считать  амфотерным  растворителем.
 Льюис  в  1923  г.  предложил  свою  классификацию  кислот  и  оснований,
определив  четыре  критерия  этих  веществ.  Кислота  и  основание  взаимо¬
действуют  между  собой  быстро,  при  этом  происходит  нейтрализация.
Кислота  или  основание  вытесняют  более  слабую  кислоту  или  основание
из  их  соединений.  Кислоты  и  основания  можно  титровать  друг  с  другом
в  присутствии  индикаторов.  Кислоты  и  основания  ускоряют  химическую
реакцию  вследствие  каталитического  воздействия.  Названные  характер¬
ные  свойства  Льюис  объяснял  электронной  структурой  кислот  и  основа¬
ний  и  механизмом  ковалентной  координационной  связи.  Основанием
автор  называл  такое  соединение,  которое  способно  предоставить  пару
электронов  для  образования  ковалентной  связи,  а  кислотой  —  соедине¬
ние,  способное  принять  пару  электронов  с  образованием  ковалентной
связи.
 Главный  признак  оснований  состоит  в  наличии  пары  электронов,
пригодной  для  образования  ковалентной  связи.  Главным  признаком
кислоты  является  наличие  у  молекулы  или  ионов  пустой  орбитали  для
присоединения  пары  электронов.  Теория  Льюиса  дает  более  глубокое
объяснение  механизма  кислотно-основных  реакций.  Однако  эта  теория,
несмотря  на  ее  всеобщность,  имеет  и  недостатки.  Один  из  них  состоит  в
том,  что  она  неприменима  к  протонным  кислотам.  Второй  недостаток  за¬
ключается  в  несостоятельности  ее  объяснить  силу  кислот,  тогда  как  про¬
тонная  теория  Бренстеда  позволяет  это  сделать.  Вызывает  сомнение  и
каталитическое  действие  некоторых  кислот.  Кроме  теории  Бренстеда  и
Льюиса,  которыми  чаще  пользуются,  известна  положительно-отрицатель¬
ная  теория  Усановича.  По  Усановичу,  кислота  определяется  как  вещест¬
во,  способное  отдавать  катионы,  соединяющиеся  с  анионами.  Основание
определяется  как  вещество,  способное  отдавать  анионы.  Определяя  кис¬
лотный  или  основной  характер  вещества,  Усанович  обратил  внимание
на  степень  координационного  насыщения  центрального  атома,  а  также
его  положение  в  периодической  системе.  Если  положительный  ион  коор¬
динационно  ненасыщен,  то  он  может  проявить  свои  кислотные  свойст¬
ва,  присоединив  ион,  а  если  отрицательный  ион  координационно  нена¬
сыщен,  то  он  проявляет  основные  свойства,  присоединяя  катион.  Теория
Усановича  имеет  ряд  преимуществ,  и  ее  считают  наиболее  всеобъемлю¬
щей.  Существуют  и  другие  кислотно-основные  теории.  В  зависимости  от
задачи  и  объектов  исследования  необходимо  пользоваться  одной  либо
другой  теорией.
 В  40-х  годах  XX  вв.  дискутировался  вопрос  о  происхождении  почвен¬
ной  кислотности.  Наиболее  важные  разногласия  состояли  в  том,  что
одни  исследователи  считали  причиной  кислотности  ионы  водорода,  дру¬
гие—  гидролиз  соединений  алюминия:  А1С13  +  ЗН20=А1(0Н)3+ЗНС1.
 Соединения  алюминия  образуются  в  результате  разрушения  минера¬
лов  под  влиянием  воды  или  кислоты.  В  результате  опытов  Чернова
(1947)  и  др.  получило  признание  компромиссное  решение,  предполагаю¬
щее,  что  органическое  вещество  является  источником  ионов  водорода,
минералы  —  источником  алюминия,  а  в  результате  гидролиза  соединений
алюминия  образуется  водород.  Если  в  почвенном  растворе  присутствуют
оба  иона  (краснозем),  то  обменная  кислотность  иногда  превышает  гид¬
ролитическую.  Этот  парадокс  объясняется  следующим  образом.  Гидро-
 151

литическая  кислотность  определяется  при  помощи  раствора  уксуснокис¬
лого  натрия.  Предполагается,  что  натрий  замещает  поглощенный  водо¬
род,  поэтому  в  растворе  образуется  уксусная  кислота: 	ПН+
 +CH3COONa=ПЫа+СН3СООН.
 Если  в  почвенном  растворе  присутствуют  ионы  алюминия,  то  реакция
протекает  по  уравнению  ПА1+ЗСН3СООЫа=ПЫа3+А1(СН3СОО)3,  Об¬
разовавшийся  уксуснокислый  алюминий  под  влиянием  воды  переходит  в
гидроокись  алюминия  и  уксусную  кислоту:  А1(СН3С00)3+ЗН30->-
->А1  (ОН)  3+ЗСН3СООН.
 По  количеству  образовавшейся  уксусной  кислоты  судят  о  гидролити¬
ческой  кислотности,  обменная  кислотность  определяется  аналогичным
способом.  Различие  состоит  в  том,  что  поглощенный  водород  вытесняет¬
ся  калием  из  раствора  хлористого  калия,  при  этом  образуется  соляная
кислота.  Так  как  хлористый  калий  —  нейтральная  соль,  а  уксуснокислый
натрий  —  щелочная,  то  обычно  обменная  кислотность  меньше,  чем  гидро¬
литическая.  Однако  в  некоторых  случаях  анион  уксусной  кислоты  обме¬
нивается  на  гидроксильный  анион  коллоидов,  поэтому  количество  ук¬
сусной  кислоты  в  растворе  уменьшается.  В  результате  понижается  4
гидролитическая  кислотность.  Ион  хлора  хлористого  калия  не  замещает¬
ся  на  ОН"-анион,  поэтому  обменная  кислотность  превышает  гидролити¬
ческую.  Такое  явление  наблюдается  в  почвах,  обогащенных  несиликат¬
ными  полуторными  окислами,  так  как  именно  они  содержат  ОН-анионы.
 Как  показал  Гедройц,  для  развития  растений  большое  значение  имеет
алюминий,  количество  которого  зависит  от  реакции  раствора.  При
рННго  меньше  5,2  в  растворе  появляется  подвижный  алюминий.  Если  его
количество  превышает  15  лег/100  г  почвы,  то  растения  обычно  погибают,
а  при  содержании  5—10  мг/100  г  наступает  угнетенное  состояние.  Однако
такая  реакция  на  избыток  алюминия  наблюдается  не  у  всех  растений.
Культура  чая  хорошо  переносит  его  высокое  содержание.
 Известкование  кислых  почв  уменьшает  или  полностью  нейтрализует
кислоты  и  одновременно  переводит  подвижный  алюминий  в  малораство¬
римую  гидроокись  алюминия.  Выпадение  алюминия  в  осадок  начинает¬
ся  при  рННао  3,3,  а  заканчивается  при  рНН2о  5,2.  При  дальнейшем  увели¬
чении  pH  осадок  вновь  растворяется  согласно  уравнению  А1(ОН)3+
+  ОН~->{А1(ОН)4]-.  Такая  реакция  начинается  при  pH  7,8  и  заканчива¬
ется  при  pH  10,8.  Поэтому  доза  извести  должна  быть  такой,  чтобы  значе¬
ние  pH  не  превышало  7,0.  Известь,  внесенная  в  почву,  не  только  нейтра¬
лизует  кислоты,  но  повышает  в  почвенном  растворе  содержание  кальция—
одного  из  важных  элементов  питания  растений  и  коагулятора  почвенных
коллоидов.  Коагуляция  способствует  улучшению  многих  свойств  почв:
увеличиваются  водо-  и  воздухопроницаемость,  создаются  условия  для
образования  водопрочных  агрегатов,  улучшения  порозности,  фильтра¬
ционной  способности  почв,  уменьшения  их  связности.  Коагуляции  спо¬
собствует  также  кальций  гипса  и  фосфогипса.  Эти  вещества  используют¬
ся  для  мелиорации  солонцов.  Если  гипс  имеется  в  промышленных  карье¬
рах  недалеко  от  территорий,  занятых  кислыми  почвами,  то  его  также
можно  использовать  для  улучшения  этих  почв,  но  обязательно  после  их
предварительного  известкования,  поскольку  кислую  реакцию  почвенного
раствора  гипс  нейтрализовать  не  может.  Применение  гипса  на  кислых
почвах  без  извести  может  нанести  вред,  так  как  кальций  будет  вытес¬
нять  поглощенный  водород,  что  вызывает  повышение  кислотности  и
увеличение  содержания  подвижного  алюминия.
 Несмотря  на  обширную  литературу  по  известкованию  почв,  почти
нет  данных  о  скорости  реакции  извести  с  поглощенными  и  свободными
водородом  и  алюминием.  Поэтому  наши  эксперименты  были  направлены
на  восполнение  этого  пробела.  Согласно  изложенной  выше  теории  Льюи¬
са,  скорость  нейтрализации  кислоты  с  щелочью  большая,  однако  в  поч¬
венных  условиях  она  различная  и  зависит  от  многих  факторов:  механи¬
 152

ческого  состава  почв,  влажности,  размера  зерен  извести.  Механизм
реакции  нейтрализации  кислоты  состоит  в  том,  что  кальций  извести
замещает  водород  почвенного  поглощающего  комплекса,  находящегося
в  растворе,  согласно  реакции
 Угольная  кислота  разлагается  на  воду  и  С02,  образовавшийся  хло¬
ристый  кальций  представляет  нейтральную  соль.  Одновременно  известь
с  водой  может  образовать  гидроокись  кальция,  и  тогда  реакция  проте¬
кает  по  уравнению  ПН2+Са(0Н)2=ПСа+2Н20.
 Если  присутствует  поглощенный  алюминий,  то  реакция  его  замеще¬
ния  происходит  так:  ПА12+ЗСаС03=ПСа3  +  А12(С03)3.  Углекислый  алю¬
миний  превращается  в  нерастворимую  гидроокись  алюминия  и  угольную
кислоту  по  уравнению  А12(С03)3  +  6Н20  =  2А1(0Н)3+ЗН2С03.
 Скорость  реакции  нейтрализации  кислоты  мы  определяли  при  взаи¬
модействии  образцов  почв  с  известью  с  зернами  размером  <0,25  и  0,5—
 1 	мм.  В  исходных  образцах  определяли  pHHs0  pHKCi  и  концентрацию
кальция  при  соотношении  жидкость  :  почв  а=2,5.  Затем  брали  новые  на¬
вески,  добавляли  к  ним  воду  и  известь  из  расчета  3  г/га,  т.  е.  2  жг*
•экв/100  г.  Образцы  перемешивали  с  водой  и  известью,  оставляли  на
 2 	часа,  после  чего  измеряли  pH  и  концентрацию  кальция.  Такие  же  изме¬
рения  повторяли  через  1—5  суток  (табл.  1,2).
 Определение  pH  суспензии  в  динамике  необходимо  для  того,  чтобы
установить  скорость  нейтрализации  кислоты.  Если  pH  превышало  7,
значит  извести  было  больше,  чем  требуется.  Контроль  за  динамикой  со¬
держания  кальция  позволял  следить  за  переходом  извести  в  растворен¬
ное  состояние.  Увеличение  эффективной  концентрации  кальция  в  суспен¬
зии  после  известкования  почв  свидетельствовало  о  ее  растворении.  Пря¬
мой  зависимости  между  растворением  извести  и  рНн,о  раствора  не
наблюдалось;  это  объясняется  тем,  что  часть  кальция  могла  перейти  в
почвенный  поглощающий  комплекс.
 Эффективную  концентрацию  ионов  определяли  потенциометрическим
методом  с  использованием  селективных  электродов.  Как  показали  опы¬
ты  по  изучению  кинетики  взаимодействия  извести  с  почвой,  значение  pH
густой  суспензии  при  добавлении  извести  с  размером  зерен  <0,25  мм
изменилось  спустя  2  часа  после  начала  опыта,  а  спустя  5  суток  реакция
растворов  всех  образцов  была  нейтральной  или  слабощелочной.  Только-
реакция  растворов  наиболее  кислых  образцов  была  слабокислой,  что
можно  объяснить  недостаточной  дозой  внесенной  извести.  После  повтор¬
ного  внесения  такой  же  порции  извести  спустя  2  суток  реакция  стала
близкой  к  нейтральной.  Таким  образом,  для  нейтрализации  кислоты  пот¬
ребовалось  3—б  суток.  Одновременно  наблюдалось  увеличение  активно¬
сти  кальция  в  суспензии  и  внедрение  его  в  почвенный  поглощающий
комплекс.  Так  как  в  почве  кальций  присутствовал  и  до  внесения  изве¬
сти,  то  общая  концентрация  его  превысила  2  мг-экв/100  г.
 В  опыте  с  внесением  более  крупных  зерен  извести  скорость  взаимо¬
действия  ее  с  почвой  была  меньше,  а  время  установления  равновесия
было  более  продолжительным.  Через  2  часа  после  внесения  извести  зна¬
чение  рНН2о  колебалось  от  3,4  до  6,75.  Нейтральная  и  слабощелочная
реакция  была  в  растворах  большинства  образцов  зафиксирована  только
через  5  суток  после  начала  опыта.  Образцы  6—8,  10,  как  и,в.опыте  с  зер¬
нами  <0,25  мм,  имели  кислую  реакцию  из-за  недостатка  извести.  К  ним
пришлось  добавить  две  новые  порции,  а  в  образцы  И,  12  известь  вноси¬
ли  еще  10  раз.  Эффективная  концентрация  кальция  возрастала  медлен¬
но:  только  через  2  часа  она  несколько  повысилась  по  сравнению  с
исходной.
 ПН2+СаС03=ПСа  +  Н2С03,
2НС1+СаСО,  =  СаС12+Н2С03.
 (О
 (2)
 153

Динамика  рННв0  до  и  после  внесения
 №
 п/п
 Разрез.  Почва.  Местонахождение
 Горизонт  и
глубина,  см
 Без  извести
 рнн,о
 рНка
 1
 Темно-серая  лесная.  Кашира
 0-20
 6,85
 6,05
 2
 Дерново-подзолистая.  Перхушково
 А
 лпах
 5,30
 4,40
 3
 То  же.  Люберцы
 0-20
 5,90
 4,95
 4
 То  же
 20—40
 6,0
 4,84
 5
 91.  Тс  же.  БССР
 32-42
 (глей)
 6,60
 5,05
 6
 92.  То  же
 Ах  2-8
 4,70
 3,90
 7
 То  же
 9-16
 5,10
 4,00
 8
 Сильноподзолистая.  Истра
 0—7
 4,90
 4,10
 9
 Сильноосолоделая.  Аскания-Нова
 4—20
 5,60
 4,95
 10
 Краснозем.  Чаква
 10—30
 5,10
 4,35
 11
 И.  Порода  угольного  террикона  18.
Тула
 17.  То  же,  террикон  17
 0-30
 3,40
 Не  опр.
 \2
 1
 о
 3,15
 »
 Дозы  вносимой  извести  принято  устанавливать  по  гидролитической
кислотности,  но*  можно  и  по  количеству  извести,  которое  потребовалось
на  нейтрализацию  ионов  водорода  и  перевод  алюминия  в  малораство¬
римую  гидроокись.  Если  известь  в  кислые  почвы  внести  в  избытке,  то
реакция  становится  слабощелочной,  что  может  вызвать  пептизации)  почв.
 Как  показали  наши  опыты,  скорость  нейтрализации  кислот  известью
оказалась  весьма  значительной.  Как  известно,  скорость  вытеснения  нат¬
рия  из  ППК  солонцов  кальцием  гипса  и  извести  очень  небольшая.
Именно  в  разнице  скоростей  реакций  состоит  одно  из  различий  между
известкованием  подзолистых  и  гипсованием  солонцовых  почв.  Другое
отличие  известкования  заключается  в  том,  что  нейтрализация  кислоты  —
реакция  практически  необратимая,  а  вытеснение  натрия  из  ППК  солон¬
цов  кальцием  гипса  или  карбонатов  —  обратимая.
 Темно-серая  лесная  почва  1  не  нуждается  в  известковании,  дерново-
подзолистые  2,5  нуждаются  в  небольшой  дозе  извести  (2  мг-экв/100  г),
дерново-подзолистые  6,  7  требуют  внесения  извести  из  расчета—4—
6  мг-экв/100  г.  Скорость  реакции  замещения  поглощенного  водорода
кальцием  извести  протекает  очень  быстро  при  тонком  помоле  извести  по
сравнению  с  крупным.  Известь  крупного  помола  нейтрализует  кислоты
медленнее  в  3—5  раз.
 Особо  следует  сказать  о  породах  терриконов.  Они  образуются  при
закрытой  добыче  угля.  Несмотря  на  большое  содержание  органического
вещества,  эти  породы  не  заселяются  растительностью  в  связи  с  повы¬
шенной  кислотностью  и  большим  содержанием  сернокислого  алюминия.
Это  обусловлено  содержанием  в  них  пирита,  который  при  окислении  на
воздухе  переходит  в  серную  кислоту  и  сернокислые  соли.  Кислота  раст¬
воряет  минералы,  поэтому  накапливается  большое  количество  соедине¬
ний  алюминия,  а  иногда  и  железа.  Эффективным  приемом  улучшения
таких  пород  является  известкование  большими  дозами  (25—30  мг-
-же/100  г).
 Специальный  опыт  проведен  с  известкованием  почв  при  узком  отно¬
шении  почва  :  вода=  1  :  0,5.  Количество  внесенной  извести  установлено
в  предыдущем  опыте.  В  образцы  1—5  вносили  известь  из  расчета  2  мг-
-экв/ЮО  г,  6—10  —  из  расчета  4  мг-экв/100  г,  а  11  и  12  —  из  расчета
40  мг-экв/100  г.  Через  2  часа  после  взаимодействия  извести  с  почвой
значение  pH  суспензии  возросло,  как  и  в  опыте  с  более  широким  отно¬
шением  между  почвой  и  водой.  Таким  образом,  сужение  этого  соотноше-
 154

извести  в  почву  (почва:вода  «  1:2,5)
 Таблица  *
 После  известкования
 <0,25  мм
 0,5—1  им
 25.1
 26.1
 ЗОЛ
 5.  II
 10.11
 15П
 19.11
 6,85
 6,85
 7,35
 6,75
 6,85
 6,9
 7,10
 5,85
 6,30
 6,90
 5,40
 6,55
 6,7
 6,85
 6,15
 6,85
 7,0
 5,90
 6,65
 6,7
 6,80
 6,35
 6,85
 7,20
 6,70
 6,75
 6,8
 6,85
 6,75
 7,10
 7,25
 6,70
 6,85
 6,9
 7,0
 5,04
 5,05
 5,15
 4,75
 5,35
 5,8
 5,90
 5,40
 5,40
 5,40
 .  5,15
 5,60
 5,6
 5,70
 5,25
 5,35
 6,0
 4,90
 5,95
 6,0
 6,2
 6,20
 6,70
 7,0
 5,70
 6,60
 6,3
 6,7
 5,20
 5,45
 5,70
 5,70
 6,60
 6,65
 6,7
 4,25
 Не  1
 опр.
 3,40
 3,45
 4,0
 6,9
 3,75
 3,75
 3,70
 3,70
 6,8
 Таблица  2
 Динамика  эффективной  концентрации  (активности)  кальция  в  растворе
до  и  после  внесения  извести  в  почву,  мг-экв/100  г  (почва:вода  =  1:2,5)
 Горизонт
и  глубина,
 После  известкования
 №
 п/п
 Разрез.  Почва.  Местонахождение
 Без
 извести
 <0,25  мм  |
 0,5—1  мм
 см
 25.1
 26.1
 30  I
 5.  II
 10.Н
 1
 Темно-серая  лесная.  Кащира
 0—20
 3,49
 6,77
 8,25
 8,25
 3,45
 3,75
 2
 Дерново-подзолистая.  Пер-
хушково
 Апа*
 0,15
 0,52
 1,73
 1,73
 0,16
 0,31
 3
 То  же.  Люберцы
 0—20
 0,25
 0,79
 1,73
 1,73
 0,24
 0,31
 4
 То  же
 20—40
 0,25
 2,79
 3,78
 3,76
 0,24
 0,72
 5
 91.  То  же
 32—42
 (глей)
 0,35
 0,55
 1,73
 1,73
 0,34
 2,18
 6
 92.  То  же
 Ai  2-8
 0,15
 0,15
 0,36
 0,36
 0,16
 0,31
 7
 То  же
 9-16
 0,08
 0,15
 0,25
 0,25
 0,08
 0,31
 8
 Сильноподзолистая.  Истра
 0-7
 0,15
 0,15
 0,36
 0,36
 0,17
 0,72
 9
 Сильноосолоделая.  Аскания-
Нова
 4—20
 0,15
 0,56
 1,73
 1,73
 0,17
 0,95
 10
 Краснозем.  Чаква
 10-30
 0,25
 0,56
 0,79
 0,^9
 0,50
 1,65
 И
 11.  Порода  угольного  терри¬
кона  18.  Тула
 0-30
 3,78
 0,79
 3,79
 3,79
 3,76
 3,76
 12
 17.  То  же,  террикон  17
 0-20
 8,25
 1,73
 8,26
 8,26
 8,26
 8,26
 Таблица  3
 Значение  pH  суспензии  до  и  после  известкования  при  отношении
жидкость:  почва  =  0,5
 Номер
 суспен¬
 зии
 До  известко¬
вания
 Через  2  часа
после  известко¬
вания
 Через
7  суток
 Номер
 суспен¬
 зии
 До  известко¬
вания
 Через  2  часа
после  известко¬
вания
 Через
7  суток
 1
 6,85
 6,85
 7,60
 7
 5,10
 5,80
 6,80
 2
 5,30
 5,50
 6,80
 8
 4,90
 5,40
 6,20
 3
 5,90
 6,40
 7,30
 9
 5,60
 6,70
 6,80
 4
 6,00
 6,35
 7,00
 10
 5,10
 5,60
 6,50
 5
 6,60
 6,60
 7,00
 и
 3,40
 3,75
 6,50
 8
 4,70
 5,30
 5,90
 12
 3,15
 4,40
 6,50
 155

ния  замедляло  реакцию  взаимодействия  извести  с  поглощенными  водо¬
родом  и  алюминием,  но  ненамного  (табл.  3).  Спустя  7  суток  после  нача¬
ла  опыта  рНН2о  большинства  растворов  почти  соответствовала
нейтральной  реакции.  Лишь  в  некоторых  образцах  реакция  была  слабо¬
кислой.  Следовательно,  сужение  отношения  до  0,5  мало  сказалось  на
скорости  взаимодействия  извести  с  почвой.  В  природных  условиях  надо
ожидать  более  медленной  нейтрализации  кислоты  из-за  плотности  поч¬
венных  агрегатов  и  постепенного  проникновения  раствора  в  твердую
фазу.  При  перемешивании  почвы  во  время  пахоты  увеличатся  контакты
между  известью  и  поглощающим  комплексом,  и  тем  скорее,  чем  легче
механический  состав  почвы.
 Известкование  является  однократным  приемом  устранения  кислоты.
Однако  из-за  действия  воды  и  кислых  продуктов  разложения  органиче¬
ского  вещества  возможно  новое  подкисление  почв.  Поэтому  через  10  лет
иногда  приходится  проводить  повторное  известкование.  Как  первое,  так
и  повторное  известкование  приводит  к  увеличению  содержания  кальция
в  растворе,  что  способствует  улучшению  структуры  почвы,  поскольку
кальций  является  коагулятором.  Эту  роль  выполняет  кальций  гипса,  но
гипс  можно  вносить  только  после  предварительного  известкования
почвы.  '
 Почвенный  институт 	Поступила  в  редакцию
 им.  В.  В.  Докучаева 	19.111.1979/
 N.  1.  GORBUNOV?  L.  Р.  YUDINA?  Т.  G*  ZARUBINA
 NEUTRALIZATION  RATE  OF  SOIL  ACIDS  BY  LIME
 Theories  of  soil  acidity  are  discussed  and  data  on  the  rate  of  soil  acids
neutralization  by  lime  are  presented.  It  has  been  found  that  the  rate  of  acid
reaction  elimination  depends  on  the  size  of  lime  grains  and  the  ratio  bet¬
ween  liquid  and  solid  phases  of  soils.

1981
 ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 №  1
 УДК  631.
 Н.  И.  ГАМАЮНОВ,  Л.  И.  ИЛЬЧЕНКО,  Д.  М.  СТОТЛАНД,
 Н.  В.  САПОЖНИКОВА
 ИЗМЕРЕНИЕ  ПОТЕНЦИАЛА  ПОЧВЕННОЙ  ВЛАГИ
МИКРОТЕНЗИОМЕТРОМ
 Приводятся  результаты  экспериментальных  исследований  капиллярно¬
го  потенциала  почвенной  влаги,  измеренного  локально  в  поверхностном
слое  почвы  в  процессе  ее  обезвоживания.  Для  этого  предлагается  способ
измерения  с  помощью  микротензиометров,  в  качестве  которых  использова¬
ли  стеклянные  капилляры  длиной  4—6  см  и  диаметром  0,2—1  мкм.  Резуль¬
таты  опытной  проверки  предлагаемого  способа  удовлетворительно  совпада¬
ют  с  экспериментами  других  авторов.  Установлено,  что  пленочная  влага  в
период  постоянной  скорости  испарения  с  поверхности  почвы  оказывает  ре¬
шающую  роль  в  процессе  жидкостного  влагопереноса.
 Для  комплексного  регулирования  условий  внешней  по  отношению  к
^растениям  среды  (тепло,  вода,  минеральные  соли,  воздух)  большое  зна¬
чение  имеет  движение  воды  в  почве.  Скорость  переноса  влаги  можно  ре¬
гулировать  инженерными  методами.  Изменяя  величину  и  направление
потоков  влаги,  можно*  замедлить  или  ускорить  перенос  тепла,  воздуха,
питательных  веществ,  т.  е.  регулировать  в  требуемом  направлении  .ре¬
жимы  почвы.  Движение  почвенной  влаги  подчиняется  общим  физическим
законам  влагопереноса  в  ненасыщенных  пористых  средах,  которые
весьма  сложны  и  изучены  еще  недостаточно  [1,  5,  9].
 Теория,  применяющаяся  для  расчетов  переноса  почвенной  влаги,  ис¬
пользует  зависимости  так  называемого  потенциала  влаги  от  рлагосо-
держания  и  коэффициентов  переноса,  являющихся  функциями  влагосо-
держания.  Как  показано  в  [6],  для  влагонасыщенных  и  ненасыщенных
дисперсных  сред  потенциал  влаги  р  может  быть  отождествлен  с  капил¬
лярным  давлением  почвенной  влаги:
 |А  =  Л(,  V0,
 где  V„  —  молярный  объем  воды,  18-10-3  м3/кмоль.
 Известны  различные  методы  измерения  потенциала  влаги  в  почво-
грунтах:  метод  колонн,  тензиометров,  мембранного  пресса  и  т.  д.  [4,  9].
Однако  ни  один  из  них  не  позволяет  измерять  потенциал  влаги  при  обез¬
воживании  в  отдельных  точках  образца  почвы.  С  целью  локального
определения  потенциала  почвенной  влаги  на  кафедре  теплофизики  Ка¬
лининского  политехнического  института  был  разработан  способ  измере¬
ния  капиллярного  давления  ^потенциала)  влаги  с  помощью  микротен¬
зиометров  [8],  в  качестве  которых  использовали  стеклянные  или  квар¬
цевые  капилляры  длиной  4—6  см  и  диаметром  0,2—1  мкм.  Капилляры
предварительно  запаивали  с  одного  конца  и  открытым  концом  заполня¬
ли  бидистиллированной  водой.  Вода,  поступая  в  капилляр,  сжимала  воз¬
дух  у  запаянного  торца  до  тех  пор,  пока  не  устанавливалось  равновесие
 между  капиллярным  давлением  Р  =  —  и  давлением  сжатого  воздуха.
 Фиксируя  с  помощью  микроскопа  или  катетометра  положение  мениска
-в  состоянии  равновесия,  можно  определить  радиус  капилляра  [10].
 157

Капилляр  открытым  концом  (устьем)  помещали  во  влажный  мате¬
риал.  Отрицательное  капиллярное  давление  поглощенной  влаги  пере¬
дается  столбику  жидкости  в  капилляре,  вызывая  соответствующее  пере¬
мещение  мениска.  Расчет  отрицательного  капиллярного  давления  в  жид¬
кости  проводится  по  формуле
 где  Р0  —  атмосферное  давление,  н/м2;  /,  10  и  4  —  соответственно  длина,
всего  канала  капилляра,  длина  части  капилляра,  заполненной  воздухом,
в  состоянии  равновесия  и  при  измерении  давления  Р.
 Оценку  применимости  предложенного  метода  осуществляли  сравне¬
нием  с  результатами  экспериментальных  исследований,  полученными,
другими  методами  для  торфяной  почвы  и  песка  [3].  С  этой  целью  торф>
 U,  кг!кг 	р,Вис!кг  Рлт~1н/мг
 Рис.  1.  Изменение  потенциала  почвенной  влаги  осокового  торфа  в  процессе  обезвожи¬
вания  (а)  и  зависимость  потенциала  почвенной  влаги  песка  от  влагосодержания  в  рав¬
новесных  условиях  (б)
 Рис.  2.  Кривая  обезвоживания  (/)  и  соответствующие  изменения  потенциала  (х  и  капил¬
лярного  давления  Рк  на  поверхности  торфяной  почвы  (2)  и  на  расстоянии  3  мм  от  по¬
верхности  (3)
 с  начальным  влагосодержанием  t/>7  кг/кг  формовали  в  виде  шарика.
В  этот  образец  внедряли  предварительно  заполненный  водой  капилляр-
тензиометр.  По  мере  подсушивания  образца  торфа  при  постоянных  тем¬
пературе  воздуха  и  влажности  среды  определяли  на  аналитических  ве¬
сах  его  массу  и  положение  мениска  в  капилляре  с  помощью  микроскопа
МИН-8.  По  результатам  измерений  рассчитывали  влагосодержание  тор¬
фа  и  его  капиллярный  потенциал.  На  рис.  1  (кривая  а)  представлены
■результаты  измерения  капиллярного  потенциала  при  обезвоживании
торфяной  почвы.  Полученные  результаты  удовлетворительно  совпадают
с  экспериментом  других  авторов  [3].
 Измерения  капиллярного  потенциала  непосредственно  в  процессе
обезвоживания  для  кварцевого  песка  при  температуре  воздуха  22°,  от¬
носительной  влажности  0,5—0,6  и  скорости  обдува  образца  воздухом
3  м/сек  проводили  в  колонке  диаметром  14  и  длиной  25  мм.  Капилляр¬
ное  давление  измеряли  одновременно  в  двух  точках  материала:  у  по¬
верхности  испарения  и  на  глубине  3—4  мм.  В  начальный  период  испа¬
рения  с  поверхности  почвы,  соответствующей  постоянной  скорости  сушки,
значительный  рост  капиллярного  давления  наблюдался  только  в  поверх¬
ностном  слое  сушимого  дисперсного  материала  (рис.  2).  В  слоях,  отстоя¬
 158

щих  от  поверхности  на  расстоянии  3—4  мм,  увеличения  капиллярного
давления  не  наблюдалось.
 В  настоящее  время  при  Изучении  жидкостного  влагопереноса  при
обезвоживании  капиллярно-пористых  тел  в  качестве  простейшей  моде¬
ли  порового  пространства  принимают  систему  соединяющихся  между
собой  по  всей  длине  капилляров  различных  радиусов  [2].  Перенос  жид¬
кой  влаги  в  таком  модельном  материале  происходит  от  более  влажных
областей  к  поверхностному  слою  по  системе  тонких  капилляров,  которые
питаются  засасыванием  влаги  из  крупных  капилляров  [2,  7].
 Рис.  3.  Схема  установки
 1 	—  кювета,  2  —  пористая  мембрана,  3  —  окуляр  микроскопа,  4  —  микротензиометр,  5  —
 исследуемый  материал,  6  —  измерительная  микропипетка
 Рис.  4.  Распределение  капиллярного  потенциала  (давления)  по  высоте  песчаной  колон¬
ки  при  различных  уровнях  грунтовых  вод  (£/=25%,  Г=20°)
 /  —  //=  15-10-2  м,  2  —  Я=20*  10~2  м,3  —  Н=35-10"2  м,  4  —  Я=55-10~2  м
 Для  экспериментальной  проверки  этих  предположений  о  внутреннем
жидкостном  переносе  была  создана  установка,  общий  вид  которой  пред¬
ставлен  на  рис.  3.  Исследуемый  материал  5  помещали  в  специальную
кювету  U  выполненную  из  оргстекла.  Основная  часть  кюветы  —  микро¬
пористая  мембрана  2,  изготовленная  из  стеклянного  биологического
фильтра.  Эффективный  радиус  пор  г  фильтра  определяет  максимальную
высоту
 Р£  prg
 на  которую  может  быть  опущен  измерительный  капилляр  6,  моделирую¬
щий  уровень  грунтовых  вод  в  почве.  При  отсутствии  испарения  в  состоя¬
нии  равновесия  капиллярное  давление  на  менисках  пористого  фильтра
 2 	равно  потенциалу  влаги  почвы,  который  измеряется  с  помощью  капил¬
лярных  микротензиометров  4  размером  0,1—10  мкм.
 При  отсутствии  испарения  равенство  капиллярных  давлений,  опреде¬
ляемых  с  помощью  капилляров-микротензиометров  и  по  уровню  высоты
Я,  свидетельствует  о  наступлении  равновесия.  По  этим  данным  находи¬
ли  зависимость  P(U),  представленную  на  рис.  1  (кривая  б).  Благосо-
держание  материала  U  определяли  путем  послойной  разборки  колон¬
ки  с  почвой  с  последующей  термостатной  сушкой.  С  помощью  микротен¬
зиометров  показано,  что  при  обезвоживании  как  песка,  так  и  торфа  в
тонком  поверхностном  слое  материала  развиваются  значительные  отри-
 159

дательные  давления,  соответствующие  пленочно-капиллярному  состоя¬
нию  влаги  (рис.  4).  Таким  образом,  было  установлено,  что  пленочная
влага  в  период  постоянной  скорости  испарения  с  поверхности  почвы
играет  решающую  роль  в  процессе  влагопереноса.
 Для  обоснования  представлений  о  внутреннем  жидкостном  переносе
как  процессе  впитывания  влаги  тонкими  капиллярами  из  системы  тол¬
стых  в  работе  [1]  использовалась  установка,  подобная  разработанной.
Однако  опыты  с  песком  фракции  0,2—0.3  мм  авторы  [1]  проводили  при
наибольшей  глубине  подпитки,  равной  25  сму  когда  в  материале  имеется
только  капиллярная  влага.  В  наших  опытах  уровень  подпитки  колебал¬
ся  в  пределах  от  б  до  75  см.
 Скорость  жидкостного  потока  влаги  в  дисперсном  материале  при
постоянных  параметрах  воздуха  определяли  с  помощью  измерительного
капилляра.  Оказалось,  что  она  незначительно  уменьшается  по  линейному
закону  от  10-4  до  8,5-10“5  г/сек  с  увеличением  глубины  от  8  до  55  см.
Результаты  опытов  позволили  установить,  что  жидкостный  поток  имеет
место  не  только  при  чисто  капиллярном  состоянии  влаги,  когда  Н\=
=6—30  сму  но  и  при  пленочно-капиллярном  (#=37—75  см).
 Анализ  экспериментальных  результатов,  представленных  на  рис.  4,
показывает,  что  вода,  испарившаяся  с  поверхности  ненасыщенной  почвы
из  тонких  капилляров,  замещается  влагой  более  глубоких  слоев,  нахо¬
дящейся  в  более  широких  капиллярах.  Это  приводит  к  одновременному
расходу  влаги  на  испарение  из  всего  ненасыщенного  почвенного  слоя.
Так  как  подток  из  глубоких  слоев  происходит  медленнее,  чем  испарение
с  поверхности,  то  возникает  градиент  капиллярного  давления,  умень¬
шающийся  с  глубиной  х  и  уровнем  грунтовых  вод  Н  (рис.  4).  Эти  резуль¬
таты  подтверждаются  работами  других  авторов  [9].
 Выводы
 1. 	Предложен  и  экспериментально  опробован  способ  локального  из¬
мерения  потенциала  почвенной  влаги  с  помощью  микротензиометров.
 2. 	Значительный  рост  капиллярного  давления  при  испарении  с  по¬
верхности  почвы  имеет  место  только  в  слое  3—4  мм.
 3. 	Экспериментально  подтверждено  наличие  пленочного  механизма
переноса  влаги  в  период  постоянной  скорости  испарения  не  только  в  мо¬
дельных  средах,  но  и  в  реальных  почвогрунтах.
 Литература
 1. 	Березкин  Б.  В.  Исследование  зависимости  капиллярного  давления  от  влагосодер-
жания  при  испарении  влаги  из  капиллярно-пористых  тел.  Автореф.  канд.  дис.  Л.,  1973.
 2. 	Воларович  М.  П.,  Чураев  Н.  В.,  Гамаюнов  Н.  И.,  Афанасьев  А.  Е.  Исследование  ме¬
ханизма  сушки  капиллярно-пористых  тел  различной  структуры  радиоиндикаторным
методом.  В  сб.:  Тепло-  и  массоперенос,  т.  6,  ч.  1.  Киев,  «Наукова  думка»,  1968.
 3. 	Горохов  М.  М„  Лебедев  Д.  М.,  Чураев  Н.  В.  Электроосмос  и  влагопроводность  не¬
насыщенных  пористых  сред.  Коллоидн.  ж.,  1967,  т.  29,  вып.  1.
 4. 	Глобус  А.  М.  Современные  экспериментальные  методы  определения  потенциала  мае-
сопереноса  в  трехфазных  пористых  системах.  В  сб.:  Тепло-  и  массоперенос,  т.  6,  ч.  1.
Киев,  «Наукова  думка»,  1968.
 5. 	Изотермическое  передвижение  влаги  в  зоне  аэрации.  Л.,  Гидрометеоиздат,  1972.
 6. 	Лыков  А.  В.  Тепломассообмен.  Справочник.  М.,  «Энергия»,  1978.
 7.  Нерпин  С.  ВЧураев  Н.  В.  Кинетика  испарения  влаги  из  капиллярно-пористых  тел.
Инж.-физич.  ж.,  1965,  т.  8,  №  1.
 8. 	Способ  замера  капиллярного  давления  в  капиллярно-пористом  теле.  Авт.  свид.  СССР
№  587346.  Бюл.  изобр.,  1978,  №  1.
 9. 	Судницын  И.  И.  Закономерности  движения  почвенной  влаги  и  ее  потребления  pacTei
ниями.  Автореф.  докт.  дис.  М.,  Изд.  МГУ,  1978.
 10. 	Н.  Н.  Федякин.  Об  изменении  структуры  воды  при  конденсации  в  капиллярах.  Кол¬
лоидн.  ж.,  1962,  т.  24,  No  4.
 Калининский  политехнический
институт
 Дата  поступления
9.VIII.1979  г.

N-  1.  OAMAYUNOVj  L.  I.  ILCHENKO,!  D.  M.  STOTLAND,  N.  V.  SAPOZHNIKOVA
 MEASURING  SOIL  MOISTURE  POTENTIAL  BY  MEANS
OF  MICROTENSIOMETER
 Results  are  presented  of  an  experimental  study  of  the  capillary  soil
moisture  potential  measured  locally  in  the  surface  soil  layer  during  its  de¬
hydration  by  means  of  a  microtensiometers  which  consisted  of  4—6  cm
long  and  0,2—1  in  diameter  glass  capillaries.  The  results  of  the  experimen¬
tal  control  of  the  suggested  method  coincide  quite  satisfactory  with  the
experiments  of  other  authors.  It  has  been  found  that  water-film  moisture
play  an  important  role  in  the  process  of  liquid  moisture  transfer  during  a
constant  rate  period  of  evaporation  from  the  soil  surface.
 И  Почвоведение,  №
 161

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  Г
 УДК  631.445.53:633.1»
 I  В.  П.  БОБКОВ|
 ИССЛЕДОВАНИЕ  КИСЛОТНО-ЩЕЛОЧНЫХ  ПРОЦЕССОВ
В  ПОЧВЕ  ПРИ  ЗАТОПЛЕНИИ
(лабораторный  опыт)
 Отмечена  способность  риса  создавать  для  себя  более  благоприятные
условия  жизнедеятельности  путем  нейтрализации  избыточной  кислотности
и  щелочности  в  прикорневой  зоне  за  счет  различных  веществ,  образующих¬
ся  в  затопленной  почве  и  корневой  системе  риса,  а  также  интенсивная  рас-
солонцовывающая  роль  его  корней.  Показано,  что  при  изменении  аэрации
почвы  с  помощью  орошения,  осушения,  добавления  различных  химических
веществ  и  соответствующего  подбора  сельскохозяйственных  культур  мож¬
но  регулировать  кислотно-щелочные  процессы  в  почве.
 О  том,  что  растительность  и  микроорганизмы  оказывают  исключи¬
тельно  сильное  влияние  на  процессы  почвообразования,  известно  давно.
Коссович  [6]  вегетационными  опытами  установил,  что  корневые  систе¬
мы  сельскохозяйственных  культур  при  дыхании  выделяют  от  14  до
300%  от  веса  сухой  массы  корней  углекислоты.
 Дояренко  [5]  и  Шулов  [11]  определили  выделение  корнями  в  раствор
органических  кислот,  сахаров.  Коннер  [Conner,  13]  наблюдал  снижение
кислотности  почв  под  влиянием  насыщения  их  водой.  Повышение  pH  в
почве  затопленного  чека  с  5,9  до  7,5  отмечали  Итано  и  Аракава  [Itano,.
Arakawa,  15],  а  Карунакар  и  Даниэль  [Karunakar,  Daniel,  17],  наобо¬
рот,  —  снижение  pH  с  8,0  до  7,07.
 Изменение  pH  почвы  при  возделывании  риса  затоплением  исследо¬
ватели  связывали  с  накоплением  в  почве  аммиака,  закисного  железа,
марганца  [12,  16]  или  с  применяемыми  удобрениями  [17, 	19].  Анализ,
 литературных  данных  указывает  на  то,  что  влияние  корневых  выделе¬
ний  риса  на  кислотно-щелочные  процессы  в  почвах  почти  не  изучало**
Рис  обладает  исключительно  большой  пластичностью  к  почвенным  ус¬
ловиям,  что  позволяет  возделывать  его  как  на  кислых  почвах  многих
стран  мира  (pH  4—5),  так  и  на  щелочных  почвах  (pH  7,5—9,5).
 Анализ  мировой  практики  возделывания  риса,  проведенный  Грис-
том  [3],  позволяет  сделать  вывод,  что  рис  более  приспособлен  к  слабо¬
кислой  или  нейтральной  среде  почвенного  раствора,  чем  к  щелочной.
Рис  выращивается  ©  основном  на  почвах  с  pH  от  4  до  8  [14,  4,  7].
 Почвенные  процессы  в  рисовых  почвах  Приморья,  среди  которых
преобладают  почвы  с  pH  <7,  широко  и  многопланово  рассмотрены  в
работе  Неунылова  [8],  поэтому  в  настоящей  статье  мы  только  кратко
останавливаемся  на  одном  из  наших  лабораторных  опытов,  иллюстри¬
рующем  подщелачивающую  роль  затопляемого  риса.  Для  проведения
опыта  брали  чернозем  южный,  который  предварительно  насыщали
3%  НС1,  после  чего  «кислую»  почву  отмывали  от  хлора,  просушивали,
измельчали,  просеивали  через  сито  с  размером  ячеек  3  мм  и  после  хо¬
рошего  перемешивания  помещали  по  300  г  почвы  в  стеклянные  стаканы.
 На  поверхность  почвы  с  pH  3,2—3,5  высаживали  рассадой  5  расте¬
ний  риса  высотой  7—10  см.  Над  почвой  постоянно  поддерживали  слой
 162

Таблица  1
 Влияние  корневой  системы  риса  на  подщелачивание  кислого  почвенного  раствора
 Вариант
 Дата
 Повторность
 Сред¬
 няя
 определе¬
 ния
 1
 2
 3
 4
 5
 б
 7
 8
 Вблизи  корневой  систе¬
мы  риса  (при  заклад¬
 3.V
 3,2
 3,4
 ке  опыта)
 3,3
 3,4
 3,2
 3,4
 3,5
 3,4
 3,4
 Вдали  от  корней  риса
 3.V
 3,3
 3,6
 3,1
 3,1
 3,6
 4,5
 3,4
 (при  закладке  опыта)
 3,5
 3,5
 Вблизи  корней  риса
 10.V
 5,9
 5,2
 5,8
 6,0
 5,5
 6,1
 5,7
 5,5
 5,7
 Вдали  от  корней  риса
 4,8
 4,8
 4,6
 4,6
 5,2
 5,1
 4,8
 5,1
 4,9
 Вблизи  корней
 20.  V
 6,6
 6,7
 6,6
 6,6
 6,5
 6,5
 6,4
 6,5
 6,6
 Вдали  от  корней  риса
 6,3
 6,3
 6,2
 6,2
 5,9
 6,0
 5,8
 5,9
 6,1
 воды  мощностью  3—4  см.  Через  7—17  суток  после  высадки  рассады  и
затопления  на  глубине  3—4  см  определяли  pH  вблизи  корневой  систе¬
мы  риса  (на  той  площади,  где  высаживали  рис)  и  при  удалении  от
корней  на  4—5  см  в  одном  и  том  оке  стакане.  Определение  pH  проводи¬
ли  на  приборе  ЛПМ-60М.  Для  того  чтобы  исключить  возможное  воз¬
действие  микрофлоры,  находящейся  на  семени  риса,  и  получить  сопо¬
ставимые  данные  в  опыте,  семена  риса  перед  проращиванием  обраба¬
тывали  этиловым  спиртом  (80°)  в  течение  3  мин.,  а  в  период  высадки
рассады  в  почву  стаканов  без  риса  добавляли  по  0,5  см3  жидкости  из
чашек  Петри,  в  которых  выращивали  рассаду.
 Из  табл.  1  видно,  что  исходная  кислотность  (pH)  раствора  в  день
высадки  рассады  вблизи  корневой  системы  и  вдали  от  корней  (в  одном
сосуде)  составляла  3,4  и  3,5,  а  через  7  и  17  суток  pH  повысилась  вбли¬
зи  корней  риса  до  5,7  и  6,6,  в  то  время  как  в  удалении  от  корней  —
только  до  4,9  и  6,1.
 Эти  данные  показывают,  что  вблизи  корневой  системы  риса,  вернее
при  взаимодействии  ее  с  почвенным  раствором,  протекают  процессы,
способствующие  сдвигу  реакции  среды  от  сильнокислой  к  нейтральной.
При  этом  следует  обратить  внимание  на  тот  факт,  что  подщелачивание
среды  корневыми  выделениями  охватывает  достаточно  большой  объем
почвы.  На  это  указывает  повышение  pH  и  в  относительно  удаленных
(на  4—5  см)  от  корней  местах,  но  находящихся  в  одном  замкнутом
объеме  (стакане).  Математическая  обработка  указывает  на  достовер¬
ность  изменений,  так  как  наименьшая  существенная  разница  (НСР0,5)
равна  0,28  при  точности  опыта  2%.
 Подтверждением  интенсивной  подщелачивающей  роли  корневой
системы  риса  может  служить  определение  pH  почвы  в  стаканах,  где
соблюдали  те  же  условия,  что  и  в  вышерассмотренном  опыте,  но  рис
не  высаживали  (табл.  2).
 С  3.V  по  10.  V  (через  7  дней  после  затопления)  в  среднем  из  6  пов¬
торностей  отмечено  повышение  pH  на  0,5  ед.,  а  математическая  обра¬
ботка  результатов  опыта  указывает  на  недостоверность  изменений
(НСР0.5=—0,66  ед.  pH,  точность  опыта  3,5%).  Однако  через  17  суток
величина  повышения  pH  на  0,8  ед.  хотя  и  достоверна,  но  невелика.
Отметим,  что  в  ранее  рассмотренном  опыте  (при  посеве  риса)  кислот¬
ность  через  7  суток  понизилась  на  1,5—2,3  ед.  pH,  а  после  17  суток  —
на  2,9—3,2  ед.
 Исследования  динамики  солевого  состава  почв  в  периодически  из¬
меняющихся  восстановительно-окислительных  условиях  показали,  что
длительное  использование  содовых  солонцов-солончаков  для  возделы¬
вания  риса  затоплением  (восстановительные  условия)  с  последующим
оставлением  этих  площадей  под  сопутствующие  рису  культуры  или  ме-
 11*
 163

Таблица  2
 Изменение  pH  в  почвах  без  риса
 Повторно  сть
 определе¬
 ния]
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 Средняя
 3.V
 2,7
 2,7
 3,8
 3,8
 3,1
 3,2
 3,2
 10.V
 3,4
 3,5
 3,7
 3,8
 4,0
 3,9
 3,7
 20.  V
 3,9
 3,9
 3,9
 4,0
 4,1
 4,0
 4,0
 лиоративное  поле  (окислительные  условия)  иногда  приводит  к  образо¬
ванию  гипса,  увеличению  содоустойчивости,  снижению  pH.
 Полевые  эксперименты,  проведенные  нами  в  1966—1975  гг.  на  Гу¬
дермесской  равнине  на  содовых  солонцах-солончаках,  показали,  что  в
почвах  при  определенных  условиях  наблюдается  увеличение  содержа¬
ния  растворимого  кальция  и  снижение  pH.  Так,  например,  до  рисосея¬
ния  содержание  водно-растворимых  солей  кальция  и  магния  в  2-метро¬
вой  толще  содово-сульфатно-засоленных  почв  не  превышало  десятых
долей  мг-экв,  а  через  10  лет  использования  почв  в  рисовом  севооборо¬
те  количество  кальция  и  магния  в  водной  вытяжке  повысилось  до  1—
2  мг-экв/100  г  почвы,  произошло  снижение  pH  с  9,5  до  7,8—8,5.  По-ви¬
димому,  восстановление  и  окисление  серы  в  почвах  рисового  севооборо¬
та  идет  по  схеме,  хорошо  изученной  микробиологами  [10],  а  в  последнее
время  и  почвоведами  [9,  2,  1].
 При  затоплении  почв  сульфаты  в  анаэробных  условиях  благодаря
деятельности  сульфатредуцирующих  бактерий  и  при  наличии  органиче¬
ского  вещества  через  ряд  стадий  переходят  в  сульфиды  натрия,  кото¬
рые,  гидролизуясь,  образуют  соду  и  сероводород.  В  дальнейшем  .после
сброса  воды  е  чека  и  особенно  при  выращивании  сопутствующих  куль¬
тур,  когда  почвы  хорошо  аэрируются,  группа  серобактерий  окисляет
сероводород  и  сульфиды  металлов  в  сульфаты  и  серную  кислоту.  Сер¬
ная  кислота,  взаимодействуя  с  СаС03  и  Na,CO,  почвы,  образует  гипс
и  сульфат  натрия.  Все  это  приводит  к  снижению  pH  почвы.
 На  наш  взгляд,  есть  все  основания  считать,  что  в  почве  затопленно¬
го  рисового  поля  одновременно  протекают  два  динамических  противо¬
положно  направленных  процесса:  подщелачивание  —  за  счет  гидролиза
сульфидов  натрия  в  зоне  преобладания  восстановительных  процессов  и
подкисление  —  за  счет  окисления  сероводорода  и  сульфидов  металлов
в  зоне  преобладания  окислительных  процессов  под  действием  кислоро¬
да  корневой  системы  риса.
 При  исследовании  солонцовых  почв  при  орошении  мы  неоднократ¬
но  отмечали  значительные  изменения  pH  почвенного  раствора  как  в
вегетационный  период  какого-либо  года,  так  и  за  многолетний  период.
Эти  изменения  связаны  с  различными  причинами:  с  влиянием  химиче¬
ского  состава  оросительной  воды,  со  способом  орошения,  с  изменения¬
ми  в  почвенном  поглощающем  комплексе  (ППК)  и,  что  очень  важно,  с
возделываемой  сельскохозяйственной  культурой.  Особенно  наглядно
это  проявляется  при  возделывании  риса  затоплением.  Корневые  выде¬
ления  риса  способствуют  более  интенсивному  вытеснению  натрия  из
ППК.  Это  выявляется  .при  рассмотрении  результатов  лабораторного
опыта,  проведенного  нами  с  сильносолонцеватой  светло-каштановой
почвой.
 В  сосуды  помещали  2  кг  почвы,  в  одну  серию  из  четырех  сосудов
рис  высевали,  а  в  другую  —  не  высевали.  Над  поверхностью  почвы  в
сосудах  поддерживали  слой  .воды  в  3—4  см.  На  протяжении  3  месяцев
с  момента  закладки  опыта  фильтрат  из  каждого  сосуда  постоянно  со¬
бирали  и  анализировали  на  содержание  суммы  солей,  СО,,  НСО,.
Общее  количество  фильтрата,  собранное  за  3  месяца  из  всех  сосудов,
 164

Таблица  3
 Зависимость  продуцирования  соды  и  рассолонцевания  почв  от  активности
биологических  процессов  при  затоплении
 Вариант
 В  водной  вытяжке
почвы
 В  фильтрате»
мг-экв
 Ем¬
 кость
 погло¬
 Погло¬
 щенный
 натрий
 %
 нсо,
 Na+K
 сухой
 СО,
 нсо,
 щения
 натрия
от  2
 мг-экв
 оста¬
ток»  %
 мг-экв
 Исходная  почва  до  затопления
Почва+рис  через  3  месяца  за¬
 0,84
 1,13
 0,158
 —
 —
 17,0
 3,36
 19,8
 топления
 Почва  без  риса  через  3  меся¬
 0,76
 Нет
 0,076
 0,84
 5,95
 19,4
 0,94
 4,9
 ца  затопления
 Почва  без  риса  с  добавлением
толуола  и  хлороформа  для
подавления  микрофлоры  че¬
рез  3  месяца  после  затопле¬
 0,81
 »
 0,089
 0,36
 5,86
 18,72
 1,73
 9,2
 ния
 0,54
 0,080
 0,14
 3,20
 17,78
 2,14
 12,0
 Таблица  4
 Подкисление  среды  проростками  риса
 Концентрация
 Нейтрализовано,
 Концентрация
 Нейтрализовано»
 Na*CO,
 мг  экв
 NaHCO,
 мг  экв
 0,05  п
 2,09
 0,1  п
 1,78
 0,025  п
 2,82
 0,05  п
0,025  п
 1,98
 2,05
 практически  было  равным.  После  3  месяцев  опыта  почву  из  всех  сосу¬
дов  анализировали  на  содержание  поглощенного  натрия  и  определяли
емкость  ее  поглощения.  Из  табл.  3  видно,  что  наибольшее  рассолонце-
вание  почвы  произошло  при  выращивании  риса  (до  4,9%  от  емкости
поглощения),  меньшее—  в  почве  без  растений  (9,2%)  и  наимень¬
шее  —  в  почве  с  подавленной  микрофлорой.
 Продуцирование  соды  (С03  и  НС03)  прямо  зависит  от  количества
вытесненного  из  ППК  натрия.  Проведенные  нами  лабораторные  опыты
позволили  достоверно  выявить  активное  влияние  риса  на  снижение  pH
в  щелочной  почве.
 Опыт  I.  В  колбы  плоскодонные  объемом  250  мл  заливают  50  мл
раствора  соды  (Na*C03,  NaHC03)  различной  концентрации  и  добав¬
ляли  по  20  семян  риса.  Через  10  дней  после  наклевывания  семян  риса
растворы  оттитровывали  серной  кислотой  в  присутствии  фенолфталеи¬
на.  Опыт  проведен  в  4-кратной  повторности.  В  табл.  4  показано  коли¬
чество  соды,  нейтрализованное  проростками  растений  риса.  Интересно,
что  и  проращивание  семян  риса  в  дистиллированной  воде  (контроль)
способствует  ее  подкислению.  Эти  факты  говорят  о  том,  что  рис  за  счет
продуктов  жизнедеятельности,  сдвигая  реакцию  в  кислую  сторону,  до¬
вольно  успешно  приспосабливается  к  произрастанию  в  щелочной  среде.
 Необходимо  отметить,  что  проделанные  нами  опыты  с  проращива¬
нием  семян  риса  в  растворах  соды  (Na3C03)  с  концентрацией  0,1  0,05
0,025  и  0,01  п  показали,  что  угнетение  прорастания  обнаружено  только
в  растворах  соды  0,1  и  0,05  п.  Что  же  касается  концентраций  0,025  и
0,01  п,  то  практически  никаких  отклонений  при  сравнивании  с  прора¬
щиванием  в  дистиллированной  воде  не  отмечено.  Проращивание  семян
риса  в  растворах  0,1  п  Na3C03  и  NaHC03  показало,  что  через  8  суток
от  начала  опыта  сформировался  стебель  0,5—0,7  см,  но  корешок  не  об-
 165

Таблица  5
 Изменение  pH  при  выращивании  риса
 Вариант
 Через  27  суток  после  затопления
 Сред¬
 няя
 повторность
 1
 2
 3
 4
 5
 6
 7
 8
 9
 10
 11
 В  слое  воды  над  рисом
 8,7
 8,7
 8,6
 8,0
 8,1
 7,9
 7,8
 8,2
 8,6
 8,2
 8,4
 8,3
 В  почве  на  глубине  1  см
 8,4
 8,4
 8,3
 7,5
 7,6
 7.3
 7,5
 8,0
 8,0
 8,0
 8,5
 7,9
 В  почве  на  глубине  4  см
 7,6
 7,5
 7,3
 7,3
 6,9
 7,6
 7,5
 7,5
 7,4
 7,4
 7,5
 7,4
 разовался.  Не  появился  корешок  и  в  последующие  10  суток.  Семена
погибли.
 При  концентрации  0,05  п  Na2C03  и  NaHCO*  корешок  образовался  у
10%  семян.  Отмечается  угнетение  ростков.  В  растворе  карбоната  и  би¬
карбоната  натрия  0,025  п  у  семян  образуются  и  корешки  и  стебли.
Сколько-нибудь  существенного  отличия  от  проращивания  в  дистилли¬
рованной  воде  не  отмечено,  если  не  считать  некоторой  кривизны  кореш¬
ков  у  проростков  в  растворе  соды  по  сравнению  с  проращиваемыми  в
воде.
 Опыт  II.  В  стаканы  (11  стаканов  в  серии)  помещали  по  200  г  поч¬
вы  солонцового  горизонта,  содержащего  0,6%  солей,  в  том  числе  С03  —
 2,0 	мг-экв,  НСО,  —  5,3,  С1—1,5,  S04  —  0,8,  Са  —  0,3,  Mg  —  0,16,  Na  —
9,14  мг-экв  100  г  почвы.  Над  поверхностью  почвы  в  стаканах  создавали
слой  воды  в  3  см,  который  постоянно  поддерживали  путем  добавления
дистиллированной  воды.
 В  почву  помещали  по  5  наклюнувшихся  семян  риса.  Опыт  был  за¬
ложен  12.11.1976  г.,  а  pH  с  помощью  электродов  определяли  непосред¬
ственно  в  слое  воды,  в  почве  на  глубине  1  и  3—4  см  10.111.1976  г.,  когда
растения  риса  достигли  высоты  10—25  см.  В  табл.  5  приведены  данные
определений  pH,  которые  позволяют  сделать  ряд  выводов.  Прежде  все¬
го  через  27  суток  после  затопления  наибольшая  величина  pH  отмечает¬
ся  в  слое  воды  (от  7,9  до  8,7,  средняя  8,3),  несколько  меньшая  вблизи
поверхности  почвы  на  глубине  1  см  (средняя  из  11  повторностей  —
7,9)  и  наименьшая  в  зоне  распространения  корневой  системы,  в  3—4  см
от  поверхности  (pH  7,4).  Математическая  обработка  данных  показала,
что  рн  в  слое  воды,  в  почве  на  глубине  1  и  4  см  достоверно  отличаются
друг  от  друга,  так  как  наименьшая  существенная  разница  составляет
0,147  ед.  pH  при  точности  опыта,  равной  0,6%.
 Наличие  более  высокой  щелочности  в  слое  воды  над  растениями
риса  [8,  3]  по  сравнению  с  почвой  указывает  на  то,  что  /при  выращива¬
нии  риса  даже  на  слабощелочных  почвах  отрицательное  воздействие
щелочных  солей  на  растения  может  проявиться  не  через  корневую  сис¬
тему,  а  через  надземную  часть.  При  использовании  для  орошения  воды
повышенной  минерализации  или  при  возделывании  риса  на  сильноза¬
соленной  почве,  обладающей  незначительной  фильтрацией  со  слабой
проточностью,  нередко  отмечаются  поднятие  оросительной  воды  по  по¬
верхности  стебля  и  концентрация  солей  за  счет  испарения  воды  до
токсических  величин.
 По-видимому,  основную  роль  в  повышении  щелочности  почв  играет
деятельность  микробов,  в  частности  сульфатредукция.  На  это  указы¬
вает  тот  факт,  что  добавление  свежего  органического  вещества,  осо¬
бенно  совместно  с  Na2S04,  способствует  достоверному  повышению  ще¬
лочности.  На  100  г  почвы,  помещенной  в  стеклянные  стаканы,  солевой
состав  которой  приведен  выше,  в  один  из  вариантов  опыта  добавляли
1  г  измельченной  рисовой  соломы,  во  второй  —  1  г  соломы  и  1  г  Na2S04
и  в  третий  —  1  г  соломы  и  1  г  Na2S04  и  СаС03.  Определение  pH  про-
 166

Таблица  6
 Влияние  органического  вещества,  Na2S04,  СаС03  на  щелочность  почв  в  анаэробных
 условиях
 Через  27  суток  после  затопления
 Вариант
 повторно  сть
 Средняя
 1
 2
 3
 4
 Почва  без  добавок
 8,3
 8,3
 8,3
 8,3
 8,30
 Почва+1  г  соломы
 8,4
 8,5
 8,6
 8,7
 8,55
 Почва-И  г  соломы+1  г  Na2SC>4
 8,7
 9,1
 8,7
 8,7
 8,80
 Почва-И  г  ооломы+1  г  Na2S04+
+1  а  СаСОз
 9,0
 '8,8
 8,7
 8,8
 8,82
 НСР06=0»25  ед.  pH,  точность  опыта  равна  0,92%
 Таблица  7
 Изменение  pH  в  почве  под  культурой  риса
 Вариант
 [Повтор  ность
 Сред¬
 няя
 1
 2
 3
 *  1
 5
 6
 7
 8
 В  прикорневой  зоне  риса
 7,8
 7,5
 7,7
 7,4
 7,3
 7,1
 7,2
 7,2
 7,4
 В  почве  без  риса
 8,6
 8,4
 8,5
 8,6
 8,4
 8,4
 8,4
 8,5
 8,5
 Исходная  почва
 9,6
 9,6
 9,5
 9,6
 8,6
 9,6
 9,6
 9,6
 9,6
 водили  непосредственно  в  стаканах  с  почвой  через  27  суток  после  за¬
топления  на  глубине  3—4  см  (табл.  6).
 Рассмотрение  полученных  данных  подтверждает  повышение  щелоч¬
ности  при  внесении  в  почву  соломы  и  Na2S04,  добавление  СаСО,  не
повлияло  на  pH  почвенного  раствора,  однако  отсутствие  достоверного
влияния  внесенного  в  почву  СаС03,  возможно,  связано  с  тем,  что  сама
почва  содержит  более  7%  СаС03.  Наиболее  наглядно  подкисляющая
роль  корневой  системы  риса  сказалась  в  одном  из  наших  лабораторных
опытов.  В  стеклянные  стаканы  емкостью  300  мл  закладывали  по  200  г
содового  солонца-солончака  с  pH  почвенной  суспензии  9,6  (табл.  6).
 В  одну  серию  стаканов  высаживали  рассаду  риса  с  высотой  стебля
5—7  см  *,  в  другую  рис  не  высаживался  **.  На  поверхности  почвы  в
стакане  создавали  слой  воды  в  3—5  см.  Через  20  суток  от  начала  опы¬
та  во  всех  стаканах  на  глубине  3—4  см  от  поверхности  почвы  опреде¬
ляли  pH.  Из  данных  табл.  7  видна  очень  сильная  положительная  роль
корневых  выделений  растений  риса  и  специфических  условий  в  прикор¬
невой  зоне,  достоверно  снизивших  pH  более  чем  на  2  ед.  по  сравнению
с  pH  исходной  почвы  (НСР0,5=0,02  ед.  pH,  точность  опыта  0,39%).
 Выводы
 1. 	Проращивание  семян  риса  в  растворах  соды  различной  концент¬
рации  позволило  выявить  их  высокую  содоустойчивость  при  прораста¬
нии.  При  концентрациях  Na2C03  и  NaHCOj  менее  0,025  п  различия  в
развитии  проростков  по  сравнению  с  проращиванием  в  дистиллирован¬
ной  воде  практически  незаметны.
 2. 	Лабораторные  опыты  показали,  что  при  выращивании  риса  за¬
топлением  в  почвах  с  pH  3,4—3,5  отмечается  интенсивное  достоверное
подщелачивание  почвенного  раствора  в  прикорневой  зоне  до  слабокис¬
лого  (pH  6,6),  а  в  щелочных  почвах  (pH  9,6)—подкисление  до  pH  7,4.
Растение  риса  способно  само  создавать  для  себя  более  благоприятные
 *  Приспособляемость  растений  риса  к  неблагоприятной  реакции  почвенного  рас¬
твора  при  высадке  рассадой  значительно  лучше  по  сравнению  с  посевом  семенами.
 **  Перед  проращиванием  риса  его  семена  для  стерилизации  обрабатывали  этило¬
вым  спиптом.
 167

условия,  нейтрализуя  избыточную  кислотность  и  щелочность  в  прикор¬
невой  зоне,  что  позволяет  возделывать  рис  на  почвах  с  pH  от  4  до  10.
 3. 	Выращивание  риса  затоплением  на  солонцовых  почвах  способст¬
вует  более  интенсивному  вытеснению  натрия  из  почвенного  поглощаю¬
щего  комплекса  по  сравнению  с  почвами,  находящимися  под  слоем
воды,  но  без  посева  риса.
 4. 	При  выращивании  риса  на  солонцеватых  и  солончаковых  почвах
при  застойности  оросительной  воды  в  рисовом  чеке  нередко  отмечается
ее  повышенная  щелочность  и  засоленность,  отрицательное  воздействие
этих  факторов  на  растения  проявляется  не  через  корневую  систему,  а
через  надземную  часть  риса.
 Литература
 1. 	Бобков  В.  П.  Превращения  соединений  серы  при  промывке  засоленных  почв.  В  кн.:
Тез.  докл.  V  делегатск.  съезда  ВОП.  Минск,  1977.
 2. 	Буйлов  В.  В.  О  биогеохимических  циклах  изотопов  серы  в  почвах.  В  кн.:  Биогео-
химические  циклы  в  биосфере.  М.,  «Наука»,  1976.
 3. 	Грист  Д.  Рис.  М.,  Изд.  ииостр.  литер.,  1959.
 4. 	Гущин  Г.  Г.  Рис.  М.,  Сельхозгиз,  1938.
 5. 	Дояренко  А.  Г,  О  корневых  выделениях.  Тр.  I  Менделеевского  съезда  по  общей  и
прикладной  химии.  СПб.,  1909.
 6. 	Коссович  /7,  С.  Сравнительное  определение  количества  углекислоты,  выделяемой
корнями  горчицы,  ячменя  и  льна.  Ж.  опытн.  агрономии,  1906,  №  1.
 7. 	Мицуи  С.  Минеральное  питание  риса,  удобрение  и  мелиорация  орошаемых  рисовых
почв.  М.,  Изд.  ииостр.  литер.,  1960.
 8. 	Неунылов  Б,  А.  Повышение  плодородия  почв  рисовых  полей  Дальнего  Востока.  Вла¬
дивосток,  1961.
 9. 	Степанец  И.  Т.  О  новообразовании  гипса  в  солонцовых  почвах  при  культуре  за¬
топляемого  риса.  Химия  в  с.-х.,  1976,  №11.
 10. 	Федоров  М.  В.  Микробиология.  М.,  Сельхозгиз,  1963.
 11. 	Шулов  И.  С.  Исследования  в  области  физиологии  питания  высших  растений  при
помощи  метода  изолированного  питания  и  стерильных  культур.  М.,  1913.
 12. 	Arrhenius  О.  A.  A  possible  correlation  between  the  fertility  of  rice  soils  and  titration
curves.  Soil  Sci.,  v.  14,  №  1,  1922.
 13. 	Conner  S.  D.  Soil  acidity  as  affected  by  moisture  conditions  of  the  soil.  J.  Agron.
Res.,  v.  15,  №  5,  1918.
 14. 	Dennet  /.  H.  A  preliminary  note  on  the  reaction  of  paddy  soils.  Malay.  Agric.  J.,
20,  №  10,  1932.
 15. 	Itano  A.,  Arakawa  S.  Studies  on  the  soils  in  rice  fields.  II.  General  microbiological
investigation.  Berichte  des  Ohara  Institute  fur  Landwirtschaft.  Forschung.  Kurasch.,
Bd  IV,  H.  1,  1929.
 16. 	Kapp  L.  Base  exchangein  rice  soil.  Arkansas  Agric.  Exptl  Stat.,  Bull.  №  280,  1932.
 17. 	Karunakar  P.  D.,  Daniel  £.  L.  Preliminary  studies  on  pH  fluctuations  in  rice  soils
during  the  growth  of  rice  plants.  Indian  J.  Agric.  Sci.,  v.  20,  p.  II,  1950.
 18. 	Metzger  W.  H.  Replaceable  bases  of  irrigated  soil.  Soil  Sci.,  v.  29,  №  4,  1930.
 19. 	Tesima  S.  Change  in  paddy-field  soil  reaction  produced  by  long  continued  use  of  arti¬
ficial  fertilizers.  J.  Sci.  Soil  and  Manure.  Japan,  v.  13,  №  6,  1939.
 ЮжНИИГиМ 	Дата  поступления
 20.11.1978  г.
 |у.  Р.  BOBKOV  I
 STUDYING  ACID-ALKALINE  PROCESSES  IN  SOILS
UNDER  FLOODING
 It  is  noted  that  rice  creates  favourable  living  conditions  by  neutrali¬
zation  of  excess  acidity  and  alkalinity  in  the  root  zone  at  the  expence  of
substances  which  are  formed  in  the  flooded  soil  and  root  system  of  rice.
 Besides,  an  intensive  desolonetzizing  role  of  rice  roots  should  be  also
taken  into  account.
 It  has  been  shown  that  when  soil  aeration  is  shanged  by  means  of
irrigation,  drainage,  application  of  different  chemicals  and  sowing  appro¬
priate  crops  there  are  real  possibilities  of  controlling  acid-alkaline  proces¬
ses  in  soils.
 168

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 УДК  631.427
 Р.  Н.  АРАКЕЛЯН,  Д.  И.  НИКИТИН
 ДИНАМИКА  РАЗВИТИЯ  ОЛИГОТРОФНЫХ  БАКТЕРИИ
 by-облученной  почве
 Изучены  динамика  развития  смеси  олиготрофных  бактерий  в  модель¬
ной  системе  —  у-облученной  почве  —  и  влияние  различных  источников
энергии,  образующихся  в  естественной  обстановке  в  условиях  аэробной  и
анаэробной  зон  при  гидролизе,  биополимеров  и  летучих  источников  энергии,
на  развитие  исследуемого  сообщества.
 В  почвах  наиболее  многочисленно  и  многообразно  представлены
олиготрофные  бактерии  [1,  4].  Многие  представители  этой  эколого-тро¬
фической  группы  характеризуются  своеобразием  строения  и  физиологии,.
в  частности  энергетического  обмена.  Часть  из  них  способна  к  альтерна¬
тивному  переключению  на  разные  типы  питания  —  от  типичного  сапро-
фитизма  до  метилотрофизма  и  автотрофизма.
 Если  о  строении  и  метаболизме  олиготрофов  основные  данные  уже
получены,  то  практически  нет  данных  об  их  роли  в  микробных  ценозах
почв.  Изучение  характера  поведения  олиготрофов  в  сообществе  пред¬
ставляется  более  эффективным  в  почвенных  системах,  где  культивиру¬
ются  смеси  микроорганизмов  с  известными  свойствами.
 Нами  предпринята  попытка  изучения  динамики  роста  смеси  культур-
олиготрофных  бактерий  в  у-облученной  почве  и  влияния  источников
энергии  на  их  рост.  у-Облучен,ная  почва  является  удобным  субстратом
для  модельных  опытов,  так  как  при  у-облучении  физико-химические
свойства  почвы,  нативность  почвенных  ферментов  изменяются  весьма
незначительно  [5,  6].  В  качестве  субстрата  для  модельных  опытов  ис¬
пользовали  дерново-луговую  почву,  pH  6,5.  Воздушно-сухую  почву  рас¬
тирали  в  фарфоровой  ступке  и  по  4  г  вносили  в  пробирки,  которые  под¬
вергали  у-облучению  дозой  в  2,5*  10е  рад,  обеспечивающей  стерилизацию
почвы  [6].  у-Облучение  проводили  на  установке  РХ,  Со-60  (мощность
дозы  в  рабочей  камере  6180  рентген!мин).  Затем  почву  увлажняли  до
60%  от  общей  влагоемкости  и  инокулировали  0,5мл  суспензии  смеси  ис¬
следуемых  бактерий.  В  качестве  источников  энергии  использовали  био¬
полимеры:  крахмал  (0,5%),  белок  (0,5%),  целлюлозу  (0,5%),  которые
вносили  в  начале  опыта,  а  также  метанол  (0,5%),  глюкозу  (0,2%),  аце¬
тат  натрия  (0,2%),  которые  вносили  на  определенном  этапе  развития
искусственного  сообщества  (28-е  сутки).  В  случае  изучения  влияния  во¬
дорода  на  исследуемое  сообщество  пробирки,  инокулированные  смесью
олиготрофов,  на  указанном  этапе  помещали  в  анаэростат,  который  за¬
полняли  смесью,  состоящей  из  С02  (10%),  водорода  (40%),  воздуха
(50%).
 Для  проведения  исследований  использовали  олиготрофные  бактерии
из  разных  таксономических  групп:  почкующуюся  бактерию  Pedomicro-
bium  sp.  Н„  простековую  Tuberoidobacter  mutans  шт.  U2,  бактерию  торо¬
идальной  формы  Renobacter  vacuolatum,  стебельковую  Caulobacter  sp.
р  103  [3,  7].  Ранее  проведенными  исследованиями  показано,  что  Reno-
 169-

bacter  vacuolatum  и  Pedomicrobium  sp.  H,  утилизировали  метанол,  a
Renobacter  vacuolatum  способен  к  автотрофному  развитию  за  счет  водо¬
рода  как  источника  энергии  и  ассимиляции  С02.  Также  выявлено,  что  все
исследуемые  культуры  не  обладают  экзогидролизной  активностью  и  не
способны  гидролизовать  биополимеры  (белок,  крахмал,  целлюлозу).
 Инокулированные  бактериями  субстраты  инкубировали  в  термостате
при  27°.  Через  каждые  7  дней  определяли  численность  микроорганизмов
путем  высева  на  питательные  среды  (картофельный  агар,  среда  для
почкующихся  бактерий:  КН2Р04  1,36  г,  (NH4)2SOt  0,5  г,  СаС12  0,0076  г,
MnS04  0,09  г,  FeSOt  0,0273  г,  Na2HP04-12Н20  6,35  г,  Na2Mo04-2H20
0,0025  г,  водопроводная  вода  1  л,  pH  среды  7,2).
 С  целью  десорбции  микроорганизмов  из  почвы  образцы  обрабатыва¬
ли  ультразвуком  [2].  Водные  суспензии  (почва  :  вода  =  1:2,5)  дисперги¬
ровали  в  пробирке  на  низкочастотном  диспергаторе  типа  УЗДН  при  час¬
тоте  35  кгц  и  показаниях  включенного  в  катодную  цепь  амперметра
0,25  а.  Подсчет  колоний  проводили  под  бинокулярной  лупой  МБС-1.
 Изучение  кинетики  роста  всех  культур  в  4-компонентной  смеси  пока¬
зало,  что  развитие  популяций  каждой  из  исследуемых  бактерий  имеет
колебательный  характер.  Плотность  популяций  всех  культур,  значитель¬
но  возросшая  в  течение  первых  7  суток,  показана  ниже.
 Титр  клеток
 Начальный
 7-е  сутки 	Увеличение  титра
 Caulobacter  sp.  р  103 	41-10®  кл/мл 	202-10®  кл/мл 	49
 Tuberoidobacter  mutans 	3-10®  кл/мл 	131-10®  кл/мл 	43,7
 шт.  Н2
 Renobacter  vacuolatum 	4-10®  кл/мл 	156-10®  кл/мл 	39
 Pedomicrobium  sp.  Н2 	9-10*  кл/мл  53-10®  кл/мл 	5,9
 Затем  наблюдалось  небольшое  уменьшение  численности  факульта-
тивно-олиготрофных  бактерий  (Renobacter  vacuolatum,  Tuberoidobacter
mutans  шт.  H2,  Caulobacter  sp.  p  103),  хотя  титр  облигатно-олиготрофной
бактерии  Pedomicrobium  sp.  Hf  продолжал  возрастать  до  102-10’  кл/мл.
На  21-е  сутки  опыта  вновь  наблюдалось  увеличение  численности  клеток
Renobacter  vacuolatum,  Tuberoidobacter  mutans  шт.  H2,  Caulobacter  sp.
p  103  почти  в  2  раза  по  сравнению  с  уменьшением,  отмеченным  на  16-е
сутки  инкубации  сообщества.  Следующие  7  суток  характеризовались
спадом  численности  факультативно-олиготрофной  группировки  (Reno¬
bacter  vacuolatum  —  с  200-105  до  153-105  кл/мл,  Tuberoidobacter  mutans
шт.  Н2  —  с  160-10’  до  108-105  кл/мл,  Caulobacter  sp.  р  103  —  с  256-10*  до
960-10’  кл/мл)  и  возрастанием  титра  Pedomicrobium  sp.  Hi  с  71-10’  до
128-10’  кл/мл.  Дальнейшее  изучение  кинетики  развития  исследованного
сообщества  показало,  что  после  отмеченных  периодических  подъемов  и
спадов  числа  бактерий  наблюдался  период  стабилизации,  причем  эта
величина  стабилизировалась  на  достаточно  высоком  уровне  (на  второй
месяц  от  начала  опыта  титр  клеток  Renobacter  vacuolatum  —
90.10’  кл/мл,  Tuberoidobacter  mutans  шт.  Н2  —  58-10*  кл/мл,  Caulobacter
sp.  р.  103—217-10’  кл/мл,  Pedomicrobium  sp.  Hi  —  56-10’  кл/мл).
 Таким  образом,  удалось  выявить  колебательный  характер  развития
смеси  олиготрофных  бактерий  в  начальный  период  инкубации,  перехо¬
дящий  в  стабилизацию,  а  также  некоторые  различия  в  кинетике  роста
исследованных  культур,  связанные  со  степенью  их  олиготрофности,  в
частности  отставание  амплитуды  колебания  медленно  растущей  бакте¬
рии  Pedomicrobium  sp  Н,  от  сравнительно  быстрорастущих  факультатив-
но-олиготрофных  бактерий.
 На  28-е  сутки  функционирования  сообщества  почву  обогащали  источ¬
никами  энергии  (глюкозой,  метанолом,  ацетатом  натрия)  или  помещали
в  атмосферу  водорода.  Внесение  глюкозы  отразилось  на  численности  2
компонентов  сообщества  из  исследованных  4—>на  Renobacter  vacuola-
 170

В  момент  внесения
глюкозы
 turn  и  Pedomicrobium  sp.  Н,:
 Титр  клеток
 Renobacter  vacuolatum 	153*106  кл/мл
 Pedomicrobium  sp.  Нх 	128*106  кл/мл
 Под  действием
глюкозы
 136*106  кл/мл
192*106  кл/мл
 На  2  другие  культуры—Tuberoidobacter  mutans  шт.  Н2  и  Caulobac¬
ter  sp.  р  103  —  внесение  глюкозы  почти  не  оказало  влияния.  Вероятно,
это  связано  с  недостаточной  концентрацией  глюкозы.
 Внесение  метанола  положительно  сказалось  на  тех  же  культурах  —
Renobacter  vacuolatum  и  Pedomicrobium  sp.  Ht:
 Титр  клеток
 Renobacter  vacuolatum
Pedomicrobium  sp.  Hx
 В  момент  внесения
метанола
 Под  действием
метанола
 153*106  кл/мл 	512*10®  кл/мл
 128*106  кл/мл 	768*106  кл/мл
 Влияния  на  бактерии  Tuberoidobacter  mutans  шт.  Н2  и  Caulobacter  sp.
р  103  не  отмечено.  Водород  стимулировал  рост  только  одной  культуры
из  всего  сообщества—»Renobacter  vacuolatum,  численность  которой  воз¬
росла  в  84  раза.  На  другие  культуры  водород  не  оказывал  воздействия.
Внесение  ацетата  натрия  увеличивало  численность  Caulobacter  sp.  р  103
в  2,7  раза,  Renobacter  vacuolatum  —  в  7,5  раза.  Влияния  на  Tuberoido¬
bacter  mutans  шт.  Н2  и  Pedomicrobium  sp.  Ht  не  отмечено.
 Таким  образом,  показано,  что  каждая  из  4  культур  исследованной
смеси  по-разному  реагирует  на  дополнительные  источники  энергии,  что
коррелирует  со  сведениями  о  физиологии  этих  бактерий,  изучаемых  в
лабораторных  средах.  Следует  отметить,  что  вслед  за  ответом  на  внесен¬
ные  источники  энергии  уже  на  7-е  сутки  наблюдались  постепенный  спад
и  затем  стабилизация  численности  микроорганизмов  на  уровне,  близком
к  контролю.  Это  дает  основание  предполагать,  что  стимуляция  роста
бактерий  за  счет  дополнительных  источников  энергии  имеет  кратковре¬
менный  характер  и  далее  процессы  авторегуляции  понижают  титр  куль¬
тур  до  среднего  уровня.  Необходимо  подчеркнуть,  что  за  время  увеличе¬
ния  численности  бактерий  в  присутствии  дополнительных  источников
энергии  исчерпания  этих  источников  не  было.  Это  совершенно  очевидно
в  случае  инкубации  смеси  в  присутствии  водорода.  Внесение  биополи¬
меров  (крахмала,  белка,  целлюлозы)  в  почву  не  вызвало  усиления  роста
ни  одной  из  культур  исследованного  сообщества,  что  коррелирует  с  ука¬
занными  ранее  особенностями  их  физиологии.
 Выводы
 1. 	Кинетика  роста  смеси  олиготрофных  бактерий  на  у-облученной
почве  характеризовалась  значительными  периодическими  колебаниями
численности  культур  на  первоначальных  этапах  развития  сообщества,
переходящих  в  стабилизацию  на  высоком  уровне.
 2. 	Биополимеры  не  оказывали  влияния  на  кинетику  развития  олиго-
трофов,  что  соответствует  физиологическим  свойствам  олиготрофных
микроорганизмов.
 3. 	Мономеры,  которые  в  естественной  обстановке  образуются  в  ана¬
эробных  и  аэробных  условиях  при  гидролизе  биополимеров,  и  летучие
источники  энергии  стимулировали  развитие  отдельных  компонентов  оли-
готрофного  сообщества  в  соответствии  с  физиологическими  особенностя¬
ми  отдельных  культур.

Литература
 1. 	Заварзин  Г.  А  К  понятию  микрофлоры  рассеяния  в  круговороте  углерода.  Ж.  общ.
биол.,  1970,  т.  31,  №  4.
 2.  Звягинцев  Д.  ГАндреева  Т.  А.,  Гузева  И.  С,  Кожевин  П.  А.  О  применении  ульт¬
развука  при  количественном  учете  почвенных  и  ризосферных  микроорганизмов
Микробиология,  1976,  т.  45,  вып.  4.
 3. 	Никитин  Д.  И.  Новый  почвенный  микроорганизм  Renobacter  vacuolatum  gen.  Etsp.
Докл.  АН  СССР,  197IK  т.  198,  №  2
 4. 	Никитин  Д.  И.,  Никитина  Э.  С.  Процессы  самоочищения  окружающей  среды  и  па¬
разиты  бактерий  (род.  Bdellovibrio).  М.,  «Наука»,  1978.
 5. 	Щербакова  Т.  А.,  Никитин  Д.  И.,  Воаковская  Н  Г.  Применение  уоблучения  почвы
для  анализа  состава  микробных  ценозов.  Микробиология,  1975,  т.  44,  вып.  2.
 6. 	Cawse  Р.  A.  Microbiology  and  Biochemistry  of  irradiated  soils.  In:  Soil  Biochemistry,
v.  3.  New  York,  1975.
 7. 	Nikitin  D.  /.  Morphology,  ultrastructure  and  physiology  of  new  forms  of  microorga¬
nisms.  X  Intern.  Congr.  Microbiol.  Abstr.  Mexico,  D.  F.  VIII,  1970.
 Институт  микробиологии 	Дата  поступления
 АН  СССР 	8.11.1980  г.
 R.  N.  ARK.ELYANa  D.  I.  NIKITIN
 DYNAMICS  OF  OLYGOTROPHIC  BACTERIA  DEVELOPMENT
IN  ylRRADIATED  SOILS
 The  dynamics  of  the  development  of  an  olygotrophic  bacteria  mixture
in  y-irradiated  soil  has  been  studied  as  well  as  the  effect  of  different  ener¬
gy  sources,  forming  under  natural  conditions,  on  the  development  of  the
association  under  study.  It  has  been  found  that  the  development  of  the  mi¬
xed  olygotrophic  bacteria  has  a  variable  character  in  the  initial  period  of
incubation  becoming  stable  later  on,  and  that  the  reaction  of  individual
microorganisms  of  association  to  different  energy  sources  depends  on  spe¬
cific  features  of  their  physiology.

ПОЧВОВЕДЕНИЕ
 1981
 №  1
 РЕЦЕНЗИИ
 УДК  631.4
 Н.  И.  Б  а  з  и  л  с  в  и  ч,  А.  А.  Т  и  т  л  я  н  о  в  а,  В.  В.  С  м  и  р  н  о  в,  Л.  Е.  Р  о  д  и  н,
 Н.  Т.  Н  с  ч  а  е  в  а,  Ф.  И.  Л  е  в  и  н.
 МЕТОДЫ  ИЗУЧЕНИЯ  БИОЛОГИЧЕСКОГО  КРУГОВОРОТА  В  РАЗЛИЧНЫХ
 ПРИРОДНЫХ  ЗОНАХ.
 М.:  Мысль,  1978,  184  стр.
 В  настоящее  время  проблема  изучения  биогеоценотических  связей  приобретает
большое  значение.  Это  обусловлено  возрастающим  влиянием  общества  на  экологиче¬
скую  среду.  Поэтому  понятно,  что  в  целях  рационального  использования  и  охраны  ре¬
сурсов  биосферы,  увеличения  биологической  продуктивности  почвенного  покрова  Зем¬
ли,  сохранения  благоприятной  экологической  обстановки  для  всего  живого,  в  том  чис¬
ле  и  человека,  в  рамках  различного  рода  региональных  и  международных  программ
расширяются  и  углубляются  комплексные  биогеоценотические  исследования.  В  этой
связи  особое  внимание  исследователей  должно  быть  обращено  на  изучение  процессов
в  наибольшей  степени  определяющих  функциональную  активность  биогеоценоза  —
энергомассообмена  между  растениями  и  почвой.
 Однако  расширение  и  углубление  биогеоценотических  исследований  невозможно
без  разработки  новых  методических  подходов,  обобщения  и  систематизации  существу¬
ющих  методов  в  этой  области  науки.  До  настоящего  времени  такого  рода  методических
руководств,  пользуясь  которыми  исследователи  биогеоценозов  находили  бы  достаточ¬
но  исчерпывающие  ответы  относительно  методов  оценки,  количественных  измерений
различных  биогеоценотических  процессов  и  в  первую  очередь  первичной  продукции,
использование  этой  продукции  для  создания  элементов  питания  растений  и  т.  д.,  в  ли¬
тературе  не  было.
 С  удовлетворением  можно  отметить,  что  рецензируемая  монография  представляет
собой  методическое  руководство,  в  котором  систематизированы  и  обобщены  современ¬
ные  методические  достижения  в  области  изучения  биологического  круговорота  веществ.
Вместе  с  тем  в  монографии  представлен  и  ряд  новых  оригинальных  методов,  позволя¬
ющих  определять  продуктивность  подземных  органов  растительных  сообществ,  исполь¬
зовать  системный  анализ  для  построения  баланса  органических  и  минеральных  веществ
биогеоценозов  различных  природных  зон,  агроценозов.
 Монография  написана  коллективом  ведущих  специалистов  в  области  почвоведе¬
ния,  геоботаники,  биогеоценологии,  лесоведения.  В  работе  использованы  12  рисунков,
24  таблицы,  а  также  89  наименований  отечественных  и  9  иностранных  литературных
источников.
 Оригинальным  является  представление  излагаемого  материала.  Структурно  моно¬
графия  разделена  на  две  части,  каждая  из  которых  включает  ряд  глав  с  излагаемыми
методиками,  методическими  подходами,  рекомендациями  во  взаимосвязанной  форме.
Такое  изложение  облегчает  понимание  читателем  методических  приемов  и  особенно¬
стей  исследования  биогеоценозов,  дает  целостное  представление  о  сложном  характе¬
ре  взаимосвязи  исследуемых  и  оцениваемых  показателей,  параметров  и  характеристик
биогеоценотических  процессов.
 В  вводной  главе  первой  части  монографии  даются  общие  понятия  о  биологиче¬
ском  круговороте  как  совокупности  взаимосвязанных  явлений  —  энергомассообмена
растений  и  почвы,  а  именно:  биохимического  синтеза  и  закрепления  химических  эле¬
ментов  в  органическом  веществе,  растениях,  превращениях  химических  элементов  в
цепях  питания  микроорганизмов  и  животных,  возврат  элементов  в  атмосферу  и  почву
в  процессах  жизнедеятельности  организмов  и  разложения  органических  остатков,  но¬
вообразование  почвенного  органического  вещества  и  его  распад.  Затем  приводятся
определения  наиболее  важных  процессов,  которые  составляют  собственно  биологиче¬
ский  круговорот,  предлагается  методика  выбора  пробных  площадок  для  исследова¬
ния.  Особое  внимание  уделяется  вопросу  оценки  точности  полученных  результатов,
использованию  методов  статистической  обработки.
 173

Экология,  жизненные  формы,  биология  растений,  сезонная  ритмика  формирова¬
ния  прироста  фитомассы  имеют  конкретные  особенности  в  биогеоценозах  различных
природных  зон.  В  связи  с  этим  и  методы  их  изучения  различаются  в  зависимости  от
того,  какие  биогеоценозы  являются  предметом  исследования:  тундровые,  лесные,  степ¬
ные,  пустынные  или  посевы  сельскохозяйственных  растений.  В  монографии  показаны
особенности  изучения  ряда  биогеоценозов  и,  в  частности,  методов  учета  прироста  рас¬
тительной  органической  массы  в  динамике.
 Оригинальная  оценка  показателей  биологического  круговорота,  а  также  балансо¬
вых  характеристик  круговорота  зольных  элементов  азота  по  10-балльной  шкале  по¬
зволила  авторам  картографировать  эти  данные.  Таким  образом,  этот  прием  дает  воз¬
можность  выявить  географические  закономерности  распределения  особенностей  биоло¬
гического  круговорота,  устанавливать  связи  с  влиянием  региональных  факторов  внеш¬
ней  среды.
 Отдельная  глава  посвящена  методике  исследования  так  называемого  «выщелачи¬
вания»  химических  элементов  из  живых  растений  атмосферными  осадками.
 Во  второй  части  монографии  обсуждаются  методические  подходы  по  применению
системного  анализа  для  изучения  энергомассообмена  между  почвой  и  растением.  Фор¬
мализованное  описание  обменных  процессов  в  виде  математических  моделей  позволяет
представлять  их  в  любых  биогеоценозах  в  наиболее  общей  форме,  а  также  выявлять
более  общие  взаимосвязи  продукции  биогеоценозов  с  факторами  ее  обусловливаю¬
щими,  сравнивать  функционирование  различных  биогеоценозов  между  собой.  Матема¬
тическое  описание  производится  на  основе  условного  разделения  системы  на  ряд  бло¬
ков,  связанных  между  собой  потоками  вещества  или  энергии.  Совокупность  двусторон¬
них  процессов  обменного  характера  между  несколькими  блоками  образует  циклы  хи¬
мических  элементов,  а  их  полный  круговорот  в  биогеоценозе  позволяет  охарактеризо¬
вать  его  функциональную  активность.
 Однако  акцентируя  внимание  читателя  на  термине  «поток  энергии»  (стр.  5,  1-й  аб¬
зац;  стр  138,  2-й  абзац;  стр.  139,  1-й  абзац),  авторы  весьма  незначительно  затронули
и  не  проанализировали  методические  подходы  к  исследованию  биогеоценозов  на  био¬
энергетической  основё.  Вместе  с  тем  в  методологическом  отношении  при  изучении  био-
геоценотических  процессов  важным  моментом  является  учет  интенсивности  и  динами¬
ки  таких  основных  экологических  факторов  среды,  как  температура,  энергия  оптиче¬
ского  солнечного  излучения,  которые  в  значительной  мере  определяют  тип  и  структуру
того  или  иного  биогеоценоза.  Поэтому  методические  аспекты  изучения  биогеоценозов
должны  разрабатываться  на  основе  учета  вышеперечисленных  экофакторов.
 В  настоящее  время  биогеоценозы  подвергаются  сильному  техногенному  воздейст¬
вию  и  претерпевают  значительные  адаптационные  изменения.  В  этой  связи  особое  зна¬
чение  приобретает  разработка  методов  оценки  пределов  адаптационной  способности
биогеоценозов,  целевого  назначения  изучаемой  адаптации  к  неблагоприятному  воз¬
действию.
 В  целом  рецензируемая  монография  представляет  ценное  методическое  руковод¬
ство  обобщающее  и  систематизирующее  последние  методические  разработки  в  биогео-
ценологии.  Другим  не  менее  важным  достоинством  монографии  является  тот  факт,  что
она  формирует  у  исследователя  осознание  необходимости  комплексного  подхода  к  изу¬
чению  биогеоценозов  и,  несомненно,  будет  способствовать  более  углубленному  иссле¬
дованию  биологического  круговорота  в  биогеоценозах.
 А.  В.  Петербургский,  В.  Н.  Зайцев

О  ПРИСУЖДЕНИИ  ПРЕМИИ  1980  ГОДА  ПОЧВОВЕДАМ  СССР
 1. 	Постановлением  ЦК  КПСС  и  Совета  Министров  СССР  присуждена
Государственная  премия  СССР  1980  года  Волобуеву  Владимиру  Родио¬
новичу,  члену-корреспонденту  АН  СССР,  академику-секретарю  АН  Азер¬
байджанской  ССР  и  Алиеву  Спартаку  Аскеровичу,  члену-корреспонденту
АН  Азербайджанской  ССР,  директору  Института  почвоведения  и  агро¬
химии  АН  Азербайджанской  ССР,—  за  цикл  работ  «Разработка  основ
и  развитие  нового  направления  науки  —  энергетики  почвообразования»,
опубликованных  в  1973—1979  годах.
 2. 	Решением  Президиума  ВАСХНИЛ  от  1  декабря  1980  г.  присужде¬
на  золотая  медаль  имени  академика  К.  К-  Гедройца  Горбунову  Николаю
Ильичу,  доктору  сельскохозяйственных  наук,  профессору,  заслуженному
деятелю  науки  РСФСР  за  выдающиеся  исследования  физико-химиче¬
ских  свойств  почв  и  почвенных  коллоидов  и  за  монографию  «Минерало¬
гия  и  физическая  химия  почв»,  опубликованную  в  1978  г.

Главный  редактор  В,  Р.  Волобуев
Зам.  главного  редактора  С.  В.  Зонн
 Ответственный  секретарь  Е.  П.  Гусенков
 Члены  редколлегии:  С.  А.  Алиев,  В.  М.  Боровский,
 7\  Л.  Быстрицкая,  А.  Д.  Воронин,  И,  П.  Герасимов,  Н,  И,  Горбунов,
Г.  В.  Добровольский,  В.  В.  Егоров,  И.  С,  Кауричев,  Р.  5.  Ковалев,
В.  А.  Ковда,  И.  А.  Крупеников,  Ю.  А.  Ливеровский,  Д.  С.  Орлов,
Л.  Ю.  Рейнтам,  В.  П.  Сотников
 Адрес  редакции:  Москва,  Пыжевский  пер,,  7
Почвенный  институт  им.  В.  В.  Докучаева
Зав.  редакцией  Табачникова  Л.  М,
 Тел.  233-00-47,  доб.  1-66
 Технический  редактор  Иванова  Г.  Н.
 Сдано  в  набор  10.11.80  Подписано  к  печати  22.12.80 	Т-19349  Формат  бумаги  70X108‘/ie
 Высокая  печать  Уел.  печ.  л.  15,4  Уч.-изд.  л.  16,5  Бум.  л.  5,5  Тираж  3911  экз.  Зак.  5208
 Издательство  «Наука».  103717,  ГСП,  Москва,  К-62,  Подсосенский  пер.,  21
2-я  типография  издательства  «Наука».  121099,  Москва,  Шубинский  пер.,  10