it ■' J
Процесс
глееобразования
и его роль в
формировании
•J'-
5ЙА>^гчу
Ш*-
wftfcj
■2*£Г?Ш
• •>*.
Издательство Московского университета
1998
^ЙГ^
>&«*

Автор книги - профессор
факультета Почвоведения
Московского
Государственного Университета им. М.В.
Ломоносова Феликс
Рувимович Зайдельман - работает в
области генезиса, гидрологии,
эволюции и экологии почв. По
этим вопросам им
опубликовано 300 научных работ (в
том числе 14 монографий),
ряд изобретений, научное
открытие, учебники для
ВУЗов.
Эта книга посвящена
глееобразованию - одному из
наиболее распространенных
процессов почвообразования
на Земле. В ней рассмотрены
общие закономерности глее-
образования и его частные
проявления, генезис и
эволюция почв в условиях
избыточного увлажнения,
принципы их защиты от деграда-
ционных изменений.

Zaidelman F.R.
Gleyzation
process and
its role
in soil
formation
Moscow University Press
1998

Зайдельман Ф.Р.
Процесс
глееобразования
и его роль в
формировании
почв
Издательство Московского университета
19?8

УДК 631 48
ББК40.3
3-17
Зайдельман Ф.Р. Процесс глееобразования и его роль в формировании
почв. - М.: Издательство МГУ, 1998. — 316 с.
В монографии впервые рассмотрены механизм процесса глееобразования при разных
типах водного режима на разных по составу, свойствам и генезису почвообразующих
породах, взаимосвязь глееобразования с другими почвообразовательными процессами.
Показано, что следствием глееобразования в условиях застойно-промывного режима на
кислых, нейтральных и выщелоченных породах всегда является возникновение
элювиальных почв со светлыми кислыми поверхностными горизонтами. Предложена
аналитическая количественная диагностика процесса, созданы его экспериментальные
модели Раскрыта опасность трансформации почв под влиянием вторичного
глееобразования, связанного с сельскохозяйственной и иной деятельностью человека,
предложены мероприятия по защите почв от деградационных изменений
Монография написана на основе многолетних полевых, экспериментальных
(модельных) и аналитических исследований автора
Для почвоведов, экологов, агрономов, мелиораторов, ландшафтоведов; студентов,
аспирантов, научных сотрудников и специалистов, работающих в области изучения и
использования почв переувлажненных территорий
F.R. Zaidelman Gleyzation and its role in soil formation
Under consideration is the problem concerning natural gley formation. Three simple factors
are shown to determine this process mdepending on zonal peculiar features and namely
overwetting, the organic matter and heterotrophic microflora. By this reason, gleyzation proved to
be one of the soil-forming processes, widely spread on the Earth The main point is an unbalanced
iron removal from the fine earth or its plasma The gleying effect upon the mineral substrate
depends on the water regime, genesis and composition of the parent matenals In soils confined to
acid and neutral rocks under stagnant-pecolative water regime this process is found to be a cause
of forming the light-coloured acid eluvial horizons resulting from Fe, Mg, Al, Ca, Mn and clay
removal from the surface layers Due to this fact a great group of soils with such horizons is
characterized by the same genesis, the soils are suffered from the similar degradation changes
and require a system of identical measures to be ecologically protected
Фотография на обложке книги - профиль дерново-подзолистой глееватой почвы на
покровных лессовидных бескарбонатных суглинках Московская область
Издание осуществляется в авторской редакции
ISBN 5-211-03927-0
©ФР Зайдельман, 1998

Содержание
От автора ц
Введение 12
1. Переувлажнение почв как фактор глееобразования 15
1.1. Процессы почвообразования в условиях переувлажнения _
1.2. Глееобразование и сульфатредукция 18
1.3. Роль пород как фактора проявления глееобразования 21
2. Закономерности изменения органического вещества
при глееобразовании 26
2.1. Общие положения -
2.2. Трансформация органического вещества почв при оглеении и его
роль в миграции железа и алюминия 27
2.2.1. Результаты исследования органического вещества в
условиях модельного эксперимента -
2.2.2. Изменение органического вещества почв при оглеении в
естественных условиях 29
2.2.2.1. Общие положения -
2.2.2.2. Влияние оглеения на состав гумуса тяжелых дерново-
подзолистых почв 30
2.2.2.3. Влияние оглеения на содержание свободных
аминокислот 37
2.2.2.4. Влияние оглеения на содержание липидов,
хлорофилла, зеленого пигмента и углеводов 40
2.2.2.5. Влияние степени оглеения почв на состав гумуса
новообразований 44
2.2.2.5.1. Состав гумуса кутан почв разной степени
оглеения 45
2.2.2.5.2. Состав органического вещества конкреций
(ортштейнов) почв разной степени оглеения 47
3. Исследование глееобразования в модельных условиях.. 50
3.1. Изменение химических свойств почвообразующих пород,
растворов и подвижности металлов при оглеении -
3.1.1. История вопроса -
3.2. Закономерности изменения почвообразующих пород под
влиянием глееобразования при разных типах водного режима 54
5

3.2.1. Изменение цвета пород, окислительно-восстановительного
потенциала и состава лизиметрических вод 55
3.2.2. Изменение физико-химических свойств пород и форм
несиликатного железа 60
3.2.3. Изменение валового химического состава почвообразующих
пород под влиянием глееобразования 64
3.2.4. Трансформация илистой фракции 66
3.2.5. Изменение гранулометрического состава пород при
оглеении 67
3.2.6. Цвет переувлажненных горизонтов. Причины специфической
холодной окраски глея 70
3.2.7. Изменение микроморфологического строения и первичных
минералов под влиянием оглеения 72
3.2.8. Изменение минералогического состава илистой фракции
почвообразующих пород под влиянием оглеения 77
3.2.9. Особенности почвенной биоты при глееобразовании в
модельных условиях 83
4. Роль глееобразования в формировании почв лесной
зоны и общие закономерности процесса 86
4.1. Методика полевых исследований -
4.2.Роль глееобразования в формировании почв на суглинистых и
глинистых почвообразующих породах гумидных ландшафтов 87
4.2.1. Макро- и микроморфология тяжелых оглеенных почв -
4.2.2. Изменение физических свойств под влиянием оглеения 105
4.2.3. Гидрологический режим 112
4.2.4. Взаимосвязь морфологических признаков гидроморфизма
почв и их гидрологического режима 123
4.2.5. Изменение химических свойств суглинистых и глинистых
почв под влиянием оглеения 125
4.2.5.1. Кислотность и обменные основания -
4.2.5.2. Общий (валовой) химический состав мелкозема 127
4.2.5.3. Валовой химический состав илистой фракции 134
4.2.5.4. Химический состав новообразований 138
4.2.5.4.1. Химический и минералогический состав кутан
структурных отдельностей иллювиальных
горизонтов -
4.2.5.4.2. Химический состав конкреций подзолистых и
оглеенных подзолистых почв на тяжелых
породах 145
4.3. Роль глееобразования в формировании почв на легких (песчано-
супесчаных) породах гумидных ландшафтов 149
4.3.1. Общие положения -
6

4.3.2. Морфология почв 150
4.3.3. Химические свойства почв 161
4.3.3.1. Кислотность и поглощенные основания -
4.3.3.2. Валовой химический состав почв 165
4.3.3.3. Генезис ортзандов .169
4.3.3.4. Химический и минералогический состав илистой
фракции 171
4.3.4. Физические свойства почв 182
4.3.5. Гидрологический режим ,- 184
4.4. Общие закономерности процесса глееобразования 191
5. Глееобразование - глобальный фактор формирования
почв со светлыми кислыми элювиальными
горизонтами 197
5.1. Общие положения —
5.2. Глееобразование и лессиваж 198
5.2.1. Является ли лессиваж причиной образования псевдоглея?... 201
5.3. Глееобразование и подзолообразование 203
5.4. Глееобразование и формирование солодей колковых понижений,
подов и лиманов лесостепи, степи и полупустыни 222
5.5. Роль глееобразования в формировании бурых лессивированных
почв 237
5.6. Глееобразование и псевдооглеение. Связь глееобразования с
генезисом почв типа псевдоглей и псевдоподзол 243
5.7. Глееобразование и слитогенез 251
5.8. Роль глееобразования в формировании «рисовых» подзолов и
ферролизных почв 260
5.9. Глееобразование - роль в педогенезе и связь с другими
процессами почвообразования 263
5.9 1. Общие положения -
5.9.2. Глееобразование - единственный фактор формирования
почв со светлыми кислыми элювиальными горизонтами и
элювиально-иллювиальным профилем 264
5.9.3. Экологические аспекты оценки оглеенных почв 269
Заключение 272
Summary 279
Указатель имен 284
Предметный указатель. 287
Литература 290
7

Contents
From author 11
Introduction 12
LSoiloverwettingasafactorofgleyzation 15
1.1. Soil-forming processes under conditions of excessive moistening _
1.2. Gley formation and sulfate reduction 18
1.3. Parent rocks as a factor of gley formation 21
2. Natural changes in the organic matter due to gley
formation 26
2.1. General position.. -
2.2. The organic matter transformation in the course of soil gleying and its role
in Feand Al migration 27
2.2.1. Investigation results of the soil organic matter in a model experiment -
2.2.2. Changes in the organic matter caused by soil gleying under natural 29
conditions
2.2.2.1. General position -
2.2.2.2. The influence of gleying on the humus composition in
heavy-textured sod-podzolic soils 30
2.2.2.3. The influence of gleying on the content of free aminoacids... 37
2.2.2.4. The influence of gleying on the content of lipides,
chlorophyll, green pigment and carbohydrates 40
2.2.2.5. The influence of the gleying degree on the humus
composition in neoformations 44
2.2.2.5.1. The humus composition of soil cutans with
different gleying degree 45
2.2.2.5.2. The organic matter composition in concre-tions
(ort-steins) of soils with different gleying degree... 47
3. The study of gley formation in model experiments 50
3.1. Changes in the chemical properties of soil-forming rocks, solutions and
mobility of metals due to gley formation -
3.1.1. Historical aspects of the problem -
3.2. Natural changes in soil-forming rocks under the influence of gley
formation in case of different types of the water regime 54
3.2.1. Changes in the rock color, redox potential and the composition of
lysimetric waters 55
3.2.2. Changes in the physical-chemical properties of rocks and the iron
non-silicate forms 60
3.2.3. Gleyzation-induced changes in the total chemical composition of
8

soil-forming rocks 64
3.2.4. Transformation of the clay fraction 66
3.2.5. Changes in the granulometric composition due to gley formation 67
3.2.6. The color of overmoistened soil horizons. Reasons for gley specific
cold coloring 70
3.2.7. Changes in the soil fabric and primary minerals under the influence
ofgleyzation 72
3.2.8. Gleyzation-induced changes in the mineralogical composition of
the clay fraction of soil-forming rocks 77
3.2.9. Peculiar features of the soil biota in the course of gley formation
under model conditions 83
4. The role of gleyzation into the soil formation within forest
zone and its general regularieties 86
4.1. Methods, employed in field research _
4.2. The role of gleyzation in the formation of soils confined to loamy and
clayey soil-forming rocks within humid landscapes 87
4.2.1. Macro-and micromorphology of heavy-textured gleyed soils -
4.2.2. Gleying-induced changes in the soil physical properties 105
4.2.3. Hydrological regime 112
4.2.4. Interrelations between morphological features, hydromorphism and
the soil water regime 123
4.2.5. Changes in the chemical properties of loamy and clayey soils,
caused by gley formation 125
4.2.5.1. Acidity and exchange bases -
4.2.5.2. Total chemical composition of the fine earth 127
4.2.5.3. Total chemical composition of the clay fraction 134
4.2.5.4. Chemical composition of neoformations 138
4.2.5.4.1. Chemical and mineralogical composition of cu-
tans in structural separates of soil illuvial horizons -
4.2.5.4.2. Chemical composition of concretions in podzolic
and gleyed podzolic soils on heavy parent materials.., 145
4.3. The role ofgleyzation in the soil formation on light-textured (sand-loamy)
rocks in humid landscapes 149
4.3.1. General position -
4.3.2. Soil morphology 150
4.3.3. The chemical properties of soils 161
4.3.3.1. Acidity and exchange bases -
4.3.3.2. Total chemical composition 165
4.3.3.2.1. Ortsands genesis 169
4.3.3.3. Chemical and mineralogical composition of the clay fraction.. 171
4.3.3.4. The physical properties of soils 182
4.3.3.5. Hydrological regime 184
9

4.4. General regularities of the gley formation 191
5. Gley formation as a global factor responsible for
developing the soils with light acid eluvial horizons 197
5.1. General position -
5.2. Gley formation and lessivage 198
5.2.1. Is it possible to consider lessivage as a reason for pseudogley
formation? 201
5.3. Gleyzation and podzolization 203
5.4. Gleyzation and formation of solods in depressions covered by separated
forest stand, pods and limans in the forest steppe, steppe and semidesert.. 222
5.5. Gleyzation and its role in the formation of brown lessive soils 237
5.6. Gleyzation and pseudogleying. Relationships between the gleyzation and
the formation of pseudogleys and pseudopodzols 243
5.7. Gley formation and slitogenesis 251
5.8. The role of gleyzation in the formation of "rice" podzols and ferralitic soils.. 260
5.9. Gley formation and its role in the pedogenesis, its connection with the
other soil-forming processes 263
5.9.1. General position -
5.9.2. Gleyzation as the only factor for the formation of soils with light acid
eluvial horizons and eluvial-illuvial profile 264
5.9.3. Ecological aspects in assessing the gleyed soils 269
Conclusions 272
Summary 279
References 284
Indices 287
Bibliography 290

ОТ АВТОРА
Более 30 лет автор этой монографии ведет исследовательские и прикладные
работы по изучению, охране и использованию переувлажненных почв гумидных
ландшафтов различных природных зон Земли.
Почвы этих пространств формируются, преимущественно, под влиянием
глееобразования - почвообразовательного процесса, доминирующего в
условиях избыточного переувлажнения. Нередко полагают, что если назван
процесс, то очевидны условия формирования почв и его последействия. Однако
реальная ситуация до недавнего времени все же оставалась не столь
определенной. Ее сложность заключалась в том, что процесс глееобразования
был лишь обозначен в общих чертах, а его сущность и связь с другими
почвообразовательными процессами оставались раскрытыми весьма неполно
Косвенным подтверждением этого положения является, в частности, и то
обстоятельство, что при наличии определенной периодической литературы по
оглеению почв, насколько нам известно, все еще нет фундаментальных работ по
глееобразованию. Вместе с тем, другим основным почвообразовательным
процессам посвящена значительная монографическая литература (например,
подзолообразованию, генезису черноземов, солодеобразованию, лессиважу и
др) Все это ограничивает возможности развития теории почвообразования в
условиях избыточного увлажнения и отрицательно отражается на решении
прикладных^ задач, связанных с мелиоративной, агрономической,
лесохозяйственной и геологической практикой.
Теперь на исходе 20-го столетия нами получены новые данные о механизме
возникновения почв под влиянием глееобразования и его глобальной роли в
формировании почвенного покрова Земли. Благодаря предпринятым
исследованиям накоплены сведения необходимые для разностороннего
рассмотрения сущности этого процесса. Создана концепция, которая дает в руки
исследователя и практика ключ к пониманию его роли в педогенезе, прогнозу
эволюции почв в естественных и антропогенных условиях, а также к разработке
систем мероприятий по их защите от деградационных изменений
Читатель, вероятно, не всегда найдет в этой монографии исчерпывающие
ответы на все вопросы почвообразования в условиях избыточного увлажнения. И
все же, если книга окажется поводом задуматься над некоторыми аспектами
этого удивительного процесса или взглянуть на традиционные и, казалось бы,
очевидные явления под иным ракурсом, открывающим новые перспективы этой
интересной и актуальной проблемы, автор сочтет свою задачу выполненной.
Пользуясь удобной возможностью я приношу глубокую признательность
своему ученику кандидату биологических наук Михаилу Викторовичу Банникову за
бескорыстную и доброжелательную помощь при подготовке монографии к
изданию.
11

ВВЕДЕНИЕ
В предлагаемой Вашему вниманию монографии рассматривается механизм
глееобразования - одного из наиболее широко распространенных на Земле
почвообразовательных процессов и его роль в педогенезе и земледелии.
Понимание сущности глееобразования является ключом к познанию общих
закономерностей почвообразования в тех ландшафтах, где имеет место
переувлажнение почв. Оно позволяет не только оценить условия их
формирования, но и прогнозировать возможные изменения почв (в том числе и
деградационные) в результате их использования.
Почти повсеместно на Земном шаре широко распространены почвы,
формирующиеся под влиянием процесса глееобразования. Три простых фактора
определяют возникновение этого важнейшего почвообразовательного процесса.
Для глееобразования необходимо и достаточно одновременного воздействия на
минеральный субстрат переувлажнения, органического вещества, способного к
ферментативному брожению, и гетеротрофной анаэробной микрофлоры Эти
факторы являются определяющими условиями для возникновения
глееобразования в кислых, нейтральных и выщелоченных почвах, свободных от
сульфатов, независимо от приуроченности к природных зонам.
Поскольку три обязательных фактора возникновения глееобразования в зонах
избыточного увлажнения (в тундре, лесотундре, в северной, средней и южной
тайге, в зонах влажных субтропиков и тропиков) распространены повсеместно,
этот почвообразовательный процесс здесь обычно является абсолютно
доминирующим В засушливых зонах ведущей причиной его появления в
естественных условиях является близкое залегание преимущественно
неминерализованных грунтовых вод. Важную роль здесь играет и
переувлажнение, связанное с гидротехническим строительством и орошаемым
земледелием - подтопление и затопление почв в зонах действия крупных
каналов и водохранилищ, переполивы при дождевании (образование луж), при
поливах затоплением (например, при орошении риса по чекам, лиманном
орошении), при промывках и др В степной зоне глееобразование может
возникать и при современной интенсивной обработке исходно автоморфных почв
тяжелой техникой в результате перераспределения поверхностного стока и их
переувлажнения.
Следует отметить, что В В. Докучаев и его ученики никогда не использовали
понятия «глей», «глееобразование», которые теперь общеприняты в мировом
почвоведении Впервые такая терминология была предложена выдающимся
почвоведом-гидрологом Г.Н Высоцким. В 1905г на страницах журнала
«Почвоведение» им была опубликована статья, которая называлась «Глей».
Открытие глея и нового, ранее неизвестного почвообразовательного процесса -
глееобразования, довольно быстро стало достоянием мировой почвенной
12

общественности, в частности, еще и потому, что в те годы журнал
«Почвоведение» издавался одновременно на русском и немецком языках.
Помимо описания глея, глеевых горизонтов в этой статье излагалась
концепция автора о глееобразовании как самостоятельном
почвообразовательном процессе. Таким образом, дата открытия этого процесса и
приоритет хорошо известны. По Г.Н. Высоцкому, глееобразование всегда
сопровождается переходом железа из трехвалентного состояния в двухвалентное
и выносом его за пределы почвенного профиля. Высоцкий справедливо считал
вынос железа основным аналитическим признаком глееобразования и полагал,
что глей - специфическое почвенное образование, преимущественно
холодного цвета (от белесо-серого или сизого до синего), возникающее в
субаквальных условиях. После работ Г.Н. Высоцкого внимание к проблеме
глееобразования было сосредоточено на изучении химических аспектов этого
процесса и его влиянии на миграционную активность железа, алюминия и других
металлов. Эти исследования связаны в нашей стране с именами А.А.
Завалишина (1928), К.В. Веригиной (1953), СП. Яркова (1954), Т.А. Рожновой
(1963), И.С. Кауричева и Е.М. Ноздруновой (1964), Я.Я. Томашевского (1967),
Ю.А. Ливеровского и ГА. Дзядевич (1967), А.И. Перельмана (1974) и других.
В зарубежной литературе интересные материалы по глееобразованию
содержатся в работах G. Krauss (1928, 1938), С. Bloomfield (1951), W.L. Kubiena
(1953), Я. Сюты (1962), R. Brewer (1964) и др. Тем не менее многие вопросы
глееобразования все еще остаются нерешенными. Так, в частности, не были
раскрыты закономерности глееобразования при разных типах водного режима на
почвообразующих породах различного генезиса и состава, связи этого процесса с
другими процессами почвообразования, а также количественные критерии и
методы его диагностики. Практически не были изучены условия вторичной
деградации минеральных почв под влиянием глееобразования и приемы их
защиты в условиях хозяйственного использования.
Несомненно, это весьма неполный перечень нерешенных задач. Не случайно
поэтому А.А. Роде, подводя итоги изучения почвообразовательных процессов
спустя почти 70 лет после работ Г.Н. Высоцкого, в 1971г. писал, что «... от
понимания сущности глеевого процесса мы все же еще очень далеки» (с.72).
Ранее в двух опубликованных монографиях («Подзоло- и глееобразование»
М., «Наука», 1974; «Естественное и антропогенное переувлажнение почв» СПб,
«Гидрометеоиздат», 1992) автором была предпринята попытка ответить на
некоторые из этих вопросов. Однако их рассмотрение оставалось
фрагментарным и не позволяло с необходимой полнотой раскрыть актуальные
теоретические аспекты проблемы глееобразования. Вместе с тем эта проблема,
несомненно, заслуживает особого внимания, поскольку играет исключительно
важную роль в почвообразовании гумидных ландшафтов Земли и, особенно,
России в ее современных границах.
В этой связи изложению материала монографии необходимо предпослать
следующее пояснение. Глееобразование - всегда элювиальный процесс, степень
13

проявления которого может существенно варьировать в зависимости от
характера гидрологического режима почв. В условиях застойно-промывного
режима в результате глееобразования происходит максимальное элювиирование
не только железа и марганца, но и алюминия, кальция, магния, а также илистой
фракции мелкозема. В результате почти повсеместно возникают почвы со
светлыми кислыми элювиальными поверхностными горизонтами, обогащенные
кварцем. Это явление, обнаруженное и исследованное автором в 70-80-х годах,
позднее было признано открытием (диплом РАЕН и ААНО РФ на научное
открытие №37 от 26.11.1996 с приоритетом от 28.07.1974).
Таким образом, процесс глееобразования оказывается ответственным за
формирование весьма широко распространенной, разнообразной и
исключительно важной группы почв. В естественных условиях такие почвы
доминируют, преимущественно, в гумидных ландшафтах. При антропогенном
(часто, деградационном) воздействии на почвенный покров они встречаются
практически повсеместно.
В этой книге автор стремился раскрыть с возможной полнотой вопросы
глееобразования, опираясь, главным образом, на результаты собственных
оригинальных многолетних полевых, модельных и аналитических исследований
этого удивительного и широко распространенного процесса почвообразования.

1.
ПЕРЕУВЛАЖНЕНИЕ ПОЧВ КАК ФАКТОР ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ
1.1. Процессы почвообразования в условиях переувлажнения
Переувлажнение почв (естественное или антропогенное) наступает при
влажности выше предельной полевой влагоемкости. Почва переходит в
пластичное или текучее состояние. Меняются ее реологические, текстурные и
иные параметры. Переувлажнение - естественное состояние подавляющего
большинства почв гумидных ландшафтов. Оно наблюдается в почвах в разные по
продолжительности периоды времени. В любом случае период переувлажнения
следует рассматривать как фазу (кратковременную, длительную или постоянную)
современного гидрологического режима почв тундры и лесотундры, северной,
средней и южной тайги, субтропиков и тропиков.
Таким образом, в пределах гумидных ландшафтов переувлажнение
проявляется в профиле почв как естественная фаза их гидрологического режима
на огромных пространствах земного шара, занимающих более 50% его
территории. Масштабы этого явления за последние десятилетия существенно
расширились. В настоящее время переувлажнение получило большое
распространение в степной и сухостепной зонах, в полупустыне, пустынной зоне
в результате орошения и крупного гидротехнического строительства, других
факторов антропогенного воздействия на природную среду (табл 1).
Наличие почти повсеместно во всех природных зонах огромных массивов,
образованных почвами с разной продолжительностью переувлажнения,
определяет необходимость теоретически осмыслить последствия самого явления
переувлажнения и его влияние на почвенный покров планеты. Очевидна
несомненная связь переувлажнения с современными процессами
почвообразования (рис.1).
Следует подчеркнуть два условия, в которых проявляется переувлажнение.
Во-первых, оно может осуществляться в почвообразующих породах (или
горизонтах), не содержащих органическое вещество. В этом случае
переувлажнение сопровождается гидратацией минеральных коллоидов и
набуханием. В сухую фазу происходит их усадка, латеральный разрыв и
образование (в суглинистых и глинистых породах) вертикальных трещин
Существенно, что в таких условиях почвы могут неопределенно долго находиться
в состоянии переувлажнения, не приводящего к развитию анаэробных
условий. При этом не наблюдается снижения окислительно-восстановительного
потенциала, образования продуктов сбраживания, возникновения
редуцированных органических и минеральных соединений. Твердая фаза не
15

претерпевает существенных изменений химических свойств. Однако такой
вариант переувлажнения встречается редко.
Таблица 1
Факторы вторичного переувлажнения и деградации почв
Факторы вторичного
переувлажнения и
деградации
1. Строительство
водохранилищ
2. Орошение
сельскохозяйственных земель
3. Дорожное и другое
строительство
4. Интенсивные
сельскохозяйственные
технологии
5. Подъем уровня
Каспийского моря
Формы проявления переувлажнения
1.1. Затопление ложа водохранилищ
1.2. Подтопление почв в верхнем бъефе водохранилищ
1.3. Изменение режима почв нижнего бъефа водохранилищ
2.1. Подъем уровней грунтовых вод на орошаемом массиве
2.2. Подъем уровней фунтовых вод на массивах, сопредельных с
орошаемой территорией
3.1. Затопление, подпор уровней грунтовых вод и аккумуляция
поверхностного стока в результате строительства защитных
дамб, дорожных насыпей и др.
4.1. Перераспределение поверхностного стока, затопление и
переувлажнение депрессий и понижений в результате
переуплотнения почв сельскохозяйственной техникой
5.1. Затопление и подтопление почв в результате
непосредственного влияния подъема морских вод
5.2. Затопление и подтопление в результате подпора рек бассейна
Каспийского моря
Во-вторых, переувлажнение может происходить в присутствии органического
вещества, способного к сбраживанию. Такой вариант в природных условиях, как
правило, абсолютно доминирует в горизонтах почвенного профиля.
Замечательной особенностью переувлажнения в этом случае является то, что
оно сопровождается падением окислительно-восстановительного потенциала,
накоплением органических и минеральных восстановителей, кислот и
внутрикомплексных соединений, уменьшением валентности железа и марганца и
их миграцией, периодическим или постоянным анаэробиозом. В таких условиях
следствием переувлажнения всегда является процесс глееобразования.
Для его появления необходимо и достаточно наличия и действия следующих
трех факторов (Зайдельман, 1974): органического вещества, способного к
сбраживанию, переувлажнения и гетеротрофной анаэробной микрофлоры.
Поскольку перечисленные факторы глееобразования в зонах избыточного
увлажнения встречаются повсеместно, постольку этот почвообразовательный
процесс здесь обычно является абсолютно доминирующим.
Вместе с тем глееобразование широко распространено и в засушливой зоне.
Ведущим фактором его возникновения является крупное гидротехническое
строительство (подтопление в ареалах переброски стока рек, в зонах
водохранилищ и др.) и переполивы в условиях орошаемого земледелия
(интенсивный полив дождеванием, приводящий к образованию луж, полив
затоплением, длительные промывки).
16

8
ш
5
>»
ш
о.
ш
с:
а.
cz
ш
=Т
Q
<
X
со
о
ю
3
о
о
ш
=г
2
Е=
Ш
JQ
X
00
О
X
о
о
-О
со
со
Si
s с?
5 <*>
2- «>
Cl
8
х о s ^ do
as. 2 « s
XO $£ X X »S
0 о o> s °
1 I i S 8
£ «2 i ш
I'd»
С* со
O ю
о °
is
s о
It
H
m
о
X
о
X
JQ
X
x .,
о л
cd &:
s -
X
CO
ffi
t
- i
5 i
««8 *5
со ^
1 £
со О
& 5
4 £
9- * 3
III
CD S S
e
CO
g
CD
3* CD
8.
is
о
о
5
2
8
3-
с:
ф
2
5
1
о
с:
г
О-
17

Итак, из всех реально значимых процессов почвообразования на земном
шаре одним из наиболее важных как для формирования почв обширных
пространств, так и особенно для их рационального использования в сельском
хозяйстве является процесс глееобразования. Этот процесс в почвах протекает
самостоятельно в условиях гумидного климата или возникает под действием ряда
вторичных причин в засушливых районах страны.
Глееобразование сопровождает не только орошение и осушение. Оно
возникает и при современной системе обработки почв, вызывающей их
уплотнение. Глееобразование сопровождается выносом и накоплением
элементов в профиле почв и их миграцией в ландшафте, поэтому оно может
вызывать деградацию почв. Понимание основных закономерностей
формирования почв под влиянием глееобразования и управление этим
процессом на сельскохозяйственных полях с помощью агротехнических,
агромелиоративных и гидротехнических мероприятий в настоящее время имеет
исключительно важное значение для рационального использования почв и
повышения их продуктивности.
Однако было бы неверным полагать, что следствием переувлажнения
является только глееобразование. В определенных условиях переувлажнение
усиливает аккумуляцию органического вещества, а при наличии в почвах
сульфатов натрия, магния и кальция - обусловливает их сульфатредукцию.
1.2. Глееобразование и сульфатредукция.
Заслуга Г.Н. Высоцкого заключается не только в том, что он ввел в
почвоведение новое понятие и новый термин «глей», подразумевая под ним
однородно окрашенный в холодный цвет горизонт почвенного профиля, но и в
том, что он первый попытался понять механизм формирования глеевых
профилей или отдельных глеевых горизонтов. На ограниченном количестве,
образцов (он выполнил анализ всего четырех образцов) ему удалось установить,
что глееобразование всегда сопровождается выносом железа. Г.Н Высоцкий в
упомянутой выше работе подчеркивал, что характерной особенностью
глееобразования является «раскисление окиси железа и превращение ее в
закись».
Итак, по Высоцкому глей в морфологическом отношении отличается
характерной окраской, а в химическом прежде всего выносом железа. Г.Н.
Высоцкий установил также, что глееобразование возможно только в
бескислородной (или анаэробной) среде. Позднее было установлено, что оно
осуществляется при участии неспецифической анаэробной гетеротрофной
микрофлоры. Поэтому глееобразование имеет биохимическую природу. Эти
основополагающие, принципиальные признаки и условия глееобразования,
обнаруженные более 90 лет тому назад Г.Н Высоцким, справедливы и в
настоящее время.
Таким образом, для того чтобы в почве начало развиваться оглеение, т.е.
происходил переход трехвалентного железа в подвижное двухвалентное и затем
18

осуществлялся его вынос, необходимо и достаточно действия трех факторов -
наличия органического вещества, анаэробной микрофлоры, застоя влаги в почве,
способного вызвать развитие анаэробных (бескислородных) условий. Уточним,
однако, при этом два условия глееобразования.
Для развития глееобразования необходимо, во-первых, только такое
органическое вещество, которое способно к сбраживанию и генерации в
результате сбраживания различных низкомолекулярных активных органических
соединений (одно-, двух и трехосновных кислот, фенолов, полифенолов и др.).
Последние способны восстанавливать металлы с переменной валентностью
(железо, марганец), образовывать с ними комплексные металлорганические
высокоподвижные соединения, действовать как кислоты, растворяя оксиды.
Во-вторых, глееобразование в химическом отношении это прежде всего
потеря исходной почвообразующей породой железа. Такая потеря не
балансируется одновременным привносом железа в результате каких-либо иных
вторичных процессов, например, в результате биогенного поступления железа в
оглеенную почву с опадом листьев или за счет других подобных явлений.
Итак, три достаточно простых условия - наличие органического вещества,
наличие неспецифической анаэробной гетеротрофной микрофлоры и застой
влаги определяют сбраживание органики в анаэробной обстановке и, как
результат, несбалансированный вынос железа (т.е. глееобразование) из
минеральной массы почвы. Это в свою очередь вызывает появление характерной
окраски холодного цвета - неизменного признака глееобразования, о котором
уже упоминалось выше. Следует особо подчеркнуть, что глееобразование
возможно только в том случае, если все три фактора, определяющие развитие
этого процесса, действуют одновременно.
Эти три весьма простых условия могут возникать и встречаться повсеместно,
практически во всех природных зонах земного шара. Именно поэтому
глееобразование, в отличие от подавляющего большинства других
почвообразовательных процессов, получило глобальное распространение. В силу
тех же причин глееобразование всегда сопровождает хозяйственную (а иногда и
неразумную, бесхозяйственную) деятельность человека и может привести в
конечном итоге к застою влаги в почвах, например, при поливах затоплением, при
переполивах, в результате уплотнения почв при обработке, в результате
подтопления в верхних бьефах водохранилищ и др.
Мы подчеркиваем важную роль застоя влаги в почвах как ведущего фактора
глееобразования, не принижая, очевидно, значения двух других (органического
вещества и анаэробной микрофлоры). И это не случайно. Анаэробная
микрофлора практически всегда присутствует, а органическое вещество обычно
находится в профиле почв. Избыточная влага оказывается главным
лимитирующим фактором развития глееобразования. С ее появлением приходит
в движение весь механизм глееобразования.
Изложенное позволяет определить глееобразование как
почвообразовательный процесс, протекающий в анаэробных условиях при
19

обязательном участии гетеротрофной микрофлоры и наличии органического
вещества в условиях постоянного или периодического обводнения отдельных
горизонтов или всего профиля. Глееобразование сопровождается переходом
окисных соединений в закисные и несбалансированным выносом железа
(Зайдельман, 1974,1985).
При рассмотрении глееобразования следует иметь ввиду еще одно важное
обстоятельство. Восстановительная обстановка, безусловный фактор
глееобразования, далеко не всегда вызывает развитие этого процесса. Это
обусловлено прежде всего присутствием в анаэробной среде сероводорода.
Поэтому понятия «анаэробиоз», «восстановительные условия» не являются
синонимами глееобразования. В почве могут господствовать анаэробные
условия, а глееобразование, тем не менее, развиваться не будет или его
развитие окажется заторможенным. Это происходит обычно тогда, когда в
почвообразующих породах содержатся значительные массы сульфатов натрия,
кальция или магния. Кроме того, глееобразование может и не проявляться или
резко тормозиться, если в почвенных или иных водах и в воздухе содержится
много сероводорода. Наконец, торможение глееобразования возможно в зонах
распространения сульфатных грунтовых вод.
Это обусловлено тем, что сульфаты пород или вод в анаэробной среде при
наличии органического вещества и анаэробной микрофлоры (в данном случае
под действием сульфатредуцирующих бактерий) подвергаются восстановлению.
При этом образуется сероводород. Если в восстановительной среде есть ион
двухвалентного железа, то при взаимодействии с сероводородом он образует
сульфид железа и выпадет в осадок, т.е. обезжелезнения не происходит.
Можно выделить две группы сульфатсодержащих пород. Во-первых,
сульфаты в породах могут содержаться в виде сернокислых солей кальция и
магния. В результате их восстановления в анаэробной среде наряду с
сероводородом возникает нейтральная соль - карбонат кальция (магния), не
влияющая отрицательно на свойства почв
СбН120е + 3CaS04 -» ЗСО2 + ЗСаСОз + 3H2S +ЗН2О + Q,
где Q - энергия, выделяющаяся при распаде углеводов. Сероводород, возникший
в результате этой реакции, вступает во взаимодействие с двухвалентным
железом. В осадок выпадает сульфид железа
H2S + Fe(OH)2-+FeSj + 2H20.
Во-вторых, если породы содержат сульфат натрия, то в результате
сульфатредукции возможно появление соды, наиболее токсичной для растений
соли. Ее неблагоприятное влияние на растения проявляется при содержании,
равном или большем 0.001%.
20

СеНиОб + 3Na2S04->3C02 +3Na2C03 + ЗНгЭ +ЗН2О + Q
Сода, кроме того, отрицательно влияет на физические свойства почв. При
этом происходит осолонцевание профиля, ухудшение агрегатного состава,
уплотнение, слитизация, резкое снижение водопроницаемости. В результате
выпадения в осадок сульфидов возможна закупорка свободных пор почвы.
Следует подчеркнуть и то, что опасность процесса, протекающего по этой
последней реакции обусловлена не только накоплением нормальной соды в
профиле почв. Она может быть также причиной подщелачивания вод
водохранилищ, используемых на орошение. Это явление представляет собой
особую опасность в степной зоне, где широко распространены высокогумусные
черноземные почвы, а в почвообразующих породах содержатся значительные
массы сульфата натрия. Чем выше запасы органического вещества в чаше
водохранилища и больше масса сульфата натрия в почвах и породах днища, тем
интенсивнее идет процесс сульфатредукции, тем большая масса соды поступает
в воды, тем выше рН оросительных вод и угроза вторичного осолонцевания.
Редукцию сульфата натрия провоцирует не только почвенный гумус, но и
огромные массы органики, остающиеся в ложе водохранилищ в момент его
затопления в виде корневых остатков травянистой и лесной растительности,
кустарника, неиспользованных масс сена, соломы и др. Профилактика
содонакопления в водах водохранилищ и сохранения качества воды тесно
связана с необходимостью выполнения мероприятий по устранению или резкому
сокращению запасов органического вещества в их чаше.
Таким образом, железо прочно фиксируется in situ до тех пор, пока в почве
сохраняются анаэробные условия. Меняются лишь формы несиликатного железа
Оксиды и гидроксиды железа переходят в сульфиды.
При этом, однако, несмотря на переход железа из трехвалентной формы в
двухвалентную не возникает сизый глей или глей иной холодной окраски. В этом
случае железо, взаимодействуя с сероводородом, дает черный, мажущий
коллоидный минерал гидротроилит Fe(HS)2-nH20. Последний определяет черную
окраску горизонта (Перельман, 1977). Переувлажненные почвы с сульфидными
черноокрашенными горизонтами не получили на территории земного шара столь
широкого распространения, как оглеенные почвы. Они имеют более локальное
распространение. Тем не менее для многих регионов Земли их значение
оказывается весьма существенным, а площади занимают огромные ареалы
Такие сульфидные почвы широко распространены в дельтах крупных рек, на
морских и океанических побережьях тропиков Восточной Азии, в значительно
меньшей мере на приморских территориях северных стран с бореальным
климатом, а также в аридных областях среди содовых и иных солончаков.
Пока железо закреплено на месте в виде сульфида, основное условие
глееобразования - обезжелезнение мелкозема или плазмы мелкозема в
результате несбалансированного выноса - не реализуется. В этом заключается
основное отличие воздействия анаэробных условий на субстраты, содержащие и
21

не содержащие сульфаты, отличие глееобразования от сульфатредукции. При
этом очевидно и то, что восстановление железа при воздействии сероводорода
может быть значительно более интенсивным, чем при оглеении, когда процесс
редукции осуществляется в основном органическими редуцирующими
соединениями.
При анаэробном сбраживании органического вещества на фоне
сульфатредукции в условиях постоянного застойного водного режима железо
прочно фиксируется на месте в виде нерастворимого сульфида железа. Процесс
обезжелезнения мелкозема блокирован тем, что сульфид железа остается на
месте своего образования. Он определяет темный (или черный) цвет горизонта.
При застойном водном режиме в анаэробной среде в условиях активного
действия даже такого мощного восстановителя, как сероводород, оглеение,
которое мы рассматриваем прежде всего как процесс обезжелезнения, не
происходит Мелкозем и плазма мелкозема на фоне глубокого анаэробиоза в
этом случае не подвержены обезжелезнению.
Вместе с тем на фоне застойно-промывного режима при пульсации
аэробных и анаэробных условий при периодическом опоке гравитационной
влаги возможно интенсивное обезжелезнение мелкозема и его плазмы.
Обезжелезнение в этом случае происходит, во-первых, за счет
гидромеханического перетока суспензии, содержащей сульфид железа и, во-
вторых, в результате одновременного окисления сульфида железа с
возникновением вначале ярозита K3Fe(S04)2(OH)6 а затем железного купороса и
серной кислоты
2FeS2 + 2Н20 + 702->2FeS04 + 2H2S04
Железный купорос подвергается гидролизу
FeS04 + 2Н20—Fe(OH)2 + H2SO4
Наличие серной кислоты резко повышает устойчивость в растворе Fe(OH)2 и
FeC03- Эти соединения с током влаги в виде истинных растворов выносятся за
пределы почвенного профиля или поступают в зоны аэрации. Здесь
продолжается процесс окисления железа. Возникают трехвалентные формы его
гидроокиси. В зоне аэрации аморфный трехвалентный осадок гидроокиси
подвергается дегидратации, возникают слабоокристаллизованные и
окристаллизованные несиликатные минералы железа - лепидокрокит, гетит и др.
Только после окисления сульфидов и последующего несбалансированного
выноса железа минеральные зерна породы освобождаются от его оксидных
пленок и проявляют собственный цвет (обычно холодных тонов). В условиях
застойно-промывного режима на сульфатных или сульфидных породах
возникают почвы с типичными морфохроматическими признаками оглеения в
виде характерной синей, сизой или светло-серой окраски.
!">

1.3. Роль пород как фактора проявления глееобразования.
Три необходимых фактора появления глееобразования (одновременное
воздействие на породу переувлажнения, анаэробной гетеротрофной микрофлоры
и органического вещества, способного к сбраживанию) могут действительно
привести к формированию оглеенных почв в восстановительной обстановке
только тогда, когда сохраняются благоприятные условия для перехода в раствор
и несбалансированного выноса железа В восстановительной обстановке
глееобразование возможно только на почвах (породах) определенного состава
Это, во-первых, должны быть кислые или нейтральные породы, свободные от
сульфатов. Во-вторых, торможение глееобразования возможно в карбонатных
почвах, обогащенных известью, доломитом, мелом или в почвах на жестких
грунтовых водах. В этом случае наиболее отчетливо торможение оглеения может
иметь место на начальных этапах при непродолжительном анаэробиозе,
сменяющемся аэробными условиями
Механизм торможения глееобразования в карбонатных почвах или при
близком залегании жестких вод очевиден. Он заключается в нейтрализации
карбонатом или бикарбонатом кальция низкомолекулярных и гумусовых
органических кислот. Таким образом, за счет извести, лугового мергеля,
доломитов и других карбонатных аккумуляций из сферы реакции исключаются не
только важнейшие и наиболее агрессивные кислоты, но и восстановители, а
eH,V_a) б)
123456789 10 11 12 123456789 10 11 рН
Рис. 2 Области устойчивости соединений железа (а) и марганца (б) в зависимости от еН и
рН (по Ponnamperuma, 1967,1969)
также комплексообразователи. Вместе с тем при глубоком и длительном
снижении окислительно-восстановительного потенциала (ОВП) возрастает
устойчивость двухвалентного железа в почвенном растворе (рис 2). При
нейтральных и слабощелочных значениях рН Fe2+ мигрирует за пределы
23

I
ЭКОЛОГО-ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ ВОЗНИКНОВЕНИЯ
ВОССТАНОВИТЕЛЬНЫХ УСЛОВИЙ И ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ
Органическое
вещество, способное к
сбраживанию
г
Периодическое или
постоянное
затопление водой
Анаэробная
гетеротрофная
микрофлора
Геохимические особенности почвобразующих пород
Породы,
обогащенные
сульфатом натрия
(Na2S04)
Породы,
обогащенные
сульфатом кальция
(CaS04H20)
Породы, обогащен-
енные карбонатом
кальция (СаСОз)
г
И
Кислые и
нейтральные
породы
Генетические особенности почвообразования
Возникновение
сульфидных
почв; появление
соды, возможно
осолонцевание
Обогащение
почв
сульфидом железа;
накопление
извести
Формирование
карбонатных и
нейтральных почв
Формирование
элювиальных
кислых почв
Признаки глееобразования в почвенном профиле
При застойном режиме признаки
глееобразования не выражены
(несиликатное железо фиксировано в форме
сульфидов; застойные горизонты -
темной или черной окраски). При
застойно-промывном водном режиме -
вынос сульфидов, их окисление до
ярозита, Fe(OH)2, Fe(OH)3 и H2SO4;
образование экстракислых почв.
Признаки глееобразования ослаблены или
отчетливы.
Признаки
глееобразования
ослаблены или
отчетливы. При высокой
концентрации
карбонатов могут
быть выражены <
слабо или
отсутствовать
При застойном
режиме признаки
глееобразования
интенсивные. При

застойно-промывном режиме
следствием
глееобразования являются
осветленные или
белесые (белые)
горизонты
Рис. 3. Факторы возникновения восстановительных условий и особенности
почвообразования
24

почвенного профиля, происходит обезжелезнение почвенного мелкозема и его
плазмы, проявляются морфогенетические признаки глееобразования в виде
характерной окраски холодного тона.
Итак, при оценке роли пород в возникновении почв на фоне
восстановительных условий необходимо учитывать следующие четыре
возможных варианта. Анаэробные условия реализуются на кислых или
нейтральных почвообразующих породах или на породах, обогащенных
сульфатом кальция (сульфатом натрия) и углекислым кальцием
Изложенное позволяет подчеркнуть, что восстановительная обстановка в
условиях постоянного застойного режима, обусловленная поступлением
сероводорода или возникающая в присутствии сульфатов, исключает
глееобразование, т.е. обезжелезнение. Напротив, она способствует фиксации
железа, а при определенных условиях его накоплению в форме сульфида.

2.
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИЗМЕНЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА
ПРИ ГЛЕЕОБРАЗОВАНИИ.
2.1. Общие положения
В настоящее время получены многочисленные данные, которые
свидетельствуют о том, что, во-первых, глееобразование невозможно без участия
органического вещества, способного к сбраживанию, во-вторых, что сравнительно
несущественные изменения водного режима вызывают его глубокую
трансформацию и, в-третьих, что переувлажнение в анаэробных условиях
способствует резкому увеличению содержания в оглеенных горизонтах
почвенного профиля наиболее агрессивных фракций органического вещества Их
происхождение связано с ферментативным преобразованием органики в
анаэробных условиях Поэтому глееобразование, несомненно, биогеохимический
процесс, обусловленный особенностями гидрологического режима, литолого-
генетическими условиями и деятельностью анаэробной микрофлоры
Существующее представление о том, что оглеенные (в том числе и глеевые)
почвы формируются только под влиянием анаэробных условий, как следует из
всей суммы рассмотренных данных, несомненно, ошибочно. Глееобразование -
процесс, при котором возможно наиболее мощное кислотное воздействие на
минеральный субстрат почвы Это заключение определяется тем, что
большинство образованных при оглеении соединений кислотной природы
оказывают мощное триединое влияние на минеральную массу почв Они
действуют, во-первых, как органические кислоты, во-вторых, как вещества,
способные к образованию комплексных и внутрикомплексных соединений и,
наконец, в-третьих, как восстановители Очевидно, это триединое действие
органических соединений невозможно разделить даже на молекулярном и, тем
более, на классификационном уровнях Исходя из этого глееобразование следует
рассматривать как почвообразовательной биогеохимический процесс, который
характеризуется не только восстановительным (редукционным), но и кислотным
воздействием на минеральный субстрат. Важную роль в миграции металлов
играет их переход в закисную подвижную форму в анаэробной среде и
способность органических веществ к активному образованию
металлоорганических, в том числе внутрикомплексных (хелатных), соединений.
Редуцирующее влияние на минеральный субстрат при глееобразовании
усиливается еще и тем, что при анаэробном брожении в газовой и водной фазах
почв накапливается значительная масса неорганических и низкомолекулярных
органических восстановителей - аммиак, метан, сероводород, водород.
26

2.2. Трансформация органического вещества почв при
оглеении и его роль в миграции железа и алюминия
2.2.1. Результаты исследования органического вещества в
условиях модельного эксперимента
В 1900г. в первом издании учебника «Почвоведение» Н.М. Сибирцев
высказал предположение о там, что побеление чернозема, приуроченного к
мелким котловинам, по-видимому, объясняется трансформацией гуминовых
соединений при продолжительном переувлажнении в креновые и апокреновые
кислоты (т.е. в фульвокислоты), резко усиливающих выщелачивание. Эта
гипотеза в дальнейшем получила экспериментальное подтверждение. А.С.
Кащенко (1958), а затем И.С. Кауричев, Е.М. Ноздрунова (1964) в условиях
лабораторного эксперимента показали, что при длительном избыточном
увлажнении возможно превращение гуминовых относительно стабильных
соединений в более подвижные и агрессивные фульвокислоты. Механизм такой
трансформации остается невыясненным, но, по-видимому, она обусловлена
пептизацией гидратированных железо-гуминовых гелей после насыщения
свободных функциональных групп этих соединений алюминием (Александрова,
1954).
Кроме того, в результате избыточного увлажнения в составе органического
вещества почв значительно увеличивается содержание фракции легкоподвижных
и химически активных веществ - полифенолов, глюкуроновой кислоты,
аминокислот. В составе водорастворимых веществ оглеенных почв
накапливается до 5-7% низкомолекулярных одно-, двух и трехосновных
органических кислот - щавелевой, фумаровой, лимонной (Кауричев, Ноздрунова,
1961,1964).
Увеличение концентрации фульвокислот и других химически активных
органических соединений в естественных условиях при прогрессирующем
заболачивании было показано многими авторами (Касаткин, 1948; Filipovic,
Vojinovic, 1964 и др.).
Накопление фульвокислот и иных органических соединений, способных к
образованию металлорганических комплексов в оглеенных почвах,
обусловливает резкое увеличение миграционной способности не только железа,
но и алюминия, не меняющего валентность в анаэробных условиях. Это
подтверждают данные В.В. Пономаревой (1949), которая показала высокую
прочность и растворимость соединений фульвокислот с гидроокисями различных
металлов. Кавагучи и Киума (Kawaguchi, Kyuma, 1959) установили, что
фульвокислоты обладают наибольшей способностью образования
внутрикомплексных соединений с железом и алюминием. Специфическая
способность фульвокислот и близких к ним по строению гуминовых кислот
образовывать подвижные железоорганические комплексы отмечалась М.М.
Кононовой и Н.А. Титовой (1961) и др.
27

Увеличение концентрации низкомолекулярных органических соединений и
фульвокислот способствует не только резкому повышению растворимости
гидроокиси железа, но и увеличению редуцирующей способности среды.
Восстановителями железа и других элементов оказываются не только водород,
метан, сероводород, накапливающиеся при анаэробном разложении
растительного материала, но и простые органические соединения, а также
фульвокислоты (Beres, Kiraly, 1959). В этой связи следует напомнить наблюдения
И.В. Тюрина (1944), который обнаружил, что до 15% (по углероду)
водорастворимой органики из горизонтов АО и А1 подзолистой почвы способно
редуцировать флемингову жидкость. Агрессивное выщелачивающее действие
фульвокислот на минеральный субстрат было показано А.С. Фатьяновым (1958).
Вместе с тем, придавая большое значение миграции железа в гидроморфных
почвах в составе органоминеральных соединений, нельзя не согласиться с
мнением В.А. Ковды (1946), Н.Г. Зырина и Е.И. Богословской (1962) о возможном
передвижении значительных масс железа на большие расстояния в виде
закисной соли угольной и других минеральных кислот. Лабораторные
исследования подтвердили большое значение, как первой, так и второй форм
миграции. Так, И.С. Кауричев с сотрудниками (1960, 1964) обнаружили, что в
почвах, компостированных в анаэробных условиях (табл. 2) с различными
растительными остатками (хвоя ели, листья березы, дуба), количество железа,
связанного в органоминеральные комплексы, составляет не менее 10-40% от
общего содержания железа в растворе.
Следовательно, миграция железа может осуществляться в форме
металлорганических соединений и в виде закисных солей минеральных кислот.
Это и определяет четкую реакцию железа на степень оглеения почв.
Несколько иным оказывается поведение алюминия. Р.П. Евсеевой (1969)
показано, что в условиях глубокого анаэробиоза весь алюминий находится в
растворе в составе органоминеральных комплексов, тогда как
органоминеральное железо не превышает 60-70% от общего (табл. 3). Таким
образом, алюминий мигрирует в виде металлорганических комплексов, причем с
повышением кислотности увеличивается способность алюминия образовывать
устойчивые соединения с фульвокислотами (Duchaufour, 1964).
Следует отметить, что эти особенности миграции железа и алюминия в
условиях избыточного увлажнения, получившие в настоящее время
подтверждение в работах ряда авторов, были весьма определенно предсказаны
П.К. Коссовичем еще в 1916 г. Он подчеркивал, что вынос железа из подзолистых
почв «связан с его восстановлением из окиси, ... а глинозем, скорее всего,
вымывается в виде органических кислот типа креновой кислоты» (стр.443).
Изложенное, в частности, объясняет различное содержание алюминия и
железа в природных водах и новообразованиях. Б.Г. Розанов (1961) в
Беловежской пуще обнаружил алюминий только в верховодке избыточно
увлажненных дерново-подзолистых почв. По данным Е.М. Ноздруновой (1965)
28

миграция алюминия в верховодке происходит исключительно в виде
металлорганических соединений
Таблица 2
Влияние условий разложения растительных остатков на содержание
низкомолекулярных органических кислот (Кауричев, Ноздрунова, 1964)
Растительный
материал
Хвоя ели
Листья березы
Листья дуба
Увлажнение
при разложении
Оптимальное
Избыточное
Оптимальное
Избыточное
Оптимальное
Избыточное
Органические
кислоты, мг/л
15
155
35
49
-
Танниды
(полифенолы), мг/л
149 |
193
123
394
39
149 |
Но кроме прямых наблюдений следует обратить внимание на ряд других
интересных косвенных данных, позволяющих признать, что пути миграции этих
элементов нередко различны. Так, Б. Аарнио (1915), исследуя состав
новообразований в почвах Финляндии, обнаружил скопления алюминия только в
горизонте В подзолистых почв и в ортштейнах, тогда как дерновая, озерная и
болотная руда, материалы которых подвергаются большему перемещению в
пространстве, состояли исключительно из окиси железа.
Таблица 3
Растворимые формы алюминия и железа в водных экстрактах из покровного и моренного
суглинк в условиях избыточного увлажнения, продолжительность - 45 дней. (Евсеева, 1968)
I Условия опыта
Покровный суглинок
Увлажнение 120% от ПВ,
с растительным материалом
Моренный суглинок.
Увлажнение 120% от ПВ, без
растительного материала
То же с растительным
материалом
Алюминий
общий
мг/л
7,6
0,07
5,8
органический
мг/л
7,6
Сл
5,8
%
100
0
100
Железо
общее
мг/л
3,96
4,4
24,6
органическое
мг/л
2,96
1,9
14,5
%
74,7
43,2
58,9
2.2.2. Изменение состава органического вещества почв и
новообразований при оглеении в естественных
условиях.
2.2.2.1. Общие положения.
Результаты лабораторных и модельных исследований, таким образом,
показывают, что в процессе анаэробного брожения происходит увеличение
29

содержания не только подвижных и агрессивных по отношению к минеральному
субстрату фульвокислот, но и других активных компонентов органического
вещества преимущественно кислотной природы. Естественна постановка вопроса
о том, в какой мере эта закономерность справедлива для органического вещества
почв в естественных условиях?
С этой целью нами был исследован состав органического вещества широкого
спектра дерново-подзолистых почв, отличающихся разной степенью оглеения,
образующих сопряженный в геохимическом отношении покров типичной для
Русской платформы катены на кислых лессовидных легких глинах - тяжелых
суглинках.
Территория Рузского почвенно-гидрологического стационара, где
выполнялись эти исследования, расположена на юге таежной зоны на западе
Московской области. Он приурочен к Клинско-Дмитровской моренной гряде.
Почвообразующие породы - тяжелосуглинистые и легкоглинистые лессовидные
(покровные) бескарбонатные отложения, подстилаемые на глубине 2-Зм.
днепровской суглинистой мореной, покоящейся на глинах юры. Исследованный
ряд почв образует единую в геохимическом отношении катену и представлен
дерново-подзолистой и дерново-подзолистыми глубокооглеенной, глееватой и
глеевой почвами. Разрезы были заложены в 80-100-летнем темнохвойном лесу и
на пашне. Оглеенные почвы увлажнены и заболочены только поверхностными
(намывными склоновыми) водами. Грунтовые воды залегают на глубине более 30
м. и не принимают участия в заболачивании почв.
Свойства почв рассматриваемого ряда и их режимы см. в главе 3 и в
следующих публикациях (Зайдельман, 1974; 1985). Определения состава гумуса
выполняли по методике И.В. Тюрина в модификации Пономаревой-Плотниковой
(1975).
Необходимо подчеркнуть, что тяжелые дерново-подзолистые почвы при
нарастании (в пространстве) степени гидроморфизма характеризуются
закономерным увеличением значений рН почвенного профиля. Это обусловлено
выщелачиванием на водосборе щелочноземельных металлов, поступлением их с
поверхностными водами в понижения, ослабленным выносом кальция и магния
из почв депрессий и, вероятно, изоморфным вытеснением двухвалентных
металлов из кристаллической решетки алюмосиликатов при интенсивном
оглеении всего профиля. Такое закономерное изменение кислотности профиля с
нарастанием степени гидроморфизма в известной мере определяет и
особенности состава органического вещества рассматриваемых почв.
2.2.2.2. Влияние оглеения на состав гумуса тяжелых дерново-
подзолистых почв
Сведения о содержании и составе гумуса тяжелых дерново-подзолистых почв
разной степени оглеения весьма ограничены, а иногда и противоречивы. Так, В.Г.
Касаткин (1947) показал, что с нарастанием степени гидроморфизма подзолистых
30

почв увеличивается содержание фульвокислот. Данные И.С. Урусевской и Л С
Щипихиной (1978) свидетельствуют о том, что в дерново-подзолистых и болотно-
подзолистых почвах фульвокислоты преобладают над гуминовыми по всему
профилю, а в составе гуминовых кислот верхних горизонтов почв различной
степени оглеения преобладают свободные и связанные с R2O3 бурые гуминовые
кислоты
Вместе с тем, по данным Н.Н. Коршун (1969) и Н.Н. Матинян (1968),
нарастание переувлажнения дерново-подзолистых почв сопровождается
увеличением содержания общего гумуса и гуминовых кислот
В групповом составе гумусовых кислот почв грунтового увлажнения нарастает
доля фракций, связанная с кальцием А.Р Джиндил (1968) указывает, что
гумусовые горизонты гидроморфных почв независимо от ландшафта отличаются
повышенным содержанием гуминовых кислот. Известное противоречие в оценке
влияния нарастающего в пространстве оглеения на состав органического
вещества может быть связано с различным характером почвообразующих пород,
причин и степени проявления признаков почвенного гидроморфизма,
антропогенным воздействием. И.С. Кауричев, Д.С. Орлов (1982) считают, что
повышенное увлажнение почв и сдвиг в сторону усиления восстановительных
процессов могут оказывать двоякое влияние на характер гумуса. Умеренное
дополнительное увлажнение и сдвиг ОВ-потенциала до границ не ниже 300-400
мВ прямо или косвенно способствуют накоплению органического вещества в
сторону увеличения гуматности. При затоплении почв и глубоком анаэробиозисе,
когда окислительные потенциалы падают до 100-200 мВ и ниже, можно ожидать
распада гуминовых кислот и обеднение ими гумуса, абсолютного накопления
фульвокислот и, как следствие, уменьшения отношения Сгк/Сфк
Продолжительность анаэробного периода также, вероятно, оказывает влияние на
состав гумуса, но сведения об этом ограничены Имеются указания на то, что
потеря органического углерода и азота значительно больше при общей
продолжительности цикла анаэробиозиса от 4 до 32 дней, чем при более
длительных циклах
Для выяснения вопроса о влиянии нарастающего в пространстве
гидроморфизма на состав гумуса в ряду дерново-подзолистых почв на тяжелых
кислых покровных суглинках в целинных условиях и его изменении при
сельскохозяйственном освоении были исследованы почвы двух катен,
расположенных на территории Рузского почвенно-гидрологического стационара
(Зайдельман, Данилова, 1988, 1989). Почвы первой катены расположены в 80-
100-летнем ельнике-кисличнике и представлены дерново-подзолистой и дерново-
подзолистыми глубокооглеенной, глееватой и глеевой. Почвы второй катены,
образованные на аналогичных почвообразующих породах, являются их
пахотными вариантами. Таким образом, в обоих случаях рассматриваются
изменения органического вещества почв, обусловленные только усиливающимся
(в пространстве) переувлажнением поверхностными водами и оглеением
31

В табл. 4 и 5 приведены данные по составу гумуса горизонтов Апах, А1 и А2
почв рассмотренных катен. Обращают на себя внимание следующие
обстоятельства Во-первых, собственно кислые элювиальные подзолистые
(деградированные) горизонты независимо от степени гидроморфизма обладают
низкими значениями Сг*/Сф« (0.5-1.0). Минимальные значения этого соотношения
свойственны слабооглеенным почвам (0 46), а максимальные - глеевым почвам
Только в подзолистом горизонте глубокооглеенных почв обнаружен гумус
фульватного типа. Во всех других случаях - гуматно-фульватный. Таким образом,
наиболее агрессивный гумус формируется в почвах с кратковременным застойно-
промывным режимом.
В гумус-аккумулятивных целинных и пахотных горизонтах неоглеенных,
глубокооглеенных и глееватых почв соотношения Спс/Сфк в целом весьма близки
(0 90-1 20), причем и в этом случае их минимальные значения (правда, на уровне
ошибки) чаще наблюдаются в глубокооглеенных почвах Максимальные значения
установлены в лесу у глеевых почв. Это различие, очевидно, объясняется
длительным и постоянным (во влажные годы) переувлажнением поверхностных
горизонтов, и их наибольшей насыщенностью щелочноземельными металлами
по сравнению со всеми другими почвами катены. Напротив, в глубокооглеенных
почвах абсолютно доминирует кратковременно пульсирующий режим
переувлажнения и глееобразования, следствием которого является сужение
Сгк/Сфк
При оценке условий трансформации минеральной массы почвы под
влиянием переувлажнения недостаточна общая оценка гумуса по соотношению
Сгк/Сфк, не связанная с абсолютным изменением концентрации фульвокислот и
гуминовых кислот первой группы (т.е групп1а и 1) Установлено, во-первых,что с
нарастанием степени гидроморфизма в почвах двух рассмотренных катен
происходит закономерное увеличение абсолютного содержания наиболее
агрессивных фракций гумусовых веществ (табл. 6).
Во-вторых, при анализе состава гумусовых соединений в подзолистых и
глеевых горизонтах обращает на себя внимание еще одно интересное в
генетическом отношении обстоятельство (Зайдельман, Данилова, 1988)
Подзолистый гор. А2 дерново-подзолистой почвы и собственно глеевый горизонт
Gmr практически тождественны по содержанию агрессивной фракции 1а и общей
сумме фульвокислот (53.8 и 51 5%). Они близки по отношению Сгк/Сфк (0.41 и
0 54). Из этого следует, что подзолистый и глеевый горизонты в почвах
рассматриваемого ряда формируются под влиянием близкого по составу гумуса
Эти данные, таким образом, не подтверждают распространенной точки зрения о
том, что собственно подзолистые горизонты образуются под влиянием
агрессивных органических кислот, тогда как глеевые горизонты - в результате
только анаэробных условий. Напротив, они позволяют признать, что глеевые
горизонты при своем формировании в равной мере испытывают воздействие
агрессивных и наиболее подвижных фракций гумуса. Что же касается
32

s 3
: Сгк/Сф«
Негидро-
лизуемый
остаток
Содержание С, % в почве/% от Собщ
Фракции ФК
Фракции ГК
сумма
со
см
-
со
сумма
со
см
-
Is?
1°
Горизонт,
глубина, см
Угодье
Почва
1,20
0,92
Ol CM CMI 0>
а я"а*
mi **- mi со
И о °>J
смей СО Ol <*Г
раз
|а «До
ей °°" ol">
isll
0,066
5,8
0J8
8,1
0J98
34,9
0J7
39,2
0.178
15,6
0J0
13,5
0,065
5,7
Нет
СО| СО Г"Ч Г*.
Н со" ^
tool т- о| СМ
1.14
2,22
Ар 0-23
А1 5-12
Пашня
Лес
Дерново-
подзолистая
1,11
0,92
CMI "«Я- 4tJ-| "*Г
OI CO OI *-
Ю| СО COI OJ
OI en Htj-
oi «oi01
рздг
■asis
oi ^ oi «"-
OI OO h^l h-
*>J со Oi oo
OI CO 4-1 CO
gsgs
SI «> fc
o1*> X
oi со coi •*•
cmJ ^r hJ со
Ol *- OI CM
1,37
2,77
Ap 0-25
A1 3-9
Пашня
Лес
I To же,
глубокооглеенная
1,02
1,22
hi" lis
о 1 см oj со
4f 1 ▼- CO| CO
-«J CO" *\ r
OI со Hco
0.135
11,2
0,40
8,9
oK x
SIO) OI CO
35 3?:"
0.075
6,1
0,23
5,1
U">| 0> CMI CM
^J со" M
cool со ^-1 CO
MO) CMI О
H со" «Ц csf
ol *- oi *-
^!| o> Q| см
ol o> ol ™
col «- oi^t
т~н °°" """-I ^
ol — T-l см
1,22
4,50
Ap 0-26
A1g" 2-8
Пашня
Лес
To же,
глееватая
1,00
2 55
CMI т- COI ч-
ooJco" °У см*
ol со col **r \
CMI т- COI CO
°°J со" ^J
cool со T-l т-
\Щ^. Sin
o1°> ol^
£| Ю°|г-
|©1*>оК
12,5
7,5
oi -^ oi ^
■*iO) oi со
«>J со' <*J ^
ol со col *** \
SiSolH
ol °° см! см
2,48
9,39
СП CO 1
CM чу
о i^.
CL t— 1
< < 1
Залежь
Лес
Дерново-глеевая
763

л
Y-
О
§
со
Ш
С
6
m
о
х
Ql
Ф
CI
ГО
Ql
8
2
g
О
§
со
2Г
8
•^
CD
X
ГО
*
о.
Ф
«=Г
О
о
го
X
о:
^
т
го
со
о
со
го
о_
ю
о
ф
ф
U
s
а;
s
X
жне
го
is
>ч
Ф
Q-
Ф
лияние
ш
о.
го
т
о
-т
го
h-
О
>**:
•^
ъс
чес
!5
1_
о
U
а.
&
1_
о
т
т
(1)
00
т
о
С
>s
S
узск
П
m
т
о
|-
X
глееннь
о
Сфс
о
CD ic
& £
"5 го
I Й
«=1 >s
г з
о s
X
Собщ
в почве/% от
ние
*
Q-
а>
00Д
ос
&
Ж
(0
о.
в
|*
-- 8
Z
*г ?
z s
■» Ъ
L- Е
2
ГОД
>
BflhO
CZ
ч
5
Б-
со
см
-
го
3
??
со
см
-
I4-
1 со
о
i
SI
ч
ol
CMI
si
1
1
COI
si
COI
si
1
1
i
a>
o"
CM
CO
о
CM
CM
<
oc
z
3
ro
С
6
С
«1
CM
•*■
r^.
<ч-
Ю
о
со
1ft
CO
in
GO
tf">*
*~
<o_
со
o*
о
CM
s
z
z
E
о
CO
"ЧГ
o
Щ
ol
^1
Ц
ol
si
з
CMI
CM
si
Щ
ol
Ю1
ol
1
1
1
to
CM
o"
CO
CO
CO
3!
8
c;
CD
о
CO
CO
r^.
4»-
о
со*
со
CO
со
"~
о
см"
CM
r«-"
о
со"
CO"
<У>
CO
о
1
j3
COI
si
1
1
1
1
1
3
1
ОЭ
CM
o"
о
CM
CM
*~
Ъ>
i2
CM
<
DC
z
Э
ro
cz
ОС
ro
ro
L_
CM
CM
CO
5
CO
о
со"
CO
со"
CO
со"
o_
со
со
со"
о
CM
1^."
ir>
CX> !
o"
coi со
Ol CM
Ol CO
OJ "^7.
ol <o
UOI CM
si?
si--
g|s
ol 4
«1 ч
-г- Ю
ol «*>
id
col со
Si г
O)
o"
Ю
CM
со
CM
"en
CM
<
я
с;
34

Таблица 6
Влияние переувлажнения и глееобразования на содержание фракций 1а и 1
фульвокислот в гумус-аккумулятивных горизонтах дерново-подзолистых почв (% к
почве) Рузский почвенно-гидрологический стационар
Почва
Дерново-подзолистая
То же, глубокооглеенная
То же, глееватая
То же, глеевая
1а
0,18
0,21
0,23
0,23
Лес
1
0,40
0,43
0,80
0,70
Сумма
0,58
0,64
1,03
0,93
1а
0,07
0,06
0,08
0,11
Поле
1
0,11
0,14
0,17
0,31
Сумма
0,18
0,20
0,25
0,42 |
несомненных различий подзолистых и глеевых горизонтов, то они, по нашему
мнению, обусловлены прежде всего особенностями их водного режима. На это
обстоятельство ранее было обращено особое внимание (Зайдельман, 1985). Во
всех горизонтах изученных почв с усилением степени гидроморфизма происходит
расширение отношения C:N, что свидетельствует о снижении содержания азота в
гумусе под влиянием нарастающего оглеения (табл 7).
Наконец, в-третьих, сравнение состава гумуса верхних горизонтов в равной
мере оглеенных целинных и пахотных почв дает ответ на вопрос о влиянии
сельскохозяйственного использования на групповой и фракционный состав
гумуса в разной степени переувлажненных дерново-подзолистых почв Так,
содержание гумуса выше в целинных почвах Абсолютное и относительное
суммарное содержание гуминовых кислот (ГК) также выше в почвах леса за счет
преобладания в них бурых ГК. Поэтому и фульвокислот фракции 1, связанных с
ними, в лесных почвах больше. Однако в пахотных почвах содержится больше ГК
фракции 2 и связанных с ними фульвокислот, что является, очевидно,
следствием известкования этих почв.
При сельскохозяйственном освоении почв минерализация гумуса идет
интенсивнее, чем в целинных условиях, и в первую очередь минерализуются
подвижные, менее закрепленные формы ГК. Это приводит к относительному
накоплению в пахотных горизонтах ГК, прочно связанных с глинистыми
минералами, а в неоглеенной и глубокооглеенной почвах еще и
негидролизуемого остатка
Для освоенных неоглеенной и глубокооглеенной почв характерно
значительное уменьшение суммы ФК по сравнению с целинными вариантами,
гумус в них менее кислый, фульватно-гуматного типа, но в глееватой пахотной
почве по сравнению с целинной гумус кислее, так как доля ФК выше В дерново-
35

глеевой залежной почве содержание ФК также значительно превышает таковое в
глеевой почве леса. Следует отметить, однако, что гумус этих целинных почв
имеет повышенную по сравнению с пахотными почвами агрессивность и
подвижность. Это выражается в преобладании в группе ГК подвижной фракции 1
и в большем удельном весе агрессивных и подвижных фульвокислот фракций 1а
и1.
Таблица 7
Влияние переувлажнения и глееобразования на содержание общего азота и
соотношения C/N в тяжелых дерново-подзолистых почв на тяжелых кислых
покровных суглинках. Рузский почвенно-гидрологический стационар
Почва
Дерново-подзолистая
То же, глубокооглеенная
То же, глееватая
То же, глеевая
Горизонт;
глубина, см
АГ 5-12
АГ 12-22
А2 22-32
А2В 32-43
В1 43-79
АГ 3-9
АГ 9-20
А2 20-32
А2В 32-50
В1 50-80
А1 2-5(8)
А1А2д' 5(8)-12
A2fs,g' 12-20
А2В 20-30
В1дн 30-65
А1д,н 7-18
A2fc,g'" 18-29
Gmr 29-43
B1gm 43-89
Собщ,
%
2,22
1,37
0.31
0,21
0.18
2.77
2.44
0,19
0,20
0.18
4.50
0.97
0.29
0,17
0,14
9,39
0,96
0,36
0,19
No6iM,
%
0,26
0,21
0,16
0,058
0,046
0,30
0,21
0,083
0,045
0.037
0,48
0.16
0.058
0,038
0,029
0,76
0,10
0,04
0.035
C/N
8.5
6.5
1,9
3,6 !
3.9
9,2"
11,6
2.3
4.4
4,9
9,4
6,1
5,0
4,5
4,8
12,4
9,6
9,0
5,4 I
Таким образом, сельскохозяйственное освоение приводит к определенной
трансформации органического вещества перегнойных горизонтов исследованных
почв. В диагностических целях наиболее информативно изменение содержания
бурых ГК и связанных с ними фульвокислот фракции 1, а также гуминовых и
фульвокислот, связанных с кальцием. Определенную значимость в
диагностическом отношении имеет также содержание негидролизуемого остатка.
При сравнении состава гумуса подзолистых горизонтов, равных по степени
оглеения лесных и пахотных почв, видно, что удельный вес бурых ГК также
36

значительно выше в лесных почвах. Сельскохозяйственное освоение, приводя к
появлению в составе гумуса подзолистого горизонта ГК, связанных с кальцием, и
к уменьшению содержания бурых ГК, способствует некоторому улучшению
качества гумуса элювиального горизонта глубокооглеенной и глееватой пахотных
почв.
Итак, с нарастанием переувлажнения происходит количественное изменение
состава гумуса, резко увеличивается абсолютное содержание наиболее
агрессивных гумусовых кислот. Следствием этого является увеличение мощности
элювиальной деградированной толщи почв.
Однако, это проявляется только до тех пор, пока в почвах сохраняются
условия обеспеченного дренажа, выноса продуктов реакций в нижние горизонты
профиля и за его пределы.
Важное значение могут иметь и другие неспецифические органические
соединения, отличающиеся высокой химической активностью - например,
аминокислоты, низкомолекулярные органические кислоты и другие. Поэтому
особый интерес вызывает изменение их содержания при нарастании
переувлажнения почв.
2.2.2.3. Влияние оглеения на содержание свободных
аминокислот
Свободные аминокислоты занимают значительное место среди
множества разнообразных веществ, составляющих группу неспецифических
органических соединений почвы. Их важная роль в почве обусловлена
высокой биохимической активностью и исключительным физиологическим
значением. Они активно участвуют в образовании гумусовых веществ
(Майская, Дроздова, 1964; Кононова, 1970; Умаров, Асеева, 1970; Flaig,
1971), служат одним из источников питания растения азотом, играют важную
роль в качестве биологически активных веществ в почве (Купревич, Щербакова,
1966).
В почву аминокислоты попадают в результате разложения растительных и
животных остатков, аммонификации гумусовых веществ. Важным источником
свободных аминокислот в почве, вероятно, являются корневые выделения
растений (Иванов, 1973). По мнению многих исследователей (Купревич,
Щербакова, 1966; Мишустин, Петрова, 1966), ведущая роль в обогащении почвы
аминокислотами принадлежит почвенному микронаселению. Азотфиксирующие
микроорганизмы прямо участвуют в этом процессе, превращая азот атмосферы в
азот аминокислот.
Другие группы микроорганизмов способны в определенных условиях
выделять аминокислоты в почву. Именно поэтому на аминокислотах отражается
характер микробиологических процессов, протекающих в почвах, а их состав и
количество являются важными показателями их биологической активности
Вместе с тем сведения о содержании и составе свободных аминокислот в
почве в настоящее время весьма ограничены. Несмотря на разные методы
37

выделения и идентификации, авторы отмечают качественно однотипный состав
аминокислот в различных почвах. Количество идентифицируемых аминокислот
зависит от времени отбора почвенных образцов. А.Е. Максимова (1985) при
определении состава и динамики содержания свободных аминокислот в почвах
березняков и сплошных вырубок южной тайги обнаружила, что максимальный или
полный состав аминокислот можно определить в конце лета. Весной
уменьшается состав циклических аминокислот, осенью исчезает аланин, лейцин и
изолейцин. Сведения о количественном содержании свободных аминокислот в
почвах разноречивы. По некоторым данным их сумма в минеральных почвах
колеблется от 1-3 до 50-70 мг/кг почвы. Лишь в болотных почвах содержание
свободных аминокислот резко возрастает, достигая 100-400 мг/кг (Купревич,
Щербакова, 1966; Мамченко, 1970; Умаров, Асеева, 1971).
Вопрос о влиянии нарастающего (в пространстве) гидроморфизма на
аминокислотный состав дерново-подзолистых почв, по известным нам данным,
не изучался. Поэтому на примере почв Рузского стационара были предприняты
специальные исследования (Зайдельман, Данилова, 1989). Извлечение
подвижных аминокислот из почв проводили методом Альтмана и Гильберта с
некоторыми изменениями. Метод предусматривает обработку почвы 20%-ным
этанолом в отношении почва:экстрагент равном 1:2 в течение 20 ч со
встряхиванием. Идентификацию аминокислот и определение их количественного
содержания выполняли на аминокислотном анализаторе "Хитачи-Ю-А-ЗВ".
Определение проводили в воздушно-сухих образцах, отобранных в июне 1985 г.,
июле и октябре 1986г.
В исследованных образцах почв независимо от срока определения
обнаружено 17 свободных аминокислот, качественный состав которых оказался
довольно однообразным, близким к составу аминокислот, обнаруженных в
дерново-подзолистых почвах другими авторами. Во всех образцах
присутствовали дикарбоновые аминокислоты (глутаминовая и аспарагиновая),
нейтральные (глицин, аланин, валин, лейцин, изолейцин), оксиаминокислоты
(треонин, серии), циклические (фенилаланин, тирозин, пролин), серосодержащие
(метионин, цистин), диаминокарбоновые (лизин, аргинин, гистидин). Однако в
количественном отношении были обнаружены существенные различия, которые
находятся в тесной связи со степенью почвенного гидроморфизма и интересны в
диагностическом отношении. 74-90% суммы всех свободных аминокислот
составляют глутаминовая и аспарагиновая кислоты, серии, аланин, глицин,
лейцин,валин и треонин.
Обнаружено, что кратковременное избыточное увлажнение дерново-
подзолистой почвы заметного влияния на содержание свободных аминокислот не
оказывает. Так, их количество существенно не изменяется в гор. А1
глубокооглеенной почвы по сравнению с неоглеенной. Однако дальнейшее
нарастание гидроморфизма приводит к резкому увеличению содержания
аминокислот. Если их количество в июне 1985 г. в дерново-подзолистой почве
составляло 16.6 мг/кг, в глубокооглеенной - 10.1 мг/кг, то в глеевой почве оно
38

оказалось выше более чем в 2 раза (37.5 мг/кг). Из этого следует, что по
количественному содержанию аминокислот исследуемые почвы можно
достаточно четко разделить на две группы: 1) неоглеенные и глубокооглеенные и
2) глееватые и глеевые.
Этот вывод оказался справедливым и для других сроков определений,
независимо от даты теплого периода. Например, в июле 1986 г. в неоглеенной
почве аминокислот содержалось 9.9 мг/кг, в глееватой и глеевой - 35.7 и 37.8 мг/кг
соответственно. Наконец, в октябре 1986 г. в неоглеенной почве было 15.9 мг/кг
свободных аминокислот, в глубокооглеенной - 14.9, а в глееватой и глеевой
почвах - 24.6 и 56.0 мг/кг соответственно.
Почвы различной степени оглеения отличаются вполне определенными
соотношениями между различными группами аминокислот. Известно, что
независимо от типа почв всегда быстрее разрушаются аминокислоты, имеющие
дополнительные функциональные группы, и наиболее медленно -нейтральные.
Основную массу свободных аминокислот в почве составляют нейтральные. Таким
образом, можно полагать, что происходит селективное обогащение почвы более
устойчивыми формами аминокислот (Умаров, Асеева, 1979). Это подтверждают и
наши наблюдения. Оно верно для неоглеенной и глубокооглеенной почв, в
которых во все сроки определений преобладают нейтральные аминокислоты.
Существенно, однако, то, что нарастание гидроморфизма сопровождается
увеличением содержания дикарбоновых аминокислот. Так, в июле 1986 г. в
глееватой почве содержание дикарбоновых аминокислот оказалось близким к
содержанию нейтральных аминокислот. В октябре, т. е. в более влажный период
года, доля дикарбоновых кислот в глееватой почве превысила долю нейтральных
аминокислот. В глеевой почве содержалось значительно больше дикарбоновых
аминокислот по сравнению с другими группами аминокислот во все сроки
наблюдений.
Изложенное позволяет признать, что не только количество, но и состав
аминокислот находятся в тесной взаимосвязи со степенью переувлажнения и
гидроморфизма почвенного профиля. Нарастание степени оглеения в почвах с
интенсивно выраженными признаками гидроморфизма (глееватые и глеевые
дерново-подзолистые на покровных тяжелых породах) вызывает резкое
увеличение общей суммы аминокислот (в глеевых почвах в 2.5-3 раза). При этом
как в глееватых, так и в глеевых почвах резко возрастает доля дикарбоновых,
оксиаминокислот и др. Это подтверждает ранее высказанное предположение о
том, что оглеение сопровождается количественным и качественным изменением
состава активной части органического вещества почв, увеличением концентрации
низкомолекулярных кислот и усилением факторов кислотного воздействия на
минеральный субстрат.
В экологическом, биохимическом и генетическом отношениях заслуживает
внимания также реакция и ряда других органических веществ на нарастание
степени переувлажнения и оглеения почв.
39

2.2.2.4. Влияние оглеения на содержание липидов,
хлорофилла, зеленого пигмента и углеводов
Неспецифические соединения органического вещества почв - углеводы,
липиды, пигменты, аминокислоты и др. - играют важную роль в современном
почвообразовании. Они быстро реагируют на изменение внешних условий,
являются источником энергии для микробиоты, представляют активное начало
почвенного гумуса. В этой связи нами была предпринята попытка оценить
влияние переувлажнения и глееобразования на их содержание. Изучали
изменение содержания липидов, хлорофилла, зеленого пигмента и углеводов в
дерново-подзолистых почвах под влиянием глееобразования (в пространстве).
Липиды экстрагировали смесью спирт-бензол в отношении 1:1 в аппарате
Сокслета (Орлов, Гришина, 1981). Анализ полученных данных показал (табл. 8),
что в гумусово-аккумулятивном горизонте с нарастанием степени гидроморфизма
происходит абсолютное накопление и уменьшение относительного (к общему
запасу органического вещества) содержания липидов. Полученные данные
подтверждают ранее установленную закономерность накопления липидов в
гумусовых горизонтах почв: оно находится в обратной зависимости от степени
гумификации и содержания гуминовых кислот (Паников, Садовникова, Фридланд,
1984)
Таблица 8
Влияние переувлажнения и глееобразования на содержание липидов в тяжелых
дерново-подзолистых почвах на тяжелых кислых покровных суглинках. Рузский
почвенно-гидрологический стационар
Почва, горизонт,
глубина, см
Дерново-подзолистая
А1. 5-12
А2, 22-38
То же глееватая
А1. 2-8
А2. 12-20
То же глеевая
А1, 7-18
А2. 18-29
Собщ.
% к почве
2,22
0.31
4,50
0,29
9.39
0.96
Сгк.
% К Собщ
39.2
22,6
38,2
31,0
41,6
42,7
Сгк/Сфк
0,87
0,41
1,21
0.69
2,50
1,08
Содержание липидов
июнь 1985 г
% к почве
0,26
0,10
0,45
0,08
0,67
0.17
% К Собщ
11,8
31,9
10,0
26,6
7,1
17.4
июль 1985 г
% к почве
0,29
0,37
0,72
% К Собщ
13,2
8.2
7.7
В состав липидной фракции органического вещества входят хлорофилл и
родственные ему соединения. Хлорофилл - один из наиболее чувствительных
показателей интенсивности биохимических процессов почвы. Небольшие сдвиги
условий в сторону окислительного распада приводят к его быстрому разрушению
(Орлов, 1980). Суммарную концентрацию хлорофиллподобных веществ легко
40

установить спектрофотометрическим методом по максимуму 666 нм в спектрах
поглощения спиртобензольного экстракта из почв. Анализ полученных данных
показал (табл. 9), что при нарастании оглеения в гумусовом горизонте происходит
увеличение содержания хлорофилла в глееватой и в глеевой почвах по
сравнению с неоглеенной. Увеличение содержания хлорофилла является,
вероятно, результатом усиления анаэробиоза в оглеенных почвах и его
консервация.
Значительный интерес в диагностическом отношении представляет оценка
изменения содержания зеленого пигмента, который приурочен к почвам,
испытывающим временное избыточное увлажнение (Орлов, 1968; Sato, 1976).
Зеленый пигмент (Pg-фракция) в составе гуминовых кислот Р-типа обнаружен и
описан Кувадой (1976). Многие исследователи связывают происхождение Рд-
фракции с деятельностью темноцветных грибов - Cenococcum graniforme,
Allernaria tenius и др. (Волынова, Мирчинк, 1972; Kuwada, Hurst, 1967). Основными
факторами, определяющими жизнедеятельность продуцирующих грибов, как и
других почвенных микроорганизмов, являются влажность, реакция среды и
органическое вещество как источник энергии О. Sato (1974, 1976) показал, что
содержание зеленого пигмента в различных почвах находится в прямой
зависимости от содержания ГК в горизонте А1 и в обратной - от реакции среды.
Таблица 9
Влияние переувлажнения и глееобразования на содержание хлорофилла в
дерново-подзолистых почвах на тяжелых кислых покровных суглинках. Рузский
почвенно-гидрологический стационар
Почва, горизонт,
глубина, см
Дерново-подзолистая
А1, 5-12
То же глееватая
А1, 2-8
То же глеевая
А1, 7-18
Содержание хлорофилла, мкг на 1 г почвы
июль 1985 г
2,15
12,76
14,08
октябрь 1985 г
3,15
6,79
10,1 |
При довольно значительном объеме информации о содержании Pg-фракции в
разных почвах (Kuwada, 1976; Sato, 1976) в литературе нет сведений об
изменении ее содержания в дерново-подзолистых почвах при нарастании
гидроморфизма. В связи с этим были предприняты исследования содержания
зеленого пигмента в бурых ГК, извлекаемых из неоглеенных и оглеенных
дерново-подзолистых почв 0,1н NaOH в разные сроки теплого периода (июнь
1985 г., июль и октябрь 1986 г.).
Установлено, что абсолютное содержание Pg-фракции в гумусовом горизонте
увеличивается по мере нарастания оглеения во все сроки определений от 0,21-
0,28 до 0,63-0,77 мг на 1 г. почвы (табл. 10). При этом относительное содержание
41
6-4763 !

зеленого пигмента в составе ГК уменьшается. Полученные результаты позволяют
высказать предположение о мобильности Pg-фракции. Ее относительное
содержание в составе ГК меняется во времени, причем наиболее значительно в
глееватой и глеевой почвах При нарастании степени оглеения почв (в
пространстве) доля Pg-фракции в составе ГК уменьшается, что может быть
связано с ее вымыванием или, что менее вероятно, с большей минерализацией
Pg-фракции, чем ГК. По абсолютному и относительному (в % С™) содержанию
зеленого пигмента в гумусовом горизонте рассматриваемый ряд почв можно
предварительно разделить на две группы неоглеенные и глубокооглеенные,
глееватые и глеевые почвы
Почвенные углеводы прямо или косвенно воздействуют на питание растений.
Свободные моносахариды непосредственно поглощаются растениями и их
присутствие даже в незначительных количествах имеет важное значение для
сельскохозяйственных культур. Углеводы стимулируют прорастание семян и
корневую деятельность. Азотсодержащие углеводы могут служить источником
азота для растений Они удерживают фосфаты в легкодоступной форме,
защищая их от образования нерастворимых осадков с кальцием, железом,
алюминием Углеводные компоненты принимают участие в образовании
гумусовых веществ почвы Наконец, моно- и дисахариды, и, возможно,
полисахариды в значительной степени ответственны за быстрое развитие
восстановительных процессов при затоплении и орошении почв (Орлов,
Садовникова, Садовников, 1975)
Нами было изучено изменение содержания углеводов при постепенном
нарастании гидроморфизма почв. Анализ полученных данных показал (табл. 11),
что абсолютное содержание углеводов в гумусовом горизонте увеличивается при
нарастании оглеения от 1.64 до 5.57 %. Вместе с тем их относительное
содержание (по отношению к органическому веществу) уменьшается, что,
видимо, связано с усилением разложения в анаэробных условиях В табл 11
приведены также данные о запасе углеводов в гумусовом горизонте изучаемых
почв, являющиеся показателем их потенциального плодородия
Резкое увеличение запаса углеводов в глубокооглеенной почве по сравнению
с неоглеенной связано с повышением содержания гумуса, так как анаэробный
период здесь еще не столь продолжителен, чтобы привести к их активному
разложению
Изученные неспецифические соединения почвенного органического вещества
в комплексе довольно информативны для определения степени оглеения
дерново-подзолистых почв на тяжелых покровных суглинках.
Переувлажнение минеральных почв, как следует из изложенного, приводит к
накоплению в их твердой фазе подвижных и активных органических соединений
Последние определяют мобилизацию и подвижность двух- и трехвалентных
металлов В этой связи заслуживает внимания вопрос о составе гумусовых
веществ в новообразованиях почв разной степени переувлажнения.
42

а.
Е
о
X
_о
X
CQ
8.
X
-О
I
га
х
X
га
m
т
о
ф
0>
с;
о
X
JQ
Ь-
о
S
с;
о
со
d
о
а
о
CQ
О
X
о.
ш
ее
X
X
JD
»-
О
S
с;
о
со
О.
О
С
о
со
о
X
п
<Ю
а
СО
ракции
-в-
т
Q.
X
га
держ
о
О
О
Q>
с;
CL
га
X
о
X
Z3
^
о
>s
гически
8
о
о.
гид
6
чвенн
о
с
X
s
2.
ф-6
CL
жание
Содер
1
со
CD
июнь
66г.
О)
ИЮНЬ
CD
со
а>
J0
X
2
s
i
1 ^
* 3
х -
Я 2
X S
£ |
рез ]
Почва, раз
со
*
5
35
со
с
cJ
мгна1
&
S*
сЗ
S5
~3~
со
ПОЧ
ь-
мгна
<5
<£
5
S5
~3~
со
с
мгна1
е
О
Собщ
е
О
1
о
J
Собщ |
СМ
1П
■*г
*-*
СО
см
о
см
со
о
*~
со
см
о'
^г
со
О
о
т_
см
о
см
см
см"
см
*~
Ш
<
тистая,
ерново-подзе
«=t
•*г
г-Г
С£>
т-""
о>
о
Ql
§
Ф
X
duo
ф
X
о.
о
ф
X
о>
IT)
со
*"
Г-
О
h»
со
^~"
см
см
см
<
401
о.
in
о"
т-
см
3
о"
CN
*-
см
,г"
со
о
о*
г>.
см
о"
см
со
см
см
см
<
еопр
X
сх
с
о
ф
X
о.
о
ф
X
о
V
г>-
о"
,_
о
о
см
о
"со
т
см
со
m
см
<
CM CD «Ч
Nr CD О
CM CD CO
I *"" т"~
со ti- см
см см со
; О О О
<4fr |v^ CO
чг m" isJ
*- а> сг>
т-"* О ч-"
т- СМ СО
со см о
о о о
г«* ^г о>
Г^ -ЧГ т-
см" см" о
о> о см
со °^ °?
о> о
см
^~ 5- см
< < <
пая,
Тоже,
глубокооглеен!
р402
хГ
со~
°Ч
v~
CD
Ю
о"
in
04
СО
о"
см
^-
о"
СО
ю
о
см
Tf
о"
о
ю
■^г"
см
<
ая,
о же, глееват
ь-
СП

■чаем
*—
со
о
d
с=
о
ф
X
duo
ф
X
сх
о
ф
X
«**■
со"
*~
со
см
о
г*-
о>
о
см
"""
СО
см
<
<
402
СХ
h»
о'
со
см"
^_
см
о
о_
Г-."
in
"*"
3
со
ел
со
о
"о
см
см
"о>
g
^ °1
со" ^-"
т- CD
"-* о"
I4» CD
о о"
Q-
°- о
« ф
X
сх
°> с5
° *>
X
О С?
•Ч о
о" со
X
1П *-
*-" •**•"
см со
СЭ т-~
со г-
СО *-
о о
о со
ЧЭ- СП
СП О
OO C7) 1
т ^
г^- со
"ся
о> 42
■«- см
< <
см
сх
о же, глеевая
»-
43

Действительно, если состав органического вещества новообразований почв
разной степени гидроморфизма (подзолистых автоморфных и гидроморфных)
близок или тождествен, то их генезис также должен быть принципиально
тождествен Очевидно, что в этом случае собственно подзолистые и болотно-
подзолистые почвы должны формироваться в результате действия одного и того
же фактора Таким фактором является глееобразование, обусловленное
переувлажнением разной продолжительности. Определенные данные такого
рода были получены в условиях модельного эксперимента. Анализ состава
органического вещества почвенных новообразований реальных почв может
существенно уточнить не только их генезис, но и механизм деградации.
Таблица 11
Содержание углеводов в дерново-подзолистых и дерново-подзолистых
оглеенных почвах на тяжелых покровных суглинках. Рузский почвенно-
гидрологический стационар. Лес
Почва, разрез
Дерново-
подзолистая,
р 401
То же, глубоко-
оглеенная,
р402
Тоже,
глееватая,
р403
То же, глеевая
р405
Горизонт,
глубина, см
АГ 5-12
АГ 12-22
А2 22-32
А2В 32-43
АГ 3-9
АГ 9-20
А2 20-32
А2В 32-43
А1 2-8
А1А2д' 8-12
A2fs,g' 12-20
А2В 20-30
А1д,н 7-18
A2fs,g,M 18-29
G 2943
Собщ,
% к почве
2,22
1,37
0,25
0,22
2,70
2,40
0,18
0,17
4,50
0,90
0,30
0,20
9,39
0,90
0,32
Содержание
углеводов
% к почве
1,64
0,90
0,22
0,22
2,05
1,86
0,20
0,20
3,05
0,66
0.27
0,21
5,57
0,65
0,25
Суглев ^ К
почве
0,66
0,36
0,08
0,08
0,82
0,74
0,98
0,08
1,22
0,27
0,11
0,08
2,23
0,26
0,10
Суглев/Сорг
%
29,5
29,8
35,2
40,0
30,4
31,0
44,4
47,1
27,1
39,5
35,7
42,0
23,7
28,9
31.3
Запас углеводов
в гумусовом
горизонте, т/га
19,1
32,1
10,9
19,6
2.2.2.5. Влияние степени оглеения почв на состав гумуса
новообразований
Важнейшими новообразованиями подзолистых и болотно-подзолистых почв
являются кутаны и ортштейны. Состав органического вещества кутан отражает
особенности гидрологического режима почв, поскольку они выстилают стенки
трещин и корневых ходов, по которым в основном мигрирует влага и наиболее
активно осуществляется современное почвообразование (Зайдельман, 1985).
Состав и свойства округлых конкреционных новообразований - ортштейнов -
44

определяются химическими, физическими и биологическими процессами,
обусловливающими миграцию и локальную концентрацию веществ. Их изучение
имеет большое значение для генетической диагностики почв и выявления
специфики почвообразования.
Вместе с тем сведения о качественном составе гумуса новообразований
дерново-подзолистых почв весьма ограниченны. Т.В. Терешина (1972), исследуя
марганцовисто-железистые новообразования суглинистых подзолистых и
пойменных почв, показала, что органическое вещество ортштейнов отличается
резким преобладанием фульвокислот над гуминовыми. М. А. Глазовская, Н. Л.
Лебедев, А. Н. Геннадиев (1975) обнаружили, что состав гумуса натечных пленок
в профиле дерново-подзолистой почвы на покровных суглинках имеет
фульватный характер (Сгк/Сфк = 0,12). Среди гуминовых кислот преобладает
первая фракция, вторая отсутствует.
Сведения о влиянии нарастающего в пространстве переувлажнения и
глееобразования на состав гумуса новообразований дерново-подзолистых почв
остаются неизвестными вообще. В этой связи нами были предприняты
исследования качественного состава гумуса кутан и ортштейнов ряда тяжелых
дерново-подзолистых почв с постепенно нарастающей степенью оглеения
Рузского почвенно-гидрологического стационара. Исследовалось суглинистое
вещество новообразований (кутан) почв двух упомянутых катен с использованием
общепринятых методов (Пономарева, Плотникова, 1975).
2.2.2.5.1. Состав гумуса кутан почв разной степени оглеения.
Анализ полученных данных (табл. 12) показал, что в кутанах содержание
общего углерода более чем в два раза превышает содержание углерода
вмещающих горизонтов. В кутанах горизонтов В1 и В2 исследуемого ряда почв
содержание общего углерода меняется незначительно и составляет 0,39-0,50%.
Лишь в кутанах гор. В2 глеевой почвы оно возрастает до 0,72% (в гор. В2 почвы-
0,18% С).
В гумусе кутан гор.В2 глееватой почвы происходит несущественное
накопление всех фракций гуминовых кислот, что отражается в некотором росте
отношения Сгк/Сфк (до 0.49). В гор. В2 глеевой слабодифференцированной почвы
гуминовые кислоты преобладают над фульвокислотами, гумус приобретает
фульватно-гуматный характер, отношение углерода гуминовых кислот к углероду
фульвокислот здесь максимально и равно 1.1. Обращает внимание значительно
большая величина негидролизуемого остатка в гумусе кутан по сравнению с
негидролизуемым остатком вмещающих горизонтов. Это свидетельствует о том,
что в кутанах вследствие большого содержания в них илистой фракции
значительная часть органического вещества находится в прочно связанном
состоянии. Сравнение состава гумуса кутан и исследованных почв показывает,
что характер изменения состава гумуса кутан из второго иллювиального
горизонта почти совпадает с изменением состава гумуса верхнего гумус-
аккумулятивного гор. А1. По составу гумуса кутаны гор. В2 глубокооглеенной
45

почв
X
ЛИСТЫ
ово-подзо
X
CL
хде
ель
*
товтя
X
о
риз
ыхго
X
аль
s
ш
S
с;
5 о
ч«
са кутан
зционар
5 о
£*>s
CD §
СО О
Я *
Я s
О LZ.
онный
идроло
■^ 1—
3 о
со зс
о- х
чХ со
■И
пповс
ский
lTQJ
z
о
3"
*8 ^
z
■в-
о
2
о
Негидро-
лизуемый
Сумма
фракций
3
о
с5
0Q
6
<£
иеО,
Содержаь
Фракции ФК
)акции ГК
е
=г
о
онт,
, гориз
ta, см
Почва
глубик
почва
2
кутан
СО
поч
кутаны
остаток
НФ
со
43f
сум
со
!
со
мма
S*
со
ъ*
т
с
2
X
(О
ку|
*
сЗ
ЗОЛИ
во-под
ерно
«=t
3,9
о
со*
й
■«■-
о
^.
0,7
0,29
0,23
0^2
PJ2
Ц
а
0,098
s
ol
mi
о|
002
щ
а
оо
о"
1^
ч*
о
О)
43-7
m
48,9
т—
Ю
со
39,
со
о>
20,9
<тГ
1,5
4,3
СМ
г-
•
2,6
8
ч-
о
'
0,30
&20
1
0J5
М
а
0,0//
ш
о|
0,04
0.014
0,03
1
о>
со
о
Б
79-1
см
m
50,5
9.5

чаем
38,
1П1
о>1
9,0
СО
3,6
г^.
г-
со
X
X
Я
шоо
глубок
о
1-
48
3,2
Я
"*"■
о
со
0,6
0,35
а
0J8
021
я
а
оо|
,056
OI
§
0.019
COI
in
а
оо
о"
сх>
•чГ
О
CD
50-8
со
43,1
6,9
in
см
42,
OOJ
ё|
20,0
1.4
4.7
*~
3,9
ОО
О
•
о
со
к
^~
о
'
0.27
4 3
Ol -чг
М оо
<Ч1 со"
о
0,21
см
о
о"
0,103
ю
ю
о
<->
ж
см
со
§
•
со
«ч-
о
о
80-1
см
m
1Г>
г—
44,
*—
-
21,9
1./
5
ч-
3.8
со
со"
4,8
3,6
см
со
*—
о"
Г-.
0,6
0,29
РЛ
0.27
и
Ol
ю
а
0.097
£54
OI
I
0.022
СП|
со
а
•<*-
о"
оо
^г
о
н- оо
глеева
30-6
s
о *-
ь- со
43.3
6.7
in
о
44,
ю
см
20.2
со
2,7
'Т~
4,6
оо
об
со"
см
со
■*—
о
1
0,49
0J4
щ
а
-1
а
0,0/4
т
о|
§1
0,032
Ц
а
'
8
О
in
65-9
см
со
48.4
1,6
m
со
34,
СЭ
о
14,8
7,0
'*""
6,4
со
о
6,3
5,9
СМ
СМ
т""
о"
о>
0,2
О
J8I °i
ol со
ol см
о
1^
о
о"
Го-
СХ)"
0.095
13,2
1П|
s2
OI
col о
н **\
о| со
oi о>
Э52|
0.13
18,1
о>
о" I
см
1^.
о"
глеевая
80-90
8
о см
1- СО |
46

почвы мало отличаются от кутан неоглеенной почвы. То же можно сказать о
составе гумуса гор. А1 этих почв.
Однако в составе гумуса глееватой и глеевой почв, так же как и в гумусе кутан
гор. В2 этих почв, происходит значительное уменьшение относительного
содержания фульвокислот и рост отношения Сгк/Сфк. В гумусе кутан гор. В2
глееватой и глеевой почв происходит значительное накопление /уминовых
кислот. Одинаковый характер изменения состава гумуса кутан и почв
свидетельствует, в частности, и о том, что образование кутан, как это было
показано рядом исследователей, тесно связано с лессиважем (Таргульян,
Вишневская, 1975). При этом перенесенный материал выстилает стенки как
первого, так и, особенно, второго иллювиального горизонта.
Содержание общего азота в гумусе кутан в несколько раз превышает его
содержание во вмещающих горизонтах. Отношение C/N в кутанах первого и
второго иллювиального горизонтов растет при усилении оглеения почв, что
свидетельствует о меньшей обогащенности азотом гумуса кутан более оглеенных
почв.
Сказанное позволяет признать, что первый иллювиальный горизонт как
оглеенных, так и неоглеенных дерново-подзолистых почв, а также второй
иллювиальный горизонт неоглеенных и глубокооглеенных дерново-подзолистых
почв в зонах наиболее активного современного почвообразования - трещинах -
формируется под влиянием наиболее агрессивной и подвижной части гумуса.
2.2.2.5.2. Состав органического вещества конкреций
(ортштейнов) почв разной степени оглеения.
Значительный интерес представляет оценка изменения состава гумуса
ортштейнов, происходящего по мере усиления переувлажнения почв.
Проведенные исследования показали, что содержание общего углерода в
ортштейнах изученного ряда почв составляет 0.46-2.25%. В конкрециях
некоторых горизонтов происходит концентрация органического вещества по
сравнению с вмещающим горизонтом (табл. 13). Гумус ортштейнов кислый,
характеризуется значительным преобладанием фульвокислот над гуминовыми.
Вниз по профилю содержание фульвокислот в ортштейнах возрастает. Большую
долю фульвокислот (до 80%) в ортштейнах составляют агрессивные и подвижные
фульвокислоты фракций 1а и 1; лишь в ортштейнах дерново-подзолистой
глеевой и дерново-глеевой почв их содержание уменьшается.
По мере нарастания заболачивания почв содержание общего углерода в
ортштейнах гор. А2 увеличивается. Исключение составляют ортштейны
гумусового горизонта глубокооглеенной почвы в лесу. В них содержание углерода
ниже, чем в ортштейнах гумусового горизонта неоглеенной почвы. При этом в
составе их гумуса отмечается значительное накопление фульвокислот, что
приводит к сужению отношения Сгк/Сфк почти вдвое. Гумус ортштейнов
подзолистого горизонта целинных почв характеризуется довольно ровным
суммарным содержанием гуминовых и фульвокислот, лишь в ортштейнах глеевой
47

X
-Ct
X
CD
О
а.
2£
О
с
елых
£
1-
го
X
00
т
о
с:
СТЫХ
s
130Л
foU-0
ш
о
X
CL
а
эинов
»-
ортш
го
2
^ о
0>
m с;
2 о.
вания на сое
ский стациона
О <D
со Т
ГО S
8 §.
CD Q-
8 5
"- Е:
s 6
i I
X 00
ф у
х о
со $
>» о
0> со
о. >J
<1> Q. 1
х
(D ГО
i 1
tx s
1 E
1 8
x
P
£
1 S5
z
*
^
о
4 1
? 1
2 I
1
О
О
5
со
2*
о"
ф
X
СО
ф
3
о
е
X
X
е
|__
X
X
3"
со
о.
е
1 *
О
I-"
X
м
"- со
3 *
It
^
со
2
2
fr
со
см
-
со
со
2
2
&
со
см
-
f4-
см
8
о
о"
ю
со
о
о| со
•чГ| СО
0>1 _-
о! ««а-
о! <°~
о1 «»
1»
9*
о| см
col см
а?"
сБ
X
д»
ю
см
см"
8
X
с;
Ct СМ
о см
*Г Ц">
о
X
о.
Ф т-
ct <
со
ю
см
со
о
о"
г*.
о~
Я «I
о! ^*
о! оо
h-| о
ЧГ1 СО
*-J о"
OI СМ
CMI 0>
'н |s-"
CMI Г-
Ы см"
OI СО
4 3
OI *-
а».
ol ^
&
X
Я«ч
о1 °>
h-
со
о
см
со
см
см
см
о:
со
X
X
I
§
Е
8
j2_
г-.
о"
ю
со
о
1
3
э
1
1
3
9
9
сВ
X
OI
СО
см
о
3
<
оГ
см
со
со
о
о"
СО
о
?!
О» СМ|
см" *>J
со о]
«р. *-|
«г SJ
см1 о]
см о"
CM °J
см о!
п. 21
<° о1
ф
X
ст> ю
со
СО
о
см
со
о
см
g
со
оо
СО
ОО"
г*-
г-
со"
СО"
со
со'
со
ОО
ю"
см
in
см"
*""
ОО
г«-"
о"
т—
*
о
о"
о>
о"
о| ^
о> о>
^- СО-
CD h-
СО| СО
а»'
я».
©1 «о
0О| Ю
см| ^_-
о) со
CMI СМ
Ы 1Г>"
о| см
СО| СО
а».
о! *
о| «
Ясч
о| <^
см
СЧ
о:
со
Ф СМ
Si
со"
о"
о
li
~ii
CMI CO
ad
cmJ o>
iOI CO
H '«Г
Ol CM
f^l со
ol °°|
~Д
~й
f^l —
ol ^l
ol ю
,. 1
ЧГ.
20
E о
5-
X
Ф CM
eg m

почвы происходит рост содержания негидролизуемого остатка и снижение
содержания гуминовых кислот, что приводит к сужению отношения Сгк/Сфк до 0,11
Вместе с тем гумус ортштейнов всех почв отличается от вмещающих
горизонтов более фульватным характером. Это безусловно свидетельствует об
определяющей роль фульвокислот в формировании элювиальных горизонтов
всех почв рассматриваемого ряда независимо от степени их переувлажнения
Последнее в равной мере относится и к автоморфным почвам.
Сравнительный анализ состава гумуса ортштейнов одноименных горизонтов
целинных и освоенных почв показывает, что в ортштейнах лесных почв
содержание общего углерода выше. Лишь в ортштейнах подзолистого горизонта
глееватой лесной и пахотной почвы оно оказалось почти равным В ортштейнах
почв пашни, как правило, всегда содержится меньше фульвокислот, а гуминовых
столько же или больше, чем в ортштейнах сравнимых по оглеению лесных почв
Поэтому отношение Сгк/Сфк в них шире. Состав почвенного гумуса более близок к
гумусу ортштейнов освоенных почв. Это можно объяснить тем, что в пахотных
дерново-подзолистых почвах в настоящее время происходит современная
активная генерация ортштейнов. Одновременно идет процесс их разрушения,
выноса в результате эрозии, обработки. Гумус же ортштейнов лесных почв, более
стабильных во времени, видимо, отражает в большей мере черты исторического
развития почв и в этом смысле оказывается менее динамичным.
Наконец, следует подчеркнуть и еще одно важное в генетическом отношении
обстоятельство. Почвенные новообразования кутаны и ортштейны являются,
несомненно, продуктами современного почвообразования как в дерново-
подзолистых (автоморфных), так и в оглеенных (гидроморфных) дерново-
подзолистых почвах. В их формировании активное участие принимают наиболее
подвижные и наиболее агрессивные фракции гумусовых веществ Поэтому можно
высказать предположение, что принципиальные механизмы формирования почв
двух генетических типов подзолистого и болотно-подзолистого тождественны
Различия свойств и «почвенного» климата обусловлены главным образом
особенностями гидрологического режима и прежде всего длительностью фаз
переувлажнения, приводящих к развитию анаэробиоза и глееобразования

3.
ИССЛЕДОВАНИЯ ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ В МОДЕЛЬНЫХ
УСЛОВИЯХ
3.1. Изменение химических свойств почвообразующих пород,
растворов и подвижности металлов при оглеении
3.1.1. История вопроса
Для того, чтобы всесторонне оценить затронутую проблему и понять
соотношение глееобразования с другими процессами почвообразования,
необходимо прежде всего систематизировать сведения, отражающие основные
закономерности изменения почвообразующих пород при оглеении. Очевидно
также, что этот существенный вопрос генетического почвоведения имеет важное
значение для понимания общих закономерностей почвообразования в гумидных
ландшафтах, диагностики и классификации минеральных гидроморфных почв,
для изучения миграции и аккумуляции элементов в зоне гипергенеза и решения
других вопросов
В естественных условиях, однако, изучение процессов глееобразования «в
чистом виде» обычно осложняется действием иных процессов почвообразования,
неоднородностью пород и отсутствием надежной «эталонной» породы,
сопоставление с которой позволяло бы достоверно проследить действительные
изменения минеральной массы материнского субстрата под влиянием оглеения
Поэтому особое внимание привлекают исследование процесса глееобразования
в модельных условиях
В этой связи следует подчеркнуть, что А А. Роде в работе «Система методов
исследования в почвоведении» (1971) подчеркивал особое значение
моделирования почвенных процессов Он справедливо полагал, что
моделирование наряду со стационарными исследованиями «должно сделаться
одним из основных методов изучения сущности почвообразования, а вместе с
тем и сущности плодородия почв» (стр.79).
Глееобразование является одним из немногих почвообразовательных
процессов, который можно сравнительно легко воспроизвести в лабораторных
условиях
Одна из первых работ в этом направлении была предпринята Я. Витынем
(Wityn,1934), который обнаружил резкое увеличение кислотности суспензии в
результате длительной инкубации моренного суглинка с углеводами в
анаэробных условиях
Позднее В Г. Касаткиным (1947) была поставлена серия опытов с моренной
глиной, которая промывалась соляной кислотой разной концентрации (0.02 и 0.05
50

н.) в аэробных условиях и водой в анаэробных. Автор установил, что
максимальный вынос железа происходит в условиях глубокого анаэробиоза при
воздействии воды на глину. В этом случае в раствор перешло 3 4% железа от
общего содержания этого элемента в породе. 0.02 н. HCI перевела в раствор
лишь следы, а 0.05 н. HCI растворяла не более 2.5% железа, т.е. существенно
меньше, чем вода в анаэробных условиях. Было установлено, что в этом
последнем случае все железо находилось в растворе в закисной форме, тогда как
при промывке кислотой этот элемент элювиировался в виде окиси.
Одновременно Касаткин обнаружил растворение значительных масс кальция.
На основе модельных исследований был сделан вывод о том, что анаэробиоз
в условиях избыточного увлажнения в присутствии органического вещества
вызывает резкое подкисление породы, ее декальцинирование, переход в раствор
закисного железа. Касаткин сделал важное заключение о том, что «анаэробный
процесс, сопровождающийся подкислением и декальцинированием почвы должен
способствовать общему процессу подзолообразования, особенно в сочетании с
элювиальными процессами, характерными для подзолистых почв» (стр 13)
В дальнейшем Блумфилд (Bloomfield, 1950,1951), исследуя механизм
глееобразования, показал, что оглеение может быть вызвано ферментативным
разложением Сахаров и органического материала (свежих и сухих листьев,
травы). Однако кислый тростниковый торф и сырой гумус, лишенные
легкосбраживающихся веществ, не вызывали в растворе заметного увеличения
(по сравнению с контролем) концентрации закисного железа (отрицательная
реакция на сю-дипиридил) и оглеения глины
Моделирование глееобразования Виты нем, Касаткиным и другими авторами
получило развитие в работах Я. Сюты (1962). Он изучал интенсивность выноса
щелочноземельных металлов, железа, алюминия, фосфора из карбонатного
лесса (в колонках высотой 50см и диаметром 14см) на фоне восстановительных
условий при ферментации Сахаров и крахмала и в аэробных условиях при
промывке породы 0.02 н соляной кислотой. Причины, побудившие автора
предпринять эти исследования, заключались в следующем. Сюта на основе
преимущественно полевых наблюдений пришел к выводу о том, что классическая
теория подзолообразования <с ..не учитывает роли восстановительных
процессов...».
Вместе с тем он утверждал, что «во многих почвах, прежде всего в
сильнооподзоленных и подзолах, наблюдаются признаки глеевого процесса»
Ссылаясь на Лютвика и Делонга (Lutwick a. Delong, 1954) и др. Сюта
подчеркивает, что «попеременное развитие восстановительных и
окислительных процессов вместе с периодическим промыванием почвы может в
относительно короткие сроки привести к образованию элювиальных горизонтов,
похожих на гор. А2 подзолистых почв. Надо добавить, что глеевые элювиальные
горизонты обычно имеют кислую реакцию и в некоторых случаях сильно
обеднены двух- и трехвалентными катионами» (стр 62). Автор стремился
сопоставить влияние процесса восстановления и кислотности среды на
51

растворение и вынос различных элементов, те. в конечном итоге
идентифицировать роль каждого из этих двух факторов в процессе
подзолообразования
Сюта, как и его предшественники, установил, что при анаэробном брожении
происходит резкое подкисление среды. Но, кроме того, ему удалось весьма
убедительно показать, что в этом случае (в отличие от кислотного
элювиирования) наиболее активно выносятся щелочноземельные металлы,
железо, алюминий.
Анализируя материалы автора, необходимо подчеркнуть три важных, по
нашему мнению, обстоятельства (рис. 4). Во-первых, под влиянием анаэробного
брожения углеводов происходит быстрый переход в раствор кальция (магния),
железа и алюминия. Во-вторых, возникновение максимумов содержания этих
элементов в растворе строго закономерно
60 80
1
Рис 4 Вынос кальция, железа и алюминия из карбонатного лессовидного суглинка при
экстракции 0 02 н соляной кислотой в аэробных условиях и водой на фоне глубокого
анаэробиоза (данные Я. Сюты)
1- вынос 0 02 н соляной кислотой; 2 - вынос водой при анаэробном брожении и
оглеении породы; 3 - вынос водой на фоне аэробных условий.
По оси абсцисс - номер пробы фильтрата. Одна проба собиралась в среднем двое
суток. Каждая проба фильтрата, использованная для анализа - 500 мл.
Пик выноса железа следует после наиболее активного элювиирования
щелочноземельных металлов, а достоверное увеличение содержание
алюминия в растворе удается проследить только после спада пика концентрации
52

железа. Можно предполагать при этом, что переход в раствор алюминия в
максимальных количествах начинается после выноса основной массы
несиликатного железа.
В-третьих, следует отметить, что в относительно небольших количествах
вынос железа и алюминия в варианте с анаэробным разложением удавалось
обнаружить почти немедленно после взаимодействия породы и продуктов
анаэробного распада Сахаров. Значительные количества РегОз и АЬОз в этом
случае появились уже в четвертой-пятой пробах фильтрата (27,2 и 27,0 мг/л
РегОз и А1гОз). В отличие от «анаэробного» варианта во второй серии сосудов при
промывке лесса соляной кислотой только в 55-60-й пробах, т.е. на 110-120 день
инфильтрации были обнаружены следы этих элементов (0.05 и 0.8 мг/л РегОз и
А120з)
В среднем за весь период наблюдений каждый литр раствора в двух
основных вариантах опыта экстрагировал весьма близкие количества кальция и
магния (табл. 14). Иными словами, лесс при анаэробном брожении и кислотном
элювиировании был весьма однороден по степени отмывки от
щелочноземельных металлов. Тем не менее максимальный вынос железа и
алюминия и наиболее высокие концентрации этих элементов в растворе
наблюдались в варианте с анаэробным брожением углеводов. Существенно и то,
что элювиирование трехвалентных металлов началось практически сразу после
взаимодействия породы и продуктов брожения углеводов, т.е. при относительно
высоком содержании карбонатов кальция и магния в лессе как «кислотного», так
и «анаэробного» вариантов опыта
Таблица 14
Содержание двух- и трехвалентных металлов (мг/л) в инфильтрате из лесса при
кислотной (аэробной) и углеводной (анаэробной) экстракциях (по данным Я.
Сюты, 1962)
Вариант опыта
Промывки 0,02н HCI - аэробные условия
Промывки водой с сахарозой - анаэробные условия
СаО
401
510
МдО
121
68
РегОз
0,26
51
АЬОз
23
83
Сюте удалось показать, что анаэробные условия при промывном водном
режиме вызывают исключительно активное элювиирование трехвалентных
металлов, несопоставимое по своим масштабам и скорости с выносом этих же
элементов в условиях кислотного аэробного воздействия По данным этого
автора, анаэробные условия оказались причиной увеличения подвижности
железа в 196, а алюминия - в 3.6 раз.
Все эти наблюдения позволили сделать вывод о том, что
«восстановительные процессы, резко выраженные в опыте с добавлением
53

органических веществ, вместе с промыванием вызывают сильные химические
изменения в почве Эти изменения похожи на процессы, идущие в естественных
подзолистых почвах» (стр.71). Сюта справедливо полагает, что кислая среда -
условие недостаточное для равномерного вымывания всех минеральных
соединений из почвы. Напротив, при анаэробном разложении органического
вещества и промывном водном режиме в восстановительных условиях
происходит подкисление среды, резкое увеличение растворимости алюминия,
железа и других элементов.
Из этого, в частности, следует, что механизм выноса металлов при кислотном
и анаэробном элювиировании почв имеет определенные черты различия.
В связи с изложенным интересны результаты исследований И П. Гречина
(1957), который показал, что в анаэробных условиях растворимость железа и
алюминия соответственно увеличивается в 400 и в 3-4 раза. Отметим, что
примерно такой же порядок увеличения растворимости этих элементов в
анаэробных условиях получил в своих экспериментах и Сюта.
3.2. Закономерности изменения почвообразующих пород под
влиянием глееобразования при разных типах водного
режима
В условиях модельных экспериментов, как следует из изложенного, эффект
глееобразования оценивался разными авторами, главным образом, по
изменению содержания двух- и трехвалентных металлов в составе почвенных
растворов, надпочвенных суспензий и лизиметрических вод. Как правило, в них
не рассматривались изменения твердой фазы почв и ее минеральной массы под
влиянием оглеения, а само моделирование осуществлялось только в условиях
застойного водного режима с использованием одной почвообразующей породы
Известным исключением в этом отношении являлись работы Сюты, который
изучал последействие глееобразования в колонках карбонатного лесса на фоне
проточного водного режима.
Вместе с тем, механизм глееобразования и его роль в формировании почв
могли быть раскрыты с необходимой полнотой лишь в процессе исследования
изменений почвообразующих пород разного генезиса и состава на фоне по
крайней мере двух контрастных типов водного режима - застойно-промывного и
застойного.
Первый характеризуется тем, что избыточная влага заполняет все поры
горизонта или профиля, вызывает условия анаэробиоза, а затем просачивается в
глубь почвы, вынося из сферы реакции продукты взаимодействия. При застойном
типе водного режима твердая фаза породы постоянно находится в анаэробных
условиях Она полностью обводнена, а продукты реакции остаются на месте или
медленно диффундируют к зоне (зонам) аэрации на границе раздела почвенный
раствор-воздух В процессе диффузии небольшая часть перешедших в раствор
металлов подвергается окислению и переходит в осадок Основная масса
металлов остается в растворе. Из этого следует, что изучение изменений
54

почвообразующих пород под влиянием глееобразования должно быть тесно
связано с характером водного режима, в котором протекает этот процесс.
В природе между этими двумя контрастными типами режимов существует
неопределенно большое число переходных вариантов. Однако нас прежде всего
интересуют эти два граничных экстремальных типа.
Методика постановки модельных исследований, предложенная нами,
заключалась в следующем (рис. 5). Различные почвообразующие породы
помещали в сосуды на основание из отмытого кислотой кварцевого песка В
опыте по оценке глееобразования в условиях застойно-промывного режима
использовали сосуды с дренажем для слива лизиметрических вод Изучение
глееобразования при застойном водном режиме вели в сосудах без дренажа
Образец породы заливали раствором, содержащим сахарозу (1%).
В варианте «оглеение на фоне застойно-промывного режима» породы на 10
дней заливали раствором. Через 10 дней затопления раствор сливали через
отверстие в дне сосуда. После просыхания в течение 1-2 сут образец вновь
заливали таким раствором. В варианте «оглеение на фоне застойного режима»
сахарозу вносили в одну и ту же порцию раствора, постоянно затапливающего
образец, каждый раз после сбраживания предыдущей порции углеводов В
варианте «застойно-промывной режим» дренажные воды анализировали после
каждого сброса. В условиях застойного режима раствор анализировали один раз -
по окончании опыта. Вынос элементов при этом был обусловлен их переходом в
раствор Опытные и контрольные образцы пород находились в условиях
застойно-промывного и застойного режимов. Контрольные образцы, затопленные
или промываемые водой, свободной от органических веществ, практически не
изменили свои свойства по сравнению с исходными образцами пород
Эксперимент продолжался два года (Зайдельман, Нарокова, 1978; Зайдельман,
1992)
3.2.1. Изменение цвета пород,
окислительно-восстановительного потенциала и состава лизиметрических вод
В суглинистых породах появление отчетливых цветовых признаков оглеения в
виде сизовато-серых (в кислом лессовидном суглинке) и сизовато-голубых (в
карбонатной морене) оттенков можно было обнаружить очень быстро. Они
возникают в поверхностном слое через 2-3 месяца после начала опыта. Через 6-
8 месяцев в поверхностном слое (0.5-2.5 см) сформировался сплошной
лентообразный слой редуцированного глея1. В условиях застойно-промывного
режима этот слой к концу наблюдений на лессовидном суглинке (через два года)
приобрел белесовато- и серовато-сизую окраску, которая в сухом состоянии
становилась однородного серого цвета. В лессовидном кислом суглинке
ниже этого слоя оглеения возникало сплошное поле голубовато-сизых пятен
1 Редуцированный глей (Gr) - однородно окрашенный в серый, сизо-серый,
голубой, зеленовато-голубой, синий цвет слой или фрагмент слоя (горизонта).
55

Рис. 5. Схема опыта по моделированию глееобразования на разных почвообразующих
породах в условиях застойно-промывного и застойного водного режима
В карбонатной морене под слоем редуцированного глея основной красновато-
бурый цветовой тон оставался близким к исходному, но на его фоне по
отдельным каналам появлялись сизоватые пятна. Лишь по прошествии более
длительного периода (>2-Злет) вся масса образца карбонатного моренного
суглинка под слоем глея резко изменяла свою окраску с ярко-красного на
приглушенный коричневато-бурый цвет, по основному фону которого появлялась
масса мелких сизовато-синих пятен глея.
56

В результате длительного оглеения флювиогляциальный песок, имевший в
исходном состоянии ярко-желтую окраску, приобрел белесовато-серый цвет,
наиболее отчетливо выраженный при застойно-промывном водном режиме
Таким образом, цветовые признаки глееобразования проявляются
весьма быстро на породах различного минералогического состава, причем
глееобразование на кислых породах в условиях застойно-промывного водного
режима приводит к появлению поверхностных глеевых горизонтов, окрашены в
серые, серовато-сизые или белесые тона.
При моделировании глееобразования на разных породах можно обнаружить
совершенно закономерные различия окислительно-восстановительного
потенциала, обусловленные их химическим составом. В условиях застойно-
промывного режима обнаружено, что наиболее быстро и резко потенциал
падает в песке (рис. 6) Наиболее высокие значения потенциала наблюдаются в
карбонатном моренном суглинке. Вместе с тем, после выноса основной массы
карбонатов в конце наблюдений окислительно-восстановительный потенциал
всех трех пород оказался весьма низким и практически тождественным (-350, -
400 мВ) Интересно и то, что после периодов высушивания в условиях застойно-
промывного водного режима окислительно-восстановительный потенциал в
кислых породах существенно не менялся, тогда как в карбонатных быстро и резко
возрастал.
В условиях застойного режима (рис. 7) на фоне постоянного
переувлажнения до полной влагоемкости вначале на всех породах наблюдалась
фаза незначительного снижения ОВП (до 200...250 мВ). Затем происходило
резкое, глубокое и устойчивое падение потенциала (до -400 мВ - в песке, до -
200 -300 мВ - в кислом лессовидном суглинке и до -100...-150 мВ - в карбонатном
моренном суглинке).
Отметим и то, что обводнение контрольных образцов лессовидного и
моренного суглинков и песка без внесения органического вещества не меняло
потенциала на протяжении двухлетнего периода наблюдений в условиях
застойно-промывного и застойного режимов
Поэтому до тех пор, пока карбонатные породы обладают достаточно большим
резервом углекислых солей, способных нейтрализовать органические кислоты и
другие соединения, их минеральная масса при прочих равных условиях в
большей мере защищена от «агрессии» органических соединений, чем кислые
породы Этим объясняется, в частности, известное торможение глееобразования
на карбонатных породах и на элювии основных пород, описанное ранее Е
Muckenhausen (1958), Н. Zakozek (1952) и др.
Химический состав лизиметрических вод в условиях застойно-промывного
режима и поверхностных вод в опыте с застойным режимом отражает сущность
процессов, происходящих в минеральной массе пород при глееобразовании Так,
добавка органического вещества, способного к сбраживанию, вызывает заметное
подкисление лизиметрических вод (по сравнению с контролем) в условиях
57

застойно-промывного режима. Вместе с тем при застойном режиме эти
изменения оказываются менее значительными или несущественными.
1 2121212121212 12
eH,mV| f И | | It If It И И
400 г а) 1
200
О
•200
-400
/
/
i \ I
L /
WW
v h
к к
} \
п
\-
/ \/\/ V VV
г\
-fr
1
V
3 6 16171214
XI1-1972 I II
232i'4
5'111218192526
III IV V VI VII
Рис 6. Окислительно-восстановительный потенциал при моделировании
глееобразования в условиях застойно-промывного водного режима.
а) морена карбонатная суглинистая; б) лессовидный кислый суглинок; в)
флювиогляциальный песок.
1 - при затоплении, 2. - после сброса воды
58

59

В условиях оглеения на фоне застойно-промывного режима наблюдается
интенсивный вынос кальция из карбонатной морены и в меньшей мере из
лессовидного суглинка В контрольных образцах вынос кальция оказался
незначительным
На фоне застойно-промывного режима на разных породах установлен
различный характер выноса железа, алюминия и марганца с лизиметрическими
водами. Максимальный вынос железа вначале наблюдается из кислых пород,
особенно из лессовидного суглинка (150-300 мг/кг FeO) при относительно
невысоком содержании FeO в лизиметрических водах из карбонатного моренного
суглинка (10-120 мг/кг)
Однако затем вынос железа по мере декальцинирования этой породы резко
увеличился и почти вдвое превысил вынос из кислого лессовидного суглинка
(соответственно 220 и 120 мг/кг). Наконец, на завершающем этапе наблюдений
вынос железа из всех пород стабилизировался и оказался близким в песке,
моренном и лессовидном суглинках (5-20 мг/кг). Почти одновременно или
несколько позже за пиком выноса железа для каждой из исследованных пород
прослеживались невысокие максимумы выноса алюминия. Все породы в
начальный период элювиирования почти одновременно дают близкие максимумы
выноса марганца
3.2.2. Изменение физико-химических свойств пород и форм
несиликатного железа
В зависимости от морфологического состава пород и характера водного
режима под влиянием оглеения по-разному изменяются их физико-химические
свойства В условиях застойного режима длительное оглеение обусловило
несущественное подкисление флювиогляциального песка, не изменило рН
карбонатной морены и вызвало некоторое весьма незначительное
подщелачивание лессовидного суглинка (табл. 15) Последнее, по-видимому,
связано с изоморфным вытеснением в раствор щелочноземельных металлов из
кристаллической решетки алюмосиликатов при длительном оглеении
Существенно иначе проявляется влияние глееобразования в условиях
застойно-промывного режима в кислом лессовидном суглинке и в песке. В этих
породах произошло резкое увеличение актуальной и обменной кислотности; в
карбонатной морене несущественно возросла актуальная кислотность. Следует
обратить внимание и на то, что в оглеенных кислых образцах при застойно-
промывном режиме отношение поглощенных Са:Мд уменьшилось с 3 (контроль)
до 1 Это явление обнаружено и в образцах с застойным режимом. В слоях 0.3-
4 0 см суглинистых образцов соотношение Са:Мд не превышало 1.5.
Таким образом, независимо от химического состава пород оглеение на фоне
застойно-промывного режима сопровождается уменьшением содержания
поглощенного кальция, весьма незначительным уменьшением магния и
сокращением отношения Са.Мд до 1
60

Ю X
"- о;
|1
m
Оч
s
X
О)
<D
Е
о
2
О)
S
5
с
8
СО
О
Е
о
2
о
о
X
1 И*
*Т 2 О
i i
L? 2
<D
с;
ш
ОЙСТ
еских
т
S
2
S
X
6
1*:
^
со
S
-8-
X
-0
Ш
ЖИМ
0)
о.
ДНОГО
о
со
о
m
.о
2
О
Cl
о
X
9-»s
о
н-
о
*:
(D
X
0)
X
<1)
т
ф
2
со
о
1-
о
ш
со
S
S
о
X
>s
о
аст
ш
X X
3 © см
о" о* о" о* о
О О О СО ч*
5
•5 3
ш о
со" см"
*Л СМ т- СО О
^! СО CD CNj" СМ*
8
о со со
о.
ч- о СМ СМ
о" ф о" о
i
см. ^ см ^ с
CD «#C О ~rC °
" * " «* О)
X
со см см
о ю о о ю ю о о ю
СО (О СО Ю| чг-_ 0_ т-_ т- *-_
V ^" со со
о со ю
I
2
I
g
I
tS <S $ 3
*°, *Т <*1 ^Г
ср со ср со
о о" о о"
г
8
8 8
CL CL
о «2 о £
0> ф
X X
*- m СО
§ о.
о о о
8
О О О О т-
см см см см см
о о о ©
ю со ю
о" о* о
to о
«ч- со
8
со" со
со ^- со
<=? «Я
срез о о
со in о см ю
со ^ ^ и\ to
Ю lO Ю -4f" -«Г
°я "Т~ °я т"
ср" со ср" со
О О" О CD
61

Одновременно резко (в 60 раз) увеличивается содержание подвижного
алюминия в кислых оглеенных породах при застойно-промывном режиме и
уменьшается степень насыщенности основаниями (в 3 раза, с 81 до 25%).
Сравнение с контролем показывает, что при оглеении в условиях застойного
режима в 1,5-2 раза во всех исследованных породах увеличилось содержание
аморфного неокристаллизованного железа1 и заметно уменьшилось - общего
несиликатного железа2. Такое соотношение указывает на интенсивное глееобразо-
вание Мобилизация подвижных форм железа в условиях застойно-промывного
режима приводит к непрерывному выносу этого металла из кислого лессовидного
суглинка
Следует обратить внимание и еще на одно интересное обстоятельство.
Образец кислой породы, поставленной в условия застойно-промывного водного
режима, пульсирующей смены окислительно-восстановительных условий
приобретает такие свойства, которые присущи элювиальным светлым кислым горизонтам
подзолистых почв. Именно такими свойствами обладают светлые верхние кислые
горизонты солодей, отбелов, подбелов, субтропических и тропических подзолов,
почв подов и многих других, в поверхностных горизонтах которых наблюдается
периодический анаэробиоз, обусловленный застоем влаги. Подробнее к этому
вопросу мы вернемся ниже.
При оглеении в условиях застойного режима во всех исследованных породах
в 1,5-2 раза увеличилось содержание аморфного и органоминерального железа,
извлекаемого вытяжкой Тамма (табл. 16).
Это связано с переходом части железа из окристаллйзованного состояния в
аморфное, с увеличением концентрации двухвалентного железа в ионной форме,
с резким повышением содержания металлорганических соединений при оглеении
в растворе и с другими причинами.
Вместе с тем, мобилизация подвижных форм железа в условиях застойного
режима приводит к непрерывному выносу этого металла из почвы. Образцы всех
пород, поставленные в условия застойно-промывного режима, характеризуются
резким уменьшением содержания железа (в 1.5-3 раза), извлекаемого реактивом
Тамма. В исследованных породах в процессе застойно-промывного водного
режима содержание несиликатного железа (вытяжки Мера и Джексона)
уменьшается почти в 3 раза по сравнению с контролем. При этом происходит заметное его
уменьшение и в вариантах опыта с застойным режимом при общем увеличении
оксалатнорастворимого железа. Последнее можно объяснить локальным
перемещением части несиликатного железа, его поступлением в раствор как в самом
1 Железо, извлекаемое оксалатной вытяжкой Тамма
Железо, извлекаемое дитионитовой вытяжкой Мера и Джексона
62

63

образце, так и над его поверхностью, окислением и осаждением в виде
гидроокиси.
Следует отметить и то, что при оглеении всегда наблюдается резкое
увеличение кремнезема в вытяжке Тамма (особенно в вариантах с застойно-
промывным режимом).
3.2.3. Изменение валового химического состава
почвообразующих пород под влиянием
глееобразования
При оглеении все породы подвергаются обезжелезнению. Интенсивность
выноса общего железа тесно связана с генезисом породы и характером водного
режима (табл. 17). Если принять за 100% содержание железа в исходной породе,
то его вынос в условиях застойного и застойно-промывного режимов составил
соответственно в песке 42 и 55%, в лессовидном суглинке 16 и 58%, в моренном
суглинке 7 и 24%. Относительно невысокий вынос этого элемента из моренного
суглинка связан с высоким содержанием в породе карбонатов и нейтрализацией
кислых продуктов брожения.
Следует обратить особое внимание и на то, что при оглеении в почвенном
мелкоземе существенно возрастает содержание общего двухвалентного железа.
Наиболее высоким (в 3-4 раза по сравнению с контролем) это увеличение
оказалось в породах при застойно-промывном режиме.
Таким образом, эти данные, полученные в условиях модельного
эксперимента, полностью подтверждают концепцию о том, что глееобразование -
процесс обезжелезнения минерального субстрата. К этому следует лишь
добавить, что интенсивность обезжелезнения оказывается максимальной в
условиях застойно-промывного режима Чем интенсивнее протекает процесс
общего обезжелезнения, тем выше в минеральной массе содержание
двухвалентного железа (табл.18).
Все это позволяет высказать предположение, что следствием
глееобразования может быть хлоритизация и нонтронизация, ослабление
структурных связей в кристаллической решетке минералов. Полученные данные
позволяют также признать, что при глееобразовании возможны не только
протонация и нонтронизация, но и изоморфное вытеснение алюминия из
кристаллической решетки минералов ионами дввухвалентного железа.
Интересны и некоторые особенности изменения содержания алюминия при
оглеении в условиях застойного и промывного режимов (см. табл. 17). При
застойном режиме в суглинистых кислых н карбонатных породах заметного
выноса алюминия не происходит. Его общее содержание остается таким же, как и
в породе, а АДОз в контрольных и оглеенных образцах в условиях застойного
режима - соответственно 10.89 и 10.87%; 9.37 и 9.31%. При застойно-промывном
режиме вынос алюминия по сравнению с исходной породой составил в
лессовидном, моренном суглинках и песке соответственно 13,11 и 33%.
64

OQ
О
о
X
X
8.
О
X
5
CO
О
8
CD
с:
>ч
n
a
о
с
9
X
co
&
CL
CO
О
CD
Ю
f2
>4
X
X
CD
2
a
с
CO
X
&
тава
о
8
P
О
^
8
I
ХИМ
о
овог
§
со
CD
S
нэ
ф
со
2
£€
&
8
s
я
со
о
о
X
со
J)
^
8
с
X
о
§
2
£
>s
ё
со
со
X
о:
S
со
о
1
со
и:
X
ф
1—
о
?
Ф
X
о:
i
1 **•
о
Ll_
ад «
со! <
о
1 z
?
о
Г
СаО
х
i
s
о
1 с
1 2
|q
1—
\&
1 °-
<
«
U-
<s
1 ^
1 ^
6
со
о $
G ж
Q ф
х х
1— С
з ?
5- *
*4
со
£ 8
Порода
»х
2
X
►-
>Х
2
f=
3
5?
-
1У
со
ht
со
in о
см со
О h-
т- СМ
eg со
Г*»" Г*-"
8 §
о" о"
СО CD
со ^*
См" СМ"
СМ т-
^г со
*~~ °"
о *-
*-" т-"
& 8
о о
*- со
со ю
о о
S S
о о
о> г-
со со
о' о
г §?
о о
о со
1^. СО
со см
Г-- т-
о о>
со со
ю to
ел со_
»х
-fi 2
С X
11
2 Я
о
со
о
>х
2
li
1 *
СО Q.
1J
ча-
со
со
со
см
со
CO*
со
СО
о
со
чГ
см
«п
со
о
$
о
о
о
ю
to
о
в
о
СО
о>"
8
V
т-
СЛ
о
ю
о
о>
ю
г*.
ч—
6 2
х m
I *
II
о
5
о"
ас
X
X
fr 1
СО
см"
•чг
о>
со
со"
со
1 ***
о
,_
,ч-
*~
со
"*•
со
со
о
*—
*"1
чг
ю
о
о
to
о
о
3
о
г*-
со
о>
S
о
о
со
со
О)
§
ю
со
л
5
X
•
>х
2
X
X
&
о
2
"3-
см
со
8
со
СО"
■чг
со
о
о>
со
"~
S
см
со
чГ
см
ю
S
о
S
о
8
о
т_
со
о>
СО
со
о
S
со
т_
о>
ю
ю
»х
2
X
>х
§
о
со
о
2
X
сБ
I
2
г*-
см
ю
см
о
см
Г^-
о
со
СО
<г-
Is-
^>
^
со
со
о
см
•*"!
"~
о
о
,_
о
о
S
о
см
см
со"
о>
со
*~
S
т"
со
со
см
со
S
>х
6 ?
X со
13
11
о
СО
о"
X
с;
о>
см"
со
со"
о
со
f4-
со
о
1 ,_
СО
о
1 т_
ю
о
о"
о
о
^_
т—
о
см
о
о
о
см"
&
CD
со
со
о
ш
со
ю
'«•
о
л
с
X
•
X
=Г
К
о
X
со
S
с;
е
ел
см
-чг
со
со
о"
h-
со
о
о>
1^
о
т—
ч—
<z>
со
о
с:
о
со
о
о
см
о
о
см
со
см"
я
о
со
*5Г
о

чаем
5
о>
тг
о
>х
2
X
со
со
СО
оо
см"
ю
г^
см
о"
f^
to
о"
S
о"
ю
о"
сБ
X
ю
о
о"
см
о
о"
,_ 1
°°-
я
о"
СО
о"
ю
г^
ю"
сп 1
О)
со
о"
X со
•X >Х -ж 1
S § 1
я я §|
о
5
о
§
с
>х
2
5
с;
со
о
со
о"
65

Таблица 18
Изменение содержания двух- и трехвалентного железа (% от массы мелкозема)
под влиянием оглеения в условиях застойного и застойно-промывного водного
режима
I Порода
Лессовидный
бескарбонатный
суглинок
Моренный
карбонатный
суглинок
Флювиогляци-
альный песок
Водный
режим
Контроль
Застойный
Застойно-промывной
Контроль
Застойный
Застойно-промывной
Контроль
Застойный
Застойно-промывной
Реобщ
(Fe^ + Fe3*)
3,06
2,54
1,95
2,91
2,75
2,19
0,63
0,57
0,36
Fe3*
2,59
1,84
0,64
2,52
2,10
1,11
0,58
0,34
0,13
Fe2*
0,47 i
0,70
1,31
0,39
0,65
1,08
0,05
0,23
0,23
В условиях застойно-промывного режима оглеение сопровождается
злювиированием и валового кальция, магния, титана. При этом на фоне выноса
двух- и трехвалентных металлов происходит относительное накопление
кремнезема (1.0-2.5%), в 5-7 раз уменьшается содержание марганца, резко
сокращается содержание карбоната кальция и серы. Вместе с тем остается
относительно стабильным содержание элементов с постоянной валентностью
(фосфор, натрий).
Таким образом, только при оглеении на фоне застойно-промывного режима
складываются наиболее благоприятные условия для глубокой трансформации
минеральной массы почвообразующих пород и их химической дифференциации.
3.2.4. Трансформация илистой фракции
Илистая фракция кислых пород как при застойном, так и при застойно-
промывном режиме подвергается интенсивному обезжелезнению, причем
выносится преимущественно гидроокисное железо (табл. 19). На фоне застойно-
промывного режима вынос железа оказался близким и весьма значительным для
всех трех оглеенных пород: соответственно в лессовидном, моренном суглинках
и песке 37, 34 и 31% валового Fe. В условиях застойного режима элювиирование
общего железа оказалось значительно меньше и равной для перечисленных
пород соответственно 16, 8 и 20%. Отметим, что минимальный вынос железа
(8%) в условиях застойного режима имел место в карбонатном
моренном суглинке.
Независимо от варианта опыта вынос железа осуществляется за счет резерва
несиликатного (гидроокисного) железа. В кислых породах в отличие от
карбонатных происходит известный вынос силикатного железа, однако размер
этого выноса по сравнению с злювиированием оксидных форм оказывается в
66

конечном итоге весьма незначительным. В условиях застойного режима он не
превышает 8-14 %, застойно-промывного 17 %.
Интересен характер изменения содержания алюминия в илистой фракции
оглеенных пород. Он всегда близок или несколько выше (на 0,4-3,0%) по
сравнению с неоглеенным контрольным образцом.
В иле оглеенных пород наблюдается определенное относительное
накопление кремнезема, особенно в варианте застойно-промывного режима на
кислых породах (до 3,0-3,5%).
Таким образом, вынос затрагивает, главным образом, несиликатную фракцию
железа, т.е. материал, формирующий теплую (палевую, бурую, светло-
коричневую и др.) окраску, связанную с наличием на поверхности минеральных
зерен кутан (пленок) гидроксидов железа. Эта фракция железа в значительной
мере ответственна и за водопрочность агрегатов. Ее удаление примерно на 30-40
% снижает их стабильность.
Отметим, наконец, и то, что полученные данные позволили ранее предложить
количественный критерий степени оглеения, который следует рассматривать как
интенсивность обезжелезнения ила горизонта или фрагмента профиля по
сравнению с содержанием оксидного железа в иле породы (формулу для расчета
степени оглеения см. в табл. 19).
3.2.5. Изменения гранулометрического состава пород при
оглеении
Вопрос о возможном влиянии глееобразования на гранулометрический состав
почвообразующих пород имеет исключительно важное значение, поскольку с ним
тесно связаны другие физические свойства почв - удельная поверхность,
влагоемкость, водопроницаемость и т.д. Рассмотрим экспериментальные
данные, полученные в условиях лабораторного моделирования.
Результаты показывают, что изменение химических свойств оглеенных
горизонтов приводит к глубокой трансформации их физических свойств. Причины
этих изменений связаны с минералогическим составом пород, деструкцией
агрегатов, обусловленной выносом кальция, железа, переходом органического
вещества в подвижное состояние. В результате распада микроагрегатов и
отдельных доменов при оглеении весьма существенно и поразному меняется
гранулометрический состав. В кислых и, особенно, в карбонатных суглинистых
породах оглеение при застойном режиме вызывает вынос железа,
цементирующего микроагрегаты, их распад и вследствие этого - более высокий
выход ила (<0,001 мм) при анализе гранулометрического состава (табл. 20).
Явление утяжеления суглинистых карбонатных пород при оглеении
наблюдается и при застойно-промывном режиме. Напротив, при застойно-
промывном режиме в кислых породах распад агрегатов приводит к выносу тонких
фракций мелкозема (лессиваж). В последнем случае из оглеенного кислого
горизонта выносится более 50% илистой фракции.Очевидно, накопление ила не
имеет абсолютного характера. Глееобразование, освобождая агрегаты от
67

i £
л ос
X X
Ф X
ф ф
г °
о
см
[_<!
г>
ф
r^l О
о ^
col £
м
1 ^1 <
О
го
z
1^
°
\£
1 о
го
О
1 о
с
1 2
О
н-
Г2
а.
ГО
_£?
<
1<2
<»
"-
i
с;
5
*
СЭ
СО
а §
2 §
■£i
Водный
режим
4 S
1_ X
рода
-
*
8
5
о
8
X
&
$
2"
а*
Р
го
о
8
"-
CD
^*
чГ
8
СМ
СО
о
*■*■
an
СО
СО
со
fv.
см
5
о
^
о
о
со
о>
о
со
*■—
о
со
см
со
со
т"
IV.
со
со
см
8
ю
1Г>
S
ю
J3
с:
3
ь^
.
•X
2
X
f
ш
с;
со
со
см
СМ
о>
со
ю
8
см
^_
см
*■"
о
со
со
со
со
см
ю
со
о
т_
о
о
ю
СО
о
ю
▼~
о
см
со
со
см
со
со
4J-
iv.
in
IV.
СО
о
",—
ю
о
сг>
iO
CO
■*■
•X
2
X
>х
§
со
со
о
"Г
со
о
со
1
J
СО
IV.
о
со
о>
со
г-
S
см
см
CD
о
г
со
а
см
in
со
о
.^_
о
о
О)
со
о
со
со
о
S
•^
см
ю
со
см"
о>
«*г
in
S
со
г
?
см
о 1
х m
1 =
го 8.
СО С
о
со
о
о
X
X
Е
>х
2
X
о
со
fv.
*-
Iv.
см
ч*
$
см
in
^ч"
in
CO
СО
in
■«»•
со
см
in
о
см
CD
о
о
IV.
о
см
*~
о
со
см
см
in
со
со*
IV.
см
со
см
о>
см
'
"*•
in
in
CO
чГ
л
£
8.
о
ъс
.
>х
2
X
X
со
о.
ы
о.
ф
X
СО
CD
*-
,_
СО
<*»•
со
СО
см
^_
о
'г~
CD
со
чг
*<г
со
со
см
о
со
о
о
8
о
см
т—
о.
3
со
см
о.
сг
ф
X
г-
см
"" '
§
со
in
i^
in
»х
2
X
>х
§
го
со
о
"Г
со
CD
>s
2
X
»-
со
I
2
IV.
см
о
со
CD
г-
со
я
см
in
о
*~"
со
со
со
со
со
IV.
см
о
^.
CD
о
IV.
со
CD
CD
СО
о
8
in
см
СО
CD
S
СО
со
in
со
IV.
in
СО

чача-
»х
6 ?
х m
1*
СО СГ
о
со
о
S
X
5
&
о £
in со
СО СО
*-" см"
з"г
V in
S 3
CM CM
oo in
T- -Г-
|v- 1П
CM CM
со o>
m со
CM CM
s s
CD О
CO •
° я
о <->
Ю v
со m
О CD
СО CD
CM CM
о о
1П Q
со со
со •*■
см см
со со
in" со"
1П чг-
CD чГ
со со
со см
fv. CM
CM CD
v"
СО СМ
СО CD
in in
t- CM
CM iv.
in -ч»-
»x
£ 2
c; x
II
^ CO
о
CO
о
ОС
F ,3:
i l
5 £
3 ro
5 1
я
CO j
iv- 1
cm"
о
OO
со"
CD 1
cm"
m
о
^ 1
CM
о
см"
in
о
CM
CO
CM
o"
1-
Ф
X
CO
CO
CD"
CD
CO
o"
in
о
^""
CM |
8
со'
"*"
iv.
in"
со
s
CD"
m 1
s
со"
A?
x m
1 Щ
11
о
5
о"
a* 1
i 1
I
i
о
-е-
Ъ
ф
s §
68

оксидного и органоминерального «клея», способствует их более глубокому
распаду и большему выходу ила, чем при щелочно-кислотной подготовке к
анализу образцов по методу Н.А. Качинского. Это обстоятельство объясняет, по-
видимому, и резкое увеличение содержания мелкого песка (0.25-0.05 мм) в
условиях застойного и, особенно, застойно-промывного режимов (соответственно
в контроле, при застойном и застойно-промывном режимах содержание мелкого
песка 25, 55 и 70%) на фоне адекватного изменения содержания фракции
среднего песка в опыте с флювио-гляциальной породой (табл. 20).
Поэтому оглеение в зависимости от генезиса пород и водного режима может
по-разному влиять на удельную поверхность почв, увеличивая ее при застойном
режиме в суглинистых (и глинистых) кислых и карбонатных породах и уменьшая
или увеличивая соответственно в кислых и карбонатных породах при застойно-
промывном режиме.
Таблица 20
Изменение гранулометрического состава (% на бескарбонатную породу)
лессовидного, моренного суглинков и песка под влиянием оглеения в условиях
застойного и застойно-промывного водного режима (метод Н.А. Качинского)
Порода
Лессовидный
бескарбонатный
суглинок
Моренный
карбонатный
суглинок
Флювиогляци-
альный песок
Глубина,
см
0,3-4.0
0,34,0
0,34,0
0,34,0
0,34,0
0,34,0
Водный
режим
Контроль
Застойный
Застойно-
промывной
Контроль
Застойный
Застойно-
промывной
Контроль
Застойный
Застойно-
промывной
Содержание фракций (мм), %
1,00-
-0,25
3,6
1.6
5,6
13,7
12,2
13,5
70,6
41,3
25,2
0,25-
-0,05
22,1
14,3
24,3
38,8
37,2
30,1
24,8
55,0
70,3
0,05-
-0,01
49,8
57,1
49,3
18,5
15,0
20,5
2,0
1,6
2,2 !
0,01-
-0,005
3,5
4,6
6,4
3,7
3,7
6,1
0,3
0,6
0,9
0,005-
-0,001
4,6
4,8
6,3
6,6
5,2
5,9
0,8
0,6
0,6
! < 0.001
16,4
17,6
8,1
18,7
26,7
23,9
1,5
0,9
0,8
<0,01
24,5
27,0
20,8
29,0
35,6
35,9
2,6
2,1
2,3
Изложенное позволяет признать, что под влиянием процесса
глееобразования на разных почвообразующих породах в зависимости от типа
водного режима и их минералогического состава могут формироваться горизонты
и почвы с различными морфологическими, химическими и физическими
свойствами.
Полученные данные позволяют остановиться и еще на двух весьма
существенных вопросах генезиса гидроморфных почв - причинах появления
характерной холодной окраски профиля и закономерностях трансформации
минералогического состава при оглеении.
69

3.2.6. Цвет переувлажненных горизонтов. Причины
специфической холодной окраски глея
Необходимо отметить по крайней мере четыре причины возникновения
характерной окраски переувлажненных горизонтов почвенного профиля (табл.
21) Морфохроматические признаки переувлажнения определяются, прежде
всего, особенностями минералогического состава и окислительно-
восстановительного режима.
В дальнейшем следует различать горизонты темно-серого или черного цвета,
окраска которых обусловлена выпадением в анаэробной среде сульфида железа.
Эти горизонты нередко отличаются также высокой концентрацией (до 2-5%)
иллита и гидроиллита. Поскольку в этом случае железо фиксировано в форме
сульфида на месте, несмотря на переувлажнение возникает не глеевый (те.
обезжелезненный), а темноокрашенный горизонт аккумуляции сульфида железа
Наличие фосфорнокислой закиси железа - вивианита - в отличие от весьма
распространенной точки зрения также не является причиной холодной (сизой,
голубой, синеватой и т.п) глеевой окраски переувлажненного горизонта,
поскольку этот минерал в восстановительной среде имеет снежно-белый цвет.
Обычно пятна или скопления вивианита инкрустируют вмещающий горизонт ярко-
белыми включениями. Только в аэробной обстановке проявляется голубой или
синий цвет этих включений. Однако это свидетельствует о том, что собственно
вивианит (фосфорнокислая закись железа) перешел в фосфорнокислую окись
железа - керченит. При последующем окислении керченит трансформируется в
буроокрашенный бераунит. Таким образом, вивианит, несомненно, не является
причиной формирования голубой, синей и вообще холодной окраски оглеенных
горизонтов
Основной причиной появления характерной окраски холодных тонов
оглеенных и глеевых горизонтов следует признать восстановление окисного
железа кутан, обволакивающих отдельные минеральные зерна, их растворение и
вынос Таким образом, наиболее существенной причиной возникновения
цветовой гаммы (белесой, серой, сизовато-серой, голубой и т.п.) следует
признать освобождение минеральных зерен от оксидных железистых кутан. Эта
точка зрения, высказанная С. Bloomfield в 50-х годах, была подтверждена затем
его более поздними исследованиями (1973), а также работами I.C.G. Ottow (1973)
и других авторов
В этом нетрудно убедиться, обработав первичные и вторичные
алюмосиликаты дитионитовой вытяжкой, растворяющей оксидные пленки.
Последнее подтверждают и наши экспериментальные исследования, результаты
которых были рассмотрены выше. Сопутствующей причиной, вызывающей
появление характерной холодной окраски оглеенных горизонтов, является
образование в почвенном растворе гидрозакиси железа (Bloomfield, 1973)
70

X
о;
со
о
X
л
X
л
ё
5
X
_о
X
л
ш
о
I
ш
ш
о
о
2
X
X
X
ф
X
ф
о.
ф
с
»s
ё
о
X
X
ф
ю
X
л
со
е
ф
со
=г
о.
£
го
Q-
ГО
X
S
3"
щ
со
&
* 6
0L
* х 6 а> $ «*
iinf us
О.
о
X
X
S
71

2Fe(OH)3 + Fe2+ + 20H" -> Fe3(OH)8.
бурый цвет сине-серый
цвет
Это последнее соединение действительно существует в восстановительной
среде и имеет голубовато-зеленый опенок. Однако оно весьма нестойко и
быстро окисляется при контакте с кислородом воздуха до красно-бурой
гидроокиси железа. Очевидно, что основная масса гидрозакиси железа
образуется в результате восстановления и перехода в раствор несиликатного
железа кутан минеральных зерен. Эта причина образования характерной окраски
глея является основной.
Следует подчеркнуть, что переувлажнение может и не вызывать изменения
исходной окраски материнских пород или трансформировать ее незначительно
Это происходит в тех случаях, когда горизонты переувлажненных почв
отличаются высоким содержанием карбонатов, блокирующих действие
органических кислот и других соединений В таких почвах холодная окраска,
свойственная оглеенным почвам, чаще всего проявляется лишь непосредственно
в зоне контакта с гумусовыми поверхностными горизонтами. Все остальные
постоянно или длительно обводненные слои не несут (или несут очень слабые)
морфохроматические признаки оглеения
Поскольку в процессе глееобразования проявляется собственный цвет
минеральной массы, то его диапазон имеет четкую связь с особенностями
минералогического и гранулометрического состава почв. В легких почвах или в
легких горизонтах оглеение вызывает появление белесой или серой окраски
горизонтов, оглеенные суглинистые и глинистые кислые или нейтральные слои
отличаются сизоватой, серой или сизо-серой окраской, голубоватыми,
голубовато- или зеленовато-сизыми опенками.
Интенсивность оглеения тесно связана с продолжительностью
переувлажнения. Чем интенсивнее обезылен горизонт почвенного профиля
суглинистого или глинистого состава, тем светлее его окраска. При интенсивном
обезыливании на фоне периодически застойного режима в результате
значительного обезжелезнения такие горизонты могут приобретать серую или
белесую окраску. В этом случае элювиальные кислые слои имеют цвет,
тождественный подзолистым горизонтам.
Вместе с тем модельные эксперименты показывают, что такие осветленные
горизонты не формируются в условиях застойно-промывного режима при
значительном содержании карбонатов
3.2.7. Изменения микроморфологического строения и
первичных минералов под влиянием оглеения
Глееобразование - один из наиболее распространенных
почвообразовательных процессов в условиях гумидных ландшафтов -
72

обусловливает глубокую трансформацию почвообразующих пород.
Исследования, выполненные на экспериментальной модели, показывают, однако,
значительную стабильность вторичных глинистых алюмосиликатных минералов
из двух широко распространенных в Нечерноземной зоне почвообразующих
пород - кислого лессовидного и моренного карбонатного суглинков. Вместе с тем
анализ лизиметрических вод, поступающих из образцов этих пород,
поставленных в условия застойно-промывного водного режима с
систематической сменой фаз глубокого анаэробиоза и кратковременного
аэробиоза, позволил установить наличие в растворе значительных масс
щелочноземельных металлов, окислов железа и алюминия. Их источником могли
оказаться как карбонаты и окислы двух- и трехвалентных металлов, так и железо,
алюминий, кальций, магний, входящие в состав кристаллической решетки
первичных минералов.
Поэтому можно предполагать известную трансформацию некоторых
первичных минералов, наименее стабильных в новых термодинамических
условиях, вызванных наложением глеевой обстановки на исходные породы. В
пользу этого последнего предположения, казалось бы, свидетельствуют ранее
выполненные наблюдения В.Д. Лисицы, К.Н. Балахоновой и Ю.П. Качлова (1971)
в Белорусском Поозерье, обнаруживших разрушение биотита, хлоритов, роговых
обманок и некоторых полевых шпатов в оглеенных подзолистых горизонтах
дерново-подзолистых почв на озерно-ледниковых породах.
Аналогичные сведения приводит Г.С. Дзядевич (1972), описавшая
трансформацию и разрушение под влиянием оглеения биотита, роговых обманок,
хлорита и некоторых других минералов в болотно-подзолистых почвах Эстонии. К
близким выводам позднее пришли Т.С. Зверева, А.А. Стрелкова и др. (1997).В.М.
Фридландом с соавторами (1978, 1981) на примере железистого подзола
Псковской области выделено две зоны активного выветривания первичных
минералов (верхняя часть гор. А2 и контактно-оглеенный гор. ВС), при этом в
подзолистом горизонте наблюдалось разрушение всех малоустойчивых
минералов, а в контактно-оглеенном - главным образом малоустойчивых
железосодержащих минералов. Выявлено, что дифференциация как
подзолистых, так и лессивированных почв определяется не только миграцией ила
и его преобразованием, но и изменением состава крупных фракций, главным
образом средней и тонкой пыли.
Все эти наблюдения были выполнены на почвах, формирующихся
одновременно под влиянием ряда почвенных процессов - дернового, глеевого,
лессиважа и др. Для того, чтобы вычленить действие только глееобразования на
первичные минералы, в лабораторных условиях образцы трех пород были
подвергнуты длительному искусственному оглеению (в течение двух лет) в
условиях постоянного застойного и периодически промывного (пульсирующего)
водного режимов.
Установлено, что изменения почвообразующих пород в условиях модельного
опыта под влиянием оглеения неоднозначны (Зайдельман, Ярилова, Нарокова,
73

1985). Они обусловлены химическим, минералогическим и гранулометрическим
составами пород и особенностями гидрологического режима. Изменения пород
под влиянием оглеения были изучены визуально путем микроморфологического
анализа шлифов. Объектом исследований послужили шлифы из контрольных
(неоглеенная порода) и двух опытных образцов - кислого лессовидного и
карбонатного моренного суглинков, находящихся в условиях застойного и
промывного режимов. Наиболее отчетливо влияние оглеения на породы можно
было проследить в верхнем слое колонны мощностью 0,5-2,0 см.
Предпринятые наблюдения позволяют признать, что процесс оглеения,
действию которого подвергались в течение двух лет неоглеенные породы -
кислый лессовидный и моренный карбонатный суглинки, не изменил основных
черт их микростроения, но вызвал появление новых признаков, наиболее четко
выраженных в условиях застойно-промывного режима.
Удаление из плазмы значительной части гидроксидов железа при оглеении,
фиксируемое при микроморфологических исследованиях и установленное
аналитически, вызывает появление характерной серой окраски мелкозема. Это
явление наиболее четко удается проследить в застойно-промывном варианте.
Установлена потеря железа у железосодержащих минералов скелета (роговая
обманка, биотит, хлорит), зерна которых в той или иной степени обесцвечены по
краям и вдоль трещин спайности. Обращает на себя внимание появление
зеленого цвета у заключающихся в обоих суглинках глинистых натеков и
усиление плеохроизма. Это наблюдение позволяет предполагать возможность
восстановления при оглеении трехвалентного железа, находящегося в
октаэдрических позициях, до двухвалентного состояния.
В согласии с аналитическими данными, свидетельствующими об интенсивном
выносе при промывном режиме илистых частиц из кислого лессовидного
суглинка, анализ его шлифов выявил наличие микроучастков элювиирования,
утративших плазму частично или полностью. В последнем случае это поры,
содержащие отмытые от глинистых пленок зерна скелета. Карбонатная морена
при застойно-промывном режиме полностью лишилась содержащегося в ее
плазме кальцита, но мелкочешуйчатое строение последней почти не изменилось.
Элювиальные микроучастки в этом варианте выражены значительно слабее, чем
в кислом лессовидном суглинке.
Развитие в породах при оглеении грибной и водорослевой микрофлоры
создает источник легкоразлагающегося органического материала, способного
образовать органоминеральные соединения. В таком виде, в частности,
происходит миграция и отложение по стенкам пор железа.
Оглеение, сопряженное с интенсивным выносом солей и коллоидных частиц,
способствовало некоторому уплотнению сложения пород.
Минералы, входящие в состав крупных гранулометрических фракций, были
просмотрены в иммерсионных препаратах. Значительная их часть покрыта
разного рода пленками из продуктов выветривания этих минералов и материала,
высадившегося на зерна из омывающих их растворов и суспензий. Вследствие
74

этого точность подсчетов, особенно для тяжелых минералов, содержащихся в
породах в незначительных количествах, оказалась невысокой.
Однако некоторые тенденции выявились достаточно определенно. Так,
оглеение способствует фрагментации биотита, амфиболов, пироксенов, полевых
шпатов - минералов, обладающих отчетливой спайностью. Это проявляется
преимущественно у крупных зерен. Последние составляют основную массу
флювиогляциального песка, значительную часть моренного суглинка, но
содержатся в малом количестве в лессовидном суглинке. Часть этих зерен имела
ослабленную прочность как вследствие поствулканических воздействий на
породы (серицитизация и соссюритизация плагиоклазов, пелитизация натриево-
калиевых полевых шпатов), так и явлений выветривания in situ (например,
расширение трещин спайности у некоторых минералов, особенно у биотита,
побурение и помутнение его листочков).
Под воздействием оглеения несколько усиливается помутнение зерен
полевых шпатов вследствие их коррозии и образования по ним вторичных,
глинистых продуктов, что проявилось отчетливее у моренного суглинка по
сравнению с лессовидным, особенно при застойном режиме.
Наибольшим изменениям подверглись железосодержащие минералы,
которые уже в исходных породах были частично затронуты процессами
выветривания. Так, пластинки биотита, расщепившиеся по трещинам спайности,
в значительной степени преобразовались в тонкодисперсный глинистый
материал и оксиды железа. Хлорит и глауконит подверглись частичной
дезинтеграции, расчленились на мелкие чешуйки и значительно обесцветились.
Роговая обманка в меньшей степени испытала влияние оглеения, но у многих ее
зерен отмечено потускнение окраски и обесцвечивание краев, некоторые же
зерна обесцвечены почти полностью. Кроме того, часто наблюдалось
отщепление от краев мелких фрагментов волокнистого облика,
сопровождающееся снижением двупреломления минерала.
При застойно-промывном режиме по трещинам спайности минералов
(особенно моренного суглинка) и во впадинах на их поверхности чаще, чем при
застойном, обнаруживались отложения мелкозернистого слюдисто-глинистого
материала. Мелкозернистый материал часто находится и на неровной
поверхности минералов группы эпидота.
Содержание основного породообразующего минерала - кварца - существенно
не изменилось. Его небольшие колебания по вариантам опыта связаны,
очевидно, с относительным изменением содержания других минералов, прежде
всего натриево-калиевых шпатов.
Пироксены, эпидот и гранат не показали какой-либо определенной тенденции
количественного изменения. Для ильменита установлено довольно монотонное
распределение по вариантам опыта. Для глауконита выявлено незначительное
снижение содержания при оглеении.
75

Глинисто-слюдистые агрегаты большей частью накапливались в мелких
фракциях и преимущественно при застойно-промывном режиме, очевидно, в
результате разрушения выветрелых серицитизированных плагиоклазов.
Следует отметить, что наблюдавшееся в нашем модельном опыте
преимущественное разрушение наиболее крупных минеральных зерен совпадает
с выводами В. Meyer, E. Kalk (1964) о наиболее энергичном выветривании в
почвах зерен минералов крупного размера. Этот процесс особенно интенсивно
развивается по трещинам спайности и распространяется внутрь кристаллов.
Двухлетнее нахождение пород в условиях оглеения привело к частичному
преобразованию ряда минералов крупных фракций, особенно
железосодержащих. При обоих типах водных режимов на поверхности зерен
железосодержащих минералов и полевых шпатов почти не сохранились пленки
гидроокиси железа, оглеение явилось причиной их элювиирования.
Валовой химический состав гранулометрических фракций исследованных
пород и модельных почв показывает, что наиболее отчетливо это действие
оглеения можно проследить в условиях застойно-промывного и, в меньшей мере,
застойного водных режимов. Интенсивный вынос железа одновременно
сопровождается элювиированием практически всех металлов из всех фракций
мелкозема трех исследованных пород. Этот процесс проявляется в выносе и
существенном уменьшении содержания в почвообразующих породах марганца,
щелочных и щелочноземельных металлов (Мд, Са), и, в меньшей мере, серы,
натрия, калия, титана. Вынос большинства металлов, активно меняющих
валентность при изменении окислительно-восстановительных условий,
сопровождается вместе с тем относительным накоплением кремнезема и
алюминия во всех фракциях трех пород как при промывном, так и при застойном
водных режимах.
Таким образом, процесс глееобразования оказывается важным фактором
сиалитизации почв и почвообразующих пород. При этом оглеение, не изменив
основных черт их микростроения, вызвало появление новых признаков:
осветление и посерение окраски плазмы в результате потери ею значительной
части гидроксидов Fe, ее дезагрегацию и вследствие этого уплотнение сложения,
возникновение микроучастков вымывания тонкодисперсного материала при
периодически промывном режиме. На степень проявления этих признаков
оказывает влияние состав пород.
Глееобразование способствует дроблению крупных зерен минералов,
обладающих спайностью - биотита, амфиболов, пироксенов, полевых шпатов.
Наибольшим изменениям при оглеении подвергаются Fe-содержащие минералы.
Помимо расчленения биотита, хлорита, глауконита на мелкие чешуйки
происходит их значительное обесцвечивание и разрушение по краям зерен,
несколько усиливается помутнение полевых шпатов. Изменений кварца не
обнаружено. При застойно-промывном режиме наблюдается отложение
мелкозернистого слюдисто-глинистого материала во впадинах на поверхности
зерен минералов.
76

3.2.8. Изменение минералогического состава илистой
фракции почвообразующих пород под влиянием
оглеения
Изменение состава тонкодисперсных фракций в почвах под влиянием
оглеения изучалось рядом исследователей. По данным Г. Брауна (Brown, 1954)
состав силикатной фазы ила в трех почвах разной степени оглеенности
северозападной Англии не меняется в зависимости от степени оглеенности, причем не
только набор минералов, но и соотношение интенсивностей наиболее важных
рефлексов на рентгенограммах остаются стабильными. Сизые и бурые участки
оглеенных почв отличаются друг от друга только по содержанию и формам
несиликатного железа. Н. Н. Матинян (1968) на основании изучения дерново-
подзолистых почв разной степени оглеенности приходит к выводу, что оглеение
способствует образованию смешанослойных слюдисто-вермикулит-
монтмориллонитовых образований, так как изменение глинистого материала
происходит в условиях высокого увлажнения и затрудненного выноса. По данным
ГС. Дзядевич (1972) в оглеенных почвах происходит образование
вермикулитовых и хлоритовых минералов по слюдам.
В ряде работ обсуждается возможность вхождения Fe2+ в почвенный
поглощающий комплекс при периодической смене восстановительных и окислительных
условий и вытекающие из этого явления последствия: разрушение глинистых
силикатов - ферролиз (Brinkman, 1969-1970), вытеснение в раствор обменного
алюминия (Cate, Sukhai, 1964), образование железистых прослоек в 2.1-силикатах
(Mitsuchi, 1974, 1974а). Учитывая известное различие данных и точек зрения по
этому актуальному вопросу, нами (Зайдельман, Соколова, Нарокова, 1978) была
предпринята попытка изучить изменения илистой фракции трех наиболее
распространенных в лесной зоне России почвообразующих пород под влиянием
оглеения в условиях модельного опыта на фоне застойного и застойно-
промывного водного режимов. Методика постановки модельного опыта изложена
выше (см. с. 55).
Илистую фракцию (<0,001 мм) выделяли из образцов оглеенных и
неоглеенных (контрольных) пород по методике Н.И. Горбунова.
В результате оглеения в условиях застойного и застойно-промывного
режимов произошли определенные изменения валового химического состава
илистых фракций (см. табл. 20), их дифракционных картин (рис. 8) и термических
характеристик (табл. 22).
Во всех образцах в условиях застойно-промывного режима уменьшилось
количество гигроскопической влаги, при застойном режиме такая же картина
наблюдалась в илистых фракциях лессовидного суглинка и песка. Наиболее
отчетливые изменения произошли в содержании железа: во всех образцах
оглеение привело к существенному уменьшению валового содержания железа,
главным образом за счет потери свободного (несиликатного) железа,
извлекаемого по методу Мера и Джексона.
77

В иле лессовидного суглинка и песка произошло также уменьшение
содержания железа кристаллической решетки. В илистой фракции лессовидного
суглинка заметно понизилось количество магния, особенно при застойно-
промывном режиме увлажнения. Во всех вариантах опыта оглеение привело к
возрастанию в валовом химическом составе БЮг и А1гОз. Количество КгО в иле
незначительно уменьшилось при застойном режиме увлажнения и несколько
возросло при застойно-промывном.
Таблица 22
Потеря массы илистыми фракциями почвообразующих пород (% от воздушно-
сухой илистой фракции) при нагревании по интервалам температур
Порода
Лессовидный
бескарбонатный
суглинок
Моренный
карбонатный
суглинок
Глубина,
см
0,3-4,0
0,34,0
0,3-4,0
0,3-4,0
Водный
режим
Контроль
Застойный
Застойно-
промывной
Контроль
Застойный
Застойно-
промывной

Гигроскопическая влага, %
5,68
4,78
2,44
4,81
5,71
4,48
Интервал теператур, С0
20-250
8,4
6,6
5.2
8,2
7,6
7,0
250-400
1.5
1,4
2,4
1.7
1.1
2,6
400-500
1.5
1.4
1.8
0,9
1.1
1.8
500-1000
3,1
4,4
4,2
4,3
4,6
4,8
Как видно из рис. 8 глинистые минералы в составе исследованных илистых
фракций исходных почвообразующих пород представлены одинаковыми компа-
нентами примерно в равных пропорциях: каолинитом, иллитом и разбухающим
минералом. Последний дает в исходном состоянии отражение 14-15А, а при
насыщении глицерином - асимметричный пик или площадку на линии фона в
области 18-20А. По Б.П. Градусову (1976) такой минерал можно диагностировать
как сложное неупорядоченное смешанослойное образование с переменной
нормой переслаивания слюдистых и смектитовых слоев с блоками смектитовых
пакетов. В составе илистой фракции песка присутствует заметное количество
кварца. Оглеение как в застойно-промывном, так и в застойном режимах не
приводит к появлению каких-либо новых минералов в составе илистой фракции
или к исчезновению какого-либо из исходных силикатных компонентов.
Следует отметить, что такой вывод был сделан ранее (Зайдельман> 1974) и в
отношении естественных объектов при изучении илистой фракции глееватых и
глеевых горизонтов подзолистых и болотно-подзолистых почв, приуроченных к
покровным к песчаным почвообразующим породам.
Вместе с тем в дифракционных картинах и термических характеристиках
илистых фракций исследованных нами пород наблюдаются некоторые
изменения. На рентгендифрактограммах илистой фракции лессовидного суглинка
уменьшается интенсивность 14-15А отражения, особенно при оглеении в
78

о
о
X
X
&
о
о
арб
ъс
S
<f
го
X
X
сц
5-
О
о
X
О.
х
m
ессо
с
о
1—
о
X
О
о
О
1П
in
О)
2»
СО
О
о
О
X
s
о.
а>
ZT
з:
Е
СП
S
1
CNJ
го
О
CD
пород
X
s
3
<?
>ч
СО
ГО
о.
ю
moo
*
нение,
*
го
с;
ш
CD
О
X
со
ОМЬ
о.
о.
■в-
X
А
К
X
d
S
-О
5
ограм
t?
го
о.
-R-
■^
СС
X
0>
Н-
X
Q)
(1
СО
о
^
CL
Ш
'•—*
ГО
Ь£
X
[Г
>*
о
го
со
1
ш
<D
X
X
0)
X
*
го
оеувл
X
СТОЙ
го
со
Ю
П
Г~
о
С1
t—
X
о
:*:
ГО
79

застойно-промывном режиме, этот рефлекс становится более размытым и
асимметричным. Отчетливо меняется также отношение интенсивностей рефлексов
первого и второго порядков (looi(ioA>:loo2(5A)) иллитовых минералов и в моренном и
в лессовидном суглинках в условиях как застойного, так и застойно-промывного
режимов увлажнения; это отношение во всех образцах уменьшается в 1.5-2 раза
по сравнению с исходным:
Лесс исходный 4,0
Лесс в застойном режиме 2,2
Лесс в застойно-промывном режиме 2,5
Морена исходная 2,3
Морена в застойном режиме 1,6
Морена в застойно-промывном режиме 1,8
Особенно заметное изменение этого отношения наблюдается в лессовидном
суглинке в застойном режиме увлажнения.
Изменились также потери массы по температурным интервалам при
нагревании в исследованных илистых фракциях. В результате оглеения
уменьшились потери массы в низкотемпературном интервале (20-250 °С) и
несколько возросли в высокотемпературном (500-1000 °С). В застойном режиме
уменьшается, а в застойно-промывном увеличивается потеря массы в
температурных интервалах 250-400 и 400-500 °С.
Указанные изменения в валовом химическом составе илистой фракции, в
дифракционных картинах и термических характеристиках можно
интерпретировать следующим образом. Во всех исследованных илистых
фракциях оглеение приводит к мобилизации и растворению несиликатных форм
железа РегОз, что подтверждается значительным уменьшением его содержания,
переходящего из илистых фракций в цитрат-дитионитовую вытяжку (см. табл. 19).
Некоторые изменения под влиянием оглеения происходят Также в составе
силикатной фазы илистых фракций. Можно предполагать, что в преобразовании
глинистых силикатов под действием оглеения принимает участие процесс
разрушения разбухающего смешанослойного иллит-смектитового минерала или потери
этим минералом части смектитовых пакетов. Это предположение представляется
особенно правомерным для илистой фракции из лессовидного суглинка и песка,
где оглеение, особенно в застойно-промывном режиме, протекало в условиях
кислой реакции. Разрушение разбухающих минералов подтверждается
уменьшением содержания гигроскопической воды и величины потери массы в
низкотемпературном интервале при нагревании илистых фракций, а также ухудшением
дифракционной картины от разбухающего минерала при оглеении. В карбонатном
моренном суглинке, где опыт с оглеением проводили в условиях нейтральной или
слабощелочной реакции, потеря разбухающего минерала в соответствии с
приведенными выше критериями очень невелика и отмечается лишь при
застойно-промывном режиме увлажнения. Можно допустить, что при таком режиме потеря
80

разбухающего минерала отчасти связана с его дифференцированным выносом
как наиболее тонкодисперсного и гидрофильного при периодических сливах воды
из сосудов с опытным материалом
Под влиянием оглеения в исследованных илистых фракциях происходят
определенные изменения в кристаллических решетках иллитовых минералов По
всей вероятности оглеение приводит к выходу железа из октаэдрических позиций
кристаллических решеток иллитов. Об этом свидетельствует уменьшение
отношения интенсивностей рефлексов первого и второго порядков от иллитовых
минералов Известно («Рентгеновские методы изучения и структура глинистых
минералов», 1965), что это отношение минимально при нахождении в
октаэдрических позициях только ионов алюминия и максимально при заполнении
октаэдров трехвалентным железом или магнием в изоморфной смеси с
двухвалентным железом.
Следует отметить, что выход железа из октаэдрических позиций иллитов не
сопровождается разрушением их кристаллической решетки, поскольку оглеение
не привело к существенной потере КгО в валовом химическом составе илистой
фракции.
Выход железа из кристаллической решетки иллитов и потеря магния при
разрушении разбухающих минералов должны приводить к относительному
накоплению трехслойных силикатов с алюминием в октаэдрических позициях и,
соответственно, к накоплению АЬОз в составе илистой фракции. Это предположение
подтверждается данными валового химического состава ила как в исходном виде, так
и в пересчете на навеску, лишенную несиликатных форм РегОз, чтобы исклю-чить
влияние потери несиликатного железа на данные валового анализа (табл. 23).
Оглеение, по всей вероятности, приводит к восстановлению окисного железа,
находящегося в октаэдрических позициях, до двухвалентного состояния. Об этом
свидетельствует увеличение содержания силикатного FeO в валовом составе
почвы при оглеении, поскольку значительная его часть в составе изучаемых
почвообразующих пород находится именно в октаэдрических позициях глинистых
силикатов. Можно допустить, что восстановление октаэдрического железа до
двухвалентного сопровождается увеличением числа ОН-групп в решетке По
данным Farmer, Russel, McHardy (1971), Vieth, Jackson (1974) окислению железа в
октаэдрических позициях всегда сопутствует уменьшение числа гидроксильных
групп за счет реакции депротонации, причем обе реакции обратимы. Логично
предположить, что восстановление железа до двухвалентного может
сопровождаться возрастанием числа гидроксильных групп при оглеении, что
подтверждается возрастанием потери массы глинистыми фракциями при
нагревании в диапазоне температур 500-1000 °С. Именно в этом температурном
интервале происходит, как известно, реакция дегидроксилации
Рассмотренные выше изменения химического и минералогического состава
илистых фракций почвообразующих пород, вызванные процессом оглеения,
оказывают влияние на валовой химический состав породы в целом. В частности,
уменьшение содержания общего и окисного железа, увеличение закисного
81

железа в валовом химическом составе пород являются, по крайней мере
частично, результатом тех изменений, которые происходят при оглеении с
входящими в состав почвообразующих пород илистыми фракциями.
Таблица 23
Содержание ЭЮги АЫЭз в илистой фрации (% на прокаленную бескарбонатную
навеску) после двух лет оглеения, рассчитанное на навеску без суммы окислов,
подверженных элювиированию
Порода
Лессовидный
бескарбонатный
суглинок
Моренный
карбонатный
суглинок
Глубина, см
0.3-4,0
0,3-4,0
0,3-4,0
0,3-4,0
Водный режим
Контроль
Застойный
Застойно-промывной
Контроль
Застойный
Застойно-промывной
Si02
66,83
67.09
68,61
67,10
67.22
66.95
АЬОз
28,27
29,17
28,77
27,22 |
28.17
29.18
В цитированных выше литературных источниках, посвященных составу
илистых фракций в оглеенных почвах, отмечается возможность некоторого
деструктивного действия оглеения на кристаллические решетки глинистых силикатов.
Рассматривая с этой точки зрения результаты наших исследований, можно
высказать некоторые соображения по поводу механизма деградации слоистых
силикатов под влиянием оглеения.
Во-первых, под действием оглеения происходит растворение защитных
пленок гидроокисей железа с поверхности глинистых частиц и агрегатов.
Поверхность глинистых минералов становится доступной непосредственному
воздействию почвенных растворов. Во-вторых, восстановление октаэдрического железа
до двухвалентного состояния при оглеении (с последующим возможным его
окислением при смене восстановительных условий на окислительные), а также выход
железа из октаэдрических позиций могут приводить к нарушению
электростатического равновесия в решетке, к созданию вакантных октаэдрических позиций и,
как следствие, к деградации кристаллических решеток слоистых силикатов.
Данный процесс должен идти особенно интенсивно в условиях кислой реакции и
застойно-промывного режима увлажнения, так как эти условия обеспечивают
возможность кислотного гидролиза и удаление продуктов распада из сферы реакции.
Таким образом, оглеение в условиях двухлетнего модельного опыта с
застойным и застойно-промывным режимами увлажнения не приводит к появлению
каких-либо новых минералов в составе илистой фракции исследованных
почвообразующих пород или к полному исчезновению какого-либо из исходных
силикатных компонентов ила. Вместе с тем в химическом и минералогическом
составах изученных илистых фракций произошли определенные изменения,
вызванные оглеением.
Во всех исследованных образцах наблюдается мобилизация и переход в
раствор несиликатных форм железа и частичное восстановление железа,
находящего в октаэдрических позициях слоистых силикатов, до двухвалентного
82

состояния Последний процесс может сопровождаться увеличением числа
гидроксильных группировок в решетках слоистых силикатов. Оглеение в кислых
условиях приводит к частичной потере разбухающего смешанослойного слюда-
смектитового образования или, во всяком случае, к потере некоторого количества
смектитовых пакетов из этого образования, вероятно за счет процесса
разрушения. В нейтральных и слабощелочных условиях этого не наблюдается
Оглеение при застойном и застойно-промывном режимах увлажнения в
различных условиях реакции среды имеет своим результатом частичную потерю
октаэдрического железа из кристаллических решеток иллитовых минералов.
3.2.9. Особенности почвенной биоты при глееобразовании в
модельных условиях
ГН. Высоцкий (1905) первый обратил внимание на биохимическую сущность
глееобразования и высказал предположение, что этот широко распространенный
почвенный процесс развивается в присутствии органического вещества и при
участии микрофлоры. Позднее было показано (Пошон, Де Баржак, 1960; Дараган,
1967), что оглеение почв связано с деятельностью неспецифической анаэробной
микрофлоры, причем особенно активное участие в процессе глееобразования
принимают представители рода Clostridium. Однако другие важные
представители почвенной биоты (микрофлора, альгофлора, протистофауна),
поселяющиеся на породах при их избыточном увлажнении и, возможно, участвующие в
глееобразовании, до настоящего времени остаются почти неизвестными Их
изучение, таким образом, важно как для понимания сущности глееобразования, так и
для диагностики почв, формирующихся при участии этого процесса Вместе с тем
изучение почвенной биоты, жизнедеятельность которой связана с глееобразо-
ванием в естественных условиях, осложнено тем, что указанный процесс
протекает обычно не изолированно, а в тесной связи с другими почвенными
процессами. Здесь приведены результаты изучения состава некоторых компонентов
почвенной биоты при моделировании глееобразования в лабораторных условиях на
трех широко распространенных в лесной зоне почвообразующих породах при
застойно-промывном и застойном водном режимах (Зайдельман,
Бусыгина, Нарокова, Штина, 1979).
Основное внимание при этом уделено изучению альгофлоры
Преобладающие группы микрофлоры и микрофауны определяли путем прямого микроско-
пирования свежих образцов с поверхности субстрата и из раствора Учитывая
сравнительную простоту идентификации, исследование водорослей проводили
более подробно с использованием культуральных методов. Состав водорослей
определяли в образцах, отобранных на глубинах 0-0,3 и 0,3-4,0 см в водных и
чашечных культурах на минеральных питательных средах. Следует отметить, что
в этих культурах удалось наблюдать и другие группы организмов, хотя
соотношения их численности, естественно, уже не соответствовали исходным
В экологическом отношении наиболее важным является то, что в кислых
суглинистых и песчаных породах в условиях застойно-промывного режима при пе-
83

риодическом затоплении и последующем сбросе застойных вод происходит
резкое уменьшение значений рН и степени их насыщенности основаниями (см.
табл 15) Предварительный визуальный анализ биоты в растворе над
поверхностью затопленного минерального субстрата и непосредственно на его
поверхности позволяет обнаружить определенные различия, обусловленные
минералогическим составом породы (табл. 24).
В растворах над кислыми породами абсолютно доминируют грибы
(мицелиальные формы) и дрожжи. В относительно легко аэрируемом после сброса
раствора флювиогляциальном песке можно было обнаружить раковинные
корненожки, а на поверхности песка - бесцветные жгутиконосцы. На карбонатном
суглинке грибы не обнаружены Здесь при глееобразовании преобладали бактерии,
в том числе железобактерии, встречались актиномицеты, активно развивались
простейшие и водоросли. Из всех образцов пород, подвергнутых оглеению, было
выявлено 29 видов водорослей.
Таблица 24
Микрофлора и микрофауна при естественном заселении различных
почвообразующих пород в условиях глееобразования на фоне застойно-
промывного режима в модельном эксперименте
Почвообразующая порода
Биота в растворе над
затопленной поверхностью
Биота на поверхности
Лессовидный
бескарбонатный
суглинок
Мицелиальные
грибы, дрожжи
Мицелиальные
грибы, дрожжи,
актиномицеты
Моренный
карбонатный суглинок
Бактерии (в т.ч.
железообахтерии),
жгутиконосцы,
инфузории
Бактерии,
жгутиконосцы, инфузории,
актиномицеты
Флювиогляциаль-
ный
бескарбонатный песок
Мицелиальные
грибы, бактерии,
раковинные амебы
Мицелиальные
грибы, бактерии,
жгутиконосцы
* Заморы выполнен iu при отсутствии верховодки в профиле ооох почв до глубины Зм
Анализ состава некоторых компонентов биоты, возникших на трех различных
почвообразующих породах при их оглеении, интересен не только в
экологическом, но и в генетическом отношении. Полученные данные позволяют признать,
что процесс глееобразования, т.е. «несбалансированный» вынос железа из
мелкозема (или из плазмы мелкозема) горизонтов почвенного профиля может
развиваться в значительной мере независимо от характера почвенной биоты. В
этом смысле ранее изложенная точка зрения о неспецифичности
микроорганизмов, участвующих в глееобразовании, по-видимому, в равной мере
может быть распространена и на другие организмы. Полученные данные
показывают, что оглеение эффективно протекает в субстратах, где абсолютно
доминируют как грибы и бактерии, так и водоросли. Участие тех или иных видов в
глееобразовании пока можно только предполагать, потому что без изучения
84

организма в чистой культуре нельзя судить о его биохимической активности.
Здесь мы говорим лишь о присутствии определенных видов организмов.
Общие черты альгофлоры, развившейся при глееобразовании в модельном
опыте (преобладание одноклеточных зеленых и желтозеленых, незначительное и
спорадическое развитие синезеленых), указывают на большое ее сходство с аль-
гофлорой подзолистых и, особенно, глее-подзолистых почв. Так, в гор. А2, В и С
торфянисто-подзолисто-глеевой почвы Кировской обл. встречено только 4 вида
одноклеточных зеленых водорослей В глее-подзолистой почве Западной
Сибири альгофлора представлена 23 видами зеленых и 6 видами желтозеленых,
представители других отделов не обнаружены. Интересно, что среди зеленых 13
видов, а среди желтозеленых 4 являются общими с обнаруженными в модельном
опыте. Видимо, эти виды можно считать индикаторами глееобразования. Не
развивались в условиях опыта виды водорослей глее-подзолистой почвы,
приуроченые к лесной подстилке (Coccomyxa solornae, виды Chlorhormidium) или
являются относительно редкими (некоторые виды Chlamydomonas). Точно так же
редкой встречаемостью и, следовательно, трудностью обнаружения можно
объяснить наличие в опыте некоторых видов, не обнаруженных в
глее-подзолистых почвах. Таким образом, можно дать предварительный список
водорослей-индикаторов глееобразования: некоторые виды Chlamydomonas (в
частности, Ch. atactogama, Ch. elliptica, Ch. globosa, Ch. gloeogama и др.), Chlorococcum
humicola, Chlorochytrium paradoxum, Chlorella vulgaris, Ch. minutissima, Bracteaco-
ccus minor, Pleurochloris magna, P. lobata, Bodrydiopis arhiza, Polyedriella helvetica.
Все это одноклеточные зеленые или желтозеленые водоросли, устойчивые к
кислой среде и недостатку света и способные к миксотрофному питанию, т. е.
усвоению органических веществ. Вместе с тем эти виды широко распространены
в различных почвах, в частности, они характерны и для подзолистых почв.
Изложенное позволяет признать, что оглеение активно развивается при
наличии широкого спектра различных групп микроорганизмов или, напротив, при
нахождении в субстрате только одного их вида.
Существенным в этом случае является то, что состав биоты, формирующейся
в условиях оглеения при застойно-промывном режиме на кислых почвообразую-
щих породах в модельном опыте, оказался близким к микрофлоре, свойственной
подзолистым почвам (Пошон, Де Баржак, 1960). Здесь, как и в подзолистых
почвах, в поверхностном слое доминируют грибы и бактерии, а свойства кислых
покровного суглинка и флювиогляциального песка при застойно-промывном режиме
приобрели все те особенности, которые присущи в естественных условиях
мелкозему элювиальных горизонтов почв подзолистого и болотно-подзолистого типов.
Наконец, полученные данные показывают, что в сопоставимых климатических
условиях определяющим фактором формирования первичной биоты, присущей
определенному почвенному типу, являются свойства почвообразующей породы и
особенности водного режима.
85

4
РОЛЬ ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ В ФОРМИРОВАНИИ ПОЧВ ЛЕСНОЙ
ЗОНЫ И ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПРОЦЕССА
4.1. Методика полевых исследований
Естественна постановка вопроса о том, в какой мере закономерности,
установленные при моделировании глееобразования, справедливы для
понимания генезиса и эволюции почв, возникающих под влиянием этого
почвообразовательного процесса в природных условиях. В этом случае нас,
прежде всего, интересуют изменения почв под влиянием нарастающего
глееобразования на фоне разных причин переувлажнения и заболачивания,
разных типов водного режима, на разных по составу и свойствам
почвообразующих породах.
Достаточно очевидно, однако, что реальная возможность исследования таких
изменений почв во времени под влиянием прогрессирующего переувлажнения и
оглеения сегодня практически отсутствуют. Возможный выход заключается в
изучении непрерывных рядов современных почв с нарастающим в пространстве
оглеением, приуроченных к однородным по генезису, гранулометрическому и
минералогическому составам почвообразующим породам. При изучении свойств
и режимов почв таких катен возникает реальная возможность ответить на вопрос
о том, как влияет глееобразование на характер почвенного покрова и в какой
мере установленные ранее в модельных условиях закономерности этого
почвообразовательного процесса справедливы для формирования почв в
природной обстановке.
Именно такой методический прием и был использован автором для изучения
изменения почв под влиянием глееобразования в естественной среде.
С этой целью на территории Русской платформы на различных по генезису
почвообразующих породах (покровных лессовидных легких глинах и суглинках,
озерно-ледниковых ленточных глинах, флювиогляциальных песках, двучленных
мало- и среднемощных отложениях, в поймах на глинистом аллювии и др.) были
выбраны катены, почвы которых в каждом варианте обладали практически
тождественным гранулометрическим и минералогическим составом, но
отличались степенью оглеения В таких условиях оценивалось влияние
нарастающего оглеения (в пространстве) на свойства почв. Одновременно
велись гидрологические наблюдения в годы разной влажности, а также,
разрабатывали их диагностику и экологическую оценку (Зайдельман, 1974, 1985,
1987, 1991). Эти и другие материалы представляют определенный интерес для
анализа глееобразования и проверки установленных ранее закономерностей.
86

Ниже приведены сведения об изменении свойств и режимов гидроморфных
почв под влиянием нарастающего оглеения, образованных на трех широко
распространенных постледниковых кислых почвообразующих породах
южнотаежной подзоны Русской платформы - тонкослоистых ленточных глинах (лимно-
гляциальные отложения в бассейне оз. Ильмень), покровных лессовидных легких
глинах и суглинках Клинско-Дмитровской моренной гряды и флювиогляциальных
песках Мещеры.
4.2. Роль глееобразования в формировании почв на
суглинистых и глинистых почвообразующих породах
гумидных ландшафтов.
Рассмотрим общие закономерности глееобразования и его роль в
формировании почв гумидных ландшафтов. С этой целью используем материалы
наших исследований, полученные в результате многолетних почвенно-
гидрологических работ на территории Рузского, Волоколамского, Новгородского и
Веригинского стационаров в 1960-1985г.г.
4.2.1. Макро- и микроморфология тяжелых оглеенных почв
Морфологические исследования почв являются основой их диагностики
Этим объясняется большое внимание к изучению внешних легко фиксируемых
морфологических признаков почв.
Морфология почв определяется факторами их формирования, в первую
очередь, - гидрологическим режимом и почвообразующими породами Поэтому
морфология является объектом глубокого научного поиска и, вместе с тем,
основой практической диагностики
«... Морфология ... представляет собой один из самых интересных отделов
естественной истории и, можно вообще сказать, ее существенную часть» Это
заключение Чарльза Дарвина (1935) в равной мере справедливо как в отношении
живых организмов, так и почв. Оно особенно актуально для минеральных
оглеенных почв, поскольку именно они отличаются наиболее яркими и
запоминающимися тонами, огромным разнообразием конкреционных и
неконкреционных новообразований, контрастным набором генетических
горизонтов.
Для того чтобы понять генезис почв необходимо, прежде всего, раскрыть
особенности их гидрологического режима, установить взаимосвязь между
морфологией почв и гидрологией, связать изменение свойств почв с
трансформацией водного режима. Только в этом случае наши научные
обобщения, выводы и практические рекомендации приобретают необходимую
достоверность.
Рассмотрим изменения морфологии почв под влиянием прогрессирующего
оглеения на примере двух типичных катен Рузского стационара в лесу и на поле
Его территория приурочена к Клинско-Дмитровской моренной гряде в пределах
Московской области. Почвообразующие породы - лессовидные (покровные)
87

бескарбонатные легкие глины, подстилаемые на глубине 2-Зм. днепровской
красноцветной суглинистой мореной. Последняя покоится на глинах юры, ниже -
известняки карбона (рис. 9).
Рис. 9. Литологический разрез территории Рузского мелиоративного почвенно-гидрологического
стационара.
Разрез 1 - дерново-подзолистая суглинистая почва; разрез 3 - то же, глубокооглеенная; разрез 5 - то же,
глееватая тяжелосуглинистая; разрез 6 - дерново-глеевая тяжелосуглинистая; 1- лессовидные (покровные)
отложения; 2 - моренные суглинки и глины; 3 • юрские глины; 4 - известняки
Объектами1 исследования послужили дерново-подзолистая суглинистая (А1-
А2-В1-В2-С), дерново-подзолистая глубокооглеенная суглинистая (А1-А2-В1-В2-
Сд), дерново-подзолистая глееватая (A1-A2g'-B1g,,,mr-B2g",mr-Cg",)> дерново-
подзолистая глеевая (А1 g"-A2g"-A2g',fs-B1 g"',mr-Gmr) и дерново-глеевая
(A1g",nax-A1g,M-Bg",,mr-Gmr-Gr) тяжелосуглинистые в окультуренном и
целинном вариантах. Оглеенные почвы заболоченны поверхностными
(намывными склоновыми) водами. Грунтовые воды залегают на значительной
1 Здесь и далее использование терминов «неоглеенные» и «оглеенные» почвы
основано только на одном морфологическом признаке - отсутствие или наличие в
профиле почв горизонтов с холодными цветовыми опенками (синим, сизом,
зеленым, серовато-сизым, сизоватым и т. д.). Ниже, однако, показано, что по
другим признакам оглеение можно диагностировать в почвах, свободных от такой
специфической окраски. Поэтому только морфохроматическая оценка степени
оглеения почв представляется теперь недостаточной. В этой работе, однако,
учитывая сложившуюся традицию и необходимость более полной разработки
аналитических методов диагностики оглеения, в номенклатуру почв указание на
оглеенность вводилось только в тех случаях, когда профиль имел четкие
морфохроматические признаки в виде характерных цветов холодной части
спектра.
88

глубине (более 30м) и не принимают участие в заболачивании почв
рассматриваемой территории.
Макро- и микроморфологическое строение почв Рузского стационара
приведено ниже в виде совмещенного описания их профилей.
Разрез 1 Дерново-подзолистая суглинистая почва. Пашня. Вершина холма,
склоны 2-3° (рис. 10). Естественная растительность1 в лесу - ельник-кисличник 70-
80-летнего возраста (рис.11). Полнота 0.8-0.9. Состав 7Е2Б1Д, ель (Picea
excelsa Link), березы (Betula verrucosa Ehrh), дуб (Quercus robur. L), липа (Tilia
cordata L). В подросте береза, клен (Acer platanoides L), липа, дуб, орешник
(Corylus avellana L). В хорошо развитом травянистом покрове доминируют
кисличка (Oxalis acetosella L.) и осока волосистая (Carex pilosa Scop.). Единично -
папоротник (Ptendium aquilmum Kuhn.), копытень (Asarum europaeum L), сныть
(Aegopodium podagraria L), сочевичник весенний (Orobus vernus L) горизонты
почв в лесу имеют следующую мощность: А0А1 1-2см., А1 5-7см.; А2 15-17см
Апах 0-23(28) см. Сухой, серый с буроватым оттенком, рыхлый,
среднесуглинистый, комковато-пылеватый, редкие мелкие
темные ортштейны (диаметр 0.5-1 до 1-2 мм) В минеральном
скелете преобладают угловатые зерна кварца и полевых
шпатов 0.01-0.10мм. Эта особенность микростроения
минерального скелета характерна для всех исследованных
почв рассматриваемого ряда. Единично компактные ортштейны
величиной 0.1-0.5 мм, округлые, с ровным и четким краем, а
также полуразложившиеся растительные остатки.
23(28)-28(36)см. Свежий, белесый с палевым опенком,
А2 среднесуглинистый, листоватый, редкие мелкие темные
ортштейны Основная часть подзолистого горизонта запахана.
В шлифах единичные компактные ортштейны величиной от
0.06-0.10 до 0.1-0.5мм.
28(36)-50см. Свежий, коричневато-бурый с белесыми потеками,
А2В1 тяжелосуглинистый или глинистый, ореховато-призМатический.
По граням структур - обильная кремнеземистая присыпка.
Единичные компактные ортштейны величиной 0.10-0.20 мм.
Значительная часть площади шлифов заполнена
колломорфным глинистыми веществом красно-бурого цвета.
gl 50-86 см. Влажноватый, тяжелосуглинистый или глинистый,
плотный; мелкопризматические отдельности, покрытые с
поверхности красновато-коричневой пленкой натечного
глинистого вещества. Много мелких едва заметных примазок.
Переход постепенный. В поле зрения микроскопа единичные
железо-марганцовистые стяжения величиной от 0.1-0.2 до 0.3 мм.
1 Для характеристики естественной растительности использованы описания
лесов, непосредственно примыкающих к тем полевым участкам, где были
заложены основные разрезы. Лес описывался на площадках, почвенный покров
которых по морфологии был идентичен покрову полевых разрезов.
89

..~w*V**4; -*"***:
w^
"^■«♦.:>^*-*'!Г ■ >*»^4
Рис 10 a - водораздел
территории Рузского
стационара,
образованный
дерново-подзолистыми почвами
б. профиль дерново-
подзолистой
окультуренной
тяжелосуглинистой почвы
здесь и далее - цена
одного деления на
мерной рейке-10см
90

Обильные скорлуповатые затеки красно-бурой колломорфной
глины в трещинах и порах.
В2 86-140 см. Влажный, тяжелосуглинистый или глинистый,
крупнопризматический. Заметно отличается от гор. В1 более
светлой желто-бурой окраской, что связано с меньшим
распространением натечной глины. Грани структур гор.В2 (в
отличие от В1) покрыты пленкой натечной глины только по
отдельным участкам; обнажена желто-палевая окраска
материнской породы. Натечная глина здесь несколько светлее,
розовато-коричневая. На светлом фоне горизонта крупные,
величиной до размеров спичечной головки примазки и редкие
охристые пятна. Колломорфная глина менее обильна, чем в гор.
В1. Ее окраска в скрещенных николях красно-бурая, частично
желтая. Много железистых стяжении 0.4-0.8 мм в диаметре.
Единично встречаются поры с ожелезненными стенками и очень
редко - диффузионные кольца гидроокислов.
С 140-180 см. Влажный, охристо-желтый, глинистый,
крупнопризматический, по отдельным крупным трещинам и порам сюда
проникает натечная глина, много крупных примазок.
Рассматриваемый профиль - типичная дерново-подзолистая почва с
дифференцированными элювиальным и иллювиальными горизонтами. Мощность
элювиального горизонта составляет в среднем 25 см, увеличиваясь местами до
30-40 см. Обращает на себя внимание морфологически четко выраженный
иллювиальный гор. В1. Поверхности структурных отдельностей, стенки пор и
трещин этого горизонта покрыты красновато-коричневой натечной глиной.
Глубже, в гор. В2 и С, натечная глина проникает только по крупным порам и
трещинам.
Морфологические признаки оглеения в виде сизой, голубой и иной холодной
окраски во всех горизонтах почвенного профиля отсутствуют. Другие признаки
оглеения в дерново-подзолистой почве выражены слабо.
Тем не менее они достаточно определенны в различных горизонтах профиля.
Так, в элювиальных горизонтах это немногочисленные мелкие ортштейны, в гор.
В1 - мельчайшие (0.1-0.2 мм) примазки. В гор. В2 и С крупные примазки и
охристые пятна. В шлифах из этих горизонтов фиксируется некоторая
обесцвеченность колломорфной глины, наблюдаются единичные диффузионные
кольца гидроокислов и ожелезнение пор (рис. 12). Изменения
макроморфологических признаков в сухие годы не наблюдались. Только во
влажные годы подзолистый горизонт и оподзоленные затеки приобретали
сероватый оттенок.
Разрез 3. Дерново-подзолистая глубокооглеенная суглинистая почва.
Пашня. Нижняя треть склона 2° (рис. 13). Начальная стадия заболачивания
дерново-подзолистых почв. Естественная растительность - ельник-кисличник 70-
80-летнего возраста. Состав тот же, что и для разреза 1. Полнота 0.8-0.9. В
травянистом покрове доминируют кислица, осока волосистая. Встречаются
91

jhfc^Sl
&111?&К
l^lv^i
v^w£*-2'
гшш
як, ш
■ ,# *
ч. - ■
sf*
..;■ -..»■ :-U «№»■ V I f- . , -*f>^ .Я1
Рис. 11 Лес на территории Рузского стационара.
папоротник, черника (Vaccinium myrtillus L.), костяника (Rubus arcticus L),
копытень, сочевичник весенний, сныть. Редко - зеленые мхи (Drepanocladus,
92

Рис. 12.1. Микроморфология железистых
новообразований тяжелых
дерново-подзолистых, дерново-подзолистых оглеен-ных и
дерново-глеевых почв.
а - дерново-подзолистая почва, компактный
ортштейн с ровными и четкими краями (Апах
5-10 см., ув. 60); б - дерново-подзолистая
глубокооглеенная почва, ортштейн с
неровными краями (А2 24-29 см., ув. 60); в - оже-
лезненная пора (В2 80-90 см., ув. 100);
дерново-подзолистая глееватая почва; г -
рыхлый ортштейн с размытыми очертаниями
(Апах 10-15 см., ув. 50); д - примазка с
диффузным скоплением окислов железа (В1
55-60 см., ув. 50)
93

' *\*&jHm№*\~4$i
ЧГ -^ 4^* v' *'+- * ^йга
-4 &*- *
п * U * "
Ь ЪЛ<
■•Ч' \
ч'«Иг^;~~ J^^^ m
:W;JfeJ
4 ш. *Dt \L ^^ВКИппКшЯв
|ж тщ1ййЕ
Рис. 12.2. Микроморфология
железистых новообразований тяжелых
дерново-подзолистых, дерново-
подзолистых оглеенных и
дерново-глеевых почв,
е - ожелезнение стенки поры (В1
55-60 см., ув. 100); ж - диффузное
кольцо (В1 55-60 см., ув. 50); з -
диффузное кольцо (В2С 90-100
см., ув. 50).
Апах
А2
0-20(30) см. Сухой, буровато-серый, среднесуглинистый,
комковато-пылеватый, мелкие (0.5-2 мм) ортштейны. В шлифах
ортштейны величиной от 0.10-0.40 до 0.8-1.2 мм. Встречаются
рыхлые пятна окислов железа 0.07-0.15 мм в диаметре
20(30)-32(45) см. Свежий, белесый с палевым опенком,
суглинистый, листовато-слоеватый, в заметном количестве
мелкие ортштейны. Под микроскопом доминируют ортштейны
диаметром 0.35-0.70 мм, единичные - до 2.0 мм с неровным,
нечетким краем.
94

л* ■
v. B
■
* 1
ГЛ 1
■
888'-.
1 i -Я
-. .
■Иг
fж
Рис. 13. а. Нижняя
часть склона,
образованная дерново-
подзолистыми
окультуренными глу-
бокооглеенными
почвами.
б. профиль дерно-во-
подзолистой
окультуренной глубо-
кооглеенной
тяжелосуглинистой
почвы.
95

А2В1 32(45)-58 см. Влажный, коричневато-бурый, средне- или
тяжелосуглинистый, мелкопризматический. По граням структур
глянцевые пленки и обильная кремнеземистая присыпка. Много
мелких железо-марганцовистых примазок, единично крупные. В
порах и трещинах обильные скопления красно-бурого
колломорфного вещества.
В1 58-98 см. Влажный, охристо-бурый, тяжелосуглинистый,
мелкопризматический. Трещины и крупные поры выстланы
розовато-коричневой глинистой пленкой. Грани структур
покрыты натечной глиной, но, в отличие от гор. В1 автоморфной
почвы, не сплошным слоем. Мелкие крупные примазки,
охристые пятна. В порах и трещинах - выделения красновато-
бурой, частично желтой колломорфной глины. Единично и
скоплениями - стяжения гидроокислов железа.
В2д' 98-140 см. Сероватый, охристо-желтый, суглинистый,
крупнопризматический, плотный, много охристых пятен и
крупных примазок. Отчетливые вертикальные сизовато-серые
полосы глея по трещинам. Натечная глина распространена
преимущественно по крупным трещинам и порам, проникая в
гор. С. Переход постепенный. Под микроскопом окраска
почвенной массы дифференцирована на светло-серые и
ожелезненные бурые участки. Многочисленные выделения
гидроокислов железа в виде диффузионных колец, стяжений и
др. Колломорфное вещество заметно обесцвечено,
преимущественно желтой, частично красно-бурой окраски.
140-200 см. Сырой, светло-охристый, глинистый, вязкий, крупно-
Сд' призматический, крупные примазки, оглеен, между
горизонтальными слоями структур охристые выделения
гидроокислов железа.
Таким образом, весьма кратковременное избыточное увлажнение дерново-
подзолистой почвы сопровождается соответствующим усилением признаков
оглеения. Они проявляются в том, что в пахотном и подзолистом горизонтах
несколько увеличивается размер ортштейнов, в гор. А2В1 глубокооглеенной
почвы появляются крупные примазки и охристые пятна, заметно увеличивается
мощность гор. А2, в гор. В2 и С появляются вертикальные сизо-голубые пятна. В
рассматриваемом ряду именно эти почвы обладают максимальной мощностью
элювиальной толщи. Микроскопическое исследование позволяет обнаружить
дифференциацию окраски почвенной массы, заметную обесцвеченность
колломорфного глинистого вещества, многочисленные выделения гидроокиси
железа разнообразных форм.
Изменения морфологических признаков оглеения в сухие годы не
наблюдались. В исключительно влажные годы после продолжительного и
интенсивного увлажнения мелкие пятна оглеения по оподзоленным трещинам
96

отмечаются с глубины 80-90 см. Участки подзолистого эатека с мелкими сизыми
пятнами на воздухе приобретают серую окраску, тогда как слои почвы с
устойчивым оглеением имеют охристо-ржаво-зеленоватые опенки.
Разрез 5. Дерново-подзолистая глееватая тяжелосуглинистая почва.
Плоское основание склона. Вымочка на пашне (рис.14). Естественная
растительность - смешанный елово-березовый лес. Состав 4Е4Б20с. Ель (Picea
excelsa Link.), береза (Betula verrucosa Ehrh.), осина (Populus tremula L). В
наземном покрове кисличка (Oxalis acetosella L), черника (Vaccinium myrtilus L),
куртины папоротника, вейника (Calamagrostis epigeios Roth.), единично - осока
волосистая (Carex pilosa Scop.), копытень (Asarum eurapaeum L). Почти сплошное
покрытие гипновыми мхами (Drepanocladus). Мощность поверхностных
горизонтов почвы в лесу: А0А1 3-4 см, А1 9-11 см, А2 9-11 см.
А1пах. 0-18 см. Свежий, серый с сизоватым опенком, комковатый,
тяжелосуглинистый, много крупных ржаво-бурых ортштейнов
диаметром до 5-7 мм. В шлифах фиксируются ортштейны
величиной 0.5-1.5 мм (отдельные до 2-5 мм) в количестве 7-10 штук
на шлиф. Из них 2-3 компактных, темно-бурого цвета, с четкими
краями, остальные рыхлые, светло-бурые, с размытыми
очертаниями. Наряду с крупными отмечается заметное количество
более мелких ортштейнов, 0.1-0.5 мм (3-8 штук на 10 мм2
поверхности шлифа) и 0.02-0.06 мм (8-16 штук на 10 мм2). Окислы
железа образуют обильные рыхлые скопления в виде пятен
различной величины и формы.
A2g'fs 18-25 см. Влажный, серовато-белесый с сизоватым оттенком,
глинистый, листовато-слоеватый, много крупных ржаво-бурых
ортштейнов диаметром до 5-7 мм, охристые пятна. При
микроскопическом исследовании наблюдаются рыхлые ортштейны
величиной 0.7-1.5 мм; единичные до 5 мм в количестве 10-30 штук
на шлиф. Более мелкие ортштейны величиной 0,06-0,2 мм.
Компактные ортштейны отсутствуют. Много рыхлых пятнистых
скоплений аморфной гидроокиси железа.
А2В 25-46 (73) см. Влажный, ржаво-охристый, сероватые подзолистые
затеки, глинистый, ореховато-призматический, грани структурных
отдельностей обильно покрыты кремнеземистой присыпкой,
крупные примазки. Переход постепенный. В шлифах
просматриваются стяжения гидроокислов величиной 0.8-1.5 мм в
количестве от 1-2 до 3-5 штук на шлиф. В трещинах и порах в
заметном количестве колломорфная глина.
B1g",mr 46(73)-98 см. Влажный, желто-охристый с сизоватым опенком,
тяжелосуглинистый, мелкопризматический. Резко выделяются
вертикальные трещины и поры, выстланные сизовато-серой
натечной глиной, на поверхности структур выделения натечной
глины почти не наблюдаются. Много крупных примазок, вокруг пор
сизовато-сероватые пятна. Переход постепенный. При
микроскопическом исследовании наблюдаются характерные для
97

о
со
о со
I?
п
со £
g ^
о.
ее р
II
со со
со
ы
а.
g |АЬ
с; о -о
^ te S
§■8.8 с
8.с Е
&§'
g 2 5
II
= "5 5
ю сц t
8 § m
2 о.
- ^ 9£
со о ее
я
С?
.
Sf-it4' * '
Як*,
98

оглеенных горизонтов выделения гидроокиси железа в виде
стяжений, диффузных колец, ожелезненных пор. Намечается
дифференциация окраски почвенной массы на светло-серые и
бурые участки. В трещинах и порах затеки желтого, частично
красно-бурого колломорфного глинистого вещества менее обильны,
чем в предыдущих разрезах.
B2g",mr 98-150 см. Сырой, заметно более светлый, чем гор. В1, сизовато-
охристый, тяжелосуглинистый или глинистый,
крупнопризматический. Сизовато-сероватые глеевые и охристые пятна придают
профилю характерную пятнистость (мраморовидный горизонт).
Резко выделяются крупные темные примазки и сизовато-серые
потеки натечной глины по трещинам. Переход постепенный. В поле
зрения микроскопа разнообразные по форме аккумуляции
гидроокислов железа. Окраска почвенной массы четко
дифференцирована на светло-серые оглеенные и бурые
ожелезненные участки. Колломорфная глина преимущественно
желтой окраски, встречается редко, главным образом в виде тонких
пленок толщиной 0.01-0.05 мм.
Сд'" 150-200 см. Сырой, сильно оглеен, светло-серый с охристыми
пятнами, глинистый, вязкий, крупнопризматический, много примазок.
Между горизонтальными структурными слоями - обильные ярко-
охристые скопления гидроокислов железа. По крупным трещинам -
затеки сизо-серой натечной глины.
Из описания разреза 5 следует, что на рассматриваемой стадии
заболачивания дерново-подзолистая почва теряет черты типичного строения.
Здесь, в отличие от дерново-подзолистых почв, морфологически не выражен
иллювиальный горизонт, что связано с особым характером распределения
натечной глины. Если в дерново-подзолистых и дерново-подзолистых
глубокооглеенных почвах натечная глина концентрируется в верхней части
иллювиального горизонта, облицовывая тонкой пленкой всю поверхность трещин
и структур, то в глееватых почвах она отлагается преимущественно в крупных
трещинах, рассекающих весь профиль сверху донизу.
Гумусовый и подзолистый горизонты характеризуются интенсивным
ортштейнообразованием. В подзолистом горизонте ортштейны часто образуют
крупные скопления, "гнезда". Наряду с этим в подзолистом горизонте
наблюдаются признаки "отбеливания", проявляющиеся в исчезновении палевого
оттенка элювиального горизонта свойственного автоморфным дерново-
подзолистым почвам. В горизонте А2В1 появляется много крупных примазок и
охристых пятен, а в гор. В1 - отчетливые признаки оглеения. Интенсивность
оглеения в глубжележащих горизонтах заметно возрастает.
Микростроение оглеенных горизонтов глееватой почвы характеризуется
дифференциацией окраски почвенной массы, многочисленными и
разнообразными по форме аккумуляциями гидроокислов железа, заметной
обесцвеченностью колломорфной глины.
99

В сухие годы происходят следующие изменения морфологии верхних
горизонтов дерново-подзолистых глееватых почв. В пахотном слое исчезают
сизоватый оттенок и пятна слабого оглеения, появляются точечные ржавые пятна
на изломе глыб и ожелезненные чехлики вокруг корней. В гор. А2 сизоватый
оттенок заметно ослабевает, но на контакте с гор. А2В1 этот цвет, присущий во
влажные годы всему горизонту, устойчиво сохраняется. В гор.В2 в сухие годы
наблюдалось некоторое ослабление сизоватой окраски. В более глубоких
горизонтах изменения признаков оглеения не обнаружено. Во влажные годы
признаки оглеения оставались весьма близкими к тем, которые приведены в
основном описании. В этом случае имеет место лишь несколько большая
интенсивность оглеения всего профиля.
Разрез 6а. Дерново-подзолистая глеевая почва. Микроповышение замкнутой
депрессии, комплексный почвенный покров (на повышениях дерново-
подзолистые глеевые, в понижениях - дерново-глеевые почвы). Заболоченная
залежь. В травянистом покрове открытых территорий - щучка дернистая
(Deschampsia caespitosa P.B.), ситник расходящийся (Juncus effusus L), клевер
ползучий (Trifolium repens L). Единично - осока дернистая (Carex ceaspitosa L);
повсеместно гипновые мхи. В лесу - береза (Betula verrucosa Ehrh.), осина
(Populus tremula L.) (состав 6Б, 40c). Единично угнетенная ель (Picea excelsa
Link.). Поверхностные горизонты почвы в лесу имеют следующую мощность:
А0А1 5-6; А1д' 12-14; А2д" 4-5 см.
Ад 0-4 см. Влажная плотная дернина.
А1д' 4-20 см. Влажный, грязно-серый с белесыми пятнами, глинистый,
прочнокомковато-зернистый, много охристых пятен и ржаво-бурых
ортштейнов, густо пронизан корнями. Переход четкий, ровный. В
шлифах очень много бурых железистых ортштейнов различной
величины (от 0.02 до 2-5 мм.). Отдельные участки сильно
ожелезнены. Много полуразложившихся растительных остатков.
A2g",fs 20-31 см. Влажный, серовато-белесый, тяжелосуглинистый,
охристые пятна. Горизонт насыщен ржаво-бурыми ортштейнами.
Переход в следующий горизонт четкий, языковатый.
А2Вд" 31-60 см. Сырой, ржаво-охристых с сероватыми подзолистыми
потеками, тяжелосуглинистый, мелкопризматический, много
крупных примазок. Почва вокруг пор и трещин оглеена. Под
микроскопом в незначительном количестве просматривается
колломорфная глина желтого цвета.
B1g"',mr 60-110 см. Мокрый, ржаво-сизый, тяжелосуглинистый,
призматический, много охристых пятен и крупных примазок, по
трещинам - серо-сизая натечная глина. Колломорфное глинистое
вещество имеет желтую окраску, просматривается редко,
преимущественно в виде пленок толщиной 0.01-0.03 мм.
Gmr 110-150 см. Мокрый, сочится вода, охристо-сизый, глинистый,
вязкий, призматический, сильно оглеен. Количество темных
примазок резко уменьшается по сравнению с гор. B1g"'mr. В
100

полостях корневых ходов встречаются кирпично-красные
трубчатые конкреции. По трещинам - сизо-серые потеки глины.
Go 150-180 см. Мокрый, сизый с охристыми пятнами, глинистый,
вязкий, глыбисто-призматический, редкие примазки и трубчатые
конкреции.
В дерново-подзолистой глеевой почве признаки оглеения принимают
экстремный характер. Это выражается в интенсивном оглеении всей
иллювиальной части профиля. На этой стадии заболачивания в гор. В2 и G резко
уменьшается количество темных примазок и появляются кирпично-красные
трубчатые конкреции.
Несмотря на интенсивное заболачивание в дерново-подзолистой глеевой
почве еще сохраняется четкий элювиальный горизонт. Но здесь, как и в
глееватых почвах, иллювиальный горизонт морфологически не выражен, что
является, по-видимому, характерной особенностью интенсивно оглеенных
подзолистых почв.
Разрез 6. Дерново-глеееая тяжелосуглинистая почва (рис.15).
Микропонижение в 10 м. от разреза дерново-подзолистой глеевой почвы.
Травянистая растительность на открытых территориях та же, что и на дерново-
подзолистых глеевых почвах с большим участием осок; в лесу -
преимущественно осина, редко береза.
Ад 0-5 см. Сырая, плотная, темно-серая дернина.
А1д' 5-20 см. Сырой, почти черный, глинистый или тяжелосуглинистый,
прочная комковато-зернистая структура, мелкие ржавые и сизые
пятна. Густо пронизан корнями, вокруг которых ожелезненные
чехлики. Мелкие черные гумус-алюминиевые конкреции. В
пределах горизонта и у его нижней границы встречаются белесые
пятна с редкими ржаво-охристыми ортштейнами. Переход резкий
по окраске. Шлиф бурый, сильно ожелезненный. Много
полуразложившихся растительных остатков. Ортштейнов мало,
некоторые из них рыхлые, бурого цвета, просвечивают; другие -
компактные, густо-черные, непрозрачные.
Ag',mr 20-50 см. Сырой, желто-серый с сизоватым оттенком,
суглинистый, слоевато-призматический, оглеен, ржавые пятна и
примазки. Переход постепенный.
BgH,,mr 50-92 см. Мокрый, охристо-сизый, суглинистый, призматический.
Много крупных примазок. По вертикальным трещинам тонкий
налет сизовато-серой натечной глины. Под микроскопом
характерные для оглеенных горизонтов аккумуляции гидроокиси
железа - стяжения, плотные выделения вокруг пор, диффузные
кольца. Колломорфная глина просматривается редко.
Gmr' 92-140 см. Мокрый, охристо-сизый, суглинистый, глыбисто-
призматический. Количество примазок резко уменьшается,
встречаются охристые трубчатые конкреции. По вертикальным
трещинам очень тонкий слой натечной глины
101

Наиболее характерными особенностями дерново-глеевых почв является
отсутствие подзолистого горизонта (лишь редкие белесые пятна и тонкие
глинистые потеки по трещинам свидетельствуют о весьма ослабленном
проявлении подзолообразования) и резкое уменьшение количества ортштейнов в
верхних горизонтах по сравнению с дерново-подзолистыми глеевыми почвами.
Признаки гидроморфизма дерново-подзолистых глеевых и дерново-глеевых почв
в сухие и влажные годы остаются весьма стабильными. Следует отметить, что во
влажные периоды поверхностные горизонты приобретают интенсивный
сизоватый оттенок, а в сухие можно наблюдать совершенное исчезновение
сизого оттенка в гор. А1.
Таким образом, в тяжелых почвах подзолистого типа оглеение почв и их
заболачивание в пространстве начинается с появления равномерно рассеянных
по всему профилю темноокрашенных железо-марганцевых и марганцевых
мелких конкреций и аморфных пятен, возникновения в глубоких слоях профиля
вертикально вытянутых голубовато-сизых оглеенных пятен, как бы завершающих
крупные трещины, оподзоленные в верхней части. Цветовые признаки оглеения
на этом этапе наиболее четко выражены по граням крупных структур, внутри
которых специфическая для оглеения холодная окраска отсутствует. Усиление
заболачивания сопровождается оглеением второго иллювиального горизонта,
появлением сизых и синеватых пятен в гумусовом слое.
Существенным признаком оглеения дерново-подзолистых глееватых и
глеевых почв является и формирование в их профиле мраморовидных
(Laatsch,1938) иллювиального (Bg"-gm,mr) и глеевого (Gmr) горизонтов.
В дерново-подзолистых глееватых и глеевых почвах формируются ржавые и
относительно крупные железистые ортштейны в гумусированном и
иллювиальном горизонтах; в дерново-глеевых почвах исчезают примазки в
иллювиальных горизонтах, появляются корневые трубчатые, а в гумусированных
- черные гумус-алюминиевые конкреции. При интенсивном оглеении происходит
частичное или полное исчезновение подзолистых горизонтов. Новообразования -
марганцовистые пятна, мелкие темноокрашенные марганцево-железистые
ортштейны, железистые аморфные стяжения и др., по нашим наблюдениям, не
подвержены визуально улавливаемым изменениям в периоды с различной
влажностью.
Крайние разновидности исследованного ряда - дерново-подзолистые
глубокооглеенные и дерново-глеевые почвы - обладают весьма стабильными
признаками гидроморфизма во влажные, средние по увлажнению и сухие годы.
Их наибольшие изменения удается проследить в тяжелых дерново-подзолистых
глееватых почвах в сухие годы. Однако и в этом случае сохраняется ряд
специфических признаков, позволяющих надежно диагностировать изученные
почвы в экстремные годы.
Здесь следует также отметить некоторые специфические особенности
строения аккумулятивного горизонта дерново-подзолистых почв в лесу,
102

^.>">'>/'
*
м|
а
I ж
Рис. 15. а. Заболоченный луг на
плакоре с
дерново-подзолистыми глеевыми и дерново-
глеевыми почвами.
6. Профиль дерново-глеевой
почвы. Разрез 6.
#$.* ■* -
ft'S* -^ ■:
№'•'
rf>>,
^ ^
*PJhf&
iu . ■
k*U.v ' -
%
:V
■■. -
»: ,/
.."
+&
103

обусловленные их прогрессирующим заболачиванием. В дерново-подзолистых
почвах (разрез 20) гумусовый горизонт выражен слабо, имеет непрочную
структуру и по механическому составу близок к расположенному под ним
подзолистому горизонту. В отличие от этих почв, в дерново-подзолистых
глубокооглеенных (разрез 21) и глееватых (разрез 22) почвах верхний горизонт
заметно гумусирован, обладает относительно прочной комковато-творожистой
структурой и несколько тяжелее подзолистого горизонта по механическому
составу. Ниже гумусового горизонта по морфологическому строению и
характерным признакам оглеения лесные почвы тождественны почвам открытых
пространств.
В заключении необходимо подчеркнуть две важные морфологические
особенности, свойственные суглинистым и глинистым почвам рассматриваемого
типа.
Во-первых, с нарастанием степени гидроморфизма можно отчетливо
проследить увеличение мощности подзолистого горизонта. В тяжелых почвах это
явление отмечается только на самых начальных стадиях заболачивания.
Максимальная мощность подзолистого горизонта наблюдалась в дерново-
подзолистых глубокооглеенных почвах. Но при дальнейшем усилении степени
оглеения мощность элювиального горизонта быстро сокращается. В
сильнооглеенных разновидностях он полностью исчезает.
Однако, в легко- и среднесуглинистых, более водопроницаемых дерново-
подзолистых почвах Волоколамского стационара, который по геологическому
строению аналогичен Рузскому, нарастание степени оглеения сопровождается
особенно четким увеличением мощности элювиального горизонта. В этом случае
при весьма слабом оподзоливании верхней части неоглеенной почвы
максимальный элювиальный горизонт был обнаружен не в глубокооглеенной, а в
более заболоченной дерново-подзолистой слабооглеенной почве (рис.16).
Во-вторых, следует подчеркнуть особое значение трещин в формировании
морфологии суглинистых и глинистых почв. В сухое время года их нередко можно
наблюдать на поверхности подзолистых почв. В толще почвы они отчетливо
прослеживаются вдоль граней структурных отдельностей иллювиального
горизонта. Именно по ним вглубь почвы распространяются оподзоленные языки,
которые в гидроморфных почвах ниже обычно завершаются вертикальными
пятнами оглеения (рис. 17). Оглеение в почвах рассматриваемого ряда
проявляется прежде всего на кутанах, образующих поверхность трещин (рис. 18).
Цветовые пятна оглеения, повторяя сложную архитектуру трещин, обычно
заполняемых корнями, вызывают характерную мраморовидную окраску
иллювиального горизонта, отмеченную впервые Лаатшем (Laatsch,1938). Этот
эффект, привлекающий внимание исследователя в поле, усиливается, как
следует из приведенных данных, закономерной сменой цвета колломорфной
глины, сосредоточенной в трещинах иллювиального горизонта (от красно-бурого
в дерново-подзолистых до светло-желтого и серого в оглеенных подзолистых
почвах), (рис. 19).
104

Трещины являются основными каналами, по которым мигрирует
гравитационная влага, основная масса корней, тонкие механические элементы.
Н.А. Качинский (1922) и А.А. Роде (1937) справедливо подчеркивали большое
значение трещин в формировании гидрологического режима почв. По-видимому,
трещины следует вообще рассматривать как зоны наиболее активного
современного почвообразования (Зайдельман, 1968, 1985). С другой стороны,
происхождение трещин, широко распространенных не только в суглинистых и
глинистых подзолистых, но и в других тяжелых бесструктурных почвах, связано,
по-видимому, с реликтовыми явлениями и, прежде всего, с глубоким
первоначальным растрескиванием отложенной породы при высыхании, а также с
криогенными явлениями в гляциальный и постгляциальный периоды.
4.2.2. Изменение физических свойств под влиянием оглеения
В пределах профиля каждой почвенной разновидности рассмотренного ряда
дерново-подзолистых, дерново-подзолистых оглеенных и дерново-глеевых
14-4763
105

Рис. 17. Вертикальные трещины - пути наиболее активной миграции влаги в суглинистых и
глинистых почвах.
Вид трещин: а - с поверхности; 6- по профилю.
суглинистых и глинистых почв наблюдается отчетливая неизменно
повторяющаяся дифференциация профиля на две резко отличающиеся по
физическим свойствам зоны. Верхняя зона, образованная гумус-аккумулятивно-
элювиальными горизонтами, обладает (по сравнению с глубжележащей -
иллювиальной) более высокой порозностью, меньшей влагоемкостью,
максимальной водопрони-цаемостью (рис. 20).
Рис. 18. Оглеение кутан по поверхности структурных отдельностей
иллювиального горизонта по ходу трещин. Почва - дерново-подзолистая
глубокооглеенная суглинистая.
106

В тяжелых почвах по мере усиления оглеения можно проследить некоторое
увеличение плотности и уменьшение порозности, наиболее отчетливо
выраженное в нижних горизонтах глеевых почв. Абсолютные значения
порозности нижних горизонтов тяжелых почв столь незначительны, что объем
воздухоносных пор при влажности, равной предельной полевой влагоемкости, не
превышает 3-6%.
При сопоставлении плотности и порозности дерново-подзолистых и дерново-
подзолистых глееватых тяжелых почв следует обратить внимание еще и на то,
что их абсолютные значения имеют незначительные различия. Это объясняется,
очевидно, тем, что действие оглеения на тяжелых почвах развивается на весьма
плотных материнских породах. Поэтому оглеенные подзолистые тяжелые почвы
существенно не отличаются по физическим свойствам от неоглеенных. В более
легких дерново-подзолистых почвах, приуроченных к легко- и среднесуглинистым
породам, наблюдается постепенное увеличение объемного веса и уменьшение
порозности под влиянием прогрессирующего заболачивания, главным образом в
иллювиальных горизонтах (в слое 50-120см.). Уменьшение порозности в
легкосуглинистых дерново-подзолистых глеевых почвах по сравнению с дерново-
подзолистыми обычно равно 4-8%.
Рис. 19. Колломорфная ярко-охристая (а) и лимонно-серая (б) глина в крупных трещинах
дерново-подзолистых глубокооглеенных (а) и глееватых (б) почв. Увеличение хЮО.
Низкая порозность тяжелых подзолистых почв является причиной того, что
абсолютные значения их водопроницаемости, во-первых, весьма невелики и, во-
107

вторых близки у дёрново-подзолистых и дерново-подзолистых оглеенных
разновидностей. Например, при определении водопроницаемости с поверхности
и в горизонте В1 методом инфильтрации было установлено, что в тяжелых
дерново-подзолистых и дерново-подзолистых глубокооглеенных и глееватых
почвах Рузского стационара значения скорости фильтрации колеблятся для
пахотного горизонта в интервале 0.08-012, а для иллювиального - 0.05-0.01
м/сутки. Таким образом, для всех трех разновидностей, существенно отличных по
степени оглеения, установлены однозначные величины водопроницаемости
аккумулятивных и иллювиальных горизонтов.
Рис. 20 Некоторые воднофизи-
ческие свойства почв
разного гранулометрического
состава и степени
заболоченности
А - Рузский стационар,
тяжелые дерново-подзолистые
почвы* I -
дерново-подзолистая суглинистая; II - то
же, глубокооглеенная; III -
то же, глееватая
тяжелосуглинистая; IV - дерново-
глеевая тяжелосуглинистая.
Б - Волоколамский
стационар, легко- и среднесу-
глинистые
дерново-подзолистые почвы: I - дерново-
подзолистая; II то же,
глубокооглеенная; III - глееватая;
IV - глеевая.
1 - твердая фаза; 2 -
воздухоносная порозность при
предельной полевой влаго-
емкости (ППВ); 3 - ППВ (в
объемных процентах); 4 -
07 ППВ; 5 - влажность
завядания.
А
80 60 40 20 О
80 60 40 20 0 % об.
КН II
■--- III
.--Ч IV
О 20 40 60 80
Весьма невысокие и близкие между собой значения были обнаружены и при
определении боковой фильтрации дерново-подзолистых глееватых и дерново-
глеевых почв в слое 40-90 см методом восстановления уровня воды в скважине
(0 05-0.08 м/сутки). Таким образом, водоупорное значение иллювиальных
108

горизонтов профиля тяжелых почв подзолистого и болотно-подзолистого типов в
вертикальном и боковом направлениях очевидно
Отметим, что именно такие значения фильтрации (01 дюйм/час, или 0.06
м/сутки) были приняты Флай (Fly, 1961) для характеристики водоупорных
горизонтов при попытке классифицировать почвы по их фильтрационной
способности.
Водопроницаемость более легких - суглинистых подзолистых и дерново-
глеевых почв была изучена на примере четырех почвенных разновидностей,
образующих по степени оглеения ряд, аналогичный ряду почв Рузского
стационара. Фракционный и гранулометрический состав материнской породы
этих разновидностей был почти тождественен.
При исследовании их водопроницаемости установлено определенное
снижение скорости фильтрации верхнего горизонта в почвах, отличающихся
наибольшим оглеением, относительная стабильность ее значений в глубоких
слоях профиля и значительные колебания водопроницаемости иллювиальных
горизонтов (табл. 25) Обращает внимание то, что низкая скорость фильтрации,
свойственная иллювиальному слою дерново-подзолистых и дерново-
подзолистых глубокооглеенных почв (0.08-0 15 м/сутки), в глееватых и глеевых
видах резко возрастает (в 2-4 раза) и оказывается равной или близкой
водопроницаемости материнской породы в том случае, когда верховодка
исчезает из их профиля. Вместе с тем при близком залегании верховодки к
Таблица 25
Коэффициент фильтрации легкосуглинистых дерново-подзолистых почвах разной
степени оглеения*, м/сутки Северо-Запад Московской области Метод
заливаемых квадратов (0.5x0.5м, 1x1 м) по Н.А. Качинскому
Горизонт, глубина
Пахотный, А1+А2, с
поверхности
Подпахотный (иллювиальный),
30-40 см
90-100 см
Почва
Дерново-
подзолистая
0,30
0,15
0.21
Дерново-
подзолистая
глубокооглеенная
0.44
0.08
0.40
Дерново-
подзолистая
глееватая
0,40
0.38
0.38
Дерново-
подзолистая
глеевая
0,14
0,34
0,34
* - Замеры выполнены при отсутствии верховодки в профиле всех почв до глубины Зм
дневной поверхности (например, весной - 1-1.3 м) поток влаги, восходящей к
поверхности от зеркала верховодки, способствует подавлению иллювиальных
явлений. Именно поэтому и в легкосуглинистых оглеенных почвах иллювиальные
горизонты, несмотря на заметную водопроницаемость в сухом состоянии, во
109

влажные периоды, так же как и в тяжелых почвах, могут играть весьма
определенную водоупорную роль.
Рассматривая, однако, водопроницаемость этих почв в сухие периоды, при
отсутствии верховодок в их профиле, можно обнаружить по крайней мере три
причины увеличения коэффициента фильтрации иллювиальных горизонтов
глееватых и глеевых почв по сравнению с неоглеенными. Во-первых,
интенсивное заболачивание легкосуглинистых подзолистых почв резко ослабляет
процесс формирования уплотненного в результате лессиважа иллювиального
горизонта; во-вторых, здесь, вероятно, возможно некоторое облегчение состава в
результате выноса железа и алюминия под влиянием оглеения. Наконец, в-
третьих, причиной увеличения фильтрации воды в оглеенных почвах может
оказаться их повышенная трещиноватость в сухом состоянии.
Из приведенных данных следует, что фильтрация в глееватой почве по
всему профилю, а в глеевой - на глубинах 30-40 см. и 90-100 см. в 1.5-2 раза
выше фильтрации в неоглеенной почве.
По образному выражению А.А. Завалишина (1928), «очевидно, горизонт В
съедается глеем» (стр.68), точнее, оглеение ослабляет или исключает условия
для его возникновения в легко- и среднесуглинистых почвах на лессовидных
породах. Поэтому водопроницаемость оглеенных иллювиальных горизонтов
оказывается близкой или тождественной водопроницаемости неоглеенной
материнской породы. Например, в дерново-подзолистой глееватой почве Кф
иллювиального и переходного (ВС) оглеенного горизонтов оказался одинаковым
(0.38 м/сутки) и равным коэффициенту фильтрации неоглеенного горизонта ВС
глубокооглеенных почв (Кф = 0.40 м/сутки).
Уменьшение фильтрации иллювиального горизонта глубокооглеенных почв и
его увеличение в сильнооглеенных по сравнению с неоглеенными становятся
понятными, если учесть, что заболачивание на начальных этапах способствует
усилению лессиважа и формированию иллювиальных горизонтов, а интенсивное
заболачивание препятствует их проявлению.
4.2.3. Гидрологический режим
Тяжелые почвы с выраженными элювиальными (выщелоченными, по
терминологии Н.М. Сибирцева) горизонтами занимают огромные площади в
России и за рубежом. Их автоморфные и гидроморфные варианты, выделяемые
в национальных классификациях как подзолистые, бурые лессивированные,
подзолисто-болотные, псевдоглеи и т.д., обладают одним несомненно общим
свойством - четкой дифференциацией профиля на верхнюю относительно
водопроницаемую и нижнюю - водоупорную и плотную зоны. Это позволяет
признать, что по гидрологическому режиму рассматриваемые почвы должны
иметь определенное сходство. Вместе с тем, данные о водном режиме таких почв
весьма ограничены.
Вероятно, Краус (Krauss, 1928, Krauss u. a., 1939) был одним из первых, кто
обратил внимание на необходимость изучения водного режима этих почв в
но

экологическом аспекте. Позднее F. Arens, Ch. Kramer, R. Langner, (1958)
предприняли попытку связать особенности водного режима оглеенных
буроземов и почв типа псевдоглей с их свойствами как среды обитания
растений. Наконец, Н.-Р. Blume (1968, 1968а) обобщил данные о почвах с
застойным водным режимом (Stauwasserboden).
В работе Аренса, Кремера и Пантера заслуживает внимание попытка
экологической оценки гидрологического режима почв разного генезиса. Несмотря
на короткий период наблюдений (апрель-октябрь 1952 г.), поверхностный отбор
проб (до 80 см) и отсутствие ряда почвенно-гидрологических констант,
полученные данные позволили авторам сделать важные выводы. Было
установлено, что проникновение воды на псевдоглеях (starker Pseudogley) через
поверхностный горизонт сильно задерживается по сравнению со
слабооглеенными буроземами (schwach gleyartige Braunerde). При выпадении
осадков происходит полное насыщение водой верхних слоев псевдоглея, тогда
как в бурых почвах содержание влаги оказалось значительно ниже, чем в
псевдоглее.
Предпринятые нами исследования (Зайдельман, Виноградов, 1964;
Зайдельман, 1968, 1985) раскрывают некоторые особенности гидрологического
режима тяжелых дерново-подзолистых, дерново-подзолистых оглеенных и
дерново-глеевых почв, создают необходимые предпосылки для оценки их
генетических, экологических и мелиоративных особенностей (рис. 21).
Результаты изучения режима влажности1 дерново-подзолистых и
дерново-подзолистых глубокооглеенных почв позволяют утверждать, что в
засушливые, средние по количеству осадков и во влажные годы режим их
влажности оказывается очень близким. Непосредственно после снеготаяния и
завершения весеннего стока начинается интенсивное испарение капиллярно-
подвешенной влаги и в конце третьей декады апреля или в первых числах мая
влажность почв обычно равна или меньше предельной полевой влагоемкости
(ППВ). В дальнейшем как в средние по осадкам, так и во влажные годы их
влажность в течение всего вегетационного периода в толще иллювиальных
горизонтов и материнской породы находится в интервале: предельная полевая
влагоемкость - влажность разрыва капиллярной связи (ППВ - ВРК).
Наиболее резко влажность изменяется в верхнем (пахотном) горизонте. В
засушливый период вегетации средних по осадкам лет влажность пахотного
горизонта меньше ВРК, а в его поверхностных слоях меньше влажности
1 При рассмотрении гидрологического режим Рузского стационара использованы
данные, полученные во влажные (1962), средние (1961) и сухие (1964) годы для
почв, приуроченных к открытым территориям (неоглеенные и глубокооглеенные
почвы на окультуренной пашне; глееватые виды тяжелых дерново-подзолистых
почв - вымочки на пашне; угодья на дерново-глеевых почвах - заболоченные
луга).
Ш

1962
о
m
S|24h
tec
n24
I «Lrt^kX^^i^-U-fl'
ье _ —
2
О
z
s
Ю
q 40
120
0
40
e)
F-\§
1Ш1^
^Щэд
7^~ -
^"- I
-Г
gj
lieWr-
^/*34 R
ntnir^*^" ^>htt>w—
^^^^^ш
Щррзб' /З&з^ -^vj
i- - —
jf- - — - - A
t 1- 1
- ""^rPrru
■И
S" —~~—1
•- 1
120 L
31926|4 15 25|5 1525(5 25 | 10:
IV V VI VII VIII
10 20 | 10 29|
IX X
.■У/.'Мз
]4^5
Рис. 21. Основные элементы водного режим тяжелых дерново-подзолистых, оглеенн
в объемных процентах и категориях).
А - дерново-подзолистая суглинистая; Б - дерново-подзолистая подзолистая глу
тая; Г - дерново-глеевая тяжелосуглинистая
Категории влаги: 1 - меньше ВЗ; 2 - ВЗ-ВКР (70% ППВ); 3 - ВРК-ППВ; 4 -ППВ-0,9
112

1964
Й24Е
88 8h/.r^,tf .... >.. ..I
2128>4 15 25*5 16 27> 11 251 14 2514 15 24 MS 15 26
IV V VI VII VIII IX X
ES«
Г{=77]8 F77]9
ых дерново-подзолистых и дерново-глеевых почв Рузского стационара (влажность
бокооглеенная суглинистая; В -дерново-подзолистая глееватая тяжелосуглинис-
ПВ; 5- ППВ-ПВ; 6 - 0.9ПВ-ПВ; 7 - ПВ; 8 - верховодка; 9 - мерзлота..
ИЗ

завядания (ВЗ). В среднем по влажности 1961 г. в июле-августе такое иссушение
в дерново-подзолистых почвах распространяется на толщу мощностью 25-30, а в
глубокооглеенных - 10-12 см. Во влажные годы в пахотном слое этих почв в
отдельные периоды вегетации наблюдается некоторое накопление влаги сверх
ППВ. В глубокооглеенных почвах в исключительно влажном 1962 г.
незначительное количество свободной влаги накапливалось на водоупорном
подпахотном горизонте. Однако эти очаги скопления влаги невелики - меньше
мощности пахотного слоя, а их существование эфемерно.
В сухие (1964) годы гравитационную влагу в поверхностных горизонтах этих
почв можно обнаружить только после снеготаяния. В начале первой декады мая
поверхностные слои почвы полностью освобождаются от гравитационной влаги.
В такие годы особенно интенсивно иссушаются верхние корнеобитаемые
горизонты. В середине вегетации влажность дерново-подзолистых неоглеенных и
глубокооглеенных почв под покровом пропашных не превышала ВРК в толще
мощностью 40-50 см, под покровом многолетних трав зона иссушения достигала
60-65 см.
Не изменяя характерных особенностей, свойственных каждой из
рассмотренных разновидностей почв, отдельные культуры вносят известные
различия в их режим влажности. Так, в сухой 1964 г. в глубокооглеенных почвах
наиболее быстрое иссушение верхних горизонтов наблюдается на пашне под
многолетними травами (первые числа июня) и значительно позднее (последняя
декада июня) - на поле, занятом озимыми культурами. Важную роль в
водопотреблении культур на дерново-подзолистых глубокооглеенных почвах
играет влага, поступающая в почву с поверхностным стоком. Наблюдениями на
площадях, защищенных от поверхностного и внутрипочвенного стока по
аккумулятивно-элювиальным горизонтам, было установлено, что влажность
почвы в середине вегетации оказалась ниже ВРК в толще, превышающей метр и
устойчиво удерживалась на этом уровне, несмотря на выпадающие осадки, до
наступления устойчивых заморозков.
В отличие от дерново-подзолистых и дерново-подзолистых глубокооглеенных
почв в средние по влажности годы иначе складывается режим влажности
дерново-подзолистых глееватых почв. В пахотном слое этих почв
длительное время влажность превышает ППВ. В бездождный период количество
этой влаги невелико. Но при выпадении даже небольших до>кдей происходит
значительная аккумуляция влаги как в пахотном, так и в более глубоких
горизонтах. В глееватых почвах в годы, средние по количеству осадков,
выпадающих в вегетационный период, на глубине 120-130 см сохраняется
верховодка. Такое двухъярусное положение горизонтов гравитационной влаги в
заболоченных дерново-подзолистых почвах тяжелого механического состава
особенно четко проявляется во влажные годы. В этом случае на протяжении
большей части теплого периода можно проследить два устойчивых горизонта
верховодки. Первый из них приурочен к пахотному слою, второй в середине
вегетационного периода залегает на глубине 90-100 см и подвержен
114

определенным, подчас значительным колебаниям при выпадении осадков
Влажность почвы в горизонтах, заключенных между этими двумя слоями
верховодки, находится в интервале ВРК-ПВ.
Возникновение верховодки в пахотном слое глеевых почв связано главным
образом с аккумуляцией поверхностного стока и в меньшей мере атмосферных
осадков. Формирование нижнего яруса верховодки, отличающегося большей
стабильностью, обусловлено просачиванием влаги из верхних горизонтов
профиля и подпитыванием его водой внутрипочвенного стока.
В вегетационный период засушливых лет в верхних горизонтах глееватых
видов почв также значительно снижается влажность, а верховодка в пахотном
слое обычно не обнаруживается. Особенно глубокое просыхание наблюдается в
дерново-подзолистых глееватых почвах под покровом многолетних трав Здесь в
середине вегетационного периода зона, соответствующая интервалу влажности
ВЗ - ВРК, достигала мощности 40-50 см. Таким образом, зона наиболее активного
водообмена в этих почвах, то есть зона, в пределах которой наблюдается
изменение влаги от полного обводнения (ПВ) до глубокого иссушения (ВРК), не
превышала 60-80 см.
Обращает на себя внимание и то обстоятельство, что в засушливые годы в
глееватых почвах верховодка в нижних слоях профиля приобретает очаговый
характер, а ее положение остается относительно стабильным на протяжении
почти всего периода наблюдений.
Своеобразен режим влажности и верховодки дерново-подзолистых глееватых
почв в теплый период умеренно влажных лет (1965 г.). В этом случае почвы
приобретают черты, свойственные им и во влажные, и в сухие годы. Так же как и
во влажные годы в нижних слоях их профиля относительно высоко залегает
верховодка, и так же как в засушливый год, она не наблюдается в поверхностных
горизонтах. Ее появление в этих слоях удается фиксировать лишь ранней весной
и осенью. Вместе с тем весь профиль дерново-подзолистых глееватых почв
отличается повышенной влажностью.
Отчетливо проявляются особенности режима влажности и верховодки
дерново-глеевых почв. В этих почвах, так же как и в дерново-подзолистых
глееватых, во влажные (1962) годы можно проследить двухъярусное положение
верховодки. Однако здесь в отличие от всех других видов почв наблюдается
непрерывно полное обводнение аккумулятивных горизонтов - непосредственно
после завершения снеготаяния и до наступления осенних заморозков. В более
глубоких слоях этих почв залегает второй горизонт верховодки, мощность
которого зависит от погодных условий рассматриваемого периода. Во время
дождей происходит резкий подъем, а в отдельных случаях полное смыкание
первого и второго ярусов верховодки. Напротив, в бездождные периоды
наблюдается отчетливое снижение нижнего яруса верховодки при устойчивом
обводнении верхней толщи почвенного профиля мощностью до 30-40 см Это
позволяет, в частности, признать, что в формировании нижнего слоя верховодки
115

принимают участие не только влага, просачивающаяся в вертикальном
направлении, но и гравитационная вода внутрипочвенного стока.
В дерново-глеевых почвах, в отличие от глееватых, в сухие годы в нижних
горизонтах профиля не наблюдается дискретности зоны верховодки во времени,
а ее уровни подвержены резким колебаниям. Так, в конце июля - начале августа
1963 г. верховодка опустилась на глубину 130-140 см от поверхности, но
выпадение небольших осадков в сентябре вызвало ее немедленный подъем до
100 см. Таким образом, в засушливые годы водный режим дерново-глеевых почв
по сравнению с режимом всех других видов почв исследованного ряда (в том
числе и глееватых) отличается резкой изменчивостью при выпадении даже
небольшого количества осадков.
В исключительно сухом 1964 г. наблюдалось почти полное обводнение этих
почв до середины июня. В дальнейшем в условиях сильной засухи почвенная
толща мощностью 130-150 см быстро просыхала. Вместе с тем в отдельных
горизонтах профиля дерново-глеевых почв удавалось обнаружить очаги
верховодки, сплошной горизонт которой, однако, с июля по октябрь не
поднимался выше 110-130 см. В умеренно влажный год (1965) верховодка в
дерново-глеевых почвах, приуроченная к глубоким слоям, залегала на глубине
110-120 см, но в отдельные периоды наблюдались ее колебания с амплитудой 80
см. Своеобразной особенностью этого года было то, что выпадение интенсивных
осадков сопровождалось появлением в аккумулятивном горизонте значительных,
но разорванных во времени очагов верховодки, устойчиво удерживающихся в
течение большей части теплого периода.
Таким образом, существование двух изолированных зон верховодки - одна
из характерных черт водного режима рассматриваемых почв. Двухъярусное
положение верховодки в профиле оглеенных подзолистых и дерново-глеевых
почв возможно, очевидно, при условии, что скорость вертикального или бокового
оттока влаги из нижнего яруса больше или равна скорости фильтрации влаги из
верхнего яруса. Нарушение этого условия приводит к смыканию слоев
верховодки. Такое явление происходит при затоплении почв и резком увеличении
гидростатического напора или возникает в абсолютно бессточных депрессиях,
когда расход влаги на десукцию и испарение меньше расхода на инфильтрацию.
Два фактора обусловливают двухъярусный характер верховодки. Первый
заключается в резкой дифференциации горизонтов таких почв по
водопроницаемости, второй связан с низкой активной порозностью и
образованием в иллювиальных горизонтах водоупорной подушки из
защемленного воздуха. Последний, не препятствуя миграции ограниченного
объема влаги по крупным ходам и трещинам в глубокие горизонты и
формированию в них верховодки, оказывает сильное противодействие
внедрению влаги в тонкие поры.
Следует обратить внимание и еще на одну важную сторону гидрологии почв
рассматриваемого ряда. В дерново-подзолистых и дерново-подзолистых
глубокооглеенных почвах в сухие годы после выпадения дождей наблюдалось
116

отчетливое увеличение влажности в нижних горизонтах. Это происходило,
казалось бы, при парадоксальных обстоятельствах, когда влажность
вышележащих слоев почвенного профиля в течение длительного периода
оставалась меньше ППВ и ВРК.
Возникает, таким образом, трудно объяснимое на первый взгляд явление
миграции гравитационной влаги через слои почвы с неизменно высокой
аккумулирующей способностью. Этот процесс значительного увлажнения нижних
горизонтов при влажности верхних ниже ППВ заслуживает рассмотрения и
потому, что позволяет понять некоторые особенности изучаемых почв.
В сухой период года при выпадении дождей ливневого характера на
поверхности почвы формируется сток, который служит источником
дополнительного увлажнения нижних частей склонов или депрессий. Такой сток
на тяжелых с малой скоростью впитывания почвах начинается при неглубоком
(несколько сантиметров) поверхностном промачивании. При этом гравитационная
влага склонового стока, не успевая полностью просочиться и увлажнить верхние
горизонты, попадает в трещины (или свободные корневые ходы) сухой почвы и
быстро стекает по ним в глубокие слои профиля даже тогда, когда влажность
верхних горизонтов меньше ППВ и ВРК. По-видимому, наиболее резко это
проявляется в сухие годы при летних ливнях В последнем случае период
насыщения влагой поверхностных слоев почвы оказывался столь
кратковременным, а испарение и транспирация - столь значительными, что
определениями, выполненными непосредственно после выпадения осадков, не
удавалось обнаружить существенного изменения их влажности.
Выше мы обращали особое внимание на роль крупных пор - трещин,
корневых ходов, червороин в формировании морфологических признаков
оглеения суглинистых и глинистых дерново-подзолистых почв (пятен оглеения,
вытянутых преимущественно в вертикальном направлении, мраморовидной
окраски иллювиальных горизонтов и др.). Дальнейшие исследования позволили
утверждать (Зайдельман,1968), что трещины, корневые ходы и иные крупные
поры являются стабильными каналами систематической нисходящей миграции
влаги не только во влажные, но и в относительно сухие периоды вегетации.
Роль трещин как путей миграции влаги («водяных трещин» - по определению
Г.Н. Высоцкого) в вегетационный период сухих и засушливых лет весьма
значительна. Во влажные годы эти каналы из-за набухания почвы, по-видимому,
играют подчиненную роль.
О количественной стороне миграции влаги по трещинам и ее аккумуляции в
разных слоях профиля можно судить по результатам следующих
водобалансовых наблюдений. В контуре дерново-подзолистых глубокооглеенных
почв осенью 1963 г. была выбрана площадка 20x30 м, которая надежно
предохранялась от поступления вод склонового стока двумя рядами защитных
валиков высотой 30 см и отводной канавой глубиной 50 см Таким образом, на
площадки, предназначенные для срочных наблюдений за влажностью почв, влага
поступала в результате выпадения осадков и склонового стока, а на защищенную
117

валиками и канавой - только влага осадков. Разница между запасом влаги в
почве на участкам без защиты и с защитой от поверхностного стока (рис. 22) в
сухие годы позволяет судить об объеме воды, поступающей в глубокие слои по
трещинам в периоды, когда влажность поверхностных горизонтов ниже ППВ (или
ВРК)
40
20
[-20
Й 40
§ 10
о О
£ 20
w 20С
30-60 см
pU-l
I 'в ■
-*-+■
H+-I—I
;Е Ill | |М 11|
50-70 см
20
40
40
3 20
с о
1 20
о 40
S 60
со
со 80
100
120
70-100 см
; i""1! 111 I—nt+i
0-100 см
к
212814 15 251 5 16 271 11 251 14 25 I 15 24 I 15 2бЦ
IV V VI VII VIII IX X XI
11 |2
Рис 22 Миграция влаги по трещинам в глубокие горизонты оглеенных дерново-
подзолистых почв тяжелого гранулометрического состава в сухие годы при
влажности поверхностных горизонтов ниже ППВ (или ниже ВРК).
1 - аккумулирующая емкость слоя; 2 - количество воды, поступившее в данный слой
после дождя по трещинам при влажности вышележащих горизонтов ниже ППВ.
Анализируя одновременно приведенные данные и режим влажности почв на
этих площадках (рис. 23), нетрудно обнаружить, что после дождей во все слои
метровой толщи поступает значительное количество влаги, несмотря на то, что
ее запас в верхних горизонтов меньше ППВ. Так, 11.VII. 1964 г. на глубину 50-70
см поступило 11мм при ненасыщенности до ППВ вышележащего слоя 0-50 см
(после поступления этого количества влаги) равной 87 мм; 15.Х.1964 г.
соответственно было зафиксировано поступление 22 мм при ненасыщенности
этого слоя в 60 мм. На эти же даты, но для глубины 70-100 см было установлено
поступление 22 мм при ненасыщенности верхнего 70-сантиметрового слоя в 100
мм и 19 мм при ненасыщенности, равной 80 мм и. т.д
118

Достоверность этого явления подтверждают по крайней мере три
обстоятельства. Во-первых, все измерения имеют положительные значения; во-
вторых, большинство определений существенно превышает возможную ошибку
измерения влажности; в-третьих, миграция воды по трещинам легко
обнаруживается визуально, на стенке свежевырытого разреза.
мм
t°c
п24
§ю "|- 1964
40
80
120
21 281415 25 1516 2l\ 11 25 I 14 251 4 15 24 1б 15 26U
IV V VI VII VIII IX X XI
^ I' I * ' ','1 Л
1 I.'■','■','.I2
^5
Рис. 23 Хроноизоплеты влажности дерново-подзолистой глубокооглеенной почвы в сухом
(1964) году под покровом зерновых (а), трав (б) и на участке под травами, защищенном
от поверхностного стока (в). Обозначения см. на рис. 21.
119

Миграция влаги по трещинам наиболее отчетливо проявляется, по-
видимому, в глубокооглеенных почвах. В глееватых и глеевых почвах в
результате повышенной влажности почвенной толщи ее значение может
оказаться более ограниченным. Это объясняется тем, что из двух необходимых
условий поступления воды в глубокие слои при влажности верхних ниже ППВ
(ВРК). 1) наличия поверхностного стока и 2) трещиноватости почв - последнее в
глееватых и глеевых почвах выражено слабее, чем в глубокооглеенных.
Напротив, в дерново-подзолистых почвах плакорных территорий миграция
влаги по трещинам в глубокие слои почвы при влажности поверхностных
горизонтов меньше ППВ протекает менее интенсивно, чем в глубокооглеенных,
так как здесь нет дополнительного поверхностного притока воды,
По изложенным причинам интенсивность такого промачивания в неоглеенных
и глееватых почвах должна быть слабее, чем в дерново-подзолистых
глубокооглеенных почвах. Существенно, что именно в последних особенно резко
проявляются морфогенетические признаки подзолообразования.
Все это позволяет сделать вывод, что в подзолистых оглеенных почвах
глубокое промачивание возможно не только весной или во влажные годы, но и в
теплый период сухих лет, после дождей, вызывающих поверхностный сток. Это
явление наблюдается и в неоглеенных подзолистых почвах, но в менее
выраженной форме.
Если учесть большую роль трещин (корневых ходов), как наиболее
стабильных путей миграции влаги и распространения корней в рассматриваемых
почвах, то следует признать, что в таких локальных участках профиля процессы
современного почвообразования должны протекать с наибольшей
напряженностью. При этом глубина миграции влаги в сухие периоды определится
длиной трещин, распространением корней древесной растительности и
характером осадков.
В южной части лесной зоны эта толща равна 1-1.5 м, в условиях более
гумидного климата такое промачивание (а следовательно, и современное
глееобразование) может наблюдаться, вероятно, в слоях большой мощности.
Поэтому оглеение, железистые новообразования в глубоких слоях, часто
рассматриваемые как признаки погребенных почвенных формаций более
гумидных и холодных периодов, обычно имеют современное происхождение.
Это, в частности, находит подтверждение и в том строгом соответствии
морфологических признаков оглеения современным особенностям водного
режима, которое наблюдалось нами в почвах рассмотренного ряда.
Вместе с тем нельзя исключить и вероятность формирования современных
почв на древних погребенных почвах, имеющих гидроморфный профиль. Для
успешной диагностики современного и реликтового гидроморфизма необходима
постановка специальных почвенно-гидрологических исследований. Их
прикладное значение очевидно
Следует обратить внимание еще на одну особенность почв рассматриваемого
ряда. Поскольку миграция влаги по трещинам наиболее активно протекает при
120

поступлении ее дополнительного количества с водосбора, можно предполагать,
что в этом случае вместе с водой в трещины и крупные поры вмываются частицы
и микроагрегаты. Они могут проникать в глубокие слои профиля без изменения
их химического состава.
Наконец, каналы (трещины) наиболее доступны для проникновения корней
растений, отмирающие части которых подвергаются интенсивному разложению.
После заполнения таких трещин водой здесь создаются благоприятные условия
для жизнедеятельности микроорганизмов, оглеения минеральной массы,
разрушения алюмосиликатов и выноса полуторных окислов. Именно поэтому на
изломе таких трещин часто наблюдается скопление кварцевых зерен
(кремнеземистая присыпка), образование пятен гидроокиси железа и
концентрическое оглеение вокруг корневых ходов.
Таким образом, усилению признаков оглеения соответствуют совершенно
определенные изменения режима влажности и верховодки рассматриваемых
почв, наиболее четко проявляющиеся в сырые годы. Так, наметившееся
накопление гравитационной влаги в поверхностных слоях дерново-подзолистых почв,
не превышающее 0.9 ПВ, сменяется в дерново-подзолистых глубокооглеенных
почвах появлением кратковременных очагов верховодки (ПВ). В глееватых
разновидностях во влажные годы верховодка долго сохраняется в пахотном
горизонте, в глубоких горизонтах формируется ее устойчивый второй ярус.
Наконец, в дерново-глеевых почвах в течение всего теплого периода таких
лет поверхностный аккумулятивный горизонт постоянно обводнен, а в нижних
слоях почвенного профиля активно пульсирует второй ярус верховодки. При
выпадении интенсивных осадков залегание нижнего яруса резко повышается и он
смыкается с верховодкой поверхностных горизонтов.
Таковы некоторые закономерности гидрологического режима тяжелых
подзолистых и болотно-подзолистых почв, определяющие особенности их
формирования. Основные черты водного режима, свойственные этим почвам, можно
обнаружить в суглинистых и легкосуглинистых разновидностях тех же
генетических типов. Однако более легкий механический состав, повышенная
водопроницаемость и значительная активная порозность определяют ряд
своеобразных сторон их гидрологии. Эти отличия имеют преимущественно
количественный характер и проявляются в более быстром иссушении и промачивании
профиля, значительных амплитудах колебаний уровней нижнего яруса
верховодки, менее продолжительном обводнении поверхностных горизонтов и
др. Очевидно также, что эти особенности имеют индивидуальную окраску в
почвах разной степени заболоченности на других по генезису и составу породах
4.2.4. Взаимосвязь морфологических признаков гидромор-
физма почв и их гидрологического режима
Рассмотренные данные показывают наличие четкой взаимосвязи между
современным водным режимом почв и их морфохроматическими признаками
оглеения, особенностями морфологии конкреций и других новообразований
121

Так, при кратковременном застое влаги в поверхностных слоях профиля
дерново-подзолистых почв, длительность которого не превышает двух-трех
недель, происходит формирование горизонта А2 характерной палевой окраски. В
этом случае во всех слоях почвенного профиля отсутствуют другие
морфохроматические признаки оглеения. Безусловным свидетельством весьма
кратковременного переувлажнения и слабого оглеения этих почв является
наличие в их поверхностной элювиальной толще мелких Fe-Mn конкреций,
окрашенных в темно-серый цвет. В дерново-подзолистых почвах единичные
конкреции рассеяны по полю горизонта, а их гнездообразные скопления не
встречаются вообще. Из-за отсутствия водосборной площади приток воды по
трещинам в нижние горизонты этих почв незначителен. Здесь не происходит
застоя влаги, переувлажнение стенок трещин и их оглеения. Как следует из
описания дерново-подзолистых почв (разрез 1) кутаны горизонтов В имеют
теплый красно-бурый цвет, интенсивность которого ослабевает лишь в гор. В2 и
сменяется розовато-коричневым.
В морфологическом отношении дерново-подзолистые почвы являются
скрытооглеенными, поскольку в профиле отсутствует холодная (сизая, голубая,
синеватая) окраска, свойственная глеевым горизонтам. Вместе с тем они
обладают серией признаков, убедительно свидетельствующих о несомненном
участии оглеения в формировании их профиля. К таким морфологическим
признакам следует отнести наличие в гор. А1 и А2 железо-марганцевых
конкреций, а так же появление на микроморфологическом уровне диффузных
железистых колец, микроортштейнов, освобождение минеральных зерен
мелкозема гор. А2 от железистых оболочек - кутан. Как известно Р. Брюер (1964)
полагал, что наличие Fe-Mn ортштейнов (конкреций) свидетельствует о
формировании горизонта под влиянием глееобразования. Кроме того, в гор. В2
их профиля происходит ослабление интенсивности окраски кутан.
Дерново-подзолистые почвы формируются в условиях застойно-
промывного водного режима с весьма короткой анаэробной фазой. Это
объясняет причины палевой окраски гор. А2, его малую мощность и единичную
встречаемость конкреций. Тем не менее, как показывают результаты
моделирования, само появление кислых светлых элювиальных горизонтов
свидетельствует об активном участии глееобразования в формировании профиля
дерново-подзолистых почв.
Нарастание (в пространстве) степени оглеения в результате более
длительной аккумуляции верховодки в поверхностном горизонте на фоне
свободной инфильтрации гравитационной влаги приводит к увеличению
мощности гор. А2 и элювиальной толщи дерново-подзолистой глубокооглеенной
почвы. В результате активного проникновения воды в трещины и крупные поры и
их переувлажнения на глубине 90-120 см появляются вертикальные узкие полосы
оглеения характерной серовато-голубой или сизой окраски. Механизм их
формирования и оценка водного баланса приведена выше (с. 123).
122

Увеличение продолжительности застоя верховодки в поверхностном
горизонте на фоне ослабления элювиальных явлений в связи с возникновением и
устойчивым существованием второго (нижнего) яруса верховодки является
причиной интенсивного оглеения стенок трещин и крупных пор иллювиальных
горизонтов. Вследствие этого происходит формирование мраморовидных
горизонтов.
Длительный застой влаги в верхних горизонтах дерново-подзолистых
глееватых почв на фоне весьма контрастного водного режима, при котором еще
сохраняются продолжительные фазы аэробиоза, является причиной
интенсивного образования конкреций в горизонтах А1 и А2. Их рассеянное
распределение по площади нередко сменяется гнездообразной концентрацией
Длительный застой влаги в дерново-подзолистых глееватых почвах заметно
меняет цвет подзолистого горизонта. Он приобретает белесый, ярко-белый или
серовато-белый опенки. В этом случае исчезает палевый цвет элювиальной
толщи, свойственный дерново-подзолистым и дерново-подзолистым
глубокооглеенным почвам.
Своего максимума конкрециеобразование достигает в дерново-подзолистых
глеевых почвах.
В условиях длительного застаивания влаги в тяжелых почвах возникает
своеобразная форма глеевых горизонтов - глей мраморовидный (Gmr) Он
отличается интенсивным сизо-серым монотонным цветом. По этому фону
произвольно разбросаны мелкие охристые пятна, образующие сложную -
мраморовидную - цветовую гамму.
Изложенное показывает, что между особенностями современного водного
режима почв и их морфологией существует тесная и прямая взаимосвязь. Эту
связь, в частности, отражают данные таблицы 26, составленной по результатам
исследования почв Рузского почвенно-гидрологического стационара Сведения,
подтверждающие справедливость такого заключения для почв на других породах
или почв иного генезиса, приведены нами ранее (Зайдельман, 1985,1987, 1991)
Однако роль глееобразования, естественно, не ограничивается формированием
морфологии почв Этот процесс оказывает существенное влияние на их
гранулометрический и химический состав, физические свойства, особенности
минералогии
4.2.5. Изменение химических свойств суглинистых и
глинистых почв под влиянием оглеения.
4.2.5.1. Кислотность и обменные основания.
Заболачивание накладывает определенный отпечаток на химические
свойства тяжелых почв подзолистого типа Это, в частности, легко проследить по
изменению кислотности и содержания обменных оснований в почвах разной
степени заболоченности (табл. 27). Наблюдаемая закономерность в общем виде
проявляется в том, что с нарастанием оглеения профиля увеличивается рН
водной и солевой вытяжек, повышается содержание обменных кальция и магния
123

* * я
Ч (1) Ф
2 ф" о з
щ о g
ф
8 5
5
5 1
&
1.
s 5.
8 §
8" Ц
х
8
I"
X
го
&
Ф
£
о 8
l I"
Ж
£
S
5.
*
£
СМ
<
г
X
8
X
п
о
8
m
Ч
CNJ
<
со
=J
X
X
§_
в-
ОС
о;
х
*
&
5 £
О
I
I
§
а
i i
uS
i
ГО
! о Г.
I s «
1 li
6 g
CD П
I i
S
5
■s
124

уменьшается их вынос и резко падают значения гидролитической кислотности
Так, на глубине 70-90 см значения рН солевой вытяжки из дерново-подзолистой и
дерново-подзолистой глубокооглеенной, глееватой, глеевой и дерново-глеевой
почв увеличивались соответственно: 3.6-3.8-4.2-5.6-6.0.
Заслуживает, однако, внимание то обстоятельство, что на самых начальных
этапах оглеения в глубокооглеенной почве с максимальной мощностью
подзолистого горизонта кислотность горизонта А2 может оставаться такой же
(или быть более высокой) как и в дерново-подзолистых почвах.
Заболачивание влияет и на характер гидролитической кислотности. В
дерново-подзолистых почвах ее максимальные значения свойственны
иллювиальным горизонтам, обогащенным полутораокисями В дерново-
подзолистых глееватых почвах гидролитическая кислотность почти одинакова по
всему профилю. Дерново-глеевые почвы отличаются высокой гидролитической
кислотностью в поверхностных горизонтах и низкой - в глеевых. Различны и
причины, обусловливающие гидролитическую кислотность в почвах разной
степени оглеения. В дерново-подзолистых и дерново-подзолистых
глубокооглеенных почвах она связана в основном с обменным алюминием; в
сильнооглеенных - с обменным водородом.
Таким образом, ближе всего к условиям лабораторных моделей находятся
почвы с обеспеченным стоком вод, вызывающим лишь кратковременное
переувлажнение поверхностных горизонтов. Нейтрализация горизонтов профиля
в оглеенных тяжелых подзолистых почвах, во-первых, связана с менее
интенсивным выносом щелочноземельных металлов в условиях застойного
водного режима; во-вторых, в естественных условиях происходит непрерывное
элювиирование кальция и магния из почв повышенных элементов рельефа,
перенос этих элементов с поверхностными водами и аккумуляция в почвах
плакоров и депрессий. Поэтому, в частности, в верховодке и водах дренажного
стока концентрация кальция и магния непрерывно увеличивается с нарастанием
степени заболоченности подзолистых почв (табл. 28). Наконец, в-третьих,
нейтрализация среды и мобилизация щелочноземельных металлов может быть
связана с их вытеснением из кристаллической решетки некоторых минералов
водородом, двухвалентным железом и другими ионами
4.2.5.2. Общий (валовой) химический состав мелкозема почв.
Особое значение для оценки влияния комплекса факторов, обусловливающих
оглеение, имеют сведения о валовом химическом составе. Рассмотрим эти
данные на примере почв Рузского стационара (табл. 29).
Прежде всего необходимо сделать вывод о том, что состав исходной породы
независимо от степени оглеения, существенно меняется только в верхней части
профиля, в горизонтах А1 и А2, А2В. Изменения затрагивают, таким образом,
прежде всего и преимущественно зону наиболее активного водообмена
Химический состав мелкозема в общей массе нижележащих
125

>s
s
зек
Ql
x"
нка;
s
5
>ч
о
X
СОВИДНЫ
о
Ф
£^
со
X
со
т
о
с
X
ОЛИСТЫ
со
CI
о
С
6
СО
О
X
о.
CD
СГ
X
-О
X
X
ф
ф
Е
о
S
><
<•>
S
^
о
со
•=!
о
m
о
й-£
& i
«=1 о
со si
со =Я
»- со
О 1—
8 >s
со ^
о 5
ческие
югичес!
s с;
хим
идро
рые
но-г
О X
Некот
почве
А
<
2
X
2Е
СО
8
X
2
CQ
Оч
S
X
2
о
6
ф
2
X
X
ф
2
ю
О
Оч
2
о
ф
S
а
?
i_
X
сх
о"
i!7
Н-"
X
сх
Я
ф
сх
со
со
сх
5
8
1
о
li.
2
X
2
X
X
i
*
О)
?
т
со
о
1
Л
со
О
л
X
►-
о
5
52
О
^
О
X
^
2
о
со"
X
5
ф
>N
s
5
с
2
со
I
3?
со
О
2
со
8
1
со
2
^_
*~
О
СЛ
со
г^
со
со
кг
со
см
,_
см
со"
о>
со
Kf
со"
со"
1"*-
СП
h-
V
со
кГ
со
со"
о>
о
о
<
6
со
о
X
сх
^ «Я "Ч.
» 8 5 ' '
"* • . •*- .
хГ *-
см см
см" ' ' об" '
кГ ' <*■"
со "*
гС ' • со '
со о ^ .
кг со" «2 ' '
со со со t со_
КГ СО СО СО
СО т-_ CD_ , СО
со со" со" со
^ л со ш го
о" о о" о" о"
со со со о о
со к|- ар ор о
о> со со о V
см со со г^ о
m
СМ СМ т- СМ
< < m m
1
ЗЕ .—*
§ I
О
СП
ч—"
СМ
со
со
кГ
со
со"
о>
со"
со
о"
о
8
т~
О
СП
о"
со
со
КГ
со"
г*-
со"
со
со"
со
кг"
ч—
со"
со
см"
о
о
X
со
с
<
2
о
X
СХ
a
со
см со
со" со
*- см
<о 1
со '
О)
о" •
со
со"
со
г*»"
СО т-
кг г^"
см со
кг" со"
Г», <«»■
со" Ю
со см
о" о"
см о
СО KJ-
см см
см со
m
см см
< <
5
X
X
is |
11
<°- . <» .
$м <*»"
, со со <—»
' КГ СО 0
о со со
• |С <чг* т-"
т- СМ СО
{ CO CO N
КГ Г-~" СТ>"
CM CD СО
' СМ" Г-" т-'
т- <«- СМ
со о>
h*T со"
N СО О СО
со" со" кг кг"
CD N О) ОО
со" со со" со"
СО Kf СО
' о" о" о"
о о о о
со со кг оо
s s i i
*~" *""
<r- см° "q>
CQ CD О
ос
X
3
со
r>-
о"
со
кГ
со
СО"
со
со"
см
см"
ОО
кг"
со
к!-"
•х—
со"
о>
см"
о
о
X
со
с
<
6
со
о
X
сх
a
СО
оо со ^
¥ ? «о
см , ,
со
со
кГ • •
КГ
см"
см
см ' •
N СО СМ
кг" со" KJ-"
см ел о
кг" со' к|-'
со_ со со 1
со" со" со"
см со со
т-" О" О
^ оо|
см ^ со
со со о
<«- см со
^f m E
СМ СМ т- |
< < т|
s g J
§ S 5
fill
126

h=
о
o>
oo
r^.
CO
Ш
"*"
CO
CM
1 1
...
о
«чаем см
«1 со
1П CO
oo" h*T
oo oo
to in '
со t h».
CO «^r
см t ■>-.
6,1
CO CO
о" о
B1mr,g" 70-80
B2mr,g" 120-140
Cmr 160-170
m со m ч— _ _
CM «ЧГ CM CM C" °
°l °°. °l Г, N. °Ч
r-" JO T-" CO (D CD
CM t- CM CM CM CM
CO CO СП ч- ч- CO
h-Г со" чз-~ со" со" г»-Г
to eg q о со сп
^•" (N N N." О* г-*
f т- т- т- СМ (М
СО ^ О СО СП г-
ча*" ^ in" in" ю" со"
in i^ со см «г- со
Ю СО Ю N N N
ч- ч- CM CM CM СО
h-T ч-^ о о о о
о о in о о о
чу СО if) OO СМ СО
ю 6 ю о Т Т
см «<-г г^ о о
«с- СО
Ъ> J2 m E с
ч- СМ СМ ч— «=
< < < CD О
6а Дерново-
подзолистая
глеевая
(залежь)
ч* СО 1П
О ч— ч— , , ,
о" о" о
fv. ч4- 1^* Г^ СО
см" i-~ о" со со" •
СМ СМ СМ ч— ч—
СО_ СМ_ СО СО_ 1П
со" in" in" оо" со"
4J- СМ ЧГ 5t ^
со" со" in" 'г- of '
CNJ 00_ ч-_ 1П -ЧГ
N Ю OO" CN т-"
оо_ г^-_ со_ сг> г«-_ со 1
чф" ч^" V ч^-~ 1П СО"
СО СМ О N О СО
со" со" со" со" h-" h-~
О) ОО ^- S СО 1
ю ч-" со" о" о"
со о о см s ю|
^ чу СМ СО 1П О
in о in о "Т
ч- СМ ХГ 1П
со
5 5 5* & ё\
6 Дерново-
глеевая тяжело-
; суглинистая
(залежь)
127

горизонтов не обнаруживает отчетливых признаков изменения в связи с
подзолообразованием и оглеением
Таблица 28
Химический состав верховодки и вод дренажного стока в дерново-подзолистых
оглеенных почвах
Почва
Глубокооглеенная
Глееватая
Глеевая
Рузский
стационар
6-16 V 1967 г
(верховодка в
гор В)
Са2*
5,9
8.2
23,8
Mg*-
1.9
3,0
7,8
Чисменский стационар 10IV - 7. V. 1969 г.
(дренажный сток, первый год работы дренажа)
РН
5,5-5,7
6,2-6,5
6,3-6,7
а
10,3-11,6
11,2-11,7
4,1-3,7
НСОз
18,2
20,2
44,5-56,7
Са2*
11,8-23,6
46,0-91,3
170,9-388,9
Мд2*
5,2-5,6
11,2-20,0
31,0-74,2
Fe2*
Сл
Сл.
0,5-0,6
Элювиальный процесс в рассматриваемых почвах сопровождается заметным
выносом железа, магния и алюминия в последовательности Ре20з>МдО>А1гОз.
Он максимален в дерново-подзолистых и дерново-подзолистых глубокоогле-
енных почвах, но заметно ослаблен в глееватых и глеевых Таким образом, лишь
на начальных этапах оглеения (глубокооглеенные почвы, разрез 21) можно
обнаружить признаки усиления элювиальных явлений (табл. 28). Они
проявляются нередко в наиболее активном накоплении кремнезема в поверхностных
горизонтах профиля и увеличении мощности элювиальных горизонтов. Однако в
дальнейшем нарастающее заболачивание и оглеение вызывают затухание и
полное исчезновение признаков подзолообразования. Так, накопление
кремнезема, четко выраженное в дерново-подзолистых и дерново-подзолистых глубоко-
оглеенных, заметно ослабевает в глееватых почвах и вообще не проявляется в
дерново-глеевых. В последнем случае кремнезем равномерно распределен по
профилю, а в поверхностных слоях наблюдается повышенная концентрация
полуторных окислов.
Ниже будет показано, что с нарастанием степени оглеения плазма
поверхностных горизонтов интенсивно обедняется полуторными окислами,
особенно железом. Однако при этом горизонт в целом может обогащаться железом в
результате его сегрегации в ортштейны. Поэтому, если рассматривать
изменение валового состава почв в целом (включая и новообразования), то подавление
подзолообразование в верхних горизонтах сильнооглеенных тяжелых почв и
накопление полуторных окислов можно отчетливо проследить по изменению
молекулярных соотношений Si02/R203; Si02/Al203; Si02/Fe203 (рис. 24) В дерново-
глеевых почвах (разрез 6) верхние горизонты отличаются минимальными
128

S
СО
1*2
СО
Z
s
О
Г
СаО
МпО
<5
Р
АЬОз(по
разности)
<5
со
Потеря при
прокаливании

Гигроскопическая влага
Горизонт,
глубина, см
№ разреза,
почва, угодие
% на прокаленное вещество
% на сухое вещество
со
см
-
о
о>
со
N.
со
ю
^
со
см
*-
1.07
2,36
0.84
со
0,23
0,08
2,77
10,58
80,32
со
со"
ю со ю со
°- о т- 2S
N О CM S
СО NN СО
см см" см" см
см со со to
оо_ о со о
'«Г N ОО ОО
ф N N- *-
О О О т-
о о о о
& fe S 8
о" о о" о"
ч- СО О О
Ol CO N N
см" «*•" «*" хг
СО О) СМ 1Г>
,- тг со_ сэ
т- ч^-' Ю чг"
о со о> см
т- -«- ч- СО
о* •* со" ю
СО N. N- N-
СО СМ СМ г-
1Г> *— 0> 1Л
т-* СО" CN СО"
О (О S СО t
о о> ч* см со
г-" О CN CO CM
Апах 0-10
1 Дерново-
ю о о о|
СО СО хГ N»
О) о *7 Т
CM N- О О
см со
< ш ш о|
подзолистая
(пашня)
з
2.33
N.
N-
0.28
0,09
3,10
11,04
79,82
4.03
см
А пах 0-10
3 ДерНОВО-
vn СО СО СО
О^ СТ^ О) ОО^
8 сЯ 8 со*
см со см см"
S g £ я
N. Г^ т~ СМ
О О *- *-
о о" о" о
О" CD О" О*
СМ СМ СО *-
оо ю см ю
см" -чз-" m~ ю"
^- ■** о> t*-
CN Ю OI СО.
<*-*" ^ ю" in"
О) СО ■* т-
со оо en to
<7> XT CM" CM"
N» Г-. N- N-
N СО О ^,
О) N СО W
▼-" см" со" •**-"
со см ^ со
ОО «О СЬ CN
о см* со" со"
А2 22-32
В1 70-80
В2д' 120-140
Сд' 180-190
подзолистая
глубокоогле-
енная (пашня)
• •
• •
см со
N. СО
о о"
8 8
8 Щ
о" о"
N- N-
т- О
о" о"
S S
см" см
Г- Ю
81.13
82,21
16.74
2,50
3.34
1.67
А1 3-9
А2 20-28
21 Тоже
(лес)

ф
X
ОНЧ
О
ст>
ГЧ1
ица
Табл
со
"*
см
,_
о
СО
г^.
со
ю
■ч*-
со
см
35
ч—
см
см
90
*—
16
*""
СО
о
§
о
<с-
ча-
СО
о>
со
щ
h-
Is»
CM
со

чача"
9-24
СП
2fs
<
А
5 Дернов<
96
о
о

чаем
17
*-*
18
*"
О
О
8
о
s
см
г-
ча-
со
см
■ча-
|">-
h-
о
со
71
см
0-80
Г>-
s
Я?
Е
m
S
S
подзоли
■ча-
ч—
СП
со
см
05
"*""
46
*"
^
О
§
О
о
я
СО
•чГ
ь*
ю
г-
ю
со
см
32
см
-140
120
'я?
Е
см
СО
$
98
о
О)
«ча-
СМ
29
*—
50
"
ч-
О
8
О
9/
со
см
ю
lO
см
со
г^-
см
со
со
30
со
-200
180
ъ»
Е
О
(пашня)
,
,
09
"*"*
90
о
см
о
г*,
со
о
43
со
m
m
со
«г
i^
.90
84
"5Г
5-8
^
<
о
22 Тож
,
,
98
о
70
о
со
т—
О
я
о
3
г^.
1П
см
со
см
оо
г»-
3
со
со
6-22
"со
см
<
(лес)
89
о
8
1 с>4
1 C°
"■"■
65
"
26
т—
%
см
74
о
46
"
я см*
о
со
о
с8
33
СО
г^
о
о
г-~
1Г>
со
§
со
5-10
о>
<
и
6а. Дерно
о
CN
о
s
СП
fv.
см
г--
о
со
hs.
см
со
см
со
см
0-30
см
S
СП
£
<
S
Б
подзоли
26
ч—
8
см
37
*■"
31
"
со
о
in
о
со
со
-ча-
со
см
ч—
ю
г^
со
со
27
см
5-55
ТГ
г
СП
ю
см
<
! глеевая
03
ч—
со
со
см
СО
*~
61
"
со
о
*-
о
44
СП
со
со
СО
ч—
ю
г--
со
29
со
0-80
1*»
"я?
ь
m
(залежь
03
ч—
со со
см см"
£ Я
т- т-
§ ?
ч— О
о о
ч- 1П
о о"
ч= СО
in in
ч- m
о со
in" XT
in см
о со
со* см"
г- г*-
£ з
см" см"
S 8
со" хН
§ 8
г ы\
Е
о |
130

значениями этих соотношений, тогда как в глубоких слоях профиля наблюдается
их увеличение.
I II III
-5 I I I L. J d I I I- _lI_J I I I I I I L
6 10 14 6 10 14 20 40 60 80 100
a 5 Q о о о-г
Рис. 24. Изменение отношений БЮг/КгОз (I), ЯОг/АЬОз (II), БЮг/РегОз (Ш)по профилю
почв с разной степенью оглеенности
А- дерново-подзолистые легкосуглинистые; Б - то же, суглинистые и
тяжелосуглинистые; а - дерново-подзолистые; б - дерново-подзолистые
глубокооглеенные; в -дерново-подзолистые глеватые; г - дерново-глеевые.
Однако элювиальные явления в глеевых слоях более сглажены, чем в
подзолистых горизонтах незаболоченных или слабозаболоченных почв Это
можно объяснить, во-первых, тем, что глеевые горизонты, в отличие от
подзолистых находятся преимущественно в условиях застойного водного
режима.
Весьма характерной особенностью этих почв является накопление железа в
поверхностных горизонтах почвенного профиля. Увеличение содержания железа
в верхних слоях в стадии интенсивного заболачивания приобретает особенно
значительные размеры, а его распределение по профилю - солончаковый
характер.
В анаэробных условиях увеличивается подвижность и алюминия. В почвах
рассматриваемого ряда можно проследить определенную аккумуляцию этого
элемента в верхних горизонтах. Вместе с тем в более глубоких
ш

(негумусированных) слоях глубокооглеенных и глеевых почв не прослеживается
передвижения и накопления этого элемента. В условиях сильного оглеения
можно лишь предполагать возможность известного выноса алюминия из глеевых
слоев почв
Судьба других элементов в условиях прогрессирующего гидроморфизма
складывается различно. Можно наблюдать некоторое увеличение концентрации
марганца в глубокооглеенных, глееватых и глеевых дерново-подзолистых почвах.
Это хорошо коррелирует с появлением в глубокооглеенных и глееватых почвах
обильных скоплений темноокрашенных стяжений и аморфных пятен во всех
горизонтах. Количество этих пятен резко убывает или они исчезают полностью в
профиле дерново-глеевых почв
Уменьшение содержания марганца объясняется его весьма высокой
(значительно большей, чем железо) миграционной способностью. Выпадение
этого элемента в осадок начинается при рН 8,5-8,8, тогда как гидрат закиси
железа переходит в Fe(OH)3 и выпадает в осадок при рН 5,5, а гидроокись
алюминия - при рН 4,2. Марганец обладает и большей подвижностью в
меняющихся окислительно-восстановительных условиях. В кислой среде переход
двухвалентного марганца в трехвалентный происходит при ОВП, равном 128 мВ,
тогда как гидрат окиси железа образуется при 78 мВ (Перельман,1977)
Фосфор, весьма подвижный элемент в анаэробных условиях, при
нарастающем заболачивании образует заметные аккумуляции в верхних
горизонтах Именно в этих слоях глеевых почв наблюдается значительное
накопление и полуторных окислов, обладающих в аморфной форме высокой
поглотительной способностью (Горбунов, Дзядевич, Туник, 1961). Поэтому здесь
происходит его прочное связывание железом и алюминием.
Эти закономерные изменения валового состава под влиянием
усиливающегося заболачивания свойственны не только тяжелым почвам
подзолистого типа, но и легко- и среднесуглинистым разновидностям. „Следует
лишь отметить, что в глеевых горизонтах этих почв наблюдается особенно четкое
элювиирование железа на фоне относительно стабильного содержания
алюминия. Его элювиирование из глеевых горизонтов происходит либо при
достаточно высокой концентрации в почвенном растворе органических веществ,
образующих подвижные соединения с этим элементом, либо при активной
циркуляции почвенных растворов, содержащих относительно невысокие
концентрации агрессивных органических комплексообразователей.
При изучении глееобразования на суглинистых и глинистых породах следует
обратить особое внимание на химический состав илистой фракции и
новообразований, возникающих как непосредственный продукт педогенеза.
4.2.5.3. Валовой химический состав илистой фракции
Наиболее дисперсная по размеру элементарных частиц фракция <0.001мм
нередко рассматривается как наиболее податливая разрушению часть почвы при
воздействии глееобразования. Казалось бы, в этих условиях ее химический
132

состав должен подвергаться наиболее глубокой трансформации. Однако,
непосредственное изучение этого вопроса приводит нас к несколько иному
заключению
Для того чтобы получить объективное представление об изменении
химического состава илистой фракции под влияние глееобразования из
почвенных образцов, подготовленных для отмучивания частиц <0.001 мм,
предварительно был произведен тщательный отбор всех железистых и железо-
марганцевых новообразований крупнее 0.01 мм. Целесообразность такой
подготовки следует, в частности, и из данных Ю.А. Ливеровского и В.И.
Росликовой (1962), показавших, что в результате предварительного удаления
ортштейнов из почвенных образцов в составе илистой фракции заметно
уменьшается содержание железа. Валовой химический состав, полученный таким
образом, приведен в табл. 30.
Здесь прежде всего следует обратить внимание на относительное
однородное содержание кремнезема и алюминия по всему профилю почв При
этом в аккумулятивном и элювиальном горизонтах содержание кремнезема
всегда равно его содержанию в породе или несколько меньше Вызывает особый
интерес распределение алюминия в этой фракции по профилю дерново-
подзолистых и дерново-подзолистых оглеенных почв.
Полученные данные однозначно свидетельствую о том, что алюминия в
аккумулятивном и элювиальном горизонтах всегда несколько больше, а в
иллювиальных горизонтах содержание этого элемента такое же, как и в породе
Вместе с тем илистая фракция аккумулятивных и подзолистых горизонтов
характеризуется очевидной потерей железа при возрастающем оглеении почв. В
горизонтах А2 дерново-подзолистой почвы (табл. 31, разрезы 1, 20) содержание
валового железа оказалось несколько меньшим, чем в породе (Fe203 в А2 и С
соответственно 11,85 и 12,16%). Несколько большим оказался вынос железа из
ила элювиального горизонта глубокооглеенной почвы (11,40 и 12,16%) и,
наконец, максимальные количества железа были элювиированы из гор А2
дерново-подзолистых глееватых и глеевых почв (Fe2U3 в горизонтах А2 9 82-
9,17, в породе 12,16%).
Таким образом, состав илистой фракции не отражает изменений общего
валового химического состава подзолистых почв Как показывают наши данные в
автоморфных почвах отсутствуют характерные максимумы кремнезема и
минимумы алюминия в гор. А1 и А2. Их не удается обнаружить и в ряду
оглеенных почв с элювиальными горизонтами и дифференцированным
профилем. Вместе с тем в иле, извлеченном из образцов, предварительно
освобожденных от новообразований, установлена совершенно определенная
корреляция между степенью заболоченности почв и валовым содержанием
железа. Менее отчетливо прослеживается уменьшение содержания общего
железа в иле иллювиальных горизонтов, что объясняется, по-видимому,
сложностью полного удаления новообразований перед отмучиванием
133

s
ица
tS га
Н2 Q-
О
х
zr
ш
н-
КОГОС
чв Рузе
о
X
леенн
о
X
ново-подзолисть
о.
CD
s
тых
ПОДЗОЛ
во-
ерно
ее
s
zr
S*
со
Ql

-тэтой
ИЛИС
CQ
со
t-
сос
>х
ск
CD
У
S
5
аловой хи
СО ]
5
тношен
о
ф
3
X
олекуляр
к
Z
is
о
3
СаО
3
МпО
5
<.
<5
СО
3.
терял
о
о
&
Гум
1-
X
ризо
£
(0
№разре
НИИ
алива
пром
>»
Тюрин
^Q л^
! g о
<1 и!
й$
col £
«as
col <
«аз
СО| 0£
2
ленное вещест
прока
СО
X
почву
а сухую
X
5?
g
(О !
Е
почва
Гч*
со
ю
"*
со
12 I 1
*-
9 10 |
ОО
г*,
со
чг
со
*~"
г
Пашня
ОО
со
1.4
3,0
2.3
I?
о
2,74
со
3,0
1,22
0,44
0,59
11,28
29,01
.81
8
15.44
.74
оо
CD
0-1
Я
<
Дерново-
*—
оо
со
1,6
CD
со"
2,4
5г
О
2.68
см
2.7
1.31
0.28
0,26
11,85
8,94
см
.76
in
10.26
,70
см
ю
29-3
3
одзолистая
с
m
со
1,4
3.3
2.5
Я
CD
2.72
CD
2.5
1,31
0,19
0,10
12,36
/,Ь4
см
.97
СМ
m
8,17
,31
70-80
m
о
*
2,3
3,1
2,4
sg
CD
2.69
о>
2,7
1.23
0.46
0.39
11,32
8.97
см
,00
см
1П
15.96
.41
ОО
о
0-1
3
<
ДернОВО-
со,
О)
со
2,4
3.2
2,5
$
О
2.71
m
2,3
1,14
0.28
0.16
11,40
8,39
см
,01
со
щ
10,23
$
см
см
22-3
см
<
I
X
_GL_
со
со
1.9
3,3
2,6
со
см
CD
2,59
^-
2,7
0,99
0.19
0,19
11.92
/.21
см
.32
со
*п
7,79
,96
о
0
г*.
ю
ная
убокооглеен
£J
|s*
<<*•
5.7
со
со
2,7
1П
°
3,05
2.60
1.38
in in
^ со
СП СО
^■" -г-"
со ^t\
со" со"
г*, со
см" см"
т- СО
ч* CM
о" о
8 г
со" см
h- Ю
см" см"
1.31
1,33
О" CD CD
0.27
9,23
7,93
см
.44
5
14,09
,72
г*.
о
0-1
S
<
Дерново-
щ
^ 8
о" о
9,82
12,20
г»- см|
о сп|
оо" со"
см см
ю г-|
V" со|
in in|
со g>
т" ^ I
о> h-"
г*» о>
со" о"
^ о!
19-2
70-8
О) »Ч
см" Е
< 5
одзолистая
пееватая
*~
134

<L
X
Окончан
Ы
§
s
Г"
со
н-
г-
1 *""
со
ю
"5Г
см
,-
о
о
оо
со
m
со
см
-
л
S
со
см о>
in" *«•"
см оо
со" »п
ч- СМ
со" со"
|v. |v.
см" см"
со о>
«е- ч^-
сТ о
S g
см" см"
см см
со ч~
см со
m со
ч*" СО
т- т~
оо о>
ча- см
о о
8 £
о о
со см
оо О)
CN О
•«1- |v.
о> оо"
см см
fe «л
<Р. 'ЧГ
<*> ч**
ю 5
-г- СМ
оо см
iv. о
« со"
о о
5-1
20-3
*о>
< <
HI
а Дерн
0Д30ЛИ<
со с:
со
со
со
см
ю
со
h-
см
,_
со
о
£
см
m
о
см
8
,<_
о>
о
оо
о
1П
44-
ч—
ЧГ
<Ч
со
см
см
о
S
ж
iv.
оо
о"
°
IV.
S
Е
m
2
•£[
со
iO
о
IV."
ч—
со"
со
см
см
со
о
8
см
8
см
8
см
со
ч*
о
г
о
&
оо
о>
со
я"
см
ч^-
со
ID
я
ОО
ч—
со
оо
о
о
1Г)
<
я!
X
S
col
8
с;
о о>
1 ^-" со"
iv. 44-
О) О)
см" см"
со со
см" см
о> см
со ч^-
о о
г s
см см
S 9
со" см
5 8
*~ "~
со о
о о
S 9
о о
т ч-
Ю ч-
ч— СМ
29.58
29.75
IV. СМ
оо ю
О ч-
m ю
ч- СМ
in оо
СО ч-
о> о
ча- со
о> см
fv. Ю
-^
т- СМ
< <
о п
0. Дерн
0Д30ЛИ(
см с
ю
Ч*
о
со"
О)
см"
•41-
см
m
"**■
о
г-
со"
ОО
ОО
"""
см
со
см
см
44-
о
со
*-
см
со
о
S
я"
IV.
44-
8
en
со
со
о
я
со
со
<
g:
о
X
«=t
см
m

чача-
со
о
со
in
см
о>
со
о
со
IV.
см
я
см
S
о
^»
см
о
см
о
IV.
ч*
ч—
ОО
IV.
о>
см
со
со
см
СП
%
со
см
ч—
со"
ОО
см
3
£
Е 1
R £
30ЛИ(
коогл
in
со"
IV.
Ч-"
^
1 ^
со
см
°
о
£
см"
со
IV.
см"
см
*~ 1
оо
Ч--
°
IV.
о"
со
см" 1
•■v I
СП
со"
CM J
со 1
со
со"
я
IV."
с
о
ф
X
160-170
о |
я
я
2.
8 S
m 3"
5 Щ
С c=
135

Весьма актуален вопрос о том, какие формы железа илистой фракции
аккумулятивного и элювиального горизонтов подвергаются активному выносу при
прогрессирующем оглеении. Оказалось, что в этих условиях выносится
преимущественно гидроокисное железо (табл. 31). С нарастанием степени
оглеения резко уменьшается содержание гидроокисного железа в иле
аккумулятивных и элювиальных горизонтов. Это объясняет стабильность
молекулярных отношений ЭОг/АЬОз в иле подзолистых почв при нарастании
степени оглеения и адекватное заболоченности изменение отношения
Si02/Fe203.
Вещественный состав этих новообразований, возникающих из продуктов
распада и синтеза первичных и вторичных минералов, в известной мере
свидетельствует о наиболее вероятных путях трансформации твердой фазы почв
под влиянием глееобразования
4.2.5.4. Химические свойства новообразований
В этом разделе рассматриваются химические свойства двух типов
новообразований, как правило, встречающиеся в подзолистых и болотно-
подзолистых почвах суглинистого и глинистого механического состава К ним
относятся кутаны или корочки, покрывающие поверхность призматических
структур иллювиальных горизонтов, и конкреции, округлые новообразования
поверхностных слоев почвенной толщи.
4.2.5.4.1. Химический и минералогический состав кутан
(корочек) структурных отдельностей иллювиальных
горизонтов.
Для понимания сущности почвообразования в суглинистых и глинистых
почвах гумидных ландшафтов особое значение имеет изучение вещественного
состава корочек (кутан) иллювиальных горизонтов, покрывающих поверхность
структурных отдельностей.
Кутаны образуют стенки трещин или корневых ходов, по которым непрерывно
циркулируют потоки гравитационной влаги, поступающие из внешней среды,
автохтонные растворы, сюда устремляется и здесь концентрируется основная
масса корней
Кутаны (или корочки, по определению Геммерлинга, 1922) выстилают стенки
крупных трещин, по которым, как установлено нашими водобалансовыми
наблюдениями (см. с. 123), осуществляется сквозная миграция гравитационной
влаги после каждого дождя способного вызвать поверхностный сток.
Таким образом, корочки приурочены к наиболее активным в гидрологическом,
биологическом и химическом отношениях участкам иллювиальных горизонтов.
По-видимому, поэтому их изучению было уделено определенное внимание. В
работах В В Геммерлинга (1922), А. А Роде (1931), С. С. Морозова (1938) и др.
было показано, что корочки, натечные глинистые образования, существенно
отличаются от мелкозема иллювиального горизонта.
136

Таблица 31
Химический состав илистой фракции дерново-подзолистых и дерново-
подзолистых оглеенных почв Рузского стационара
№ разреза,
почва
Горизонт
Обменный СаО
% на прокал
вещество
%от
валового
Обменный МдО
% на прокал
вещество
%от
валового
Гидроокисное РегОз
по Мера и Джексону
% на прокал
вещество
%от
валового
Пашня
1 Дерново-
подзолистая
3 Дерново-
подзолистая
глубокоог-
леенная
5 Дерново-
подзолистая
глееватая
Апах
А2
В1
Апах
А2
В1
Апах
A2fs,g'
B1mr,gw
1,22
1.03
1.31
1,23
1,14
0.99
1.38
1.31
1.33
100
79
70
95
64
73
91
80
82
0.23
0.22
0.32
0,26
0.24
0,40
0,25
0.23
0.50
8
8
12
9
10
15
10
9
18
4.94
4.52
4.73
4,29
3,85
4,41
2,43
2,31
4,19
42
38
38
38
34
37
26
24
34
Залежь
6а Дерново-
подзолистая
глеевая
6 Дерново-
глеевая
A1g"
A2fs,gM
B1mr,g"
Al
1,45
1.33
1.80
2,58
97
88
80
84
0.24
0.31
0.40
0.39
9
10
14
15
1,77
1.07
3,58
0,32
20
12
31
4
Лес |
20 Дерново-
подзолистая
21 Дерново-
подзолистая
глубокоог-
леенная
22 Дерново-
подзолистая
глееватая
A1
A2
A1
A2
A1
A2fs,g'
1,41
1,00
2.62
0.68
1,75
1.15
55
50
98
56
91
58
0,26
0,18
0.69
0.27
0.93
0,26
8
7
37
12
49
10
Неопр
Не опр
По-видимому, материалом для образования корочек служат почвенные
частицы и микроагрегаты, поступающие в иллювиальные горизонты с током
гравитационной влаги, а также сама твердая фаза иллювиального горизонта
137

Поэтому корочки отличаются от основной массы мелкозема горизонта более
высоким содержанием илистых частиц и полуторных окислов.
Поскольку трещины и поры - зоны наиболее активного влагообмена, можно
предполагать, что кутаны в большей степени, чем основная масса почвы,
заключенная внутри структурных отдельностей, характеризуют основные
особенности почвообразования. Поэтому в толще иллювиальных горизонтов
следует выделять зону наиболее активного почвообразования, приуроченную к
поверхности структур, и относительно пассивную толщу, не затронутую
интенсивным почвообразованием. В этой связи особый интерес представляет
изучение илистой фракции зон наиболее активного почвообразования, т.е.
ила кутан, а не ила почвы в целом, как это принято в настоящее время.
С этой целью под нашим научным руководством А.К. Селезневым были
выполнены исследования химического и минералогического состава илистой
фракции корочек, выделенных из иллювиальных горизонтов дерново-
подзолистых и дерново-подзолистых оглеенных почв. Полученные данные
показывают (табл. 32), что по валовому содержанию кремнезема, алюминия,
магния, калия, натрия, ил кутан существенно не отличается от ила почвы,
выделенного из горизонтов А1-А2-В-С. Это можно объяснить прежде всего тем,
что материалом для образования корочек послужила тонкодисперсная часть
материнской породы, пептизированная и перемещенная в процессе
почвообразования без заметного изменения ее химического состава.
Об одной и той же природе ила корочек и почвы свидетельствует и его
одинаковый качественный минералогический состав в корочках гор. В1 и в гор.
А2-В1 дерново-подзолистой почвы, представленный слюда-
монтмориллонитовым смешаннослойным неупорядоченным образованием,
гидрослюдой, каолинитом, хлоритом и кварцем (рис. 25).
Особый интерес представляет сопоставление химического состава илистой
фракции кутан по степени оглеенности, отчетливо выявляющее наиболее
специфический признак глеевого процесса - мобилизацию окислов железа. В гор.
В1 дерново-подзолистой почвы (разрез 1), не имеющей явных признаков
гидроморфизма, железо малоподвижно. Его содержание в илистой фракции
корочек (12.00%) остается на уровне, близком к исходному в иле
почвообразующей породы. Появление заметных признаков избыточного
увлажнения в гор. В2 дерново-подзолистой и В1 дерново-подзолистой
глубокооглеенной почв сопровождается уменьшением содержания РегОз. в иле
корочек до 10.36-10.37%.
Усиление признаков оглеения в гор.В2 глубокооглеенной и в гор.В1 глееватой
почв сопровождается дальнейшим снижением содержания железа в иле кутан (до
9.09-9.40%). Наконец, в интенсивно оглеенных горизонтах дерново-подзолистой
глеевой почвы оно уменьшается до 8.68-8.41%.
Определение железа в иле корочек по методу Мера и Джексона показало, что
уменьшение содержания железа в илистой фракции корочек при оглеении
происходит преимущественно за счет его гидроокисных форм (табл. 33).
138

Рис. 25 Рентген-дифрактограммы
ила кутан и валового ила дерново-
подзолистой и
дерново-подзолистых оглеенных почв Рузского
стационара.
Валовой ил* 1 -
дерново-подзолистая почва, разрез 1, гор. А2; 2
- то же, гор В1; ил корочек* 3 - то
же, гор В1; 4 - глееватая почва,
разрез 5, гор. В1,5 - глеевая почва,
разрез 6а, гор. В1.
Образец насыщен, а - магнием, б -
этилен-гликолем.
Таким образом, содержание железа в натечных глинистых образованиях
может быть использовано для количественной характеристики возрастающей
степени оглеения исследованных почв. В соответствии с содержанием железа
изменяются и величины молекулярных отношений Si02/Fe203 и АДОз/РегОз.
Например, отношение АДОз/РегОз в иле корочек иллювиального горизонта
139

дерново-подзолистой, дерново-подзолистой глубокооглеенной, дерново-
подзолистой глееватой и дерново-подзолистой глеевой почв увеличивается с
возрастанием степени оглеения (соответственно из верхней части 3.6-4.4-4.7-5.1,
а из нижней части 4.3-4.9-4.9-5.2).
Марганец, по свойствам напоминающий железо, также заметно выносится из
ила кутан. Об этом свидетельствует его обычно более низкое содержание по
сравнению с илом мелкозема горизонтов В почвы.
Значительный интерес представляет также судьба алюмосиликатов при
нарастающем оглеении. Из приведенных данных (табл. 32) следует, что
содержание Si02, AI2O3, MgO, P2O5, КгО, Na20 в илистой фракции оглеенных и
неоглеенных корочек, так же как и в илистой фракции аккумулятивных или
подзолистых горизонтов рассматриваемых почв, характеризуется близкими
величинами, не обнаруживая закономерной связи со степенью оглеения и
оподзоливания.
В связи с этим стабильны и молекулярные отношения Si02/Al203, изменяющиеся
в узких пределах: 3,2-3,4 - в корочках, 2,9-3,3 — в аккумулятивных горизонтах,
2,9-3,4 - в подзолистых, 3,3-3,5 - в иллювиальных, независимо от степени
оглеения. Эти данные свидетельствуют, по нашему мнению, о значительной
устойчивости глинистых минералов в процессе глееобразования. Но можно
предположить, что глинистые минералы разрушаются, а продукт этого
разрушения остаются на месте. Однако еще В. Геммерлинг (1922), а затем и С.С.
Морозов (1938) не обнаружили в оглеенных корочках гидратов алюминия. По
нашим данным (табл. 33) при возрастающей оглеенности корочек несколько
увеличивается растворимость алюминия илистой фракции в 1 н. НгЭОд-вытяжке,
но это увеличение весьма незначительно. Дифрактограммы илистой фракции
корочек из верхней части иллювиального горизонта неоглеенной, глееватой и
глеевой почв (см. рис. 25) не обнаруживают существенных различий
минералогического состава ила в зависимости от степени оглеения. Это
подтверждает значительную устойчивость алюмосиликатов илистой фракции при
оглеении.
Обращает на себя внимание несколько повышенное содержание валового
СаО, а также обменных СаО и MgO в илистой фракции кутан оглеенных
горизонтов. В частности, содержание валового СаО в иле оглеенных горизонтов равно
1,50-2,20% против 1,00-1,16% в неоглеенных, обменного СаО соответственно
1,19-1,60% против 1,00-1,16, а обменного MgO 0,42-0,50% против 0,31-0,34%.
Абсолютное увеличение содержания обменных форм кальция и магния в иле
корочек оглеенных иллювиальных горизонтов является, по-видимому,
следствием слабой дренированнбсти заболоченных почв и дополнительного
поступления оснований с боковым внутрипочвенным стоком. Содержание
обменных оснований в аккумулятивных и подзолистых горизонтах (табл. 33) не
обнаруживает какой-либо связи с интенсивностью подзоло- и глееобразования.
140

Ф
2 *
& =
li
1 1
1z
s
MgO
1 о
га
О
к
1 ^
MnO
i
<5
-^
1 **
<5
со
ft". I
IM!
о сЗ
с: *
1 о 1
Гумус л
Тюрину
Гигро-
СКОПИЧ
jjc-да
нт,
,см
8 2
И
№ разреза,
почва
1<3
—
<
«
LL
гЧ с5
§3 *
С/>| ,£
ii
<4<S
с/5| сг
о
1
£
X
ф
с
§
|
2
1
с£
со со
со ^-"
N. CD
-г-* СО*
CM OJ
со" со"
ц-> со
CM" См"
Я Я
О О
(О СО
см" см"
8 8
со" со"
со со
-чг N.
о" о"
о n-
*~ °
о о"
о со
О со
СМ" О"
8 £
г*, оо
см см
см со
ю со
см со
£ 8
о> оо
S» Ч
S Я
N»" оо"
3 т
^ R
*- см
m m
«чГ О
^■" •чг
ОО т-
co" со"
со" со"
СО N-
см" см"
а я
о" о"
ю со
см" см"
8 S
см' см"
8 55
оо N-
т— ▼—
о" о"
n- ю
о о
о" о"
S о»
со со
СП СО
оо оо
см см
N- со
Г- СО
со ^*
О 1Г>
N- CM
ОО ОО
а а
CM CD
оо" оо"
о о
°р ?
^ й
^г-
-
5?
т- СМ
ю m
га
X
§ 1 1
£ 1 §
III
со с Е
N- CD
чг -«г
со ю
ю со"
СО «*
со" со"
N. ОО
см" см"
*- N.
о" о"
"г~ Is-
см" см"
ff S
см" см*
й 8.
5 я
о" о'
8 ё
о" о"
о см
•чг о>
со" оо
8 £
ОО N.
см см
т- СО
оо см
» 8
оо оо
СО т-
см
оо Л-
оо со
ОО ЧГ
о Т
^ я
- ' 1
05 i?p
т- СМ
со m
6 S
I =- Е
II i
in с с 1
,г-
ю"
оо
со"
со
со"
оо
см"
ю
см
о"
§
см"
й
см"
я
см"
ОО
о"
Ф О.
х S
8
оо"
со
N.
см
ю
ю
я
8
со"
см"
8
оо
о
3
N.
s
о>
ю
1 *
га о
со с
см
ю
со
N-"
со
со"
°°-
см"
й
о"
ю
оо
см"
s
см"]
со
см"
Is-
о"
J
1
5г|
оо"
со
о
оо"
см1
со
со
S
S
со"
см
о
СО"
оо
оо"
о
см
о
т— I
к_ 1
£
о
Е
8
141

3
8 £
* х
& х
!£
со
о.
со
X
о
=г
со
I-
о
р
а.
ю
5
с
х
л
X
X
ш
CD
Е
о
X
е
о
§
I
С
I
о
00
о
X
о.
CD
§
I
tr
6
со
8
о.
со
I-
о
со
о
CD
о
CD
т
X
8
5
I
I
8
8
ЗЕ
о.
о
5s
а
с
S
8
8
S 8
» §
2
о" о
8 s
8 г
&
3
г s
5 8
о" о
§ 9т
CD CD
8 S3
s г
m ОI
5
142

Таким образом, свойства илистой фракции почвы и кутан тесно связаны со
степенью заболоченности почв. В результате оглеения разрушается не вся
илистая фракция, а главным образом та ее часть, которая представлена
гидроокислами железа. Содержание железа в илистой фракции, а в соответствии
с ним и молекулярные отношения БЮг/РегОз, АкОз/РегОз в значительной мере
количественно характеризуют степень проявления глееобразования. В отличие
от гидроокислов железа алюмосиликатная часть ила не обнаруживает признаков
разрушения. Величина молекулярного отношения S1O2/AI2O3 не изменяется под
влиянием оглеения и определяется лишь генезисом исследованной
почвообразующей породы
4.2.5.4.2. Химический состав конкреций подзолистых и
подзолистых оглеенных почв на тяжелых породах
Следует прежде всего отметить, что конкреции исследованных почв
существенно различаются по валовому химическому составу (табл 34)
Например, в нашем случае содержание гумуса в ортштейнах колеблется от 1,4 до
4,2 , железа - от 6,5 до 24,00 , марганца - от 0,7 до 7,4 , магния - от 0,6 до 1,4 ,
фосфора - от 0,4 до 0,7%. Эти колебания тесно связаны со степенью
гидроморфности почв. Общая закономерность такова, что с усилением процесса
заболачивания в ортштейнах увеличивается содержание железа, гумуса,
алюминия и уменьшается содержание марганца. Большая масса гумуса в
ортштейнах из подзолистых горизонтов свидетельствует об активной роли в
ортштейнообразовании подвижных органических соединений, образующихся в
перегнойном горизонте. Примечательно в этом случае то, что органическое
вещество ортштейнов, по данным Т.В. Терешиной (1972), образовано почти
полностью фракцией фульвокислот (табл. 35), т. е. наиболее подвижной и
наиболее активной частью органического вещества почвы.
Ранее было показано, что под влиянием избыточного увлажнения в
анаэробных условиях резко увеличивается содержание фульвокислот и других
низкомолекулярных одно- и многоосновных органических кислот, образующих
подвижные комплексные соединения с металлами. Таким образом, сам состав
органического вещества Mn-Fe- и Fe-конкреций свидетельствует о том, что для их
возникновения необходимы условия избыточного увлажнения. Алюминий
накапливается в ортштейнах, по-видимому, только после разрушения
микроорганизмами органических соединений, вместе с которыми он мигрирует
(Аристовская, 1965). О сопряженном накоплении алюминия и органических
веществ свидетельствует химический состав черных конкреций из дерново-
глеевой почвы, в которых наблюдается интенсивное накопление одновременно и
алюминия, и гумуса.
Аккумуляция железа и марганца, в силу их неодинакового отношения к Eh
среды и кислотности (Krauskopf, 1957), оказывается существенно различной в
ортштейнах из почв различной степени заболоченности. Если подсчитать
содержание этих элементов в сумме ортштейнов крупнее 0.25 мм для слоя 0-30
143

см дерново-подзолистой и дерново-подзолистой глубокооглеенной, глееватой и
дерново-глеевой почв, то оно составит соответственно 3, 6, 16 и 9% валовых
запасов железа и 38, 52, 52 и 7% валовых запасов марганца в почве. В
результате неодинаковой относительной концентрации железа и марганца в
ортштейнах при нарастающем заболачивании почв соотношение Fe/Mn
обнаруживает четкую связь со степенью заболоченности. Для практической
диагностики степени заболоченности почв проще использовать не валовые
формы железа и марганца в ортштейнах, а кислоторастворимые. Относительное
содержание железа и марганца, растворимых в 1 н. H2SO4, также специфично
для различных стадий заболачивания, как и содержание валовых форм (табл.
36).
Концентрация кислоторастворимого железа в ортштейнах при заболачивании
увеличивается, а марганца уменьшается. В направлении прогрессирующего
заболачивания увеличивается растворимость новообразованного железа и
марганца, что указывает на неоднородный минералогический состав
гидроокислов железа и марганца в ортштейнах из почв различной степени
заболоченности. Очевидно, при увеличении степени гидроморфности почв
уменьшается степень окристаллизованности гидроокислов в ортштейнах
(Цюрупа, 1958).
Химический состав ортштейнов обусловливает их морфологические свойства.
В частности, наблюдается тесная взаимосвязь между цветом ортштейнов и
содержанием в них гумуса, железа и марганца. При содержании гумуса 1.43-
1.72% цвет определяют окислы железа и марганца.
Если при этом соотношение валовых форм железа и марганца не более 0.8-
2.3, то ортштейны имеют в изломе сине-черный с металлическим блеском цвет,
обусловленный окислами марганца, а если содержание железа превышает
содержание марганца в 3-20 раз и более, то ортштейны имеют бурый цвет. В
сильнозаболоченных почвах наряду с бурыми встречаются черные гумусовые
ортштейны, цвет которых обусловлен высоким содержанием гумуса.
Под влиянием заболачивания в иллювиальных горизонтах дерново-
подзолистых почв появляются выделения окислов железа вокруг пор. Иногда эти
выделения вырастают до заметных визуально трубчатых конкреций. В
глубокооглеенной и глееватой почвах они очень мелкие. Единичные, наиболее
крупные экземпляры достигают 2-3 мм в длину и 1 мм в диаметре. В дерново-
глеевой почве трубчатые конкреции значительно крупнее и встречаются чаще.
Изучение химического состава этих конкреций показывает, что они содержат
значительно меньше гумуса, железа, магния, фосфора и гораздо больше
кальция, чем бурые ортштейны. Как и последние, трубчатые конкреции дерново-
глеевой почвы характеризуются широким соотношением Fe/Mn.
Таким образом, увеличение периодов избыточного увлажнения вызывает
глубокие изменения не только морфологии, но и химического состава конкреций.
В почвах подзолистого и болотно-подзолистого типов наблюдается следующая
закономерная изменчивость конкреций, свойственных различным стадиям.
144

с:
ю со
н- о
с:
со
6
m
о
х
а_
а>
ее
J3
X
X
а>
ф
Е
о
X
с;
о
со
6
СО
о
X
CL
а>
се
с;
о
со
tz
I
о
со
о
X
о.
X
-О
с;
CD
ZT
CD
Q_
Ъ£
X
О
о
о
S О
о S
| S
X X
о
о
CL
tz
с
S
Fe/
3
CL
CaO
MnO
6
u_
<§
<
<s
С/5
8 л ■=.
\ И 5 °
Г S а
|£-* *
>s
s
=г
состав конкре
*
и
о
5 »s
£ s
S. 8L *
ф s*
•=t 9E
о о
О **
s
»-
ЗЕ (0
§ i
It
s
8.
№раз
почва
CO
о
XT
о
СО
о
ОО
кГ
г^
ю
со
ОО
о
ю
со
со
KI-
Ф
2
о.
7
со
н-
°ч
ю
4
?
<
2
¥
?
ю
1Г>
о
со
о
ю
_
кг
СО
со
со
о
со
О)
со
к|-
ф
2
со
S-
X
S
о.
го
2
6
3
S
со
ю
со
СП
см
см
<
го
сЗ
§
tz
Kt-
кг
о
о
*"
со
ю
ю
ki-
со
1Г>
о
h«-
со
о
СМ
f
о
»~
см"
о
о
3
с=
<
S
9
§
¥
о.
а
со
СМ
со
ki-
о
О)
о
СП
со
см
о
со
со
CD
со
CN
г>-
m
ч-
ф
2
сЗ
со
о
с;
g
ф
2
>■»
ш
"-_
см
со
см
см
см
<
£
X
5
8
&
5
,—
кг
h-
о
кг
ОО
_
со
,_
кг
,_
см
к*-
со
со
Г--
см
и
о
н-
оо
кг"
tr>
*А
X
го
с:
<
ее
е
§
§
S
о
X
о.
ф
ю
о
о
со
о
кГ
см
,~
^_
со"
кг
т—
КГ
S
см
см"
£
о
t-
см"
3
СО
<
ОС
р
S
5
ю
см
ю
о
со
см
о
т~
ст>
со
см
кг
ю
о
Я
см
КГ
I1
о
н-
о
см"
о
ю
Ъ)
<
1
S
с:
о
8
8
о
X
о.
со
«=1
го
со
in
см
со
о
со
г»
о
СП
со
см
к|-
о
см
со
со
со
и
о
ь-
о
см"
со
см
о
см
О)
см
<t
0ч
со
со
с;
h-
о
СО
о
со
см
Oi
со
со
кг
CD
см
со
г-
ю
КГ
со
со
2
m
2
сГ
ф
2
X
о.
ф
ГЭГ |
ю
см"
ю
о
со
<
2
со
X
ф
со
145

CM
СП
3
CD
CQ
X
CO
CQ
О
I—
X
о
Q.
О
3"
CO
3"
Ш
со
CO
CO
5
2
zr
Ф
CL
be:
X
g
CO
о
о
о
о
:<s
<
2
X
X
i
Q)
уСОД
2
?
*
a*
55
•=t
a
<D
l/J
>
валовое со-
^^
$
X
X
О
)воесо-
«-»
2
01н
Сгк/Сфк
_
тка
2
«
,
о
со
cz
-а
X
2
со
о
X
X
гум
i i
let
ОЧВЫ
LE
| держание, % |
S5
ie,%
X
та
&
ее
S5
О
С/Э
X
сЗ
5
X
1-
КСЛО
ж
8.05 1
§
см"
иг>
"*~
.14
о
см
о
о
,_
■*г
со
,_
64.
оо
2
ейн
э
Б.
о
редне-
V
ерново
L^
| 2.98 |
Я
о"
со
о
г>Г
■*~
3
о"
,15
о
in
■*г~
4Г
^>
со"
4f
т
h-T
4-30 |
см
2
ва,
5
с
5
сЗ
X
X
X
аясугл
Б
эдзоли
с
4.53 I
S
со"
ю
см
г^Г
"*"■
см
о"
3
о
см
V
см
"в-
см"
г«-
■чГ
со"
2
ейн
1
S.
о
ильно-
V
ерново
L5.
•
ю
со
о"
.05
о
со
о"
со
Г*-"
со
т
со"
"«3-
см
со"
0-20 |
"*"
см"
<
ва,
5
с
3
сЗ
X
X
X
аясугл
сЗ
0ДЗОЛИ1
с
7.24 1
S
ю"
со
"Г-
см"
*~
со
о"
,04
CD
см
ю"
см
г^_
,—г
1^.
,_-
со'
2
ейн
§
с!
О
ос
та
Б
т
ая гли!
G
1
с
5,15 |
см
см
о"
ю
ю
см"
*■"
.03
о
,10
о
СО
СО"
со
СО
1Г>~
ю
СО
1Г)
0-20 |
см"
<
ва,
5
с
8.10 I
3
-чг"
о>
г-
о"
т~
.48
о
,02
о
со
^г"
со
,_
^я-"
со
,_
*-"
2
ейн
в
EL
о
ОС
та
Б
X
CZ
о
0-ПОДЗ
,£
ерегно
LE.
•
со
о"
.06
о
о
о
о
о"
ц->
41-
со"
^г
со
со"
2-32 |
см
2
ва,
5
С
1 глеевая
10 59 I
°£
8о
<=>
о
о
т~"
тг со
о" о"
см о
CD т-
о" о"
со О)
ю" г«-~
СО "ЧГ
со со
со" г--*
со ««а-
т- СО
ч-~ V
5-25
з J
х см
»х <г
S со
3 со
el 5
О CZ
й I
Б
S
с;
Торфянисто-подзо
| глеевая
146

Таблица 36
Содержание в ортштейнах железа и марганца, растворимых в 1 н. H2SO4 после
двухчасового взбалтывания, мг/100г сухого вещества. Рузский почвенно-
гидрологический стационар
№ разреза,
почва
1 Дерново-
подзолистая
3 Дерново-
подзолистая
глубокооглеенная
5
Дерново-подзолистая глееватая
6. Дерново-глеевая
Горизонт,
глубина, см
Апах 5-15
А2 29-34
А пах 0-10
А2 25-30
А пах 5-15
A2fs,g' 19-24
А1ди 0-15
Ортштейны
Темно-серые мар-
ганцево-железистые
Тоже
Тоже
Бурые марганцево-
железистые
Тоже
Тоже
Тоже
Fe
мг
1453
1117
2261
2028
5891
3465
9720
% от
валового
34,4
24,8
41,8
38,0
65,1
40,5
44,3
Мп
мг
630
528
535
224
335
164
188
% от
валового
12,0
17,6
13,5
13,4
15,0
19,2
53,4
Fe/Mn
2,3
2,1
4,2
9,1
17,6
21,1
51,7
заболачивания. В неоглеенных и глубокооглеенных почвах это мелкие,
шарообразные темно-серые ортштейны. Они характеризуются высоким содержанием
марганца, превышающим нередко содержание железа. Для глееватых почв
специфичны крупные угловатые бурые ортштейны, в которых содержание железа
значительно превышает содержание марганца. В стадии интенсивного
заболачивания (дерново-глеевые почвы) возникают две группы новообразований -
крупные гумусовые конкреции, присущие только этим и более гидроморфным
(торфянисто-глеевым) почвам, и мелкие округлые железистые конкреции с
минимальным содержанием марганца. Гумусовые конкреции напоминают
ребристые почвенные агрегаты, но в отличие от последних, имеют значительную
твердость и малую объемную массу. Для них характерно высокое содержание
гумуса, алюминия, железа и полное отсутствие накопления марганца.
Абсолютное содержание гумуса, железа, марганца, фосфора, магния и других
веществ в ортштейнах может определяться не только степенью заболоченности
почвы, но и запасами в почве. Например, содержание гумуса в ортштейнах
дерново-подзолистых почв под лесом (разрезы 21, 22) значительно больше, чем
в ортштейнах близких к ним пахотных почв (разрезы 3, 5). Поэтому особое
диагностическое значение приобретает относительно стабильный показатель
Fe/Mn, характеризующий отношение валовых или кислотнорастворимых
концентраций железа и марганца.
4.3. Роль глееобразования в формировании почв на легких
(песчано-супесчаных) породах гумидных ландшафтов
4.3.1. Общие положения
Теперь попытаемся рассмотреть роль глееобразования в формировании почв
на легких (песчано-супесчаных) породах гумидных ландшафтов. В России
147

оптимальными областями проявления этого процесса являются полесья -
флювиогляциальные низменности, почвенный покров которых формируется в
условиях неглубокого залегания грунтовых вод разного химического состава
(пресных, железистых, карбонатных)
Зона полесий - территория своеобразных ландшафтов. Несмотря на
кажущуюся однородность, почвенный покров полесий весьма разнообразен Его
различия определяют причины и степень заболоченности почв, химический
состав грунтовых вод и иные факторы. Однако доминирующими здесь остаются
светло-бурые почвы, почвы подзолистого и болотно-подзолистого типов,
приуроченные к песчаным и супесчаным почвообразующим породам
Нельзя не обратить внимания на то, что широкое понятие подзол,
подзолистые почвы, введенное впервые в почвенную литературу В.В.
Докучаевым (1879, цит. по 1950), за последние десятилетия претерпело
известные изменения. В В Докучаев, а затем М Н. Сибирцев (1900, цит по
1951), П С Коссович (1903, 1906) и многие другие относили к подзолистым (и
подзолистым оглеенным) почвам такие кислые почвы, которые имели светлые
элювиальные поверхностные горизонты и дифференцированный профиль,
независимо от их приуроченности к почвообразующим породам того или иного
гранулометрического состава (пески, суглинки, глины)
Вместе с тем в ряде зарубежных и в новых отечественных классификациях
это понятие трактуется значительно уже В них к собственно подзолам и
подзолистым почвам относятся только такие почвы, которые формируются на
легких породах Кислые почвы с элювиально-иллювиальным профилем на
суглинках и глинах чаще рассматривают как почвы иных генетических групп -
например, как бурые лессивированные, а их оглеенные варианты
классифицируют как псевдоглеи, параподзолы, псевдоподзолы и т. д Эти и
другие классификационные аспекты проблемы имеют определенное научное и
прикладное значение Мы вернемся к их рассмотрению несколько позже. Здесь
же в связи с изложенным необходимо подчеркнуть следующее.
Вероятно, единодушная трактовка кислых почв с элювиально-иллювиальным
профилем, приуроченных к легким породам, как подзолистых свидетельствует об
экстремности типовых признаков в их профиле. Поэтому их изучение может
существенно расширить наши представления о подзолообразовании. Однако
сведения, отражающие свойства, режим и условия формирования кислых легких
почв с элювиальными горизонтами, весьма ограниченны. Это особенно
ощущается в тех случаях, когда возникает необходимость оценки генезиса легких
подзолистых почв, формирующихся в условиях усиливающегося заболачивания.
4.3.2. Морфология почв
Наши исследования морфологических, химических, физических,
минералогических свойств и гидрологического режима кислых легких
преимущественно оглеенных почв с элювиально-иллювиальным профилем были
выполнены в южной тайге на территории Окско-Мещерского полесья. Основные
148

стационарные исследования были приурочены к ряду почв, образованному
светло-бурой кислой слабооподзоленной (A1-A1A2-B-Ort-Gr), дерново-
слабоподзолистой глубокооглеенной (A1-A1A2-B-Ort-Gr), дерново-подзолистой
глееватой (A1-A2-A2Bg-Ort-Gr), дерново-сильноподзолистой глеевой (А1-А2-
A2Bg-Ort-Gr) ортзандовыми супесчаными почвами, подстилаемыми мощными
песчаными отложениями (табл. 37).
Литологическое строение территории характеризуется следующими
особенностями. Поверхностные четвертичные постледниковые
флювиогляциальные пески мощностью до 12 м залегают на суглинисто-
супесчаной морене, в основании которой - юрские глины, перекрывающие
известняки. Исследованные почвы, приуроченные к зандровой равнине
клязьминско-москворецкого междуречья, почти повсеместно заболочены
грунтовыми слабоожелезненными (1-2 мг/л) водами надъюрского горизонта
(Зайдельман, 1985). Судя по литературным данным, такие почвы
распространены на обширных территориях многих полесий, на Севере и Северо-
Западе России, а за рубежом - в Германии, на Скандинавском полуострове и в
других районах Европейского континента.
Ниже приведены описания профилей почв рассматриваемого ряда,
отражающие их макроморфологические особенности во влажные и средние по
осадкам годы. Изменения признаков заболоченности, происходящие обычно в
сухие годы, даны в конце описаний. При рассмотрении аналитических
характеристик используются данные преимущественно двух профилей,
заложенных под пологом соснового леса и на открытых, преимущественно
пахотных и луговых участках.
Разрез 41. Светло-бурая кислая слабооподзоленная ортзандовая
супесчаная почва. Вершина плоского холма Сосновый бор (рис. 26). Полнота 0.7
- 0.8. Сосна (Plnus silvestris L). В подлеске единично береза (Betula verrucosa L),
рябина (Sorbus aucuparia L). В наземном покрове преобладает брусника
(Vaccinium vitis idaea L). редкие куртины папоротника (Pteridium aguilinum Kuhn.).
О 0-3 см. Темно-бурая слаборазложившаяся подстилка.
А1 3-6 см. Сухой, серый, бесструктурный, супесчаный.
А1А2 6-12 см. Сухой, палево-серый, бесструктурный, супесчаный, пронизан
крупными корнями сосны. Переход четкий.
81 12(17)-45 см. Сухой, палево-светло-коричневый, бесструктурный,
супесчаный, много мелких корней. Включения мелких камней
Плотный, переход четкий.
82 45-55(69) см. Сухой, палево-желтый, супесчаный. Тонкие (1-2 см)
бурые единичные псевдофибры. Плотный, переход постепенный.
83 55(69)-90 см. Сухой, желтоватый, супесчаный. Редкие
незначительные участки ожелезнения бурого цвета, имеющие
вертикальное простирание. Включения мелкой дресвы. Переход четкий
84 90-102 см. Сухой, желтовато-серый, песок. Единичные маломощные
ожелезненные прослойки и крупные белесые пятна. Рыхлый. Переход
четкий.
149

^
ф
X
*
Q-
<D
сод
s"
s
стиц
ГО
■у
о.
ф
2
со
ГО
Q.
5
еря
Пот
ес-
т
X
g
8
о.
X
1—
„
го
X
^
с;
С
х
о.
о
£
очва,
с:
о
о
V
8
о
V
8
я>~
ю
о
о
о"
ю
8
2
о
о'
о
1П
о
«о
о
m
СМ
о"
in
СМ
8
о
Is8
_^
с£
го
го
с;
CD
ОС
ГО
•ал.
ъ
\-
X
О
со
со
го
о.
OI
Z
СМ
О
ОО
Г4-
со
m
ч*-
со
см
г^-
in
<Х)
ча-~
СО
со"
со
CN
о
о
О
CNI
СМ
СО
СМ
ч»-
8
о
со
со
о
со
<
ск
го
о.
,2^
1
со
о
СЭ
"5f"
г*-"
CM
m"
«^
ч—
оо
ч*-"
см
о
см
см
о
ча-
&
о"
СО
СО
о
см
со
см
<
<
ч?
о.
с§
X
X
I
1
о
СО
со"
о
г-~
г^
г-"
ч*-
ОЭ
со"
ю
см
со
со"
со
СМ
о"
оо
со
о"
о
со
о
см
m
г^.
см"
ч*
со"
со
ча*"
г»~_
Ч"~
Г-~
in"
со
со
со
со"
ча-
ю
о"
8
о"
со
ча-
см
со
1Г>
см
см
СО"
см
см"
см
СП
со"
о
см"
со
со
СО"
ча-
со
in
о"
о
чг
о
о
°9
со
со
со
со
сг>~
i-«-
со
г*.
ча-"
см
ч~-
о
in"
со
ю"
со
со
СП
ча-
со
см
о"
1Г>
со
о"
in
о
о
А
г»-
т_
ЧГ
со"
со
г—
г-«._
ч—
°°-
см
8
со
со
со
5-
о"
со
h-
о
СП
о
со
о
•с
о
см
со"
о
ч*"
со
см"
со_
ч—
со
см"
СО
см"
см
со"
г*-
3
о"
*—
см
о"
m
со
in
<5
см
in"
"ЧГ
г*-"
ч*
ча-
ча-
со"

Чача""
см
8*
см
о"
ч|-
со
со
о"
т—
со
о'
со
<
с?
го
1
CL
со
«=t
со
я*
h-
СО"
in
со"
со
со"
ча-
о"
о>
со"
см
о*
ча-
о
ча-
о"
in
in
о"
см
об
а
<
1
Е
1
3Z
1
о
оо
ча-
|^Г
о>
ю
h-
ча-"
h-_
*Z
in
со"
CM
оо
со"
•«а-
я
о"
о
чГ
о"
m
см
см
со
см
<
см
ча-
о.
of
го
X
X
$
с;
со_
'"
ча-
со"
со_
т—
со
со"
со
ча-~
О)
5
см
см"
чГ
о
о"
см
со
о"
in
со
m
СО
со
СО
ча-"
о>
со"
о
,—
гС
см
а"
о>
о>
ча-
я
о"
г-
см
о"
о
о
Г--
см
со
см
со"
о>
о
т-
см"
см
о'
h-
in"
я
о
см'
in
со
со
о"
СП
со
о"
со
см
tE
о
«^- о
СГ ю"
°- со
II со"
о см
in" *-"
h- CM
Ч-' О"
CM CM
in" о
CO ч-
с^ 8
со г^-
со" ча-"
in ча-
$ 3
о" о!
СМ т-
СО ч-
ч-" О
о о
со со
S -
о о
150

ф
s
со
£
О
5
Го-
СО
3
с;
VO
.та
ь-
о
о>
h«.
со
ю
ч*
со
СМ
-
СП
см"
-чГ
**
СО
со
СП
СО
СМ
Ю
8
СО
со
со
о
со
со
о
ю
to
А1А2
Дерново-подзолистая
N.
см
ю
**
1^
со
to
о
со
о>
Г^.
со
to
8
о
ю
ю
о
со
см
о
см
см
<
глееватая, р. 43
со
со
СП
*t
со
ю
ч*
со
см
со
см
см
со
9
о
СО
"d-
о
о
ч
см
со
m
"Г-
■**■
СП
со
о
in
см
со
h-
о>
со
см
см
3
г
о
со
««г
о
о
S
со
см
со
со
со
о
■*-
со
со
со
о
см
со
со
со
г*-
со
г
о
г^
*—
о
со
°?
со
IV.
ю
о
о
СО
ч*
со
см
о
со
о
со
о
со
см
о
см
со
см
о
со
о
о
^г
о
"С
о
СП
со
*—
ч*
со
о
см
см
«ч*
о
со
СО
8
о
г-
о
о
г*.
ы
<s
со
со"
со
со"
СО
СО
-ч*
со
о>
*~
о
СО
см
со
со
•ч*
г
о
со
ХГ
о
to
о
со
ю
г*.
to
ХГ
о
■ч*
со
■ч*
to
to
со
см
5
^_
о
г^.
«чГ
о
-чГ
о
*""
ъ> У»
Дерново-сильнопод-
золистая глеевая,
ел
со
со
со
см
со
т—
со
СП
о
о
со
см
см
5
со
см
о
5
о
т—
см
со
*"*
£
со
см
<
•ча-
CL
«Ч со
¥
coco т-
СО 1-
СО CD
СО т-
т- СО
-«*• о
сп -ча-
сю см
*— см
см со
СМ -ЧГ
h- со
S 5
& ?
о о
§ 8
о о
Sf Ц
со о
см to
< m
to со
CO CO
CO CO
со со
CO ч*
о см"
со со
CM CM
Г*. CM
CM* CM"
«4 in.
Я «I
чг- Ю
см" to"
to со
£ 8
о" о
CM* £
о" о"
со со
о V
*- 8
m 0|
151

afct *:;i
I ?ч -L- IS*
: •* ■£&*&
&*
jf^,*
» *■"?::
?.-%,:
~
♦>4
л *K *'■ * V^*f^^
J
,*..*.
• гг<
^s^M
Рис. 26. Лес на светло-бурой оподзоленной ортзандовой супесчаной почве
Мещерского стационара.
152

Рис. 27. Профиль светло-бурой оподзоленной ортзандовой супесчаной почвы. Разрез 41.
Ort1 102-110 см. Сухой, бурый, плотный, книзу охристо-желтый,
ожелезненный, супесчаный. Плотный, переход четкий.
Go 110-165 см. Влажные чередующиеся прослойки ржаво-охристого и
сизоватого песка. Рыхлый, переход четкий.
Gr 165-200 см. Сырой, однородно окрашенный, серый рыхлый песок
Элювиальные горизонты в этих почвах в лесу выражены весьма нечетко.
Почвы с таким профилем обычно ранее рассматривались как скрытоподзолистые
(криптоподзолистые). Однако в этом случае морфологические (и аналитические)
153

исследования не показали наличия в поверхностных слоях профиля четко
выраженных подзолистых горизонтов. Поэтому такие почвы мы будем называть в
дальнейшем светло-бурыми, используя удачную, по нашему мнению,
номенклатуру Н.П. Ремезова (1956). По своей морфологии они близки к бурым
коварванным почвам, описанным Стефановичем (Stefanovits, 1971) на легких
породах в Центральной Европе.
В этой связи следует подчеркнуть, что на легких хорошо аэрируемых породах
при наличии грубого гумуса (гумус типа мор, реже - модер), часто
мертвопокровной подстилки, кислой реакции породы и органического вещества,
промывном водном режиме, т. е. при наличии всех условий, казалось бы,
необходимых для оподзоливания, в поверхностных слоях этих хорошо
аэрируемых почв отсутствуют морфологически (и химически) выраженные
сплошные элювиальные горизонты. Вместе с тем на более низких элементах
рельефа, там, где грунтовые воды активно влияют на режим поверхностных
слоев профиля, почти повсеместно появляются четкие сплошные белесые
подзолистые горизонты, нередко отличающиеся значительной мощностью.
Отсутствие или слабая выраженность подзолистых горизонтов в легких почвах
наиболее повышенных элементов рельефа Мещерского стационара не является
эндемической особенностью этой территории. Это явление достаточно широко
распространено на территории европейских полесий страны.
Так, М.А. Каплан (1940), описывая закономерности изменения почвенного
покрова в Припятском полесье, подчеркивал, что в почвах вершин песчаных грив
и гряд «в верхних горизонтах оподзоливание почти незаметно», тогда как «у
уровня грунтовых вод песок принимает сплошную белесую окраску с признаками
слабого оглеения...» (с. 56). Подзолы, развитые на песках с бурым железисто-
песчаным ортштейном, появляются в нижней части склонов песчаных грив с
близким к поверхности уровнем грунтовых вод. «Характерным отличием
подзолов от предыдущих стадий развития... почв является наличие хорошо
морфологически выраженного подзолистого горизонта А2 мощностью в 10-15 см,
выделяющегося непосредственно под гумусовым горизонтом» (с. 58). Позднее
Т.А. Романова, Н.И. Смеян, К.Н. Балахнова и С.А. Тихонов (1973) обнаружили в
автоморфных условиях полесий широкое распространение бурых почв (рис. 27).
Аналогичную морфологию и закономерности распределения почв в зоне средней
тайги наблюдал С.А. Ковригин (1948) при изучении генезиса песчаных почв на
боровой террасе р. Вятки. Более подробно на этом интересном и исключительно
важном для классификации явлении мы остановимся ниже в связи с
рассмотрением общих вопросов генезиса подзолистых почв.
Разрез 42. Дерново-слабоподзолистая ортзандовая глубокооглеенная
супесчаная почва. Пологий склон. Сосновый лес, полнота древостоя 0.8-0.9.
Состав - 7С2Е1Б. Сосна (Pinus silvestris L), ель (Picea excelsa Link.), береза
(Betula verrucosa Ehrh.). В подлеске - можжевельник (Juniperus communis L).
Наземный покров - кустарнички черники и брусники (Vaccinium myrtillus L, V. vitis
idaea L), куртины папоротника (Pteridium aquilinum Kuhn.).
154

АО 0-3 см. Темно-бурая слаборазложившаяся подстилка.
А1 3-8 см. Сухой, белесовато-серый, супесчаный Крупные корни.
Переход четкий.
А1А2 8-21 см. Сухой, серовато-палевый, супесчаный легкосуглинистый.
Единичные темные углистые точки. Переход четкий.
А2В 21-25 см. Сухой, коричневатый с отдельными белесыми пятнами,
супесчаный. Переход четкий.
81 25-64 см. Сухой, светло-коричневый, супесчаный. Тонкие буроватые
прослойки псевдофибр. Плотный, переход постепенный.
82 64-109 см. Сухой, светло-желтым, песок, по фону - единичные
белесые пятна. Плотный, переход четкий.
Ort1 109-120 см. Влажный, ожелезненный, бурый, супесчаный, по фону
крупные белесоватые пятна оглеения. Рыхловат, переход четкий по
плотности и цвету.
Ort2 120-140 см. Влажный, сильноожелезненный, темно-бурый,
супесчаный. Весьма неровный, отдельные сильно-
сцементированные участки приподняты в вертикальном
направлении и тогда верхняя граница горизонта поднимается до 90-
100 см от дневной поверхности.
Gr 140-180 см. Влажный белесовато-сизый однородно окрашенный
песок.
Разрез 43. Дерново-подзолистая глееватая ортзандовая супесчаная
почва Плоское основание склона Хвойный лес. Полнота древостоя 0 8, состав
5СЗЕ2Б Сосна (Pinus silvestris L), ель (Picea excelsa Link.), береза (Betula
verrucosa ЕИг11.).Кустарнички черники и брусники (Vaccinium myrtillus L, V. vitis
idaea L.) Редкие куртины папоротника (Pteridium aquilinum Ruhn.), гипновые мхи
(Drepanocladus, Calliergon).
АО 0-3 см. Темно-бурая разложившаяся подстилка.
A1A2 3-17 м. Влажная палевая супесь. Редкие темноокрашенные
марганцевые примазки. Переход постепенный.
А2 17-30 см. Влажный, желтовато-белесый, супесчаный.
81 30-42 см. Влажный, охристый, супесчаный
82 42-72 см. Влажная светло-желтая супесь с единичными охристыми
пятнами по фону. Переход постепенный.
ВЗд" 72-98 см. Влажный, чередующиеся пятна белесовато-серого и
охристого песка.
Ort1 98-146 см. Влажный, бурый со светлыми пятнами ожелезненный,
сцементированный песок. Плотный, переход четкий.
Gro 146-155 см. Сырой, чередующиеся горизонтальные прослойки
сизого и охристого песка.
Gr 155-180 см. Сырой, однородно окрашенный, белесовато-сизый
песок.
Разрез 44. Дерново-сильноподзолистая глеевая ортзандовая супесчаная
почва (рис 28, 29) Депрессия у основания склона Хвойный лес Полнота
155

древостоя 0 8, состав 4Е4С2Б. Ель (Picea excelsa Link.), сосна (Pmus silvestris L.),
береза (Betula verrucosa Ehrh.). Кустарничек черники (Vaccinium myrtillus L.).
Сплошной ковер гипновых и сфагновых мхов
01 0-2 см Неразложившаяся подстилка из сфагновых и гипновых мхов.
02 2-5 см Светло-бурая подстилка из слаборазложившихся остатков
мхов, хвои, веточек
А1д' 5-9 см Влажный, темно-серый, супесчаный, рыхлый, переход
четкий
А2д" 9-22 см Сырой, белесовато-сизый (до ярко-белого), супесчаный.
Много крупных (до 0.5 см в диаметре) охристых пятен и отдельные
темноокрашенные примазки.
А2д" 22-44 см. Сырой, сизовато-серый, супесчаный.
В1д" 44-62 см Сырой, охристо-ржавый с серыми пятнами.
В2д" 62-83 см Сырой, серовато-желтый, песчаный
Ort 83-150 см Сырой, охристый и бурый, рыхло сцементированный,
ожелезненный песок, перемежающийся с гнездами оглеенного
белесоватого песка Книзу цементация заметно ослабевает.
Gr 150-180 см. Мокрый, однородно окрашенный, сизовато-серый песок
Вода с глубины 170 см.
Приведенные описания интересны прежде всего тем, что отражают
своеобразие признаков заболачивания в подзолистых легких почвах.
Глеевые песчаные горизонты в отличие от суглинистых и глинистых имеют
не синевато-сизую или зеленовато-синюю окраску, а белую со слабым
голубоватым, сизоватым опенком или серовато-белую в мокром состоянии.
Такая окраска глеевых горизонтов песчаных почв связана с потерей кварцевыми
зернами песка окисных пленок железа Особенностью этих почв является и то,
что независимо от степени заболоченности в их профиле непосредственно над
глеевыми горизонтами формируется ортзанд различной мощности. Чем
интенсивнее заболоченность почв на открытых территориях, тем ближе к
поверхности и часто тем мощнее ортзандовый горизонт. На открытых участках
почвенно-гидрологического стационара в пределах Московской Мещеры в
незаболоченных, глубокооглеенных, глееватых и глеевых почвах он находится
соответственно на глубинах 100-110,85-95,55-60 и 40-50 см.
Менее отчетливо эта зависимость проявляется в лесу. Глееватые и
глеевые почвы в лесу по сравнению с аналогичными почвами открытых
территорий отличаются более глубоким залеганием ортзанда (на 80-100 см от
дневной поверхности) при сопоставимых гипсометрических уровнях. Это явление
имеет, по-видимому, вторичный характер и объясняется относительно
стабильным положением грунтовых вод и меньшей мощностью капиллярной
каймы в почвах под лесом
Подзолистый горизонт, как уже отмечалось, в незаболоченных почвах почти
не выражен Мощность оподзоленного горизонта в почвах под лесом не
превышает нескольких сантиметров, тогда как в глееватых и глеевых почвах
мощность гор А2 и оподзоленных горизонтов достигает 20-40 см Вместе с тем
156

этим почвам свойственны и другие особенности. Так, только в глееватых почвах
можно обнаружить обильные скопления мелких темных рыхлых конкреций,
которые отсутствуют в незаболоченных и глубокооглеенных почвах. В верхних
горизонтах только глееватых и глеевых почв сосредоточены крупные ржаво-
охристые примазки и т.д.
Рис. 28. Лес на дерново-подзолистой ортзандовой глеевой супесчаной
почве.
Необходимо также иметь в виду и те изменения, которые претерпевают
морфологические свойства некоторых разновидностей почв в сухие годы. В
глееватых и глеевых легких дерново-подзолистых почвах в середине теплого
периода сухих лет оглеение резко ослабевает или исчезает в слоях, залегающих
над ортзандовым горизонтом. Они принимают относительно осветленные светло-
коричневые, палевые опенки, а подзолистые горизонты - мучнисто-белую
157

окраску. Морфологические признаки незаболоченных и глубокооглеенных почв в
исключительно сухие годы остаются теми же, что и во влажные.
Таким образом, мощность элювиального и ортзандового горизонтов, их
приуроченность к определенным глубинам, положение глеевого горизонта,
залегающего под ортзандовым, характер ряда новообразований, а также
некоторые другие признаки гидроморфизма в легких почвах подзолистого типа
отличаются большой стабильностью и не подвержены визуально фиксируемым
изменениям в годы различной влажности и в различные периоды одного и того
же года.
Рис. 29. Профиль дерново-сильноподзолистой ортзандовой глеевой супесчаной почвы.
Наконец, полученные данные позволяют сделать несколько замечаний о
генезисе ортзандовых горизонтов, в условиях близкого залегания грунтовых вод.
Нередко их возникновение связывают с подзолообразованием. Вместе с тем
158

результаты морфологических исследований не позволяют согласиться с такой
трактовкой. Три следующих весьма убедительных факта подтверждают
вероятность их гидрогенного, а не иллювиального возникновения.
Во-первых, ортзандовые горизонты формируются в зоне близкого залегания к
поверхности только ожелезненных грунтовых вод; во-вторых, они всегда
располагаются в зоне аэрации, т. е. непосредственно над глеевыми горизонтами,
в-третьих, они формируются в профиле не только подзолистых, но и бурых почв,
вообще не имеющих элювиальных горизонтов. И напротив, в профиле
подзолистых почв с мощными элювиальными горизонтами ортзандовые слои
всегда отсутствуют в тех случаях, когда заболачивание этих почв обусловлено
пресными неожелезненными грунтовыми водами.
4.3.3. Химические свойства почв
4.3.3.1. Кислотность и поглощенные основания
В суглинистых и глинистых подзолистых почвах с усилением степени
оглеения происходит закономерное уменьшение актуальной, обменной,
гидролитической кислотности всего профиля (см. стр. 129).
Однако такое закономерное изменение кислотности, свойственное тяжелым
гидроморфным почвам водоразделов, не имеет повсеместного распространения.
Как показали наши исследования морфогенетических и химических свойств почв
почвенно-гидрологического стационара в Московской Мещере (Зайдельман,
Нарокова, 1974; Зайдельман, 1974) в легких подзолистых почвах в горизонтах
активного водообмена заболачивание может сопровождаться увеличением
актуальной и потенциальной кислотности (табл.38) Здесь в поверхностных
горизонтах в результате их интенсивного выщелачивания и накопления грубого
гумуса нередко можно обнаружить определенное увеличение кислотности почв В
соответствии с изменением актуальной, обменной и гидролитической кислотности
меняется и содержание обменного алюминия.
Его концентрация возрастает с усилением заболоченности и оказывается
максимальной в верхних горизонтах дерново-подзолистых глеевых почв (0 40-
048; 1 16-1 39 и 1.16-2.33 мг-экв на 100 г почвы в светло-бурых оподзоленных,
дерново-подзолистых глееватых и глеевых почвах)
Таким образом, если в тяжелых дерново-подзолистых почвах усиление
оглеения сопровождается уменьшением кислотности и содержания подвижного
алюминия, то в легких почвах того же генезиса заболачивание может вызывать
известное увеличение кислотности и содержания подвижного алюминия в
аккумулятивно-элювиальных горизонтах.
Вместе с тем, значения рН оглеенных почв могут существенно не меняться по
сравнению с автоморфными вариантами или несколько подщелачиваться в
зависимости от химического состава грунтовых вод. Так, например, в почвах под
лесом на территории Мещерского стационара было установлено закономерное
уменьшение кислотности нижних горизонтов профиля с нарастанием степени
заболоченности. При этом наиболее отчетливо увеличение рН наблюдается в
159

Таблица 38
Актуальная, обменная кислотность и обменный алюминий ортзандовых
супесчаных почв Почвенно-гидрологический стационар, Московская Мещера,
пашня и луг
Почва,
№ разреза
Светло- бурая
оподзоленная, р 30
Дерново-подзолистая
глееватая,
р 33
Дерново-подзолистая
глеевая, р 34
Горизонт
Апах
А2В
B1
B2
вз
Ort1
Ort2
Gr
Av
A1
A2
A2B
A2Bg'
Ort1
Gr
Av
A1
A2g"
A2Bg"
on
Gr
Глубина,
CM
5-15
34-37
40-50
6540*
65-80**
105-120
127-135
150-160
0-3
6-10
13-17
22-28
40-50
60-70
90-100
0-4
6-11
14-20
25-31
50-100
125-135
PH
водный
5,3
5,5
5,5
5,0
5,4
5,5
5,2
5,9
4,9
5,0
5,1
5,1
5,1
5,0
5,7
4,6
4,7
4,8
5,3
5,7
6,6
солевой
3,9
4,1
4,2
4,0
4,2
4,0
4,4
4,4
3,8
3,9
4,0
4,2
4,0
3,8
4,3
3,7
3,7
4,0
4,2
4,1
5,0
Обменный алюминий
по Соколову,
мг-экв/100г почвы
0,48
0,40
0,44
1,82
0,78
1,02
0,40
1,39
1,39
1,16
0,70
1,23
3,07
Неопр
2,33
2,05
1,16
1,28
0,23
Неопр
* - ожелезненный, ** - белесый песок
глеевом горизонте почв рассматриваемого ряда. рН солевой вытяжки из
незаболоченных, глубокооглеенных, глееватых и глеевых почв равен соответственно
4 68-4 75-4 90-5.18 (табл. 39). Значения рН водной вытяжки в глеевых горизонтах
увеличиваются с нарастанием продолжительности их обводнения, а затем в
почвах с постоянным затоплением грунтовыми водами приобретают как бы
предельные, стабильные величины, свойственные самим грунтовым водам. Так,
в незаболоченных и глубокооглеенных почвах рН водной вытяжки из глеевых
горизонтов равен соответственно 5.82 и 6.00, а в глееватой и глеевой почвах -
6 25 и 6 25 Именно такие или близкие значения рН были свойственны грунтовым
водам лесного профиля, вызывающим заболачивание почв (табл. 40).
Таким образом, глеевые горизонты характеризуются минимальными
значениями кислотности, а величины рН определяются химическими свойствами
грунтовых вод
160

Сумма обменных
катионов
Обменные основания
х
а.
<
1
о
Гидролитическая
кислотность
мг-экв/100г почвы
KCI
о
X
Гумус по
Тюрину,
%
Глубина,
см
Горизонт
Почва,
№ разреза
см
!=
о
о>
оо
г*-
со
ю
-<Г
со
см
-
со о> о со ю см со
см со со со ю см со
см" см см" см см" ^г -«-
Ю 5 СО СМ СМ СМ т-
о о о о о о о
о о о о о о о
со 5 со со см ю о
о о о о о о о
О *- ч- -г- т- СМ т-
^ ОО <0 СМ СМ (О ОО
о" о о" *-" *-" Ч-" о
СМ О CM CM CM if) О
^ со *- f- т- о оо
*-" ▼-" -г-" *-" -г-" СМ" О"
N Ю СО N г- СМ О
ю" -^ со см см со" *-"
О О Ю СО Ю т- ОО
о> со_ со ^-_ ^г_ со со
if) О if) О СО яг- СМ
q <q (О со О) со со
Ю 10 (D Ю" Ю Ю 10
я £ а я , я 8
*-" о о о" о" о
6-12
20-30
46-54
65-80
90-105
103-109
175-185
см
< ~
г- т- CM CO ^ w «_
< ш ш ш ш О 0|
Светло- бурая
олодзоленная,
р 41
С7> h» СО ^ О) "*f
\ г- СО О О Г>- СО
со" см" см" 1-" ч-" см"
со со со со со со
о о о о о о
о" о о о о о"
If) т- О) *— СО OQ
Г>- Ю СО СО ч— СО
о" о' о" о" о" о"
оо см см оо оо оо
о" *-" ч-" о" о" о"
о см о о о см
СО т- СО ОО ОО ч-
т-" *-" О" О О" т--
О О О if) С7> -^
со" if)" со" см" ч-" ^г
■чг" о"
S 5
о" о
CM if)
о> о
ч-" О
см о
со -ча-
ч-" О
см о
т-" О"
О) СЛ
оо" О
ОО СМ СО Ю if) CO Q Ю
h- CD CJ ХГ Ю_ СМ 0_ Г^.1
if) If) if) If) if> If)
со *— if) oq oq io
^r" if) if) If) if) if)"
CM O) if) i-
if) О чГ CO i i
T-" ч—" О О
op см if) ю о оо
?> Т «* 1" °9 ^
оо ч- if) о ТГ
СМ СО N СМ
см
< оо г:
-*- т- CM f- CM tT
< < < СО CQ О

Дерново-слабоподзолистая
глубокооглеен-
ная, р 42
S 8
if) СО*
й S
о" о"
120-130
150-160
о о|

ф
Л СМ
h1
о
ел
со
n
со
1П
"**"
со
см
-
со о n m ч- со ч^-
СМ СО СО Ю СМ СО ч-
CN г- О г- СМ" СО" ч-
ю см со со ч- in о
о о о о о о ^
о" о о" о" о" о" °
о со 5 <n о> О) 5
«О 5Г Л СО т- СО О
о о о о о о о
ч- О О О ч- СМ О
СО t <t 4f C\ CD t
о" о" о" о" т-~ т-" о
о о о о о о о
со ^г чг со со со ю
О О О О" О CD О
О СО (О N S S Q
ю" со" см см" т~" '«г* о
гг О Ю т~ in CO Q
ч— О ^ ^ Ю СО СЛ
ч* -sf" чг" -ТГ ч^~ TJ-" •чг"
Ю Ю О Щ Ю О Ю
О СО_ ^ СО C7) СО_ СМ_
to" ю" ю" to" to" to" со"
СО ч- СО h- Ю
чг со со , ч- ча- ,
ч-" О" О О" О"
Щ СО О О Ю О О
г- CN ^ «р 0[> "* I4
to о см о ю Т V
см со in n о о
см -
ч- СМ ч- СМ СО° "£ w-
< < m m со О О
Дерново-
подзолистая
глееватая, р 43
OJ N СО N 1- О) N
NN СО •* СО СО 4J-
СМ" ч-~ ч-" СМ" Ч-* ч-* т-^
СО СО СО ч- СМ ч- т-
о о о о о о о
о" о" о" о" о о" о
СО (О О Ю СО СО Ю
о to ю «чг т- т- о
ч-~ О" О" О" О" О" О
ч- *- О т- т- О ч-
СО СО «ЧГ СМ СО ч4- СО
о" о" о" ч-" о" о о
СО ^ 4J- СО СО СО СО
о" о о" о о" о о"
N Ю_ СЛ ч4-_ -г-_ СО СЛ
СО" Ч47 СО" СО" СМ" ч-* О
о m о in in о со
СО_ СО_ ч^-_ С0_ СЛ 25 ч-|
СО~ ч^-~ Ч!}-" -ч*-" ч^-" ч^ in"
о in in о to in in
CO 1П CO N ч- т-^ CM
ч^-" in" in" in to" со" со"
О) CO CD СЛ СО СО!
СЛ ч— сО ч4- xf I COI
ч-" ч-" о" О" О" О
СО ч^- т- О О О о|
to T «V T <° °? °°
о со со о о V
ч- ч- СМ Ш N g
Ъ> > о> > =0, =о>
СМ СМ СМ СМ ч- СМ ^
< < < < со со 0|

Дерново-сильноподзолистая
глеевая,
р 44
162

Высокое содержание гидроокисных форм железа (и алюминия) и
амфолитоидный характер ортзандовых горизонтов обусловливают обычно
наблюдаемые здесь минимальные величины рН водной и солевой вытяжек по
сравнению с глеевыми и вышележащими иллювиальными горизонтами
почвенного профиля. Эти же причины определяют часто наблюдаемую в
ортзандовых горизонтах оглеенных почв максимальную емкость поглощения,
высокую гидролитическую кислотность, значительную концентрацию обменного
алюминия (см табл. 39). В ортзандовых горизонтах обычно удается обнаружить
также повышенное (по сравнению с иллювиальными горизонтами) содержание
органики.
Таблица 40
Химический состав грунтовых вод, вызывающих заболачивание легких дерново-
подзолистых ортзандовых почв, г/л. Профиль в лесу. Московская Мещера Разрез
44, глубина 1,6 м
I Рн
6,4
Сухой
остаток
0,188
S042
0,077
СОз2
Нет
НСОз
0,024
С!
0,029
К*
0,002
Na*
0,01
Са2+
0,04
Мд2*
0,006
Мп2*
Следы
Fe
(общее)
0,0014
Эти особенности ортзандового горизонта, установленные нами для почв
Мещерского стационара, справедливы, по-видимому, вообще для широкого
ареала подзолистых ортзандовых почв. Так, Е.В. Аринушкина (1939),
исследовавшая химическую природу и условия образования ортзандов, на
значительном аналитическом материале установила, что этим горизонтам
свойственны высокие значения актуальной и обменной кислотности,
концентрации органического вещества, некоторое накопление ила и др
Наконец, следует подчеркнуть и то, что в подзолистых горизонтах дерново-
подзолистых ортзандовых почв нарастание степени оглеения не всегда
сопровождается адекватным снижением их кислотности. Здесь часты случаи,
когда рН элювиальных горизонтов уменьшается с нарастанием степени оглеения.
4.3.3.2. Валовой химический состав почв
При оценке валового химического состава легких почв, формирующихся на
кварцевых песках с высоким содержанием Si02 (88-90%), особое внимание
привлекает содержание железа и алюминия Распределение именно этих
элементов определяет наиболее важные морфогенетические особенности почв
рассматриваемого ряда.
В тех случаях, когда формирование почв происходит помд влиянием пресных,
неминерализованных или слабоожелезненных (Fe <1-1.5 мг/л) грунтовых вод в
целом в мелкоземе глеевых горизонтов по сравнению с подзолистыми (табл. 41)
происходит как бы предельное элювиирование полуторных окислов всех почв,
независимо от степени их гидроморфизма. В горизонтах редуцированного глея
(Gr) обычно наблюдается наиболее высокое содержание общего кремнезема
(БЮз 95 9-96.1%) и минимальное - железа и алюминия (РегОз 0 6-0.9%; АЬОз 1 5-
1.7%) Здесь часто глеевые (а не подзолистые, как это имеет место в
163

1 *2
ГО
Z
о
(0
О
с:
2
3
О.
О
\-
о
<
О
ел
|i^
ее «j x"
о. £ х
2 2х
о&8
с
й $ *
1 ф Е
Р- т я
;5 8 S
со"
X
£ 3
Н
X
о
Гориз
Почва
№ раз
m
чГ
со
^_
о
CD
СО
Is-
Ш
чГ
СО
см
-
с;
2
in
V
1
X
2
00
р-
2
X
X
2
§
ф
X
1
§
*
а
5
&
ф
X
о
со
2
со
?;
С
42
1Г>
о
CD
о
см
Is-
О
8
о
OJ
о
m
о
о
• '
Is-
CN
О
я
m
m
о
CD
со
о
СМ
со
о
Ш
(О
CD
со
о
8
о

чаем
о
г
S £
чГ
чГ
Г^
8
8
со
со
CN
*—
«9
со
<
о.
6
I
О
со
Is-
CD
CD
CM
О
CM
СО
О
СМ
СО
см
<
<
5
о.
S
X
X
ф
с;
?
о
in
о
см
СО
о
со
см
о
см
г-
о
5
о
3
о
Is-
in
о
Is-
о
§ 8
о
со
о
я
о
см
ча-
CD

чача-
Is-
*—
о>
со
in
*~
о
*"~
о
со
о
см
5
о
о
о
^1
о
5
^-
со
со
со
см
CD
со
о
"т—
со
Is-
о
СО

чаем
со
ча-
о
г^
о
8
о
Is-
in
CD
in
о
о
со
о
о
со
о
ел
Is-
Is-
со
см
со
in
со
cd
со
Is-
о
см
in
о
о
°?
in
со
со
ш
5
о
со
со
о
со
со
о
Is-
m
о
*п
о
о
S
о
^z
о
см
о
см
Is-
со
см
Is-
см
со
О)
f=
о
со
in
о
in
о
о
cd
ча-
ю
ч?
о
г^
о
со
см
о
см
h-
о
in
о
о
in
о
о
я
о
in

чаем
m
со
со
о
см
CD
CD
т—
3
о
со
о
со
со
о
о
Is-
о
8
о
S
о
cd
о
8
о
см
in
*■"
см
CD
CD
GO
о
§ 8
*~
8
со
о
о
о
GO
in
Is-
5
9 9 3
о о о
см см ча-
OO CO Is-
o о о
со со со
см см in
о о о
К 8 R
о о о
°88
о о о
sg?
о о о
ЙЙЙ
о о о
8 52 S
•г- *- т-
ч?
о
3
о
со
ча-
о
Is-
ш
о
in
о
о
S
о
со
о
о
ч—
см
оо со со со
см см см
со ча- со
ча- Is- о
см см см
CD CD CD
8 р: 8
CM <«- ч-
Is- CO CM
г- Is- со
о о о
СО СМ 1П
сЛ Т «*
ОО ч-
см
< m
< < <
с? 2
R E d
О $ of
ill
СС & с;
см
о>
о
см
CD
я
*""
3
о
in
in
со
m
9
о
fc
о
5!
о
Is-
1П
о
S
о
8
о
Is-
см
о
я
см
со
см
8
см
CD
см
СО
о
о
ча-
о
о
Is-
см
m
со
о
in
о
cd ча-
чг in
о" о
S3!
о" cd"
»8Q!
о
in
СО
о
CD
CD
о
-z
о
со
см
о
см
со
см
я
ча-
со
см
8
CD CD
см со
CD Г--
о о
чГ 1П
т^ CD
о" о
in со
со о
о" о
in ■«-
см см
о" о"
Я 3
ЧГ CD
1П "г-
см in
чг" <г-г
со m
со о
Is-" СО
СО CD
8 3 9\
*—
CD
о
со
см
8
CM CD
8 £
*~ °"
ш ш\
8 8
о сэ|
164

со in
о о" о о о
*- ■* ОО N СМ N
r^ h>. гч. ^ гч. <£>
О О CD О О О
- £ £ 8 Я сЯ £
о о о о о о о
О о °" О °" °" °" "~" ^
: о °. о °. «
о со" о сГ с* о
S
3
со ^t см см со
о о о -«- о
о" о" о о* о"
Щ ОО Г>- т- Г^ -^ ч£
со in со in со со in
о" о" о о о" о" о"
ю ю ^
СО ОО 1П
о о о о
о о о" о" о" о"
о" о" о" ч-
N. СО h«.
m со со со со
£ S
о о о о о
см со ^ со см in
о о о о о о
о" о о о о о
см см см *- -чг ч- см -* n см n ^г сл
СМ СМ СМ СМ СМ -* CN СМ СМ СМ СМ -г-» СО
о о о о сэ о" I о о" о о о" о" о"
*ч S ч S ^. ". 8 *-_ 3_
^ о "" о" "-" *-" ^ «^ "-"
ОО
см
см
со
см
со
ОО
см
со
ОО
см
со
37
со
in
со
см
CD
41
со
in
"*Г
см
со
11
со
см
^-
см
со
3 S
со
т_
со
90
"*-*
1П
со
in
со
S
см ▼*■
СО СО *- СО СО
Си О О V f
О ч-~ ▼-" *-" CD
® 8 S
О Т-" О
ОО CD О Ш О О
см ^ со ер «чг h*
о см со in T *7
см со in г- о о
т- СМ СО° ^ 1-
m со оо О О
%1
N О б СО N ОО СО
О" Т-" т~" *-" "г-" О" *-'
N СМ ^- СМ 3 Q CNJ
оо со со *— оо оо со
см см см со" см" см" см
т- ОО СО 1П СМ СМ т-
СМ СО ОО т- ОО 1П СО
ъ
I I I
I I I
S
СО ч- т-
О О т- <г-
см ^ о со
о о со о
п; с; с с
о о о о
со in in in
о о *-> сэ
со" о о* о"
оо *- см см со т~
СМ О) N t СО Ш
см" *-" *-" т-" о" о"
о о о о о о о
оо «г *- о о со
ю V «* Т «? °?
о со оо о о
1- т- (NJ Ю N
8
< < < < со со. О
8 £ 8 Я
о" о" о" о"
СО СО
о" о" ^ °
СО СО О
см" см" см"
5 SSSh
S-^- со in
S О Ю
о" о" т-"
m in in in
in in in V
o> I01
ь« ** £ л
< < о о
i§
165

суглинистых и глинистых почвах) горизонты - зоны максимального элювиирова-
ния железа, алюминия, марганца и наиболее высокого накопления кремнезема.
Эти горизонты в супесчаных и песчаных почвах нередко представляют собой как
бы предельно промытую и элювиированную природными растворами огромную
толщу кварцевого песка. Под микроскопом мелкозем глеевого горизонта -
скопление стекловидных прозрачных, лишенных окисных оболочек кварцевых зерен.
В этой связи отметим, что в почвах с застойным режимом, особенно в зонах
распространения сильноожелезненных грунтовых вод, обезжелезнение при
определенных условиях может оказаться несколько менее выраженным (% РегОз - в
породе 1 4, в глеевых горизонтах из почв на слабоожелезненных - 0.64 и 0 81 на
ожелезненных грунтовых водах). Возможно, это связано с известным
депонированием железа при новообразовании таких вторичных минералов, как
сидерит, вивианит и др. Тем не менее как в первом, так и во втором случаях общий
вынос железа из глеевых горизонтов оказался весьма близким и значительным и
составил около 40-50% валового содержания этого элемента в породе.
Следует подчеркнуть, что с нарастанием степени заболоченности легких почв
рассматриваемого ряда, в отличие от тяжелых, наблюдается непрерывное
усиление морфологических признаков оподзоливания. Относительно слабо
выраженные (или невыраженные вообще) в светло-бурых (светло-бурых оподзо-
ленных) почвах, химические признаки оподзоливания рельефно проявляются в
интенсивно заболоченных дерново-подзолистых глеевых и, особенно ярко, в
торфянисто-подзолистых глеевых почвах. С нарастанием заболоченности в
подзолистых горизонтах легких почв возрастает концентрация общего кремнезема и
несколько уменьшается содержание алюминия (по сравнению с поверхностными
горизонтами слабооподзоленных почв). В дерново-подзолистых глеевых и более
заболоченных почвах происходит наиболее интенсивное элювиирование железа.
Только здесь общее содержание железа во всей массе мелкозема горизонта А2
оказывается сопоставимым с содержанием этого элемента в глеевых горизонтах
или меньшим, чем в глеевых. Наконец, концентрация алюминия в подзолистых
горизонтах остается весьма стабильной и обычно более высокой по сравнению с
его содержанием в глеевых горизонтах этих почв (AI2O3 в подзолистых горизонтах
глубокооглеенных, глееватых и глеевых почв 2.8-2.8-2 9; в глеевых горизонтах
глубокооглеенной и глееватой почв 1.5-1.7%)
Необходимо отметить, что в глеевых горизонтах процесс элювиирования
тесно связан с их обезыливанием. Эти слои почвенного профиля всегда
характеризуются предельным выносом частиц < 0.001 мм независимо от степени
заболоченности почв. В отличие от этих мощных гидрогенных горизонтов
элювиирования подзолистым горизонтам свойственно значительное содержание илистой
фракции даже в тех случаях, когда они четко выражены морфологически
(например, содержание частиц < 0 001 мм в гор А2 глееватой и глеевых почв
равно соответственно 4 5 и 7.5%, в Gr - 4 1%)
Почвы на кварцевых песках, по-видимому, при определенных условиях могут
иметь оформленные подзолистые горизонты при неясном химическом проявле-
166

нии признаков элювиирования полуторных окислов и относительной аккумуляции
кремнезема. Необходимо, однако, подчеркнуть, что нечеткое химическое
проявление признаков оподзоливания (вынос трехвалентных металлов, накопление
кремнезема и др.) при морфологически выраженном А2 в глееватых почвах
наблюдается только в тех случаях, когда анализируется общая средняя проба
мелкозема из этого горизонта. При визуальном изучении, однако, легко обнаружить,
что этот горизонт неоднороден и состоит из участков ярко-белесого и желтовато-
серого цвета. Химически наиболее контрастно оподзоливание таких (и более
заболоченных) почв можно обнаружить при анализе только белесого материала,
освобожденного от рыхлого мелкозема желтоватого цвета (разрез 43,табл. 41).
Таким образом, белесый мелкозем поверхностных подзолистых горизонтов
глееватых (и более заболоченных) почв и мелкозем глеевых горизонтов,
приуроченных к нижним слоям почв разной степени заболоченности,
характеризуются максимальным и вполне сопоставимым выносом алюминия,
железа и наиболее высоким содержанием кремнезема.
Заслуживает внимания и то, что между валовым химическим составом
глеевых и подзолистых горизонтов таких легких почв часто исчезает
принципиальное различие по распределению кремнезема и трехвалентных
металлов. Нередко в глеевых горизонтах в целом элювиальные явления
протекают особенно интенсивно. Здесь наблюдается значительный вынос железа
и алюминия и максимальное накопление кремнезема.
Наконец, несколько повышенное содержание кальция и особенно магния в
глеевых горизонтах (по сравнению с подзолистыми) объясняется, очевидно, тем,
что нейтрализация основной массы органических кислот происходит в
поверхностных горизонтах почв.
4.3.3.3. Генезис ортзандов.
Определенная часть железа, элювиированная из подзолистых и, особенно, из
глеевых горизонтов, мигрирует за пределы почвенного профиля с током
грунтовых вод. Но одновременно с этим в верхней части зоны капиллярного поднятия
происходит окисление подвижного закисного железа, его выпадение из раствора
в виде гидроокиси и дегидратация. Этот процесс цементации песчаных слоев
почвенного профиля и приводит к возникновению ортзандовых горизонтов. Они
обладают наиболее высоким содержанием железа и здесь нередко можно
обнаружить значительные (нередко максимальные по сравнению с другими
горизонтами профиля) концентрации алюминия и фосфора (табл. 41).
Ортзандовые горизонты весьма своеобразные и характерные для легких почв
цементационные железистые новообразования. Они могут встречаться не только
в подзолистых, но и вообще в легких почвах вне связи с подзолистым
горизонтами.
Таким образом, ортзандовые горизонты могут формироваться в профиле
неоподзоленных почв, быть отделены от подзолистых горизонтов серией
переходных слоев или находиться непосредственно под подзолистым
167

горизонтом. Но они всегда залегают на глеевых горизонтах и им свойственно,
преимущественно, горизонтальное простирание. Ортзанды строго связаны с
положением глеевых горизонтов, образуют их верхнюю кровлю и формируются в
районах распространения слабоминерализованных железом грунтовых вод. Все
это позволяет признать их первичное гидрогенное происхождение Это
подтверждает и баланс общего железа, элювиированного из горизонта А2 и
аккумулированного в ортзандовых светло-бурых и дерново-подзолистых
оглеенных почв (табл 42).
Как следует из этих данных, объем выноса железа из оподзоленных
горизонтов в количественном отношении несопоставим с аккумуляцией этого
элемента в ортзанде даже при условии, что все элювиированное железо будет
сосредоточено в этом горизонте. Концентрация железа в гидрогенном ортзанде в
несколько раз превышает вынос этого элемента из элювиальных горизонтов
толщи профиля A1-A2-B-Ort.
Можно допустить, что ортзандовые горизонты после возникновения в
результате вторичных явлений улавливают некоторое количество органического
вещества и отдельных элементов из инфильтрующихся в вертикальном
направлении почвенных растворов. Именно с этим может быть связана
химическая неоднородность поверхностных н глубинных слоев ортзанда, на что
ранее обратила внимание Е.В. Аринушкина (1937).
Таблица 42
Общий баланс РегОз (кг/м2) в светло-бурых и дерново-подзолистых оглеенных
ортзандовых супесчаных почвах (в толще горизонтов (A1-A2-B-Ort)*. Московская
Мещера, Лес.
Почва, № разреза
Светло- бурая оподзоленная,
р 41
Дерново-слабоподзолистая
глубокооглеенная, р 42.
Дерново- подзолистая глееватая,
р 43
Дерново- сильноподзолистая
глеевая, р 44
Вынос из гор
А1-А1А2-А2
-03
-06
-1.1
-11
Аккумуляция и вынос
в
гор В
+38
+104
+25
-09
Ort
+13
+70
+70
+5.1
Общий баланс
по профилю
А1-А2-В-ОП
+4,8
+16,8
+8,4
+3,1
*> + накопление
- вынос
Результаты расчетов показывают, таким образом, несопоставимые различия
между элювиальным выносом железа и его гидрогенном накоплением в
168

профиле почв Это накопление элемента превышает вынос в 20-50 раз Таким
образом приведенные балансовые расчеты позволяют признать, что
ортзандовые горизонты в профиле легких почв возникают в результате
непрерывной гидрогенной аккумуляции огромных масс железа, приносимых к
зоне аэрации грунтовыми водами.
4.3.3.4. Химический и минералогический состав илистой
фракции
Рассмотрению химического и минералогического состава илистой фракции
легких почв необходимо предпослать следующее замечание.
Поскольку, как было показано выше, только легкие почвы с элювиально-
иллювиальным профилем в отечественной и зарубежной литературе согласно
относят к подзолистым, то, казалось бы, именно в них наиболее рельефно
должны проявляться химические и морфологические признаки,
свидетельствующие о разрушении глинистых минералов в элювиальных
горизонтах, о трансформации свойств почв под воздействием органических
кислот растительного происхождения, т.е те признаки, которые в современном
понимании этого процесса наиболее характерны для подзолообразования. В этой
связи особое значение приобретают сведения о свойствах илистой фракции
супесчаных и песчаных подзолистых почв.
Рассмотрим такие данные на примере почв Московской Мещеры,
формирующихся под пологом хвойного леса (табл. 43). Следует отметить, что в
этих почвах обычно весьма сложно обнаружить сохранившиеся горизонты
исходной материнской породы. Трудность нахождения такой эталонной породы
объясняется тем, что толща почвы глубже 1.5 м от поверхности существенно
изменена интенсивным оглеением.
Глеевые горизонты находятся в условиях наиболее энергичного
элювиирования. С другой стороны поверхностные осветленные горизонты
подзолистых почв также подвержены выщелачиванию.
В этом случае, как показали исследования, ближе всего соответствуют
материнской породе по химическим свойствам и минералогическому составу
иллювиальные горизонты светло-бурых почв, не затронутые ни оглеением, ни
оподзоливанием. Если согласиться с этим несколько условным, но необходимым
и, по-видимому, единственно возможным приемом реставрации свойств исходной
породы и принять за эталон мелкозем горизонта В2 светло-бурой почвы, то его
химические свойства можно характеризовать следующими параметрами
Si02 AI2O3 Fe203
Ил «породы» 60.2 23.0 10.7
«Порода» в целом 92.8 3.1 1.4
169

£ со
с; гг
ю о
го ф
X
л
со
о
о.
о
л
X
X
ф
ф
Е
о
X
о
с;
о
со
сс
О
О
X
о.
ф
«=с
X
-О
X
X
ф
с
о
со
«=Г
О
с:
о
X
— о
-U
а.
•
о
с^
m
о
s
~*
Z1
^
со
Ql
•е-
е
ЛИС
S
тав
сое
>2ь
S
мческ
^
X
>ы
о
ш
о
b
ш
ф
со
Ql
Ф
?
Ф
:>
гг
m
i£
О
СО
о
8
s
ir
ф
со
ш
X
X
т
0)
5
ЪС
О
г~
со
т
m
о
С
170
о
i1
3
CL
$
б
<5
И
II
«S
£ S
S
. &
°" S3
5 S.
S 2
Ср*-*-С0СОЮСМСО
о о о о" о" о о" о"
OONCOOPNt-O)^
(DOt-«t-t-WO
*-" eg см" *-"" см" cm* cm" cm"
h-юоооосмсо'чгсм
CM" *-" CM ■«-" T-" T-" CM" *-"
t^Q^COh-coio*-
I^COCOCMCOCOCOO
о" о" о" о" о" о о" т-"
d 8 с: с: с S с; £
О о О О О о О о
о" о о о" о о" о" о"
т-" *-" *- О" т- О" *- т-"
о> со" "*" °" °" °" ** """*
ГО ^ т- О) СО Ю О)
(VI * О О) СО Ю (О
см" см" см" см" см" см in
см см см см см см см
чГСМ^СМГчОО^т-
1^1^^-СМОООСОО
*-" *-* tD О О т-~ СМ" ор"
Ю(0Ю(0(0(ОЮ1О
2?с5[2-^5ю
£ £ "£ о> ^" о>" f^. £~
ооосоосо^чг*-
CO" (О N Ю О) СО* ° Is"-"
сремо^-оюслщ
^г-гоЛсоооео
to о со ю "7 "7 "7
см -«а- со о со m
О) О N
г- т- t- CM CO 5f
< < ш ш ш ш
■с •_
о о
ю 55
о 5
р со
StONrtCOCOCNlS
о о о* о" о* о' о* о"
г-" см" eg г« т- см* т- г-
8S£S&S. КЗ
N М* О" г- t- t- г-
т-ОООО©*-©
О О О О о* О о" О"
Я 8 см сЯ 8 Я Я
о* о" о" о о" о" о"
О СО О СО h— СО О СЛ
*-" О т-* о О" О* т-"
"Я8
о ю" о>
см а> см о> _
СО U0 0> т- *-
*-* О <*" CM* ч~*
T-NNNlOiniDlO
см, ^ см ^- см см_ со —
см со со со го t" ^
смсмсмсмсмсмсмсм
СО Ю (О if) ^ О) N
CM S т- СО N- t- Ю
8 5 8' 8 8 S" £ S
COCMU)lf)_b»OrtCO
СО* «О* О* <г* д£ © ^S О
S 5 8 t 8 ^ 8 6
IT) CD* СО* СО* h*" ^ "Z СО*
з*
ю о со о о
■"f Зр *- со со
см сЯ S 5 5 §
< m ^_ *з £}

Q>
X
m
5
о
6
со
§
зс
с
ю
(О
ю
,г"

■чего
см
о
ел
h-
ча-
со
см
-
Я
о"
3
а
о
8
о
«
о"
»
о"
см
со
""
F
1 со
1 <>|
я
8
ю
О)
|ч*
со
ю
ю
1—
ю
А1А2
Дерново-подзолистая
СО
о
с
£
*""
S?
О
Я
О
8
о
СО
СП
О
3
о
см
см
оо
СП
ю
ю
со
со
со
со
оо
см
о
см
см
<
глееватая, р. 43.
см
со
о
СП
ю
8
см
S
*~
я
о
СО
СО
о
со
см
""*
Б
СП
СТ)
°?
см
я
о
я
3
&
о
я
о
со
см
т—
8
"~
ж
СП
S

чаем
см
со
о
$
8
см
см
о
£
8
S3 3
о
с
о
8
*~
со
IV.
о
а
см
см
ч*
см
о
с;
о
СО
о
8
о
со
СП
о
8
СП СО СО СП
8
ю
со
о
СП
со
о
т
см
со
5
»
со
со
со
о
<9
8
а
8
ю
чг
см
9
СП
ю
СП
ю
г*.
S
г-
IV.
СП
см
s
о
4f
о
"
о
R
о
СП
ю
СП
см
СП
о
с
о
S
о
S
о
-
ч—
fc
см
см
оо
ч*-
СП
ю
ю
ю
*—
ю
CD!
IV.
8
о
я з
о" о"
& й
S S
3 9
о о
5 8
о" о"
5
о
СП
•■«а-
ю
см
ю
о
с;
о
Я 8 §
| о" о*
g a
О ч-
8 Б
fv, ОО
со tv.
со о
ЬП «Р
см см
со г-
h«- СП
СП СП
3 S
я t
5? 8
rv. со
5-8
0-14
т—
о
см
со
о
см
оо
СП
оо
со
см
9
о
см
см
fv.
1П
fc
о
я
о
§
о
§
о
СП
со
о
СП
со
m
см
см
см
о
3
8
8
о
я
о
8
о
со
со
о
8
-
т.
см
Я § 3
о
со
т—
со
•чГ
Ю
со
*—
см
со
'£» £* £»
5! 52 И

Дерново-сильноподзолистая глеевая,
р. 44.
8
о
со
5
tv.
?
оо
см
S
см
<
ОО
ю
«**■
СО
ю
iv.
IV.
о
<?
о
ю
Ъ)
m
т- СП
со ю
о о
8 ?!
S СО
Я 8
о о
Ю я—
о со
о" о*
Я-Й
о" о
R 8
о" о
о со
т- СМ
со о
см со
xf СО"
см см
ir> оо|
см г-
оо" h»"
т- со
Ю ч~\
СО" чГ
CM it]
СО ч—
rvT оо"
о о|
ор со
о *7
^ 8
S 1
m о
171

Целесообразность использования гор. В2 в качестве исходной
почвообразующей породы обусловлена еще и тем, что в этой части профиля
светло-бурой почвы отсутствуют новообразования. Исходя из лредположения,
что свойства мелкозема и ила этой «породы» существенно не отличаются от
исходного материнского материала, рассмотрим изменения почвы и илистой
фракции.
В целом мелкозем поверхностных горизонтов светло-бурой почвы
характеризуется аккумуляцией алюминия, незначительным выносом железа,
заметной потерей кремнезема, т.е. здесь признаки оподзоливания почти не
выражены, что хорошо совпадает с результатами морфогенетического анализа
почвенного профиля (рис. 30).
Подзолообразование проявляется в тех случаях, когда почвы формируются в
условиях более близкого залегания к поверхности грунтовых вод и
продолжительного избыточного увлажнения. Здесь происходит формирование
особенно мощных светлых элювиальных горизонтов в верхней части профиля,
накопление кремнезема, вынос трехвалентных металлов. Эти признаки наиболее
отчетливо проявлялись в дерново-подзолистых глееватых и, особенно, в глеевых
почвах. Только здесь в гор. А2 удается одновременно с появлением белесой
окраски обнаружить незначительное увеличение содержания кремнезема,
уменьшение железа и алюминия.
Вместе с тем сопоставление химического состава мелкозема отдельных
горизонтов профиля со свойствами «породы» позволяет подчеркнуть следующее
весьма интересное обстоятельство. Глеевые горизонты всех почв резко
отличаются от других горизонтов наиболее высоким содержанием кремнезема
(95.9-96.1% Si02) и экстремальным выносом алюминия и железа (табл. 43).
Таким образом, здесь наблюдается парадоксальное явление. В глеевых
горизонтах легких почв как бы в классическом виде проявляются наиболее
характерные признаки подзолистых горизонтов - их обезыливание, вынос
алюминия и железа, максимальное (по сравнению с другими горизонтами
профиля) накопление кремнезема. В результате оглеения, протекающего на
фоне медленной миграции грунтовых вод, возникают своеобразные глеевые
горизонты, отличающиеся экстремальным относительным обогащением
кремнеземом и предельным выносом алюминия, железа, марганца. Эти натурные
наблюдения и выводы достаточно хорошо совпадают с рассмотренными выше
результатами модельных исследовании глееобразования. Они позволяют полнее
понять причины возникновения мощных элювиальных горизонтов в профиле
ненасыщенных почв.
Следует в этой связи отметить и то, что, по-видимому, образование огромных
массивов белых хорошо отмытых кварцевых песков в гумидных ландшафтах
лесной зоны также связано с интенсивно протекавшим здесь некогда
глееобразованием в легких почвах в иные геологические периоды. В илистой
фракции оподзоленных, подзолистых (А1А2 и А2) и иллювиальных горизонтов
светло-бурой, дерново-слабоподзолистой глубокооглеенной и дерново-
172

Рис. 30. Поверхность, подстилка и морфология поверхностных горизонтов почв на
кислых флювиогляциальных песчаных породах под пологом хвойного леса.
А - автоморфные условия при глубоком залегании грунтовых вод (глубже 1.3 -
2.4 м). Светло-бурая оподзоленная почва.
Б - гидроморфные условия. Грунтовые воды на глубине 0.3 - 0.8 м. Дерново-
сильноподзолистая глеевая почва
подзолистой глееватой почв содержатся весьма близкие количества кремнезема
и алюминия (Si02 соответственно 59-62% в гор. А1А2 и А2 и 58-60% в гор. В,
AI2O3 22-24% в гор. А1А2, А2 и В). Наиболее стабильной по химическому составу
оказалась илистая фракция глеевых горизонтов всех почв, независимо от степени
их избыточного увлажнения. В иле этих мощных элювиированных слоев
содержится 58.0-59.5% SiCfc 22.8-22.9% AI2O3 и 11.1-11.7% Fe203 (табл. 43).
Удивительное постоянство состава илистой фракции этих горизонтов в почвах
разной степени заболоченности объясняется, очевидно, общностью их
173

гидрологического режима и условий элювиирования. Диагностическое значение
такой стабильности химического состава ила, несомненно, весьма существенно.
Свойства илистой фракции, однако, не всегда адекватны химическому
составу мелкозема. Наряду с четким соответствием свойств почв и ила здесь
можно обнаружить и серьезные аномалии, заслуживающие дополнительного
изучения и объяснения. Так, в почвах Мещерского стационара илистая фракция
всех глеевых горизонтов независимо от степени гидроморфизма отличалась
близким (или несколько меньшим) по сравнению с породой содержанием
кремнезема и алюминия и неизменно более высоким - железа (11.1-11.7% Fe203
в гор. Gr и 10.7% -в «породе»). Можно предполагать, что такое поведение железа
в иле глеевых горизонтов связано с предельным выносом нестабильных
аморфных гидроокисных соединений этого элемента и относительным
накоплением здесь устойчивых кристаллических минералов железа типа гетита.
На возможность нахождения железа именно в такой форме в глеевых почвах
грунтового заболачивания указывали Швертманн и Тэйлор (Schwertman, Taylor,
1971).
Весьма своеобразен химический состав илистой фракции гидрогенных
ортзандовых горизонтов. Выше подчеркивалось, что ортзанд в почвах
рассматриваемого ряда всегда залегает непосредственно над глеевыми
горизонтами, а его верхнюю кровлю образуют иллювиальные слои профиля. Ил
ортзандовых горизонтов всегда отличается несколько более высоким
содержанием алюминия (на 1-3% АЬОз по сравнению с иллювиальными и
глеевыми горизонтами) и весьма постоянной концентрацией этого элемента
(24.5-26.6% АЬОз).
В диагностическом отношении этот факт несомненно интересен, хотя само
явление аккумуляции алюминия в иле ортзанда не получило еще
исчерпывающего объяснения. Наконец, следует подчеркнуть и то, что в отличие
от глеевых, в ортзандовых горизонтах наблюдается закономерное увеличение
содержания общего железа в илистой фракции с усилением степени
заболоченности почв рассматриваемого ряда (14.7-14.9-19.6-25.2% Fe203 во
фракции <0.001 мм). Такое увеличение происходит за счет накопления
несиликатного гидроокисного железа (табл. 44). Однако это явление следует
рассматривать скорее как вероятную тенденцию, а не закономерность.
Полученные данные не подтверждают высказанного предположения об
интенсивном разрушении глинистых алюмосиликатов легких почв в процессе
подзолообразования. Силикатный ил подзолистых горизонтов глубокооглеенных
и глеевых почв по содержанию алюминия почти тождественен илу «породы». В
глеевых почвах содержание АЬОз в подзолистых горизонтах выше, чем в
«породе» на 1-1.5%.
Лишь в глеевых горизонтах наблюдалось весьма несущественное, но
систематически повторяющееся уменьшение его содержания на 1-1.5%.
Вероятно, в иле этих горизонтов, находящихся в условиях постоянного
избыточного увлажнения, происходит известное разрушение наименее
174

стабильных алюмосиликатов и удаление продуктов их разрушения. Прежде всего
этим можно объяснить минимальное и строго повторяющееся содержание
силикатного железа и алюминия (6-8% РегОз и 20.5%-20.9% АЮз) в
редуцированные глеевых горизонтах (Gr) светло-бурых, дерново-подзолистых
глубокооглеенных и глееватых почв.
Таблица 44
Общее содержание железа и алюминия в илистой фракции светло-бурых и
дерново-подзолистых оглеенных почв и их несиликатные формы, извлекаемые
вытяжкой Мера и Джексона, % на прокаленную навеску. Московская Мещера
Почва,
№ разреза
Светло- бурая
оподзоленная,
р. 41

Дерново-слабоподзолистая
глубокооглеен-
ная, р. 42.
Дерново-
подзолистая
глееватая,
р. 43.

Дерново-сильноподзолистая
глеевая, р. 44.

Горизонт
А1
А1А2
В1
В2
ВЗ
В4
Ort
Gr
А1
А1А2
А2В
В1
В2
Ort1
6г
А1А2
А2
В1
В1
ВЗд"
Ort |
Gr
А2'д'
А2"д'
А2'д"
А2ид"
Big" I
Глубина,
см.
3-6
6-12
20-30
46-54
65-80
90-103
103-109
175-486
3-8
8-12
21-25
35-45
70-80
112-118
150-160
5-15
20-28
3240
50-60 |
75-95
110-140
160-170
5-8
10-14
16-21
28-40
50-60 |
I Fe2Cb
общее
9.03
8,63
14,35
10,71
10,71
10,42
14,74
I 11,75
10.34
5,29
9.93
11.82
10,59
14,92
11,16
11,59
10,34
9,57
9,99
12,22
19.61
11,11
7,33
8.27
8.21
10,69
11,30 |

силикатное
3,68
3,89
4,76
3,84
3,06
3,06
3,99
3,70
4,27
5.29
4.87
5,26
3,91
5.05
5,08
4,52
6,41
4,47
4,34
4,31
10,58
4,93
1,94
4,13
3,34
4,36
3,93 |

несиликатное
5,53
4,74
9,59
6,87
7,65
7,36
10,75
8,03
6,07
4,53
5,06
6,79
6,65
9,89
6.03
7,07
3,93
5,10
5,65
7,91
8,76
6,18
5.39
4,14
4,87
6,33
7,37 |
I АЬОз
общее
22.23
22,44
22,01
22,99
22,88
22.55
25,69
22,94
22,21
23,17
23,27
23,47
23,25
24,25
22,85
22,13
24,22
23,97
24,54
24,52
26.10
22.77
25.63
26.07
26.89
25.39
24.57 |

силикатное
1,60
1,22
2.78
1,21
1,89
1,55
2.43
2.06
1,40
1,57
1,56
2,07
1.88
2.09
2,39
1.92
3.11
2,59
2,24
2,06
2,79
2,05
1,57
1,92
1,91
2,42
2,06 |

несиликатное
21,63 |
21,22
19,23
21,78
20,99
21,00
23,26
20,88
20,81
21,60
21.37
22,36
20,46
20,21
21,11
21,38
22,30
22,46
23,31
24,06
24,15
24,98
22,97
22,15
24,98
22,97
22,51 |
При рассмотрении судьбы глинистых минералов в легких почвах обращает
внимание следующее обстоятельство. В поверхностных горизонтах дерново-
175

3,34
Рис. 31. Рентген-дифрактограммы илистой фракции легких почв.
Почвы: 1 - светло-бурая оподзоленная ортзандовая; 2 - дерново-подзолистая
ортзандовая глубокооглеенная; 3 - то же, глееватая; 4 - то же, глеевая
Образец насыщен* А - магнием; Б - этилен-гликолем; В - прокален при 500 °С.
176

14,7
Рис. 31 (Окончание)
177

подзолистых глеевых почв наблюдается увеличение содержания силикатного
алюминия (21.8% AI2O3 в породе и 24.0-25.0% в гор. А2, разрез 44). Можно
предполагать, что в этом наиболее оподзоленном и освобожденном от железа
горизонте происходит известное накопление глинистых минералов
монтмориллонитовой группы. Вероятность этого, в известной мере,
подтверждают результаты непосредственного изучения минералогического
состава илистой фракции почв.
Рентгендифрактометрические исследования (рис. 31) показали, что
минералогический состав ила в почвах рассматриваемого ряда весьма
однороден. В илистой фракции преобладают диоктаэдрический иллит, каолинит и
вермикулит, а также смешаннослойные слюдистовермикулитовые и хлорит-
вермикулитовые минералы. В небольшом количестве присутствует кварц, а в
отдельных горизонтах - разбухающий минерал монтмориллонитовой группы.
Изменения илистой фракции под влиянием почвообразования, в целом, однако,
весьма несущественные, заключаются в следующем. В поверхностных наиболее
кислых горизонтах светло-бурой, дерново-подзолистых глубокооглеенной и
глееватой почв (разрез 41, 42 и 43) удается обнаружить превращение хлорит-
вермикулитовых минералов в вермикулит за счет растворения межпакетных
прослоек гидроокисей R2O3. В дерново-подзолистых глубокооглеенных и
глееватых почвах наблюдается некоторая дополнительная хлоритизация 2 : 1
силикатов за счет внедрения в межпакетные промежутки ионов гидроокиси
алюминия и их последующей полимеризации.
Существенный интерес вызывает распределение минералов
монтмориллонитовой группы в почвах рассматриваемого ряда. С одной стороны
в дерново-подзолистых оглеенных почвах удается обнаружить известное
обеднение верхних горизонтов этими минералами (разрезы 42, 43 и 44). Однако
выше, при рассмотрении валового состава илистой фракции, было показано
некоторое увеличение содержания общего алюминия в ортзандовых горизонтах,
а в глееватых и глеевых почвах - незначительное увеличение содержания
алюминия по основным горизонтам профиля.
Примечательно и то, что в илистой фракции этих почв наблюдается
появление минералов монтмориллонитовой группы не только в ортзандовых и
глеевых (тееватая почва, разрез 43), но и в поверхностных горизонтах (В1д)
дерново-подзолистой глеевой почвы (разрез 44). Очевидно, предстоит выяснить
причину такого распределения минералов монтмориллонитовой группы в
условиях прогрессирующего заболачивания, поскольку полученные данные
недостаточны для законченного суждения по этому вопросу. Отметим лишь
следующее. Появление минералов группы монтмориллонита в подзолистых
почвах с элювиально-иллювиальным профилем на легких породах было
обнаружено ранее в более высоких широтах Т.А. Соколовой, В.Д. Тонконоговым и
Е.В. Шостак (1971). Авторы показали, что в иле элювиальных горизонтов
песчаных подзолов, подверженных систематическому переувлажнению весной и
в начале лета, в процессе почвообразования появляется бейделлит.
178

В нашем случае целесообразны дополнительные исследования,
раскрывающие причины появления минералов монтмориллонитовой группы в
процессе подзоло- и глееобразования. Однако главный вопрос, затронутый в
этом разделе, решается на основе рассмотренных данных достаточно
определенно. Рентгендифрактометрический анализ показывает высокую
однородность илистой фракции легких почв рассматриваемого ряда независимо
от степени проявления признаков подзоло- и глееобразования.
Все это позволяет признать, что в процессе подзолообразования на легких
породах не происходит заметного разрушения алюмосиликатной части илистой
фракции. Масштабы этого явления, вероятно, весьма несущественны.
Результаты дифференциального термического анализа илистой фракции
(рис. 32) подтверждают значительную однородность минералогического состава
подзолистых, иллювиальных горизонтов и «породы». Они свидетельствуют также
об исключительно близком минералогическом составе глеевых горизонтов и
высокой концентрации несиликатного железа в ортзандовых слоях почвенного
профиля.
290 1
Рис. 32. Термограммы илистой фракции легких почв Мещерского стационара.
Почвы: 1 - светло-бурая оподзоленная ортзандовая; 2 - дерново-
подзолистая ортзандовая глубокооглеенная; 3 - то же, глееватая; 4 - то же,
глеевая
179

Рассмотренные данные валового химического анализа почвы в целом и ила,
минералогического состава илистой фракции отражают определенную специфику
подзолообразования на легких породах Прежде всего четко выраженные
элювиальные горизонты в поверхностных слоях возникают лишь на фоне и в
результате активного влияния грунтовых вод Однако даже в тех случаях, когда
подзолистые горизонты приобретают четкий морфологический облик, в их толще
наблюдается весьма незначительное накопление кремнезема и вынос алюминия.
Лишь в сильно заболоченных (глеевых) подзолистых почвах удается обнаружить
интенсивный вынос железа (табл. 44) Это позволяет высказать предположение,
что светлая окраска элювиального горизонта в этом случае связана с выносом
несиликатного железа и освобождением кварцевых зерен от гидроокисных
пленок железа Подчиненную роль в этом случае могут играть явления
трансформации алюмосиликатов и лессиважа.
Таким образом, в подзолистых горизонтах легких почв, за которыми всегда в
существующих классификациях сохраняется название подзолистые, не удалось
обнаружить выраженных признаков распада вторичных алюмосиликатов.
Элювиирование глеевых горизонтов, цементация профиля в зонах
аккумуляции несиликатного железа, формирование подзолистых горизонтов
существенно меняют свойства некогда однородной почвообразующей породы.
4.3.4.Физические свойства почв.
В отличие от суглинистых и глинистых в легких подзолистых почвах не
выражена дифференциация профиля на две резко отличные по своим свойствам
зоны Этим почвам свойственна весьма невысокая влагоемкость и значительная
водоотдача (рис. 33). В этих почвах наиболее контрастные особенности водно-
физических свойств связаны, преимущественно, с процессами цементации
песчаных горизонтов гидроокисью железа, с одной стороны, и оглеением - с
другой. В легких подзолистых почвах глеевые горизонты часто имеют такие же
или меньшие величины объемной массы, что и неоглеенные, а максимальная
плотность сложения и минимальная порозность (35-37%) наблюдаются в
ортзандовых сильно ожелезненных и плотно сцементированных слоях.
Необходимо прежде всего обратить внимание на три особенности, которые,
по-видимому, являются общими для всех почв этой группы. Во-первых, несмотря
на легкий механический состав их вертикальная водопроницаемость с
поверхности остается весьма невысокой (0 3-0.8 м/сутки), причем в этом случае
можно проследить некоторое падение скорости фильтрации с возрастанием
степени заболоченности почв. Во-вторых, в более глубоких горизонтах профиля
(в том числе и в иллювиальных) происходит значительное увеличение
водопроницаемости. Наконец, определенное влияние на их фильтрационные
свойства оказывает плотный ожелезненный ортзандовый горизонт.
Скорость фильтрации воды, несмотря на высокую плотность сложения и
значительную мощность почвы, в исследованных случаях оставалась весьма
180

значительной -1.7-1.9 м/сутки. Однако в целом по профилю ниже поверхностного
горизонта минимальная фильтрация была свойственна именно этим слоям
профиля Глубже в непосредственно примыкающем к ортзанду горизонте
оглеенного песка водопроницаемость увеличивалась почти в четыре раза и
достигала 5.8 м/сутки. Таким образом, очевидно значение ортзанда как
относительного водоупора.
Эти данные были получены при глубоком залегании грунтовых вод методом
инфильтрации. Учитывая анизотропность слоистых почвогрунтов, следует
выяснить, сохраняется ли такое соотношение фильтрационных свойств
ортзандового горизонта и нижележащего оглеенного песка при боковом движении
гравитационной влаги.
80 604020 %от
s
о
«о
X
S
ю
.с
120
Рис. 33. Некоторые
водно-физические свойства легких почв
Мещерского стационара.
Почвы: I - светло-бурая опод-
золенная; II -
дерново-слабоподзолистая глубокооглеенная;
III - дерново-подзолистая глее-
ватая; IV -
дерново-сильноподзолистая глеевая.
1 - твердая фаза почв; 2 -
воздухоносные поры; 3 - ППВ; 4
-70%ППВ:5-В3.
Для того, чтобы ответить на этот вопрос в дерново-подзолистых глеевых
почвах весной в период их полного обводнения были произведены определения
боковой фильтрации в горизонтах ожелезненного и плывунного песка (табл. 45).
181

Полученные данные показывают, что и в этих условиях ортзандовый песчаный
горизонт сохраняет минимальные значения водопроницаемости.
Таблица 45
Боковая фильтрация песчаных горизонтов дерново-подзолистых ортзандовых
глеевых почв. Московская Мещера, метод восстановления воды в скважине
после однократного понижения, разрез 34.
Гранулометрический состав
исследуемого слоя
Песок ожелезненный
Песок оглеенный плывунный
Глубина
скважины, см
75
130
Мощность
исследуемого слоя, см
50
50
Коэффициент
фильтрации, м/сутки
1,57±0,14
5,79±0,30
4.3.5. Гидрологический режим
При рассмотрении гидрологии легких почв Московской Мещеры необходимо
прежде всего обратить внимание на те особенности режимов влажности и
грунтовых вод, которые определяют причины возникновения наиболее
существенных морфогенетических признаков и химических свойств каждого вида
почв С этой целью ниже используются данные, полученные нами в результате
многолетних эколого-гидрологических исследований (Зайдельман, 1985).
Светло-бурые оподзоленные почвы в годы, близкие к средним по количеству
осадков, отличаются резко выраженным ксероморфизмом профиля. В самом
начале теплого периода (первая декада апреля) непосредственно после
завершения таяния снега и размерзания почвы грунтовые воды залегают на
глубине 110 см, а влажность почвы в верхней толще мощностью 30-35 см
находится в интервале ВРК-ППВ (рис. 34). Между этим слоем капиллярно-
подвешенной влаги и капиллярной каймой залегает сухая прослойка с
влажностью ВРК-ВЗ. Мощность прослойки в апреле не превышает 20 см. Но под
влиянием нарастающих температур воздуха и почвы, транспирации, быстрого
падения уровня грунтовых вод в начале мая влажность всего верхнего слоя (до
70 см) опускается ниже 0.7ППВ (ВЗ-ВРК). Этот процесс быстрого и интенсивного
иссушения почвы к началу лета, несмотря на выпадающие осадки,
распространяется на значительную толщу, мощность которой уже в июне
достигает 140-150 см.
Максимальная зона иссушения наблюдается в самом конце теплого периода.
Толща почвы с влажностью ВРК-ВЗ составляет 180-190 см. Столь глубокое
иссушение профиля свойственно только легким светло-бурым почвам. На
суглинистых и глинистых подзолистых почвах оно не отмечается даже в
исключительно засушливые годы. Это явление глубокого иссушения обусловлено
интенсивным внутрипочвенным испарением влаги, динамичностью газовой фазы
почвы и высокой аэрацией
182

мм 1М6 л
ГП-1.ГГТ71-2:1 1-3,^^-4. ^Щ-5; 1-6, Г*^^. F^-8
Рис. 34. Основные элементы водного режима почв Мещерского стационара на
пашне.
Почвы: а - светло-бурая кислая оподзоленная, б - дерново-
слабоподзолистая глубокооглеенная; в - дерново-подзолистая глееватая; г -
дерново-подзолистая глеевая; д - торфянисто-подзолисто-глеевая
супесчаная.
Категории влажности: 1 - меньше ВЗ; 2 - ВЗ-ВРК; 3 - ВРК-ППВ; 4 - ППВ-
0.8ПВ; 5 - 0.8ПВ- 0.9ПВ; 6 - 0.9ПВ-ПВ; 7 - грунтовые воды; 8 - уровень
грунтовых вод.
183

IV V VI VII VIII IX X XI
Рис 34 (Окончание)
Следует отметить и то, что осадки, выпадающие в теплый период сухих и
средних по влажности лет, почти не изменяют влажность корнеобитаемой толщи
и она во время вегетации остается на уровне ВЗ-ВРК.
Лишь поздней осенью после выпадения продолжительных осадков и
снижения температуры воздуха до 0°С влажность верхнего 70-сантиметрового
слоя увеличивается до ВРК-ППВ Однако и в этом случае в зоне, расположенной
184

между капиллярной каймой и подвешенной влагой поверхностных горизонтов,
влажность почвы в слое мощностью до 1 м равна ВРК-ВЗ.
Грунтовые воды, залегающие на глубине 100-110 см от дневной поверхности,
со второй декады апреля непрерывно опускаются и в начале зимы
устанавливаются на глубине 280 см. Таким образом, в годы близкие по сумме
осадков к среднему, амплитуда колебания их уровней достигает 170 см.
Это резкое падение уровней фунтовых вод в значительной мере обусловлено
интенсивным внутрипочвенным испарением. Расход влаги на такое испарение
оказался довольно значительным и был равен в июне 65-70 мм, а в июле и
августе, при более глубоком положении уровня, составил 40-45 мм.
В результате аккумуляции влаги осенне-зимних и весенних осадков к концу
снеготаяния влажность лишь верхней 30-сантиметровой толщи оказалась равной
ВРК-ППВ. Глубже этого слоя к началу следующего исключительно засушливого
года (1967) устойчиво сохранялась метровая толща с влажностью ВЗ - ВРК. Это
дает основание предполагать, что здесь не было сквозного промачивания почвы
в предшествующий осенне-зимне-весенний период, несмотря на легкий
механический состав и высокие коэффициенты фильтрации горизонтов.
С середины мая - начала июня начинается интенсивное иссушение
почвенного профиля. К началу июня влажность, соответствующая ВЗ-ВРК,
распространяется на глубину до 130-140 см, а во время июльской засухи - до 2 м.
В поверхностных слоях образуются очаги с влажностью ниже ВЗ.
Осенние осадки не изменяют существенно влажность профиля и
корнеобитаемая толща остается на зиму обезвоженной. Непосредственно под
пахотным горизонтом с влажностью ВРК - ППВ устойчиво сохраняется зона с
влажностью ВЗ-ВРК, мощность которой достигает 120 см.
Амплитуда колебания фунтовых вод в сухие годы невелика - 40-50 см. Во
время наблюдений в сухие годы, наступившие после средних по влажности,
уровни грунтовых вод непосредственно после снеготаяния и до наступления
устойчивых заморозков залегали на глубине 230-280 см.
Несколько иначе складывался режим влажности этих почв в 1965г.,
отличавшийся повышенной влажностью. В такие годы режим поверхностных
корнеобитаемых горизонтов изменчив. Выпадение осадков вызывает обычно-
(исключая наиболее засушливый период), увеличение влажности верхнего
корнеобитаемого слоя до ВРК-ППВ. Однако влажность более глубоких слоев до
верхней границы капиллярной каймы не превышает ВЗ - ВРК.
Грунтовые воды, опустившиеся в предшествующие засушливые годы (1963-
1964) на глубину до 330 см, к концу вегетационного периода 1965 г. повысились и
залегали на глубине 280 см.
Таким образом на легких незаболоченных почвах всегда сохраняется
значительный дефицит влажности.
Так складывается, однако, водный режим этих почв на открытых участках,
приуроченных к пашне. Необходимо подчеркнуть, что отсутствие сквозного
промачивания наблюдается только в этих условиях. В лесу в результате
185

аккумуляции снега зимой и его более медленного таяния весной (по сравнению с
полем на 5-15 дней) происходит почти ежегодное сквозное промачивание
профиля этих почв до грунтовых вод.
Режим влажности и грунтовых вод дерново-подзолистых глубокооглеенных
почв отличается следующими чертами. В средние по количеству выпавших
осадков годы до начала июня и со 2 - 3-й декады сентября влажность толщи от
дневной поверхности до зеркала грунтовых вод находится в интервале ППВ-
0.8ПВ, а в самых верхних слоях равна ВРК-ППВ. Вместе с тем летний
температурный максимум обусловливает иссушение профиля этих почв на
глубину более 1 м. В этой толще влажность почвы ниже ВЗ-ВРК сохраняется
почти два месяца.
Следует отметить, что обильные осадки даже в такой засушливый период на
глубокооглеенных почвах, в отличие от светло-бурых, вызывают сквозное
промачивание почвы и значительное увеличение влажности всего профиля.
Грунтовые воды в годы близкие к среднемноголетним характеризуются быстрым
снижением уровня - глубина залегания с 50-60 см непосредственно после
снеготаяния увеличивается до 180 см в конце вегетации.
Сухие годы (1967) отличаются тем, что сквозное промачивание происходит
главным образом после выпадения апрельских и майских осадков или осенних
дождей. Весь летний и ранневесенний периоды влажность почвы в слое
мощностью до 80 см устойчиво сохраняется в интервале ВЗ-ВРК, причем в
отдельные сроки она снижается до таких значений и в более глубоких слоях
профиля (до 150 см). В эти периоды влажность поверхностных горизонтов
остается ниже влажности устойчивого завядания. Грунтовые воды, залегающие
весной на глубине 110 см, опускаются к осени до 190 см от поверхности.
Во влажные годы, следующие за сухими (влажный 1965 г. после засушливых
1963 и 1964 гг.), грунтовые воды благодаря значительной аккумулирующей
емкости почв, образованной в засушливый предшествующий период, не
поднимаются выше 1.5 м. Вместе с тем влажность почвы в течение всего теплого
периода в поверхностных горизонтах остается ниже предельной полевой
влагоемкости, а в более глубоких слоях - ниже 0.8 ПВ.
Дерново-подзолистые глееватые почвы отличаются тем, что в средние по
осадкам годы их влажность находится в интервале ППВ-0.8 ПВ. Ее падение ниже
ВРК происходит лишь в наиболее засушливый период вегетации в весьма
ограниченных слоях профиля. Колебания уровня грунтовых вод, значительные в
целом за весь теплый период (1.1-1.2 м), во время вегетации относительно
невелики (0.7-0.8 м). В сухие годы (1967) эти почвы испытывают глубокое
иссушение, несмотря на то, что уровень грунтовых вод здесь остается на тех же
глубинах, что и в соответствующие периоды лет, близких по влажности к
среднемноголетним.
Иссушение этих почв во время летней засухи в такие годы настолько
значительно, что осенние осадки, выпадающие в конце теплого периода,
формируют своеобразный поверхностный ярус капиллярно-подвешенной влаги,
186

ниже которого долго сохраняется слой почвы с влажностью меньшие ВРК. Во
влажные годы водный режим этих почв в течение всего теплого периода остается
стабильным. Влажность почвы почти во всех слоях профиля находится в
интервале ППВ-0.8 ПВ, а амплитуда колебания грунтовых вод не превышает 90-
120 см.
Водный режим дерново-подзолистых глеевых почв на протяжении большей
части теплого периода средних по влажности лет в целом оставался близким к
режиму глееватых почв. Здесь, так же как и в глееватых почвах, влажность во
всех горизонтах профиля постоянно удерживалась в пределах ППВ-0 8ПВ Лишь
в наиболее засушливый период вегетации влажность поверхностных горизонтов
снижалась до ВЗ-ВРК, а в более глубоких слоях (20-40 см) - до ВРК-ППВ.
Положение фунтовых вод во время наблюдений в средние по осадкам годы
было на 30-50 см выше, чем на глееватых почвах. В сухие годы быстрее
понижалось зеркало грунтовых вод после снеготаяния, а их уровень во время
вегетации не поднимался выше 100-130 см. Во влажные годы грунтовые воды на
протяжении почти всего теплого периода находились близко от дневной
поверхности (50-60 см), а влажность почвы устойчиво удерживалась в интервале
ППВ-0.8ПВ.
Глубокое просыхание профиля глеевых и, особенно, глееватых почв в
наиболее засушливые периоды вегетации в условиях близкого залегания
грунтовых вод усугубляется наличием здесь мощных ортзандовых горизонтов.
Отметим некоторые общие особенности режима грунтовых вод в
рассматриваемых почвах. Во влажные годы уровень грунтовых вод
характеризуется известной стабильностью, что свидетельствует о
сбалансированном расходе влаги грунтового потока в теплый период на
испарение, транспирацию и опок с ее притоком и поступлением осадков. В
средние и, особенно, в сухие годы резко преобладает расход влаги на
поверхностное и внутрипочвенное испарение, транспирацию и опок Происходит
непрерывное падение уровней весной и в раннелетний период со скоростью в
незаболоченных, глубокооглеенных и глееватых почвах 2-4 см/сутки. Амплитуда
колебаний грунтовых вод -1.0-2.5 м и более. Существенно и то, что почти всегда
непосредственно выше уровня грунтовых вод объем свободной порозности даже
во влажные годы остается весьма значительным (более 10-15%).
Наконец, следует подчеркнуть, что в лесу (см. рис. 35) в результате глубокого
проникновения корней деревьев иссушение почвенного профиля в летний и
осенний периоды оказывается особенно интенсивным. Всем почвам под лесом
весной свойственно сквозное промачивание до грунтовых вод, относительно
более благоприятный режим грунтовых вод и влажности (по сравнению с полем)
Однако с начала лета постоянно наблюдается интенсивное иссушение профиля
почв (в том числе и профиля дерново-подзолистых глеевых почв) В почвах под
лесом происходит более резкое снижение общего запаса влаги, мощность
капиллярной каймы уменьшается до 0.3-0.4 м, а грунтовые воды оказываются на
20-40 см и более ниже, чем на аналогичных по степени оглеения почвах в поле.
187

1966
" i "~l 1Г Г" i И П Т и Г \~~ [Г Г I "Ч 1 "I Т
13 21 30' 10 20 • 11 21 »1 9 19 30<3 12 21 > 10 21 *
2 10 Э0<
XI
IV V VI VII VIII IX X
Рис. 35. Основные элементы водного режима почв Мещерского стационара в
лесу. Условные обозначение те же, что и на рис. 33.

Таким образом, в гидрологическом отношении почвы рассматриваемого ряда
следует дифференцировать на две группы. В первую группу следует отнести
почвы с относительно глубоким залеганием грунтовых вод, не влияющим на режим
влажности поверхностных горизонтов. В этих почвах (светло-бурых,
светло-бурых оподзоленных) грунтовые воды на протяжении всего теплого периода
находятся на глубине более 120-150 см от поверхности. Поверхностные слои светло-
бурых почв никогда не подвергаются затоплению или интенсивному
капиллярному насыщению. Эти почвы не имеют выраженного подзолистого горизонта.
В светло-бурых оподзоленных почвах возможен кратковременный (3-4 недели)
застой верховодки весной на мерзлотном водоупоре (подробнее см. с. 208). Во
вторую принципиально отличную по характеру водного режима группу следует
объединить такие почвы, которые систематически подвергаются полному
обводнению в поверхностных горизонтах. Только такие почвы (дерново-подзолистые
глееватые, дерново-подзолистые глеевые, торфянисто-подзолистые глеевые)
имеют самостоятельный четко выраженный подзолистый горизонт и
дифференцированный элювиально-иллювиальный профиль. Промежуточное положение
между двумя этими группами занимают переходные образования - дерново-
слабоподзолистые глубокооглеенные почвы, еще не имеющие оформленного
горизонта А2, но отличающиеся отчетливой оподзоленностью поверхностных
слоев профиля.
Рассмотренные данные позволяют еще раз подчеркнуть следующее
обстоятельство. На кислую почвообразующую породу (флювиогляциальный песок) с
весьма невысоким содержанием несиликатного железа могут воздействовать,
казалось бы, все факторы, необходимые для возникновения подзолистых почв -
хвойная растительность, промывной водный режим, кислая подстилка типа мор,
кислое ненасыщенное органическое вещество. Тем не менее на водоразделах
южной тайги на кислых песчаных почвообразующих породах с незначительным
содержанием несиликатного железа в профиле почв отсутствуют или выражены
весьма слабо морфологические и химические признаки оподзоливания и, прежде
всего, наиболее характерный признак - наличие белесых элювиальные
горизонтов в верхней части профиля (гор. А2).
Однако как только поверхностные горизонты начинают подвергаться
избыточному увлажнению и появляются устойчивые признаки гидроморфизма в верхних
слоях профиля, как только промывной режим сменяется на застойно-промывной,
так всегда удается обнаружить появление четко выраженных элювиальных
горизонтов характерного белесого цвета. Чем интенсивнее заболоченность, тем
более резко проявляются морфологические (и химические) признаки
подзолистых горизонтов в профиле легких почв.
4.4. Общие закономерности процесса глееобразования.
На основе предпринятых исследований попытаемся систематизировать
сведения о наиболее существенных особенностях глееобразования.
189

Прежде всего отметим два безусловных признака, которые позволяют
адекватно диагностировать глеевые почвы (и горизонты). Во-первых, им всегда
свойственна окраска холодной части спектра (от белесой до интенсивно синей) и,
во-вторых, они отличаются несбалансированным выносом железа из мелкозема
(по сравнению с породой) или из плазмы мелкозема.
Вынос железа, как следует из изложенного аналитического материала, можно
обнаружить либо вообще в целом из генетического горизонта, как это имеет
место, например, в глеевых горизонтах легких почв, либо из плазмы горизонта
илистой фракции мелкозема горизонта тяжелых почв. Поэтому, в частности,
диагностика оглеения (обезжелезнения) в каждом конкретном случае должна
быть индивидуальна.
Наиболее характерной особенностью глея Н.Г. Высоцкий (1905), кроме цвета,
считал вынос железа. Исходя из этой концепции следует признать, что глей -
специфическое почвенное образование преимущественно холодного цвета (от
белесого или сизого до синего), отличающееся несбалансированным выносом
железа. Поэтому оглеение (глееобразование) - это, прежде всего, процесс
элювиирования железа. Синонимом понятия оглеение почвы является,
таким образом, ее обезжелезнение (несбалансированный вынос или
перераспределение главным образом несиликатного железа). В этом
явлении - сущность глееобразования. Из этого вытекает и ряд важных следствий.
Как известно, вынос железа из горизонтов профиля - явление, исключительно
широко распространенное в почвах гумидных ландшафтов земного шара.
Воздействие этого процесса на природу, очевидно, может быть экстремальным,
что наблюдается, например, в условиях субаквального, застойного режима. В
этом случае возникают типичные глеевые горизонты, глей, окрашенные в
холодные цвета. Но оглеение почвы (т.е. ее обезжелезнение) может
происходить, очевидно, и в иных условиях, на фоне застойно-промывного режима
при временном избыточном переувлажнении. В этом случае вероятно
отбеливание мелкозема, его осветление, приводящее в конечном итоге к
возникновению светлых элювиальных горизонтов. Полученные
экспериментальные данные позволяют существенно дополнить эти сведения.
Глееобразование возникает практически повсеместно там, где имеет место
переувлажнение на кислых и выщелоченных породах в присутствии
органического вещества, трансформированного микроорганизмами в анаэробной
среде. Оно сопровождается увеличением концентрации в почвенных растворах
кислых органических соединений - одно-, двух- и трехосновных
низкомолекулярных органических кислот, аминокислот, фульвокислот,
слабокислых фенолов и полифенолов (рис. 36).
Таким образом глееобразование - процесс интенсивного кислотного
воздействия на минеральный субстрат в анаэробной среде,
обусловленный переувлажнением.
В результате накопление кислых органических соединений складываются
благоприятные условия для восстановления, растворения и транспорта
190

Рост концентрации низкомолекулярных одно-, двух- и трехосновных
органических кислот - уксусной СНзСООН, янтарной НООС-СН2-СН2-
СООН,
яблочной лимонной
НООС-СНг-СН-СООН, НООС-СН2-С-СН2-СООН
ОН ОН СООН
идр.
Деструкция гуминовых кислот и повышение
концентрации фульвокислот
ГК-(СООН) -► ФК-(СООН)
->
->
Ф
X
<D
5 гос/э а>
с g:x rocNj
ф §^ а~
§§ Т 2 Т
Il8£sx
1 ю
<1>
X
Т
Основные тенденции изменения факторов
кислотного воздействия на бескарбонатный
минеральный субстрат и протонации при
глееобразовании в условиях переувлажнения
несульфатными водами
к
L
Накопление фенолов
и полифенолов
^
^
Рост концентрации моно- и дикарбоновых аминокислот
NH2 NH2
1 1 .СООН
R-CH-COOH, R-C'
\соон
8.
8.
О
о
X
ю
8.
о
3"
>■»
о
ГО
О.
5
го
S
О
со
Si
сц m
о й
го л
3§
191

соединений железа и марганца, выноса двух- и трехвалентных металлов за
пределы почвенного профиля или аккумуляции в макро- и микрозонах аэрации.
Глееобразование наиболее агрессивно воздействует на минеральную часть
почвы в условиях застойно-промывного водного режима. Именно в этом случае
оно оказывается одним из наиболее мощных факторов деградации почв,
поскольку сопровождается интенсивным выносом кальция и магния, железа и
алюминия, илистой фракции, увеличением почвенной кислотности, концентрации
подвижного алюминия, резким снижением степени насыщенности почв
основаниями. Следствием глееобразования на фоне застойно-промывного
водного режима является также увеличение подвижности почвенного гумуса и
возникновение светлых кислых элювиальных горизонтов.
а)
г—~~~~~1
1 — Н
щ
\—~ — 1
о
|3—~ •
0
о
О о
' V • * |
III
|Fe,AI,Mn|
| Ca.'Mg |
,
|_-_-j
1
L3-Z-I
[ЩРйУ
Рис. 37. Схема преобразования физических и химических свойств кислого покровного
лессовидного суглинка (I), карбонатной суглинистой морены (II) и флювиогляциального
песка (III) на фоне застойно-промывного (а) и застойного (б) водного режимов в
условиях лабораторного моделирования.
Вынос элементов при глееобразовании (в % от валового содержания): 1 -
интенсивный (более 50%), 2 - средний (30-50%), 3 - слабый (<30%), 4 - подстилающий
породы слой песка.
Состояние илистой фракции: знак «плюс» означает накопление ила в результате
распада агрегатов, знак «минус» - вынос ила, лессиваж
192

Анаэробное разложение растительного субстрата в условиях периодического или
постоянного переувлажнения
i
Аккумуляция в водной фазе
агрессивной органики -
низкомолекулярных моно- и полиосновных
органических кислот, фульвокислот,
полифенолов
i
Аккумуляция в газовой и водной фазах
органических и неорганических
восстановителей - водорода, метана,
аммиака, сероводорода
i
Растворение и вынос щелочноземельных металлов
Растворение гидроокиси железа, его восстановление в закись, образование солей
двухвалентного железа (преимущественно - карбонатов и бикарбонатов) и органо-
минеральных комплексов двух- и трехвалентного железа; вынос оксидов железа и
марганца
Освобождение минеральных зерен пород от гидроокисных пленок Fe и Мп
т
Застойно-промывной гидрологический
режим ы
I
Застойный гидрологический режим
Лессиваж. Потеря общего алюминия.
Относительное накопление
кремнезема. Возникновение белесой
окраски поверхностных оглеенных
элювиальных горизонтов
т
Лессиваж не выражен. Содержание
общего алюминия и кремнезема то же,
что и в породе. Возникновение холодной
окраски оглеенных горизонтов
Протонация алюмосиликатов. Незначительный выход в раствор железа,
преимущественно, из первичных силикатов
Вероятна гидрослюдизация и
хлоритизация вторичных минералов
I
Вероятна гидрослюдизация и
нонтронизация вторичных минералов
т
Распад (?) некоторых первичных железосодержащих алюмосиликатов - слюд (биотит),
хлорита, вероятно, амфиболов
Рис 38 Общие закономерности изменения химических свойств минерального субстрата
при глееобразовании в условиях застойно-промывного и застойного водного
режимов.
193

Однако при застойном режиме происходящие изменения ограничены лишь
незначительным выносом железа, марганца и магния. При застойном режиме
практически не выражен вынос из почвы алюминия, лессиваж, несущественны
потери кальция. В условиях застойного водного режима не меняются (или
несколько возрастают по сравнению с контролем) значения рН, стабильна
гидролитическая кислотность.
Таким образом, результаты оглеения на кислых, нейтральных и
выщелоченных породах весьма не однозначны (рис. 37) и обусловлены типом
водного режима. На карбонатных породах деградационное влияние
глееобразование даже в условиях застойно-промывного водного режима не
проявляется до тех пор, пока из карбонатного горизонта не будут вынесены
значительные массы извести, способные нейтрализовать агрессивное влияние
органических кислот. Только после этого в освобожденных от извести
поверхностных горизонтах в условиях застойно-промывного водного режима
возможно формирование не только подзолистых почв, но и подзолов,
отличающихся разной степенью оглеения. Такие ситуации, в частности, нередки
на Европейском Севере России (Зонн, Карпачевский, 1964).
Несомненно, в природе кроме этих двух экстремальных ситуаций -
глееобразования в условиях застойного и застойно-промывного водного
режимов, существуют множественные переходы, которые присутствуют, в
частности, в рассмотренных выше рядах почв на легких и тяжелых кислых
почвообразующих породах Европейской территории России.
Подводя итог рассмотренным данным можно следующим образом
систематизировать представления о последовательности и закономерностях
развития глееобразования на фоне разных типов водного режима (рис. 38).

5.
ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЕ - ГЛОБАЛЬНЫЙ ФАКТОР
ФОРМИРОВАНИЯ ПОЧВ СО СВЕТЛЫМИ КИСЛЫМИ
ЭЛЮВИАЛЬНЫМИ ГОРИЗОНТАМИ
5.1. Общие положения
Рассмотренные модельные и натурные исследования глееобразования
позволяют перейти к анализу одного из наиболее сложных, интересных и
актуальных вопросов современного теоретического и прикладного почвоведения -
причин возникновения обширного множества почв со светлыми кислыми
элювиальными горизонтами и дифференцированным профилем на Земле.
С момента первого описания подзола и его изучения В.В. Докучаевым в
Смоленской губернии в 1879 году до настоящего времени практически всюду
почвы со светлыми кислыми элювиальными горизонтами привлекают
пристальное внимание многих исследователей. Эти почвы занимают обширные
территории и играют выдающуюся роль в земледелии и землепользовании
В гумидных ландшафтах Земли крупными лентами в лесотундре, таежной
зоне и в зоне широколиственных лесов широко распространены почвы с
дифференцированным профилем и светлыми кислыми элювиальными
горизонтами - подзолистые мерзлотные, глее-подзолистые, подзолистые,
дерново-подзолистые, светло-серые, болотно-подзолистые, отбелы, подбелы.
За рубежом почвы с аналогичными признаками выделяют как
лессивированные, бурые лессивированные, фальерде, светлые псевдоглеи
Почвы такого строения нередко встречаются и в лесостепной, степной,
сухостепной и полупустынной зонах. Здесь они занимают ограниченные ареалы и
приурочены, преимущественно, к низменностям или локальным депрессиям с
выраженными водосборами. Как правило, это глей-солоди, солоди, почвы подов,
попелы. Наконец в субтропической и тропической зонах широко распространены
субтропические и тропические мощные подзолы, железистые подзолы,
«рисовые» подзолы.
Обширное множество почв со светлыми кислыми элювиальными горизонтами
на Земном шаре - удивительная загадка природы. В чем общность и различия
этих почв, несущих явные признаки подобия и вместе с тем обладающие
несомненной индивидуальностью? Накопленные данные позволяют сегодня
высказать определенные суждения по этой актуальной проблеме современного
почвоведения. Поэтому попытаемся раскрыть взаимосвязь между
глееобразованием и процессами, приводящими к возникновению почв с
элювиально-иллювиальной дифференциацией профиля, обладающих светлыми
195

кислыми поверхностными горизонтами (т.е. лессиважем, подзолообразованием,
солодеобразованием и др.).
5.2. Глееобразование и лессиваж
Вопрос о связи лессиважа с глееобразованием остается дискуссионным. Так,
Hong-Kun-Huang a.o. (1959) и А.А. Роде (1964) обратили внимание на то, что
лессиваж возможен после распада агрегатов и их обезжелезнения в процессе
оглеения. С другой стороны, Дюшафур (1970) рассматривает лессиваж как
причину глееобразования, а не следствие этого процесса.
Полученные нами данные позволяют высказать ряд соображений,
уточняющих эту в целом спорную проблему. При моделировании
глееобразования на кислых лессовидных суглинках было установлено, что на
фоне застойно-промывного водного режима происходит вынос до 50% илистой
фракции из почвенного мелкозема (с. 69). Вместе с тем, в условиях застойного
режима на кислых и, особенно, карбонатных породах дифференциация профиля
по илу и его вынос (потеря) не наблюдались вообще. Напротив, в результате
обезжелезнения при оглеении в застойном режиме, выноса кальция, распада
микроагрегатов происходило не уменьшение, а напротив - относительное
увеличение1 ила.
Поэтому взаимосвязь лессиважа с процессом глееобразования должна
рассматриваться прежде всего с учетом особенностей гидрологического режима
почв. Глееобразование является причиной лессиважа в условиях застойно-
промывного водного режима. В этой связи важна оценка справедливости такого
суждения для почв, находящихся в естественных условиях. С этой целью
рассмотрим особенности распределения илистой фракции в почвах различного
гранулометрического состава и генезиса при нарастающем (в пространстве)
оглеении их профиля.
Полученные данные позволяют признать, что и в естественной обстановке
интенсивность лессиважа определяется степенью оглеения почв. Кроме того,
обнаружена определенная зависимость этого процесса от плотности сложения,
водопроницаемости почв и их гранулометрического состава. На относительно
проницаемых породах (Кф<0.1 м/сутки) легко-, средне- и тяжелосуглинистого
гранулометрического состава установлена следующая зависимость лессиважа от
степени оглеения дерново-подзолистых и светло-серых лесных почв (рис. 39).
Минимальные признаки лессиважа проявляются, с одной стороны, в
дерново-подзолистых и светло-серых лесных и с другой - в глеевых почвах. В первом
случае слабое лессивирование происходит из-за кратковременного застоя воды в
1 Увеличение содержания ила после длительного оглеения в условиях застойного
режима по сравнению с контролем объясняется тем, что в оглеенных образцах
происходит более глубокая диспергация минеральной массы, чем это имеет
место при использовании реагентов, необходимых для гранулометрического
анализа, которые предусмотрены методом Н.А. Качинского.
196

их гумусовых горизонтах и весьма слабого оглеения. В глеевых почвах лессиваж
не получает своего развития, прежде всего потому, что их профиль на
протяжении длительного периода практически полностью обводнен, а водный
режим в средние и влажные годы близок к застойному типу. Восходящая к
поверхности капиллярная кайма блокирует инфильтрацию гравитационной влаги
и перенос тонких фракций мелкозема. Поэтому признаки лессиважа в глеевых
почвах выражены весьма слабо Наиболее благоприятные условия для
реализации лессиважа установлены в глубокооглеенных почвах. В них
наблюдается систематическое накопление гравитационной влаги в
поверхностных горизонтах и, вместе с тем, всегда вне зависимости от влажности
года отсутствует нижний ярус верховодки (см. рис. 21). Дальнейшее усиление
оглеения, однако, сопровождается ослаблением лессиважа. Аккумуляция ила в
иллювиальной толще как дерново-подзолистых, так и светло-серых лесных
глееватых почв проявляется значительно слабее, чем в профиле
глубокооглеенных почв.
2
о
i i ill
Неоглеенная
i i i i
1 Слабоглеееатая
i i i i
50 30 10 0 10 30 50% 50 30 10 0 10 30 50%
Глеееая Глеееая
Рис. 39. Распределение фракции < 0.001 мм по профилям светло-серых лесных
неоглеенных и оглеенных (а), дерново-подзолистой и дерново-подзолистых оглеенных
почв (б) на кислых лессовидных средних и тяжелых суглинках.
Вместе с тем существует определенная группа болотно-подзолистых почв, в
которой независимо от степени их оглеения признаки лессиважа весьма
197

ослаблены или не проявляются вообще. Это явление часто встречается в почвах
на тяжелых породах с низкой водопроницаемостью (Кф <0.05-0.01 м/сутки). На
рис. 40 приведены данные по выносу и накоплению илистой фракции в профиле
почв разной степени оглеения на кислых легких покровных лессовидных и
озерно-ледниковых тяжелых ленточных глинах. На лессовидных глинах в
известной мере повторяется тот же характер выноса ила, что и на аналогичных
по генезису более легких породах. Однако в случае с тяжелыми (глинистыми)
почвами на лессовидной глине интенсивность лессиважа в оглеенных вариантах
несколько ослаблена, а в дерново-подзолистых почвах этот процесс не выражен
вообще.
Существенно и то, что лессиваж не проявляется почти на всех почвах катены,
приуроченной к лимногляциальным глинам. Незначительные признаки лессиважа
в этом случае имеют место только в дерново-подзолистых почвах. Все оглеенные
варианты почв формируются практически без участия лессиважа. Можно
признать поэтому, что отсутствие признаков лессиважа в оглеенных дерново-
подзолистых почвах на ленточных глинах связано с их высокой (в отличие от
лессовидных пород) набухаемостью, низкой водопроницаемостью и большой
адсорбирующей поверхностью.
10 О 10
Рис. 40. Распределение фракции < 0 001 мм по профилям дерново-подзолистой и дерново-
подзолистых оглеенных почв на легкой лессовидной (а) и на тяжелой тонкослоистой
ленточной (б)глинах.
Почвы. 1 - дерново-подзолистая; дерново-подзолистые. 2 - глубокооглеенная; 3 -
глееватая; 4 - глеевая.
198

Во влажные периоды в оглеенных почвах преобладают замкнутые поры,
резко тормозящие нисходящую миграцию влаги и твердой фазы.
Вместе с тем, в сухих дерново-подзолистых почвах на тяжелых ленточных
глинах вероятна длительная сохранность трещин, по которым и происходит
незначительная миграция ила при переувлажнении верхней части почвенного
профиля.
Приведенные эпюры распределения ила (рис. 39, 40) позволяют обратить
внимание и еще на одно интересное обстоятельство. Поверхностные горизонты
всех без исключения почв элювиальны по содержанию ила. Это наблюдается как
в почвах с его выраженным накоплением в гор. В, так и при отсутствии
накопления. Кроме механического переноса (т.е. собственно лессиважа)
существуют, по видимому, еще два механизма обезыливания. Во-первых, в
составе илистой фракции содержится до 50% оксидов железа. Поэтому оглеение,
вызывающее редукцию и вынос железа, является одновременно и важным
фактором обезыливания верхних горизонтов почв. Во-вторых, здесь возможен
распад некоторых минералов до окислов и их вынос. Однако этот механизм
обезыливания до последнего времени остался нераскрытым.
Полученные данные показывают, что в естественных условиях существует
тесная связь между процессом глееобразования и лессиважем. Наиболее четко
она проявляется в почвах застойно-промывного водного режима на
слабонабухающих почвообразующих породах. Вместе с тем лессиваж слабо
выражен или практически отсутствует в сильнооглеенных почвах находящихся в
условиях длительного застойного режима. Наконец, лессиваж почти отсутствует в
дерново-подзолистых почвах разной степени оглеения на очень тяжелых
водонепроницаемых тонкослоистых ленточных глинах1, обладающих высокой
набухаемостью и низкой водопроницаемостью.
5.2.1. Является ли лессиваж причиной образования
псевдоглея?
Приведенные данные позволяют остановиться на рассмотрении механизма
формирования тяжелых оглеенных почв, переувлажненных поверхностными
водами, обладающих светлым элювиальным и мраморовидным иллювиальным
горизонтами. В классификации почв России эти образования относятся к
тяжелым болотно-подзолистым почвам; за рубежом (в Германии, Франции,
Австрии и в др. странах), а также по классификации ФАО ЮНЕСКО (1994) эти
почвы получили название псевдоглей (Kubiena, 1953; Muckenhausen, 1963; BRD,
1994). Их генезис многие авторы связывают со спонтанным развитием
лессиважа. В какой мере справедливо такое суждение?
Дюшафур (1970) и другие исследователи полагают, что «...псевдоглей можно
рассматривать как финальную стадию эволюции подзолистых лессивированных
1 Исследованные ленточные глины содержали 50% илистой фракции (<0.001мм);
92% физической глины (<0.01мм) и 30% мелкой пыли (0.001-0.005мм)
199

почв. Для образования псевдоглея необходимо, чтобы верховодка, возникшая
вследствии непроницаемости (кольматаж) гор. В, настолько поднялась к
поверхности, чтобы влиять на весь гор.А2(Е)» (с.533). Таким образом, по
Дюшафуру, в результате лессиважа происходит кольматаж гор. В. Его Кф
снижается до значений близких к водоупорным. На поверхности этого водоупора
происходит длительный застой избыточной воды, которая вызывает оглеение, а
затем и деградацию верхней части профиля. Если эта концепция справедлива, то
нарастание степени гидроморфизма должно сопровождаться адекватным
накоплением илистой фракции в поверхностных слоях гор. В. Но приведенные
выше результаты наших исследований не подтверждают этого механизма. В
почвах рассмотренных катен усиление лессиважа (кольматаж) наблюдается
только в самой начальной стадии оглеения, т.е. в глубокооглеенных почвах.
Только в этих почвах установлено снижение коэффициентов фильтрации гор. В
до 0.02 м/сутки) (табл. 25, с. 109). Это связано с тем, что в глубокооглеенных
почвах складываются наиболее благоприятные условия для лессиважа. В
глубокооглеенных почвах, с одной стороны, происходит переувлажнение
поверхностных горизонтов, имеет место непродолжительный застой воды,
возникает периодическое оглеение, а с другой - в их профиле еще нет нижнего
яруса верховодки. Условия для инфильтрации нисходящего потока, несущего
твердую взвесь, здесь не нарушаются восходящим движением капиллярной
влаги. Но уже в глееватых и, особенно, в глеевых почвах на протяжении почти
всего теплого периода в профиле почв присутствует второй (нижний) ярус
верховодки. Поэтому, несмотря на то, что в этих почвах формируются условия
для интенсивного оглеения и распада агрегатов, вынос тонких фракций
мелкозема здесь ослаблен или не происходит вообще. Это положение
достаточно определенно иллюстрируют рис. 40 и 41.
Нарастание оглеения сопровождается не усилением, а напротив - резким
ослаблением лессиважа, причем в глеевых почвах, т.е. в экстремальном
псевдоглее, лессиваж практически не выражен. Все изложенное позволяет
признать, что лессиваж не может рассматриваться как фактор спонтанной,
эндогенной эволюции псевдоглеев. Определяющим условием онтогенеза таких
почв является не лессиваж, а особенности современного гидрологического
режима. Поверхностное оглеение возникает не как следствие лессиважа,
вызвавшего формирование уплотненного водоупора, а как результат
специфических гидрологических условий. Они обусловлены прежде всего
притоком поверхностных вод с водосборной площади в понижения. Эти массы
воды определяют переувлажнение почв, анаэробиоз поверхностных горизонтов и
оглеение профиля. Именно так формируются дерново-подзолистые оглеенные
почвы на тяжелых породах или псевдоглеи. Лессиваж является лишь следствием
начальных фаз оглеения, а не его причиной. Степень его проявления
определяется водным режимом, генезисом и гранулометрическим составом
почвообразующих пород. Существенно и то, что в почвах с экстремально
выраженным оглеением признаки лессиважа, по изложенным выше причинам,
200

как правило, отсутствуют. Таким образом, псевдоглей не функция лессиважа, а
следствие актуального гидрологического режима почв, действие которого
разворачивается на тяжелых (суглинистых и глинистых) почвообразующих
породах.
5.3. Глееобразование и подзолообразование
Несмотря на то, что эта проблема была весьма детально рассмотрена
автором ранее в его монографии «Подзоло- и глееобразование» (1974), новые
данные полученные за последние два десятилетия, определяют
целесообразность ее дополнительной оценки.
Вопрос о роли глееобразования в формировании светлых кислых
элювиальных горизонтов и подзолистых почв всегда привлекал внимание многих
исследователей. Однако до известной публикации Н.Г. Высоцкого (1905) «Глей»
термины «глей» и «глееобразование» не использовали для объяснения причин
возникновения этой важной и широко распространенной на Земном шаре группы
почв. Тем не менее непременное значение застоя влаги, анаэробиоза,
переувлажнения, «раскисления», «болотистых процессов» для формирования
подзолов и подзолистых почв было очевидно для В.В. Докучаева, Н.М.
Сибирцева и их учеников.
Вне анаэробных, «раскислительных» процессов, без систематического
переувлажнения они не представляли условий для возникновения этих почв.
Если мы действительно стремимся к сохранению не только классического
наследия, но и к его развитию, следует вспомнить этот существенный момент в
истории отечественного почвоведения. Объективная оценка этого явления
актуальна, однако, не только в ретроспективе, но и в перспективе для
рационального решения вопросов генезиса и классификации почв, их защиты от
деградационных изменений в связи с переуплотнением, подтоплением,
переполивами, дренажем, дорожным, крупным гидротехническим строительством
и другими причинами.
В этой связи следует, прежде всего, остановиться на концепции В.В.
Докучаева о взаимосвязи переувлажнения с подзолообразованием. В первой
работе, посвященной подзолу (1880), В.В. Докучаев следующим образом описал
условия его формирования. «Песчаные и суглинистые подзолы - суть почвы
смешанного болотно-растительного характера ... Подзолы образовались ... при
существенном участии болотной и лесной растительности. Здесь, очевидно, было
больше влаги, меньше света, а вероятно и меньше доступа воздуха в почву. Вот
почему подзолы залегают преимущественно в лесах и близ болот, вот почему они
обыкновенно окрашены в синеватый, голубоватый... и желтоватый цвет» (с.254).
Не менее определенно связывал генезис подзола с переувлажнением,
«раскислением», восстановлением прежде всего железа и его замечательный
сподвижник и знаток лесных почв Н.М. Сибирцев. В первом издании учебника
«Почвоведение» (1900) он следующим образом формулирует условия
возникновения белесых кислых горизонтов. «... В ... западинки попадает больше
201

влаги ... в них держится по временам застойная вода...При таких условиях мы в
праве ожидать здесь процессов раскислительных и
подзолообразовательных... Белесый горизонт («беляк») есть горизонт
лишенный окисного железа» (с.208). Н.М. Сибирцев, кроме того утверждал, что
«раскислительные и подзолообразовательные процессы» возможны не только на
периферии болот, но и вообще всюду, где есть условия для застоя воды.
Эта концепция В.В. Докучаева и Н.М. Сибирцева широко использовалась их
прямыми учениками и, по-видимому, наиболее ярко отражена в работах А.
Георгиевского. В 1888 году он определенно обозначил причину возникновения
подзола. «Подзол - по Георгиевскому - мог образоваться только там, где даны
условия для восстановительных процессов. Условия же эти, хотя и всегда
существуют в лесистых областях ... тем не менее ... довольно изменчивы.
Поверхность лесной почвы никогда не бывает гладка, чтобы не было в ней
небольших впадин и углублений, в которых может застаиваться вода ... Поэтому-
то прерывистость подзола и уменьшается при приближении к болоту и вообще на
низких местах, напротив, мощность его в том же направлении увеличивается»
(с.47). Несомненно актуальна формула А. Георгиевского - «подзол мог
образоваться только там, где даны условия для восстановительных процессов».
Отсюда справедлив и другой вывод - если в почве не возникают
восстановительные условия и (по Сибирцеву) «раскислительные» процессы, то
подзолы и подзолистые почвы не формируются вообще. Вне восстановительных
условий, связанных с переувлажнением, нет и этих почв.
Прошло более века. К сожалению, эти продуктивные взгляды В.В. Докучаева
и Н.М. Сибирцева в настоящее время оказались практически забытыми (или не
известными? - Ф.Р)% а их приоритет не востребован. Тем не менее интерес к
затронутой проблеме сохранился. В трудах Я. Сюты (1962) и А.И. Перельмана
(1974) встречаются предположения о взаимосвязи глееобразования и
подзолообразования. Однако, следует подчеркнуть и отсутствие единства
взглядов на процесс подзолообразования и механизм формирования
подзолистых почв. Так, если диагностика подзолистых почв относительно
общепринята, то сущность процесса подзолообразования трактуется весьма
неоднозначно. Известно много противоречивых версий этого процесса. Упомянем
основные. Как показано выше, В.В. Докучаев, Н.М. Сибирцев и их ученики
полагали, что подзол и подзолистые почвы возникают только там, где имеют
место «раскислительные», восстановительные условия, обусловленные
переувлажнением. По В.В. Докучаеву и Н.М. Сибирцеву - подзол есть прямое
следствие «раскисления», «восстановительных процессов», застоя влаги,
затрудненного доступа воздуха. К.К. Гедройц (1900,1933), однако, утверждал, что
распад минералов при подзолообразовании осуществляется в результате их
гидратации, причем особенно интенсивно - в присутствии угольной кислоты.
Напротив, К.Д Глинка отмечал, что«... существенную роль в подзолообразовании
играют процессы вымывания и вмывания коллоидов, а кислотное разложение
лишь слабый сопутствующий процесс» (с.364). Вместе с тем В.Р. Вильяме (1940),
202

В.В Пономарева (1964) и другие полагали, что определяющим фактором
подзолообразования является действие органических кислот на минеральный
субстрат. В этом случае, однако, неясно, почему в лесной зоне под покровом
хвойного леса на кислых породах в условиях хорошего дренажа на фоне
промывного режима возникают кислые бурые почвы, а на склонах при застойно-
промывном водном режиме - почвы подзолистого и болотно-подзолистого типов.
Одновременно СП. Ярков (1961) выдвинул новую концепцию взаимодействия
оглеения и подзолообразования. Он предложил двукомпонентную формулу
подзолообразования - распад минералов под действием органических кислот (т.е.
собственно оподзоливание) + оглеение и полагал, что глееобразование
определяет запуск подзолообразования. «Вне этих условий подзолообразование
... не может проявляться даже под лесом» (с.74). В связи с накоплением новых
фактов позднее многие авторы сочли целесообразным рассматривать
подзолообразование не как двукомпанентную систему, а как генетическую триаду,
действие которой определяется собственно подзолообразованием, а также
лессиважем и оглеением.
Этот краткий и не полный обзор тем не менее свидетельствует о весьма
неопределенном характере современных представлений о сущности
подзолообразования. Поэтому не случайно Б.Г. Розанов сравнительно недавно в
своем учебнике «Морфология почв» (1982) писал с известным сожалением о том,
что «оподзоливание - процесс, которому посвящена огромная литература,
включая и несколько монографий и который остается до сих лор
невыясненным и спорным, различно характеризуемый разными школами
почвоведов ... Легче назвать признаки оподзоливания, и то разные, согласно
концепциям разных школ, чем определить существо процесса из-за
противоречивости взглядов» (с. 272). В этой связи, очевидно, необходимо найти
синтетическое решение, объективно отражающее сущность процесса
формирования подзолистых и болотно-подзолистых почв, имеющих следующее
распределение генетических горизонтов А1-А2-В-С, A1-A2-Bg-G, А2-В-С и А2-Вд-
G (на легких породах иллювиальный горизонт - Bh).
Изложенные данные позволяют рассмотреть эту важнейшую проблему
современного почвоведения. Обратим внимание на результаты исследований
рядов геохимически сопряженных почв катен на кислых породах. Они показали,
что все почвы, несущие признаки оподзоливания, характеризуются в многолетнем
аспекте наличием обязательных периодов (15-20 суток и более) переувлажнения,
анаэробиоза и заметного падения ОВП (рис. 41).
Если в условиях южной тайги в период от снеготаяния до начала мая почвы в
поверхностных горизонтах не испытывают столь длительного переувлажнения и
анаэробиоза, то в их профиле не возникают горизонты А2(Е) и они обычно
рассматриваются как бурые почвы с недифференцированным профилем. При
этом, как показали полевые исследования, почвы со светлыми кислыми
элювиальными горизонтами (в том числе подзолистые) могут не нести в своем
профиле цветовых морфохроматических признаков оглеения. Тем не менее
203

установлено, что все они обладают широким спектром химических и других
признаков оглеения. Так, во-первых, автоморфные подзолистые суглинистые и
глинистые почвы, не несущие цветовых признаков оглеение в виде характерной
сизой и синей окраски, всегда содержат в элювиальных горизонтах железо-
марганцевые микро- и макроконкреции, которые по Р. Брюеру (1964, 1964а)
являются безусловными индикаторами оглеения. Во-вторых, нами ранее
сформулировано представление о глееобразовании, как о процессе, который в
химическом отношении характеризуется несбалансированным выносом главным
560
400 -\
>
с:
g 240
80
О
-80-
х—х- зАго,"
х--х- 4B!q/'
JL
апрель
месяцы
Рис. 41. Окислительно-восстановительный потенциал дерново-подзолистых и дерново-
подзолистых глееватых почв на двучленных отложениях. Загорск, Московская область
(данные Ф.Р. Зайдельмана и А.С. Никифоровой)
образом несиликатного железа из мелкозема или из плазмы мелкозема. Поэтому
оглеенными, в том числе оглеенными на самых начальных стадиях этого
процесса, являются только такие горизонты, которые характеризуются
несбалансированным выносом несиликатного железа из мелкозема или его
плазмы (ила). Для того, чтобы аналитически подтвердить (или опровергнуть)
участие глееобразования в формировании профиля автоморфных дерново-
подзолистых почв, свободных от морфохроматических признаков устойчивого
оглеения в виде окраски сизого, голубого или синего цвета, используем
объективный метод количественной оценки степени оглеения по относительному
выносу несиликатного железа из ила исследуемого горизонта, поскольку именно
эта фракция железа подвергается наиболее активному элювиированию при
глееобразовании:
204

Степень оглеения,% = [(Fedr- Fedh)/Fe(jr]100%,
где Fed * несиликатное железо в илистой фракции породы (г) и исследуемого
горизонта (h).
Установлено, что в пределах Клинско-Дмитровской моренной гряды ряд -
дерново-подзолистые и дерново-подзолистые глубокооглеенные, глееватые и
глеевые почвы характеризуются соответственно следующими значениями
степени оглеения гор А пах - 4,19, 51 и 77% (табл. 46).
Существенно, однако, и то, что глееобразование определяет формирование
не только гор. Е(А2), но и всего почвенного профиля. Используя предложенную
методику удалось обнаружить, что ил кутан гор. В1 и В2 всех почв (в том числе и
автоморфных, не обладающих морфохроматическими признаками оглеения)
отличаются значительным обезжелезнением. Абсолютные количественные
величины степени оглеения оказались весьма значительными. Они были равны в
этом случае соответственно в дерново-подзолистой (наиболее дренированной)
19 и 49%, в глубокооглеенной 61 и 81%, в глееватой и глеевой почвах - 87 и 87%.
Существенно, что интенсивное оглеение (или обезжелезнение ила) 19 и 49%
оказалось свойственно кутанам горизонтов В1 и В2, не несущим холодной
окраски.
Таблица 46
Степень оглеения (обезжелезнения) тяжелых подзолистых и болотно-
подзолистых почв на глинистых почвообразующих породах разного генезиса, %.
Генезис и состав
почвообразующих
пород
Почвы
Дерново-подзолистая
Дерново-подзолистая
глубокооглеенная*
Дерново-подзолистая
глееватая
Дерново-подзолистая
глеевая
Легкие лессовидные глины,
Клинско-Дмитровская
моренная гряда
Горизонт
Апах
4
19
51
77
В1
ил к
19
51
87
87
В2
утан
49
81
87
87
Тяжелые лимногляциальные
тонкослоистые ленточные глины,
Приильменская низменность
Горизонт
Апах
23
40
47
59
В1
ил к
2
38
72
76
В2
утан
3
21
71
77
*- на ленточных глинах - дерново-подзолистая слабооглеенная почва
Установлено, что в тяжелых набухающих почвах с близким водоупором вынос
несиликатного железа, т.е. оглеение, может оказаться весьма заметным и в
поверхностном гор. А1 (Апах) всех почв независимо от степени их оглеения. Так,
205

на ленточных глинах Приильменской низменности он был равен в гор. Апах
дерново-подзолистой почвы, не несущей четких морфохроматических признаков
оглеения в виде сизых, голубых, синеватых пятен, 23%. Однако в нижних
горизонтах (В1, В2) оглеение весьма несущественно - всего 2-3% (табл. 46), а
сами горизонты по окраске не отличаются от материнской породы. Таким
образом, профиль этой почвы формируется, главным образом, в результате
оглеения поверхностного горизонта под влиянием длительного застоя верховодки
на глинистом водоупоре (Зайдельман, Санжаров, Полонская, 1982).
IV I V » VI I VII I VIII I IX • X I
1 EED2 {ZZ3Z Е34 ^5
Рис. 42. Основные элементы водного режима (влажность в объемных % и категориях)
дерново-подзолистых и дерново-подзолистых оглеенных почв на тяжелых ленточных
глинах. Стационар «Витка (Новгородская обл.).
Почвы: а - дерново-подзолистая; б - то же, глееватая; в - то же, глеевая; г - то же,
глеевая.
Категории влажности: 1- влажность гор. Апах 2Ю.75ПВ; 2 - £ВРК; 3 - ВРК-ППВ; 4 -
верховодка, ПВ; 5 - ППВ-ПВ
206

Эти особенности гидрологического режима почв на ленточных глинах
отражают графики хроноизоплет и категорий влажности приведенные на рис. 42.
Как следует из этих данных, период полного обводнения поверхностного
горизонта почвы, не несущей цветовой гаммы оглеения в виде сизых, голубых,
синих оттенков, весной составляет 18-20 дней, а длительность фазы практически
полного отсутствия аэрации (воздухоносная порозность - 2% и ниже) весной 30
дней и осенью - более 1,5 месяцев. Существенно и то, что в горизонтах В1 и В2
этой почвы верховодка не была обнаружена на протяжении всего теплого
периода, а их воздухоносная порозность была заметно выше и состовляла 4-8%.
Эта гидрологическая ситуация, свойственная дерново-подзолистым почвам на
тонкослоистых ленточных глинах, объясняет результаты аналитического
определения степени оглеения по обезжелезнению плазмы почвенного
мелкозема.
О роли глееобразования в формировании подзолистых горизонтов и
подзолистых почв, не имеющих четких признаков оглеения в виде холодной
окраски части спектра, свидетельствует ряд актуальных особенностей их водного
режима.
Итак, мы приходим к выводу, что глееобразование вызывает формирование
светлых кислых элювиальных горизонтов не вообще всегда, а лишь в одном, но
весьма широко распространенном случае - когда оно реализуется на кислых,
нейтральных или выщелоченных породах в условиях застойно-промывного
водного режима.
Поэтому подзолистые горизонты и подзолистые почвы являются следствием
именно этого вида глееобразования, т.е. одной из форм проявления этого
почвообразовательного процесса. В равной мере этот вывод справедлив и для
других светлых кислых элювиальных горизонтов. Они не возникают вне
анаэробных условий, выноса значительных масс несиликатного железа, падения
ОВП, лессиважа, периодического застоя влаги. Застой влаги, переувлажнение,
анаэробиоз - необходимые отправные условия глееобразования. Вместе с тем
нередко полагают, что подзолистые горизонты возникают и вне застоя влаги, в
условиях, казалось бы, исключающих переувлажнение и глееобразование. В
качестве примера такого рода приводят факт наличия оподзоленных почв и
подзолов на озах, камах, дюнах, высоких террасах, образованных мощной
толщей хорошо дренированных песчаных и песчано-гравелистых пород. Их Кф
по всему профилю достаточно высок для инфильтрации любых осадков. Тем не
менее прямые наблюдения свидетельствуют о том, что в таких легких хорошо
водопроницаемых оподзоленных и подзолистых почвах весной в поверхностных
горизонтах длительно (до 3-4 недель) устойчиво удерживается верховодка. Она
образуется потому, что весной на таких почвах снеготаяние проходит по
мерзлоте. На мерзлотном водоупоре почв плакоров и западин устойчиво
удерживается вода, которая быстро прогревается. Процесс сопровождается
резким падением окислительно-восстановительного потенциала поверхностных
слоев профиля, их обезжелезнением (оглеением) и последующим осветлением.
207

Это явление впервые, по-видимому, было изучено на территории
Европейского Севера России. Исследования В.Ф. Изотова (1968), И.Н. Елагина и
В.Ф. Изотова (1968) выполненные в Северной тайге (Архангельская область)
показали, что снеговой паводок проходит здесь по мерзлой почве. Период между
полным оттаиванием почвы и завершением снеготаяния составляет от 5-10 до 30
дней. Аналогичные данные приводит и В.Д. Тонконогов (1971) для крайне
северных территорий лесной зоны.
Поэтому здесь в регионах с мощным снеговым покровом на плакорах и в
неглубоких западинах водоразделов сразу после снеготаяния непосредственно
на поверхности, а позднее - в верхней части профиля легких почв на
водоупорном мерзлотном горизонте сосредоточен значительный объем
медленно испаряющейся застойной влаги (рис. 43).
201
60
•»- + + + + ♦>*-^ - \
+ + + +
♦ О
ZSm SN W 2SW 5Г 15 У 25Y
-»;ЕИ;ЕЭ-'.-И-*
Рис. 43. Схема формирования
верховодки в
поверхностных горионтах песчаных
подзолистых длительно-
сильномерзлотных почв
при глубоком залегании
грунтовых вод.
1 - запасы снега; 2 -
мерзлотные горизонты; 3 -
верховодка; 4 -
инфильтрация верховодки
Аналогичные явления наблюдал и В.А. Кузьмин (1972), изучавший режим
влажности и температуры песчаных мерзлотных почв Чарской котловины
(Северное Забайкалье). Автор указывает, что наиболее характерной
особенностью различных видов подзолистых песчаных почв является наличие
сильно увлажненного надмерзлотного горизонта.
Эти данные Елагина, Изотова, Тонконогова, Кузьмина и др. позволяют
предложить обобщенную схему для иллюстрации механизма и объяснения
причин избыточного увлажнения подзолистых почв северных районов таежной
зоны, из которой следует, что наиболее выраженные легкие подзолистые почвы
приурочены главным образом к участкам аккумуляции поверхностного стока.
Выше упоминались наблюдения Тонконогова за скоростью разрушения
снегового покрова в северотаежной зоне и отмечалось, что снеговой паводок
проходит по мерзлотной почве, а вешние воды застаиваются в понижениях и на
плакорах почти в течении месяца. Замечательное совпадение заключается в том,
что и железо-гумусовые подзолы, по данным этого автора, также встречаются на
пониженных элементах рельефа. Анализируя характер почвенного покрова по
крупномасштабным картам ключевого участка, Тонконогов (1971) пишет, что
208

«неоподзоленные почвы чаще всего приурочены к выровненным участкам
повышений и склонам с выраженной крутизной. Напротив, на пологих склонах и в
неглубоких понижениях (т.е. там, где весной аккумулируются воды склонового
стока - Ф.З.) преобладают более глубокооподзоленные почвы с мощностью А2
до12см»(с.218).
В связи с этим следует отметить, что возникновение восстановительных
условий в результате такого обводнения поверхностных горизонтов, падение
окислительно-восстановительного потенциала и переход в подвижное состояние
несиликатного железа могут наблюдаться ранней весной (и осенью) при весьма
низкой температуре почв -1-2 °С (Кауричев, Малий, 1973).
Таким образом, концепция об автономности и мезоморфное™ подзолистых
почв, залегающих на хорошо фильтрующих песках при глубоком положении
грунтовых вод, должна быть рассмотрена более полно, с привлечением прежде
всего материалов режимных наблюдений. Поэтому и дифференциация
подзолистых почв на две генетические независимые группы, из которых одна
формируется в результате кислотного гидролиза алюмосиликатов на хорошо
дренируемых, а вторая - в результате элювиально-глеевых явлений на слабо
проницаемых породах, вероятно, недостаточно обоснованна.
Из изложенного следует скорее иной вывод. Можно признать, что кислотное
разложение только тогда завершается морфологически выраженным
оподзоливанием профиля, когда оно осуществляется на фоне анаэробиоза,
обусловленного избыточным увлажнением, независимо от характера
почвообразующих пород, т.е. на фоне преобразования.
Исследования этого явления были выполнены нами (Зайдельман Ф.Р.,
Банников М.В., 1996) в Рязанской Мещере в южных пределах лесной зоны.
Полученные данные по существу полностью совпали с результатами
исследований в северной тайге.
Исследования выполняли в пределах литологически однородной катены,
почвенной покров которой образован 1) светло-бурой слабооподзоленной
псевдофибровой (вершина холма); 2) подзолистой глубокооглеенной
псевдофибровой (верхняя часть склона); 3) подзолистой глееватой
псевдофибровой (нижняя часть склона); 4) дерново-подзолистой гумус-
железисто-иллювиальной глеевой (плакор на границе с переходным болотом)
песчаными почвами (рис. 44).
Все почвы имеют легкий гранулометрический состав. Содержание песчаных
фракций в почвообразующей породе 88-90, физической глины 4-5, илистой
фракции 1.8-2.0%. Особенности почвообразующих пород (флювиогляциальные
кварцевые пески) и их легкий гранулометрический состав обусловили низкую
водоудерживающую способность этих почв (ППВ <11.5%) и высокие значения
коэффициентов фильтрации (от 0.3 до 12 м/сутки).
Исследования гидрологического режима были начаты до размерзания почвы
и снеготаяния и завершены после замерзания поверхностных горизонтов (конец
марта-начало ноября 1994 г.). Особое внимание было уделено весеннему
периоду, когда в почве начинается процесс опаивания и поступают в почвенный
209

Разрез 1
Ptspes 2
Разрез 1
Л1Л2
BIf
" В2
взг.
Gr
>.".'*'•'.'••' ••■•."■*
^Щ
Т^' ~'~^\
'° -■'']
Развез 2
Bf4fi
Or
Bl
BCg
||ipf
Разрез З
Разрез 4
1 1112 E3J Г7П« ^^s
п
V V
Рис. 44. Схема литологического строения и морфология почв катены в Рязанской Мещере
(Спас-Клепиковский р-н).
Условные обозначения: 1 - флювиогляциальный песок; 2 - супесчано-суглинистая
морена; 3 - известняки мела; 4 - юрские глины; 5 - известняки карбона; 6 - торф.
Почвы: разр. 1 - светло-бурая оподзоленная псевдофибровая; разр. 2 - подзолистая
глубокооглеенная псевдофибровая; 3 - подзолистая глееватая псевдофибровая; 4 «
дерново-подзолистая глеевая гумус-железисто-иллювиальная песчаные. Почвенные
новообразования: I - маломощные псевдофибры; II - мощные псевдофибры.
210

профиль большие объемы талой воды. В этот ранневесенний период помимо
основных исследований (подекадное измерение влажности почвенной толщи,
уровней грунтовых вод) проводили наблюдения за изменением мощности
снегового покрова, запасов воды в снеге, измерения мощности мерзлотного слоя,
а также выполняли срочные измерения окислительно-восстановительного
потенциала поверхностных (надмерзлотных) слоев почв.
1994 г. отличался низкими температурами и повышенным количеством
осадков. В ряду многолетних наблюдений он оказался относительно сырым и
холодным.
Полученные данные (рис. 45) показывают, что в последней декаде марта в
поверхностных слоях профиля почти всех почв независимо от степени
гидроморфизма присутствует сплошная мерзлота. Исключение составили лишь
дерново-подзолистые глеевые почвы, где наличие мерзлоты не установлено к
началу снеготаяния. Это обусловлено постоянно высоким уровнем залегания
грунтовых вод (40 см.) и максимальной аккумуляцией снега. Таяние мерзлоты
началось со второй половины апреля и продолжалось от двух до трех недель.
Застой верховодки на водоупоре мерзлоты вызвал постепенное падение
окислительно-восстановительного потенциала (ОВП) (табл. 47) и возникновение
восстановительных условий в поверхностных горизонтах песчаных почв. При
этом наиболее интенсивное снижение ОВП происходило в конце апреля-начале
мая (25.04 -1.05). Оно обусловлено прогреванием надмерзлотной верховодки в
дневные часы. В этом случае как в бурых оподзоленных, так и подзолистых
глееватых почвах происходило снижение потенциала с 590 соответственно до
340 и 450 мВ, т.е. на 250-150 мВ. Поэтому несмотря на низкие температуры
переувлажненных поверхностных горизонтов здесь возникали условия для
перехода окисного железа в закисное и его активного элювиирования из
поверхностных горизонтов профиля.
Существенно, что максимальное снижение потенциала произошло весной в
поверхностных горизонтах глеевых почв (с 550 до 270 мВ), что привело к
наиболее интенсивной отмывке верхнего подгумусового горизонта от железа и
формированию в рассматриваемом ряду почв наиболее мощного подзолистого
горизонта. Поскольку, однако, в этом профиле постоянно близко от поверхности
находятся грунтовые воды, здесь исключены дегидратация оксидов железа,
формирование псевдофибровых горизонтов и аккумуляция оксидов железа в
глубоких слоях почвенного профиля. Железо в виде органо-минеральных
соединений, сидерита и в других формах выносится с боковым током влаги за
пределы почвенного профиля. Поэтому дерново-подзолистые глеевые песчаные
поч&ы отличаются максимальным обезжелезнением.
В светло-бурых слабооподзоленных неоглеенных почвах (рис. 45) на
начало исследований практически вся толща профиля, не занятая мерзлотой,
имеет влажность от ППВ до О.ЗПВ, что совпадает с влажностью на момент
замерзания. Благодаря высокой влагопроводности песчаной толщи влияние
значительных объемов атмосферных осадков в мае и талых вод наиболее
отчетливо проявилось только в верхнем 40 см слое.
211

Осадки, мм ГС
□# иг ез' т< ш> еэ* т* в*
Рис. 45. Основные элементы водного режима светло-бурых оподзоленных,
подзолистых и дерново-подзолистых почв на песчаных флювиогляциальных
отложениях (Спас-Клепиковский почвенно-гидрологический стационар), 1992' г.
Влажность в % от объема и категориях.
Почва: а - светло-бурая оподзоленная псевдофибровая; б - подзолистая глубо-
кооглеенная псевдофибровая; в - подзолистая псевдофибровая глееватая; г
-дерново-подзолистая глеевая песчаные. Категории влажности: 1 - равная (или менее)
0.7ППВ: 2 - 0.7ППВ-ППВ: 3 - ППВ-О.ЗПВ: 4 - 0.3ПВ-О.7ПВ: 5- 0.7ПВ-ПВ; б - грунтовые
(или поверхностные) воды, ПВ. 7 - мерзлота. Новообразования: 8 - мощные
псевдофибры.
212

Таблица 47
Динамика мощности, глубины залегания мерзлотного слоя (см) и окислительно-
восстановительного потенциала (mV) в легких почвах Рязанской Мещеры весной
1995 г.
Почва
Светло-бурая
оподзоленная
Подзолистая
глубокооглеенная
Подзолистая
глееватая

Дерново-подзолистая глеевая
Наблюдение
Мерзлота
ОВП
Мерзлота
ОВП
Мерзлота
ОВП
Мерзлота
ОВП
Дата
! 27.03
0-23
Неопр
0-15
Не опр.
0-19
Неопр
204
0-28
Не опр.
0-18
Не опр.
0-15
Неопр
I 10.04
I 0-26
525*
590**
0-10
590
0-10
Не опр.
18.04
4-25(30)
470*
490**
2-10
530
2-9
510
24 04
10-25(30)
380*
490**
3-8
490
4-9
480
105
25-30
510*
.340**.
нет
450
нет
460 |
нет |
Не опр
Не опр.
550
480
300
270 |
Глубина замера. * - 2см; ** - 10см.
С момента окончания снеготаяния вплоть до начала июля в средней части
профиля наблюдалась влажность на уровне или выше ППВ. Тенденция
иссушения почвенного профиля в июле прерывается выпадением значительных
осадков. При этом наиболее высокие значения влажности (до 0.7 ПВ) также были
отмечены в поверхностных горизонтах и гор. B3fi. Сухая и теплая погода августа
и особенно сентября определила значительное распространение в почвенном
профиле обширной области иссушения (влажность ниже 0.7ППВ). Иссушение
оказалось настолько существенным, что большой объем октябрьских осадков
вызвал заметное изменение влажности лишь в верхних 45 см.
Подзолистые глубокооглеенные почвы близки по общим периодам
увлажнения и иссушения к светло-бурым почвам. Однако два условия, свойственные
этим почвам, вносят определенную специфику в их гидрологический режим. Во-
первых, отсутствие в профиле глубокооглеенных почв мощных сплошных
псевдофибр, и, во-вторых, присутствие грунтовых вод в почвенном профиле в
течение всего теплого периода. Влияние этих факторов приводит к тому, что
глубже 80 см особенности увлажнения определяются преимущественно
положением фунтовых вод, причем влияние на эти глубины атмосферных
осадков затушевано присутствием капиллярной каймы от зеркала фунтовых вод.
Динамика размерзания глубокооглеенных почв также имеет свои
особенности. Присутствие в профиле глубокооглеенных почв фунтовых вод в
весенний период определяет таяние мерзлоты как сверху, так и снизу. По-
видимому, поэтому размерзание этих почв заканчивается раньше, чем светло-
бурых оподзоленных. Таким образом, высокий уровень залегания грунтовых вод
и большой объем талых вод вызывают определенное переувлажнение почти
всего профиля этих почв (ППВ-О.ЗПВ) до конца июня. Лишь в начале июля после
снижения УГВ до 175 см, несмотря на осадки, влажность опускается ниже ППВ.
213

При дальнейшем снижении УГВ динамика влажности верхних гбризонтов
глубокооглеенных почв мало отличается от почв водоразделов.
Подзолистым глееватым почвам на протяжении всего периода исследований
свойственно более высокое положение зеркала грунтовых вод. Поэтому, в
частности, до второй декады апреля эти почвы обладают достаточно высокой
влажностью (выше О.ЗПВ). Повышенная влажность (0.3-0.7ПВ) в их
поверхностных горизонтах установилась до начала сентября. В последующем в
условиях сухой и теплой погоды сентября влажность этой части профиля
снижалась ниже ППВ.
Для средней части профиля глееватых почв картина распределения
влажности в течение вегетационного периода в целом сходна с глубокооглеенной
почвой. Иссушение этих почв в период сентябрьской межени оказалось несколько
выше, чем неоглеенных и глубокооглеенных. Последнее обстоятельство
объясняется, по-видимому, большей элювиированностью почвенного профиля
глееватых почв, слабой выраженностью здесь иллювиальных псевдофибровых
горизонтов и их более низкой общей водоудерживающей способностью.
Существенно отличаются по своей гидрологии дерново-подзолистые глеевые
почвы. В их профиле весной грунтовые воды почти постоянно залегают на
глубине 40-45 см. В последней декаде марта здесь отсутствует мерзлотный
горизонт. Вся эта относительно сухая толща была затем затоплена в начале
бурного весеннего снеготаяния талыми водами к середине апреля. В
дальнейшем снижение уровня грунтовых вод и начало аэрации почвенного
профиля было установлено лишь в начале августа. В течение всего
вегетационного периода грунтовые воды не опускались ниже 60 см, а влажность
поверхностных горизонтов не превышала О.ЗПВ.
Изложенные данные позволяют признать, что основным фактором,
определяющим характер увлажнения и степень гидроморфизма почв
рассмотренного ряда, является режим грунтовых вод. Однако в светло-бурых
оподзоленных, подзолистых глубокооглеенных и глееватых почвах весной в
поверхностных горизонтах длительно сохраняется мерзлота, играющая роль
водоупора. В южной тайге в течение относительно продолжительного периода (2-
4 недели) на этом водоупоре устойчиво сохраняется надмерзлотная
верховодка. В таких условиях даже при глубоком залегании грунтовых вод в
поверхностных горизонтах автоморфных и гидроморфных минеральных почв
временное переувлажнение весной обусловлено появлением надмерзлотной
верховодки. В этом случае складываются благоприятные условия для
возникновения глееобразования, которое развивается на фоне застойно-
промывного водного режима. В результате происходит вынос железа, марганца,
щелочноземельных металлов и в конечном итоге формирование кислых светлых
оподзоленных или сплошных подзолистых горизонтов. В подзолисто-глеевых
почвах в связи с отсутствием весной мерзлотных горизонтов глееобразование и
обезжелезнение связано только с пульсирующим режимом грунтовых вод,
вызывающим резкое и глубокое снижение окислительно-восстановительного
214

потенциала их поверхностных горизонтов. Следствием этого оказывается
развитие в профиле дерново-подзолистых глеевых почв особенно мощных и
четко выраженных белесых подзолистых горизонтов
Наконец, следует подчеркнуть и то, что псевдофибры оказывают двоякое
влияние на режим влажности почв. Они являются локальными водоупорами
благодаря своей низкой фильтрующей способности и одновременно
аккумуляторами влаги, поскольку их влагоемкость существенно выше
влагоемкости мелкозема вмещающего горизонта
Рассмотренные данные позволяют утверждать, что на всем пространстве
лесной зоны (т.е. от северных границ северотаежной подзоны до южных южной
тайги) в почвах на легких породах с высокими коэффициентами фильтрации и
эффективным дренажем ежегодно возникает мерзлотный горизонт, на котором
длительно удерживается верховодка При повышении температур и ее
прогревании происходит существенное падение ОВП и возникновение
анаэробных условий, приводящих к оглеению. Так возникают светло-бурые
оподзоленные или поверхностно-подзолистые почвы на песках.
Поэтому механизм возникновения подзолистых (или оподзоленных)
горизонтов в почвах на хорошо дренированных песчаных озах, камах, дюнах,
высоких террасах речных долин таежной зоны не отличается в принципе от
условий их возникновения на тяжелых породах. Различна лишь природа
водоупоров, а не их гидрологический эффект (рис. 46).
Вместе с тем в лесостепи (южные полесья) и степи на легких породах при
глубоком залегании грунтовых вод, как правило, не формируются мерзлотные
водоупоры и, как следствие, надмерзлотная верховодка. Однако здесь нет
подзолов и подзолистых почв, но абсолютно доминируют так называемые
песчаные «ржавоземы», «ржавобуры», светло-бурые и бурые, т.е
недифференцированные почвы.
Таким образом на фоне несбалансированного выноса (перераспределения)
несиликатного железа, в почвах разного состава может и не возникать
характерная холодная окраска типичных глеевых горизонтов. Но при этом
происходит «отбеливание» мелкозема, его осветление, приводящее в
определенных условиях к возникновению светлых кислых элювиальных, т.е.
подзолистых горизонтов.
Если осуществляется элювиирование тонких фракций мелкозема (т.е.
лессиваж), трансформация преимущественно первичных и в меньшей степени
вторичных минералов, в условиях кислой реакции подстилки и по крайней мере
поверхностных горизонтов, то формируются подзолистые или оподзоленные
почвы, почти или полностью лишенные типичных для субаквальных почв
морфохроматических признаков оглеения. Однако их профиль несет совершенно
отчетливые и морфологически легко узнаваемые признаки периодически
возникающих в этих почвах анаэробных условий и оглеения в виде характерных
темно-серых ортштейнов в поверхностных горизонтах, примазок - в
иллювиальных, светлой окраски элювиальных слоев профиля и др. Наиболее
215

важным, основным признаком обезжелезнения поверхностных горизонтов и их
поверхностного оглеения является наличие собственно подзолистого горизонта.
Влага снеговых поводков и Влага капиллярной Влага дождей,
дождей (верховодка) каймы (грунтовые влагоемкая
подводы) стилка
А2
В
С, G
ГП
|Т~
■\
+
л]
~Т\
h
1 'i . Ч Ч
• •*
1
2
m з
1ГП 4
и
in
IV
Рис. 46. Причины периодического избыточного увлажнения поверхностных горизонтов
подзолистых почв разного механического состава.
I - суглинистые и глинистые подзолистые почвы. Застой влаги снеговых паводков и
дождей на поверхности иллювиальных горизонтов; II - песчаные (супесчаные)
подзолистые почвы. Застой влаги снеговых паводков на поверхности мерзлотного
горизонта; III - песчаные (супесчаные) подзолистые почвы. Избыточное увлажнение
поверхностных горизонтов грунтовыми водами. IV - песчаные (супесчаные)
подзолистые почвы в районах муссоного и приморского климата. Избыточное
увлажнение связано с продолжительными осадками и длительной аккумуляцией влаги
влагоемкой подстилкой; 1 - суглинок, глина; 2 - супесь, песок; 3 - мерзлота; 4 -
органическая масса подстилки.
Теперь попытаемся систематизировать факторы, определяющие в различных
условиях застойно-промывной водный режим поверхностных горизонтов, их
периодическое оглеение и формирование светлых кислых элювиальных
(подзолистых) горизонтов. Как следует из приведенных данных, это могут быть
суглинистые и глинистые, а также мерзлотные (на песках) горизонты, на которых
задерживается верховодка. Периодическое переувлажнение может быть связано
с пульсирующим режимом грунтовых вод. Наконец, поверхностное
переувлажнение во многих странах Северной и Средней Европы с мягкой зимой и
влажным летом, по-видимому, обусловлено аккумуляцией влаги на поверхности
легких почв мощной мертвопокровной подстилкой или слабооторфованной
массой органики. Весной, осенью или во время дождливой и относительно теплой
зимы длительно насыщенная влагой масса органики играет роль губки,
удерживающей на поверхности почвы значительную массу воды. Во время
длительных дождей в верхних слоях профиля на фоне нисходящего тока влаги с
кислой реакцией среды возникает анаэробиоз, обусловленный в конечном итоге
также избыточным увлажнением. Такие условия определяются, прежде всего,
мягкой и очень влажной зимой.
216

Итак, изложенное позволяет признать существование по крайней мере
следующих четырех гидрологических профилей, объясняющих причины
избыточного увлажнения и анаэробиоза поверхностных горизонтов подзолистых
почв в условиях различных ландшафтов (рис. 46).
Приуроченность неоподзоленных почв к территориям, свободным от
переувлажнения поверхностных слоев, и напротив, оподзоленных и подзолистых
- к ареалам с явным переувлажнением, при котором, однако, еще сохраняется
застойно-промывной водный режим - явление, исключительно широко
распространенное в природе. Оно наблюдалось многими авторами. В
дополнение к ранее рассмотренным работам следует обратить внимание на те
исследования, в которых это явление изучалось вне границ таежной зоны
Аналогичные бурые почвы под пологом темнохвойного леса на поверхностях
со значительными уклонами, исключающими застой верховодок, встречаются в
Карпатах. Однако, в тех же условиях, но на плоских участках или в депрессиях,
т.е. там, где сброс гравитационной влаги ослаблен и возникают условия
застойно-промывного режима в профиле почв, формируются элювиальные
горизонты, нередко достигающие значительной мощности. По данным почвенной
карты Закарпатской области, составленной Е.Н. Рудневой (1960), наиболее
высокие территории заняты здесь горно-лесными темно-бурыми кислыми
неоподзоленными и слабооподзоленными почвами, затем, ниже по склону, -
светло-бурыми кислыми неоподзоленными и слабооподзоленными и, наконец, на
относительно выровненных территориях - бурыми оподзоленными поверхностно
оглеенными суглинистыми и глинистыми почвами. Последние сменяются бурыми
глеевыми и луговыми глеевыми почвами.
Пространственная смена почвенного покрова позволяет, таким образом,
проследить постепенные переходы от неоглеенных и неоподзоленных зональных
почв к оподзоленным, подзолистым и, наконец, к интенсивно оглеенным почвам.
Как уже отмечалось, такие почвы обычно встречаются в горных районах с
муссонным климатом и относительно теплой зимой на Карпатах, в Южном
Приморье, на Кавказе. От водоразделов к минимальным гипсометрическим
уровням они обычно образуют следующие ряды почв: 1) бурые - буро-
подзолистые - лугово-глеевые; 2) бурые - буро-подзолистые - субтропические
подзолы - болотно-подзолистые и др.
Подобные почвы широко распространены в гумидных ландшафтах Европы.
Эти ряды почв как бы подчеркивают определяющее значение избыточного
увлажнения, анаэробных условий и оглеения на фоне застойно-промывного
водного режима и кислой реакции поверхностных слоев профиля для
формирования подзолистых горизонтов.
Интересный пример пространственной эволюции бурых почв под влиянием
избыточного увлажнения на тяжелом суглинке - элюво-делювии красноцветных
девонских песчаников - описан Бриджем и Клейденом (Bridges, Clayden, 1971),
Бриджем (Bridges, 1974) в Южном Уэльсе. В этом районе с относительно теплым
и влажным климатом (среднегодовая сумма осадков 1000-1100 мм, температура
217

+10.9 °С) удалось проследить, как на одной и той же породе под влиянием
избыточного увлажнения в почвах, занимающих наиболее высокие отметки,
вначале наблюдается увеличение подвижности железа и образование на
контакте аккумулятивных и иллювиальных горизонтов бурых почв, т.е. на стыке
водоносного и водоупорного слоев, характерных скоплений аморфной гидроокиси
железа - пенов.
В английской систематике такие почвы получили весьма выразительной
название - бурозем полутороокисный (sesquioxidic brown earth). Они отличаются
от типичных бурых почв наличием характерного маломощного железистого пена
(0.5 см) в поверхностных слоях профиля.
Ниже по рельефу под влиянием более интенсивного увлажнения на
суглинистых отложениях возникает гумусово-железистый подзол (humus-iron
podsol) с мощным (15-30 см) подзолистым горизонтом. Наконец, в депрессиях
формируется торфяная глеевая почва (peaty gley soil), в которой подзолистый
горизонт отсутствует. По данным Болла (Ball, 1966), буро-подзолистые почвы на
суглинистых породах широко представлены на Британских островах.
Эти данные, а также изложенный выше экспериментальный материал и
стационарные исследования, позволяют утверждать, что подзолистые горизонты
вне анаэробных условий, вызванных избыточным увлажнением на фоне
застойно-промывного водного режима поверхностных горизонтов, не
формируются вообще. Поэтому увеличение мощности подзолистого горизонта,
наблюдаемое на начальных этапах оглеения, объясняется не тем, что в этих
условиях происходит, как часто полагают, взаимное наложение двух одинаково
направленных, но различных по своему существу процессов почвообразования, а
тем, что подзолообразование, само по себе проявляющееся только при наличии
временного избыточного увлажнения и анаэробиоза, при увеличении
продолжительности застойных явлений может получить наиболее благоприятные
условия для своего развития.
Однако как на песчаных, так и на суглинистых породах морфологические
признаки оподзоливания усиливаются адекватно степени гидроморфизма лишь
до тех пор, пока увеличение продолжительности анаэробных условий, нередко
сопровождающееся появлением морфохроматических признаков оглеения,
сочетается с усилением промывного режима поверхностных горизонтов. Если это
непременное условие нарушено и почвенный профиль оказывается в условиях
интенсивного заболачивания, то обычно формирование подзолистых горизонтов
подавлено или они отсутствуют вообще. В зависимости от конкретных условий
эти взаимосвязи между степенью выраженности подзолистых горизонтов,
гидроморфизмом профиля и гидрологическим режимом оказываются весьма
различными (рис. 47).
При изучении подзоло- и глееобразования особенно важно вновь подчеркнуть
то обстоятельство, что профиль не только явно оглеенных, но и свободных от
цветовых признаков оглеения подзолистых почв формируется в результате
218

активного несбалансированного выноса (перераспределения) железа из
мелкозема или из плазмы мелкозема.
Неогпеенныег
Глубоко-
оглеенные
оо
Слабого глееватые
Глееватые Ь
Глеевые
20 10
10 20 20 10
10 20 20 10
10 20
Рис 47 Изменение мощности горизонтов (см) А1+А2 (А1А2 - для супесчаных
глубокооглеенных почв, III) и А2 в дерново-подзолистых почвах разного механического
состава
Почвы: I - тяжелосуглинистые; II - легкосуглинистые, III - супесчаные
Подтверждением того обстоятельства, что подзолообразование является
одной из форм преобразования, когда оно возникает на кислых и нейтральных
породах на фоне застойно-промывного режима, являются результаты модельных
экспериментов (см. главу 3).
Они позволили всесторонне исследовать действие глееобразования в
«чистом» виде, не связанном с другими почвообразовательными процессами.
Установлено, что кислые почвообразующие породы (суглинистые, глинистые и
песчаные) в условиях застойно-промывного водного режима приобретают под
влиянием оглеения все те морфологические, химические и минералогические
свойства, которыми обладает твердая фаза подзолистых (оглеенных
подзолистых) горизонтов почв на аналогичных породах Если сохраняется
систематический опок почвенных растворов, т.е. если процесс глееобразования
развивается в условиях застойно-промывного режима, то практически
повсеместно на территории всех континентов и, особенно, в гумидных
ландшафтах на кислых, нейтральных или выщелоченных породах происходит
процесс активной деградации почв.
Сущность этого процесса заключается в интенсивном обезжелезнении и
обезыливании почв, выносе щелочных и щелочноземельных металлов (кальция
и магния, калия и натрия), марганца, алюминия. Как следует из изложенного, этот
процесс будет развиваться при участии грибной микрофлоры, на фоне
накопления фульвокислот, низкомолекулярных и химически активных
органических соединений, а также неорганических восстановителей.
До тех пор, пока сохраняются условия застойно-промывного режима
независимо от степени его проявления повсеместно и непременно возникают
почвы с элювиально-иллювиальной дифференциацией профиля, светлыми
219

(белесыми) кислыми элювиальными горизонтами (т.е. болотно-подзолистые и
подзолистые почвы).
К изложенному следует добавить, что этот процесс имеет глобальный
характер. Подзолистые почвы с явными признаками глееобразования в условиях
застойно-промывного режима описаны в Австралии (Prescott, 1944), в
тропических лесах бассейна р Амазонки (Клинге, 1971), в переменно-влажных
тропиках Лаоса (Шишов, Андроников и др., 1996) и во многих других регионах
Земли.
Все эти почвы являются естественным и единственные следствием
изменения кислых и нейтральных(выщелоченных) почвообразующих пород под
влиянием глееобразование в условиях застойно-промывного режима различной
интенсивности. Следует иметь в виду, что здесь подчеркивается единство
механизма трансформации твердой фазы, приводящего в конечном итоге к
возникновению почв с принципиально единым морфогенезом, морфологическим
обликом и свойствами твердой фазы.
Однако при этом несомненно, что в различных почвенно-климатических
провинциях (фациях) эти почвы могут отличаться определенными
региональными особенностями «почвенного» климата. С этой точки зрения они
могут нести черты существенного регионального различия. Кроме того, даже в
пределах одной климатической фации кислые текстурно-дифференцированные
почвы с элювиальными белесыми горизонтами могут существенно различаться
по особенностям почвенного климата в зависимости от состава и генезиса
почвообразующих пород.
Таким образом мы еще раз подчеркиваем тождество механизма образования
светлых кислых элювиальных горизонтов. Для этого необходимо и достаточно
глееобразования в условиях застойно-промывного режима на кислых или
нейтральных породах независимо от их генезиса и состава. Этот процесс
возможен повсеместно. Он может быть приурочен к любому поясу Земли, но
чаще всего проявляется, по понятным причинам, в условиях гумидных таежных,
субтропических и тропических ландшафтов.
Вся сумма изложенных данных позволяет признать, что подзолообразование
не является следствием «старта», или «пуска» этого процесса
глееобразованием. Оно не является также отражением влияния двух, трех или
большего числа макропроцессов почвообразования. Подзолообразование есть
естественная форма глееобразования, когда последнее происходит в условиях
застойно-промывного водного режима на кислых и выщелоченных породах.
Следствием его всегда являются кислые почвы со светлыми элювиальными
горизонтами, которые обладают различными морфологическими признаками
проявления этого процесса в зависимости от длительного переувлажнения.
Почвы с такими поверхностными горизонтами при кратковременном
переувлажнении могут не нести холодной (глеевой) окраски профиля. О их
оглеении в этом случае, однако, свидетельствует само наличие светлого
элювиального горизонта, а также присутствие конкреций в мелкоземе,
220

несбалансированный вынос несиликатного железа из всей его массы и из ила
или из ила кутан, а также лессиваж. При более длительном переувлажнении в
суглинистых и глинистых почвах появляется мраморовидная окраска
иллювиального горизонта, сизовато-серый цвет кутан, глееватые и глеевые
горизонты, ряд других четких и легко воспринимаемых признаков оглеения.
Не случайно поэтому на кислых породах при обеспеченном дренаже на
повышениях под пологом хвойных лесов и кислой моровой подстилкой на фоне
промывного режима (т.е., казалось бы, при наличии всех условий, необходимых
для подзолообразования) тем не менее подзолистые почвы отсутствуют. В таких
условиях формируются бурые недифференцированные почвы, на поверхности
которых в связи со значительными уклонами не могут задерживаться талые воды
твердых осадков даже в тех случаях, когда в верхних слоях почвы сохраняется
мерзлотный горизонт.
Однако на плоских участках водоразделов или в западинах на ледовых
водоупорах возникают периодический застой влаги и благоприятные условия для
глееобразования. В такой ситуации при застойно-промывном режиме на кислых
или выщелоченных породах появляются светлые кислые горизонты, в которых по
сравнению с породой происходит вынос двух- и трехвалентных металлов,
обезыливание и подкисление, распад первичных алюмосиликатов. Это и есть
подзолообразование - одно из проявлений глееобразования, а возникающие в
таких условиях почвы - его материальное отражение. Такая оценка
подзолообразования, по нашему мнению, обусловлена не только тем, что она
объективно отражает существо процесса и генезиса подзолов и подзолистых
почв, но и потому, что детерминирует ответы на многие актуальные
теоретические и прикладные вопросы. Становятся очевидными положительные
ответы на вопросы - возможно ли оподзоливание почв на современных пашнях;
является ли подзолообразование реликтовым или рецентным процессом; каким
образом и почему мощность подзолистого горизонта тесно связана со степенью
оглеения почв; что тормозит развитие почв со светлыми элювиальными
горизонтами на кислых и выщелоченных породах под пологом хвойного леса в
условиях промывного водного режима и многие другие.
В практическом отношении этот подход содержит важную прогностическую
информацию и ответы на вопросы о том, почему дренаж часто способствует
увеличению мощности подзолистого горизонта в осушенных почвах; почему
уплотнение провоцирует развитие оподзоленности почв; почему происходит
формирование «осолоделых» почв при орошении и переполиве черноземов и
каштановых почв пресными неминерализованными водами; почему необходима
организация поверхностного стока в условиях избыточного увлажнения и др.
Такой подход объясняет взаимосвязь признаков почвенного гидроморфизма с
гидрологическим режимом почв; позволяет разработать систему прикладной
диагностики почв гумидных ландшафтов; прогнозировать изменение плодородия
почв в результате применения различных способов гидромелиорации и т.д.
221

В заключение следует подчеркнуть, что предлагаемая концепция
подзолообразования заслуживает внимания не только потому, что раскрывает
механизм формирования подзолов и подзолистых почв, но и позволяет решать
многие вопросы теории и практики. Она актуальна еще и потому, что
восстанавливает преемственность современных воззрений с теми
справедливыми взглядами на генезис подзолов и подзолистых почв, которые
были сформированы ее основоположниками в самом начале становления
почвоведения как науки.
5.4. Глееобразование и формирование солодей колковых
понижений, подов и лиманов лесостепи, степи и
полупустыни
В депрессиях равнин лесостепи, степи и полупустыни, обладающих
выраженными водосборными площадями, широко распространены почвы,
морфология и свойства которых близки подзолистым почвам. Вероятно, поэтому
в работах пионеров почвоведения они первоначально из-за общности
морфологии профиля и свойств твердой фазы были названы «западинными»
подзолами. Вместе с тем от подзолов и подзолистых почв лесной зоны их
отличало относительно неглубокое залегание карбонатов, водорастворимых
солей и нередко незначительное содержание иона натрия в поглощающем
комплексе. К.К. Гедройц (1912) ввел в научную литературы термин «солодь»
(солоди - лугово-степные, луговые, болотные) и связал генезис этого типа почв с
эволюцией засоленных почв в ряду солончак-солонец-солодь.
В нашем случае солоди, несомненно, интересны в связи с рассматриваемой
проблемой глееобразования не только как особый тип гидроморфных почв
засушливых зон, но прежде всего еще и потому, что они являются конечным и
весьма информативным примером экстремальной деградации почв при их
поверхностном переувлажнении. Иными словами, солоди могут рассматриваться
как важный источник информации при прогнозе влияния орошения на почвы
засушливых территорий - лесостепи, степи и полупустыни.
Отметим и то, что солоди имеют, по-видимому, значительно более широкий
ареал, выходящий за границы этих трех зон. Они описаны также в Якутии и на
Дальнем Востоке, в Венгрии, в горах Армении и в других регионах. Вероятно, их
можно обнаружить повсеместно там, где пресные неминерализованные воды
вызывают переувлажнение поверхностных горизонтов профиля почв на фоне
относительно неглубокого залегания в той или иной мере минерализованных
грунтовых вод. Причем последнее, видимо, не является абсолютно необходимым
условием формирования солодей (Завалишин, 1936).
Солоди лесостепи, степи и полупустыни - гидроморфные почвы. Они
формируются при сравнительно неглубоком (< 5-6 м) залегания
слабоминерализованных или пресных грунтовых вод различного химического
состава - от хлоридно-сульфатных магниево-кальциево-натриевых (сумма солей
2 г/л, SAR = 2) в полупустынной зоне (Роде, 1984 и др.) до сульфатно- или
222

хлоридно-гидрокарбонатных щелочноземельных, иногда со следами нормальной
соды (плотный остаток 0.2-1.0 г/л, SAR = 0.5...1.5) (Базилевич, 1967). Рассмотрим
их свойства, особенности режима и генезиса.
Солоди - почвы с текстурно-дифференцированным профилем, светлым
поверхностным элювиальным, преимущественно слабокислым или кислым
горизонтом и характерным чередованием горизонтов в системе A1-A2fs(g)-B(g)-
C(g). Солоди всегда несут признаки современного гидроморфизма в виде
осветленного осолоделого горизонта, присутствия значительной массы
железистых и железисто-марганцевых ортштейнов, отчетливых
морфохроматических признаков оглеения. Полагают, что по своему внешнему
облику солоди близки к почвам подзолистого типа. Но сравнивая между собой их
поверхностные горизонты, многие авторы отмечают не только значительное
сходство, но и их известные отличия Они обусловлены главным образом тем,
что солоди всегда более гидроморфные образования, чем подзолистые почвы
автономных позиций ландшафта южной тайги. Известный недоучет этого
обстоятельства, возможно, оказался причиной неадекватной диагностики
подзолистых почв и солодей. К.К. Гедройцем (1912) было высказано
предположение, что солоди, в отличии от подзолистых почв, характеризуются
значительно более высоким содержанием аморфного кремнезема, извлекаемого
вытяжкой 5%-ной калийной щелочи. На этом различии был основан
предложенный Гедройцем метод аналитической диагностики и дифференциации
подзолистых почв и солодей (осолоделых почв). Однако Н.И. Базилевич (1967)
обнаружила, что повышенный выход кремнезема в 5%-ной КОН - признак,
который свидетельствует не столько об осолодении, сколько о «луговости»
(гидроморфизме) почв. Возможность гидрогенного происхождения S1O2 была
высказана В.А. Ковдой, Б.А. Зимовцом, А.Г. Амчиславской (1958) и др.
Н.И. Базилевич (1967) считает, что «накопление аморфной S1O2 не может
служить надежным признаком... процессов осолодения, но присуще вообще
почвам гидроморфного ряда» (с.83). Напрашивается вывод* при анализе
признаков сходства и различия между этими почвами, по-видимому, правильнее
сопоставлять солоди не с подзолистыми, ас болотно-подзолистыми
почвами, несущими в своем профиле отчетливые признаки оглеения. Свойства и
режимы таких почв автором были исследованы ранее (Зайдельман, 1974,1985).
По особенностям твердой фазы они практически тождественны солодям в
горизонтах выщелоченной толщи.
Наиболее примечательной особенностью солодей является наличие в их
профиле светлого осолоделого, преимущественно слабокислого, горизонта,
обогащенного кремнеземом. По поводу его происхождения существуют
различные гипотезы. К.К. Гедройц связывает появление этого горизонта с
естественной эволюцией солончака; И.В. Тюрин полагает, что накопление БЮг
обусловлено разрушением силикатов диатомовыми водорослями и накоплением
кремнезема в их телах. Однако, как считает Тюрин, этот процесс не является
223

специфическим. Он свойственен вообще всем переувлажненным, в прошлом
незасоленным почвам.
Н.И. Базилевич полагает, что важнейшим фактором формирования солодей
является непременное участие в этом процессе слабощелочных фунтовых вод. В
этой связи А.А. Роде (1984), оценивая потенциальную направленность эволюции
почв степной и полупустынной зон, подчеркивал, что в условиях поверхностного
дополнительного увлажнения формируются «зональные» выщелоченные почвы
или почвы, аналогичные более влажной биоклиматической зоны. Здесь возможно
возникновение зональных выщелоченных (или даже оподзоленных) почв с
повышенной влажностью.
Для того, чтобы оценить особенности формирования деградированных почв в
условиях недостаточного атмосферного увлажнения остановимся на
рассмотрении солодей трех важнейших климатических зон, используя данные
А.А. Роде (1984) по Северо-Западной части Прикаспийской низменности
(Джаныбекский стационар), Н.И. Базилевич (1967) по югу Западной Сибири и ТА
Евдокимовой и Т.К. Быковской (1985) по юго-западу Украины.
Выше подчеркивалось, что солоди независимо от природных условий всегда
тяготеют к западинам. Последние отличаются тем, что в них весной (нередко и
осенью) аккумулируется влага поверхностного стока, а в период межени
происходит резкое падение уровня фунтовых вод, свободная инфильтрация и
вынос продуктов взаимодействия. Существуют известные различия рельефного и
геоморфологического положения западин с осолоделыми почвами в разных
природных зонах.
Рис. 48. Почвенная карта среднего пода (масштаб 1:20000) (по данным Евдокимовой,
Быковской, 1985).
1 - чернозем южный; 2 - лугово-черноземная почва; 3 - черноземно-луговая
неосолоделая; 4 - черноземно-луговая осолоделая.
224

— 20
20LH0,it
I Плотный 2 40
ied-
•-80
1001
102ЕЗИ4
Рис 49. Схема распределения почв и солевые профили на междуречье оз. Большое Убинс
I - осоково-тростниковое болото, торфянисто-болотная слабосолончаковая почва; II -
лисохвостом солончаковым, волоснецом и др., черноземно-луговая слабосолончаковая
солодь, V - луг остепненный с мятликом луговым, овсяницей, пыреем ползучим,
с шелковицей, полынью и др., солончак луговый содовый. 1 - торф низинный; 2 - уровень
По данным А.А Роде, Е.А Яриловой и И М. Рашевской (1984) лиманные
солоди Прикаспия приурочены к неглубоким замкнутым депрессиям (2.5-3.0м) и
занимают их наиболее пониженные участки. В депрессиях формируются
темноцветные почвы в комплексе с лиманными солодями, на равнине
господствуют светло-каштановые почвы в комплексе с солонцами и солончаками.
Близкие рельефные условия свойственны и подам сухих степей Украины, днища
которых на наиболее низких гипсометрических уровнях занимают солоди или
черноземно-луговые осолоделые почвы (рис. 48).
225

20 h
« 4o^
«о
1 60
80
100
lo.oe
4<M>4
к
ч
о
20
40
во
S. 80
«в
{ио:
E
120
140
160
4^-J
5 0 5мг*мш
0,09
0,48;
тдяИ
Ожро
Вешаю «if pa
I
III
IV
III
VI
Mil
кое-Каргатская древняя ложбина стока, Барабинская низменность (Базилевич, 1967).
луг разнотравно-злаковый солончаковый с вейником наземным, пыреем ползучим, почва;
Hi - пашня, лугово-черноземная остаточносолончаковатая почва; IV - березовый колок,
вейником наземным, тысячелистником и др., солонец глубокостолбчатый; VI - луг
солончаково-солонцовый с шелковицей, солонец корковый луговой; VII - луг солончаковый
грунтовых вод, 3 - глубина вскипания; 4 - НСОу; 5 - CI*; 6 - S042*; Са2+; 8 - Мд2+; 9 - Na*.
Однако в лесостепи Западной Сибири солоди развиваются только в таких
западинах надпойменных террас, которые приурочены к выраженным
повышениям (рис. 49). Всегда в ареалах распространения солодей
гидрологические условия, особенности геоморфологии обеспечивают стабильный
пульсирующий застойно-промывной водный режим, т.е. такой, который спонтанно
без участия солей может вызвать ускоренную деградацию почв. Наличие
226

остаточного натрия или его подток с фунтовыми водами может усиливать
процесс дифференциации профиля и деградации почв, но не определять его.
Прямые наблюдения Т.В. Турсиной (1961), Е.М. Самойловой (1981) и А.А. Роде
(1984) показывают, что солодям присущ резкий подъем грунтовых вод весной и
длительное обводнение всего профиля во влажную фазу (рис. 50). Поскольку
под солодью образуется «подушка» неминерализованных вод, можно признать,
что обводнение их во влажный период связано, главным образом, с
поступлением в западины пресных поверхностных и грунтовых вод. Это
подтверждают, в частности, низкое содержание поглощенного натрия в
осолоделых горизонтах, водорастворимых солей (или их полное отсутствие) и
экстремальное обезыливание (рис. 50).
Рассматривая особенности гидрологии и генезиса почвенного комплекса
падин А.А. Роде (1984) подчеркивал, что в годы обильные талыми водами
лиманы всегда заливаются на несколько недель и даже месяцев. Ареалы
распространения солодей, приуроченные к наиболее низким отметкам дна,
■
li
1
I | з
Рис. 50. Основные элементы водного режима (влажность в объемных % и категориях)
лугово-степной солоди (Самойлова, 1981).
Категории влажности: 1 - ПВ; 2 - ПВ-НВ; 3 - НВ-ВЗ.
Застой поверхностных вод и огромная масса органического вещества сухих
растительных остатков, поступающих с поверхностными водами в западины, на
фоне быстрого нарастания температур воздуха и почвы вызывают интенсивное
развитие глееобразования. В результате возникают почвы, обладающие
характерными признаками глубокой деградации
подвержены еще более длительному переувлажнению.
1970
йдаУ
1——1 1 I 1 г
1.V 1.VI 1.VII 1.VIII 1.IX 1-Х 1.XI
29*
227

А.А. Роде приводит следующее описание основных горизонтов лиманной
солоди полупустыни;
0-8 см Осолодело-гумусовый серый, среднесуглинистый.
8-32 см Осолоделый светло-серый (почти белесый),
легкосуглинистый, много железистых ортштейнов (2-3 мм).
Иллювиально-оглиненный темно-серый с оливковым
32-80 см опенком (возможно, от оглеения).
Иллювиально-карбонатный светло-бурый, глинистый,
80-100 см трещиноватый, кристаллы кальцита, бурно вскипает.
а)
мг-экв/100г почвы
О 10 0
б)
71-
Рис. 51. Солевой профиль лиманной солоди (а), гумусовый и карбонатный профили
(6). Джаныбекский почвенно-гидрологический стационар. Прикаспийская
низменность (Роде, Ярилова, Рашевская, 1984).
1 - содержание гумуса и 2. - СОг карбонатов (% от массы сухой почвы).
Мощность осолоделой толщи может варьировать в зависимости от степени
гидроморфизма почв, их гранулометрического состава, почвообразующих пород.
Профиль солодей несет отчетливые признаки глееобразования в условиях
застойно-промывного режима. Об этом свидетельствует следующее: во-первых,
228

профиль включает достаточно мощный осолоделый горизонт; во-вторых,
осветленная часть профиля содержит массу мелких (2-3 мм) марганцево-
железистых конкреций; в-третьих, профиль подвержен закономерному
периодическому переувлажнению и инфильтрации огромных масс пресных вод
через всю толщу почв в фунтовый поток. Солоди образуются на суглинистых и
глинистых субстратах, причем в разных природных зонах содержание ила в
почвообразующей породе составляет 30-45%, а физической глины - 50-65%.
Таким образом, солоди не отличаются столь тяжелым гранулометрическим
составом, как слитоземы. Они характеризуются заметной водопроницаемостью,
а по своему минералогическому составу вторичных силикатов относятся к
иллитовой или иллит-монтмориллонитовой группе (рис. 51). Чем легче
гранулометрический состав, тем при равной степени увлажнения интенсивнее
отбелен осолоделый горизонт, тем больше его мощность. Солоди отличаются
резкой дифференциацией профиля и выраженным лессиважем, повышенным
содержанием воднопептизируемого ила (рис. 52,53).
По характеру изменения свойств твердой фазы следует признать, что солоди
формируются под влиянием тех же процессов, которые действуют в условиях
модельного эксперимента с глееобразованием в условиях застойно-промывного
водного режима пресных вод (см. стр. 52). После оттеснения
легководорастворимых солей и карбонатов глееобразование в условиях
преобладания нисходящих токов влаги вызывает обезжелезнение поверхностных
горизонтов, их осветление и подкисление, вынос тонких фракций мелкозема
(лессиваж), уменьшение содержания поглощенных кальция и магния (табл. 48).
Таким образом, по свойствам твердой фазы некогда карбонатный и засоленный
субстрат приобретает те же свойства, что и типичная болотно-подзолистая почва.
Рис. 52. Содержание коллоидной фракции в солоди (<0 25 мкм) и ее минералогический
состав (по данным термовесового анализа). Одесская обл. (Евдокимова, Быковская,
1984).
1 - аморфная фаза и минералы R2O3; 2 - монтмориллонит; 3 - гидрослюды
229

s?
s о
.5 О-
я
8
1
I
i
о
с
>»
x
2.
I?
is
о *-
CD ,s
|I
ii
0> ,sc
2 О
J,
тиц(%);
Содержание час
размер, mi
Емкость
обмена
Сумма
катионов
Обменные катионы
X
со
Z
1
СОг
карбонатов
Гумус
РН
суспензии
Глубина,
см
<0,001
<0,005
<0,01
мг-экв на 100 г. сухой почвы
% от массы
сухой почвы
солевой
водной
°l °. ^ rt. 'Ч °. * Q ^1 ОО N
N (О Ю СО (N СМ* О О О) S «D
N СО О О IO О «* N т; Ю (О
0> *- О СО "г- Q О) СО N t <Р
CO_ IO
со" in
со со
1Л *t\
to" io
CO'^rO-T-COOOOiO-r-inr^OI^'
CM* V N СО О) Г^" СГ>" СО Г»-* •*■" СО СО IO
ЮСОг-0>ОООт-0> с" |
X '
S. * 3 3 $ *. * Ч 8 f J
; О (О (О «J ?? ^ « |
X '
CN О т- *- СО CsT CM* CN (N ф |
0)mN(DCOCNC\r4CO С* |
о о* о" о" о" о о о" *-" ф |
X '
с с s я е $ s я й 1" !
X '
888888888.1!
СО (0 Ш* СО СО СО СО О) !|2 ф |
8888888828S
о о о о о о* о" о* о" со" «о*
СМ<ОСОч-<0*-СМООО>5£
COfir-COCOCOSNCOlOt
со" ▼-" •»-" о" о о о" о" о" о" о*
8 CN СО СО О) CN Ю О т- Ю 8
8ssgg$a$s£s
со" со" со" со" со" со" со" г-" со" со" со
1 1
i i
1 1
i i
1 1
i i
1 1
i i
1 II
i i
1 11
i i
1 II
i i
со" <o"
««!»• CO
o" o"
Heonp.
Heonp.
He опр.
Heonp.
0-8
8-15
15-20
20-32
32-40
40-50
50-60
I 6070
70-80
80-90
90-100
100-110
[ 110-120
230

Единственным механизмом такого изменения является переувлажнение
пресными водами и последующее глееобразование в условиях застойно-
промывного водного режима. Изложенное приводит к выводу о тождественном
характере механизма образования и трансформации твердой фазы солодей и
болотно-подзолистых почв, несмотря на столь, казалось бы, серьезные отличия
климата, химического состав фунтовых вод и пород, других факторов. Этим
обстоятельством следует, в частности, объяснять тождественность их
химических и других свойств (табл. 49).
Особый интерес представляет сравнительная оценка состава почв и
ортштейнов солоди Прикаспийской низменности, которые в принципе весьма
близки по своему химизму конкрециям болотно-подзолистых почв юга таежной
зоны. Последнее можно рассматривать как свидетельство общности факторов их
возникновения.
Переувлажнение, анаэробиоз и глееобразование в условиях застойно-
промывного режима вызывают резкое увеличение миграционной активности
двух- и трехвалентных металлов с переменной валентностью (в анаэробной
фазе, период затопления) и их сегрегацию (в сухую фазу) в ортштейны.
Аккумуляция металлов в ортштейны весьма существенна. Конкреции от массы
белесого элювиального горизонта составляют до 10% (табл. 50). В ортштейнах
лиманной солоди в 4 раза больше железа и в 5-30 раз больше марганца, чем в
вмещающих слоях почвенного мелкозема. В составе конкреций (по сравнению с
мелкоземом почвы) незначительно возрастает содержание алюминия (на 12-15%
от валового АЬОз в почве), уменьшается содержание кремнезема и
щелочноземельных металлов. На термограмме конкреций имеется большой
экзотермический пик при 260 °С, который свидетельствует о прочной связи гумуса
с гидроокисью железа.
I II III IV
15 30*5 15 30 45 15 30 45 15 30 45 %
■■,,I.,L I . I ■•■ , ,M,.i,,i ■ ' I i _'•. J - ' * ii i ■
Рис. 53. Распределение фракции водно-пептизируемого ила в ряду почв. Одесская обл.
(Евдокимова, Быковская, 1984).
I - чернозем южный; II - лугово-черноземная почва; ill - черноземно-луговая почва; IV -
солодь лугово-степная; 1 - водно-пептизируемый ил группы А; 2 - агрегированный ил
группы Б.
Отметим также и то, что илистая фракция лиманной солоди по
минералогическому составу «не обнаруживает каких-либо различий между
231

<7> Ш
f S
§
со
с:
8
О
X
Q.
<D
«=t
">^
CQ
Т
О
с:
2
со
8
а.
£
со
«8
о
О.
со
ш
VO
со
X
со
со
ш
»-
о
8s
о 5
S О
s с:
х s
2 JS
о с
ш а>
о ft
^:
»-
о
S
о
о
о
ф
О- С
кте
со
о.
со
X
ос:
со
X
JQ
ц
О)
t—
т
со
со
о
сТ
о
с;
8
S
?
>S
СО
V-
»s
U
^
2
232

8 "I
к- -о
X
CD
&
§
С!
ИЗ
>s
¥
X
со
2
НОВЛ1
'^
{-
О.
о
S
X
(О
8
X
S
а"
S
соде
S
2
CD
о>
т—
>з£
О
S
I
CD
Q.
>х
§
^
^
а:
а>
s
£
s
-О
т
X
CD
«5
£
3 °-
о
3
о
S
if
о 1
£" 8
8 Е
О О
8 см
со
О О
S 8
8 Й
О О*
3 &
«"> ?•
5.
S
S
о* о
8 S
О О
S 3
о о
со £
3 «?
S
5 3
О О
8 $
•О Q
^ КО
СО tf>
8
о> со
о о
s s
о о
ю £2
о о
S3 S.
3 S;
W со*
fc S
ю о
«
.1
^4763
233

элювиальным и иллювиально-оглиненным горизонтами и породой" (Роде,
Ярилова, Рашевская, 1984, стр. 201). Минералогический состав силикатной
фракции ила по результатам рентгендифрактометрических исследований
остается весьма стабильным. По наблюдениям автора аналогичными
особенностями обладает и ил болотно-подзолистых почв (Зайдельман, 1974).
Весьма близкие химические особенности свойственны и конкреционным
новообразованиям солодей лесостепи (табл. 51). В ортштейнах типичной солоди
Западно-Сибирской лесостепи Н.И. Базилевич также обнаружила резкое
увеличение содержание железа (в 4-5 раз) и особенно марганца (на два порядка)
по сравнению с мелкоземом вмещающего элювиального горизонта.
Таблица 51
Валовой состав1 мелкозема и новообразований (ортштейнов) элювиального
горизонта (А2) солоди лесостепи Западной Сибири (данные Базилевич, 1967).
Объект
исследования
Почва
Ортштейн
Гумус
3,16
3,60
Si02
76,64
62,10
АЬОз
14,04
10,21
F&Oa
2,7
16,7
МпО
0,03
3,01
Р2О5
0,12
Неопр.
СаО
2,00
1,38
МдО
1,72
2,53
1 Мелкозем - % на бескарбонатную, безгипсовую и прокаленную навеску;
ортштейны - % на абсолютно сухую навеску.
Подчеркивая общность свойств и режима солоди и болотно-подзолистых
почв, необходимо иметь в виду три обстоятельства: 1) общность механизма
возникновения их светлых кислых элювиальных горизонтов (как следствие
глееобразования в условиях застойно-промывного режима); 2) общность
свойств твердой фазы (цвет, кислотность, наличие железистых или железисто-
марганцевых конкреций, подвижность гумуса, близкий или тождественный состав
поглощенных катионов, обезжелезнение мелкозема или его плазмы); 3)
принципиальную общность особенностей водного режима почв,
определяющего переувлажнение поверхностного горизонта, застойно-промывной
характер обводнения, нисходящие масс- и влагоперенос.
С этих генетических позиций две рассматриваемых группы почв (болотно-
подзолистые и солоди) несомненно тождественны. Их различия носят либо
реликтовый характер, либо обусловлены разновозрастными состояниями. К первым
можно отнести несущественное повышение содержания обменного натрия,
унаследованного от солонцовой стадии формирования или обусловленного исходным
засолением почвообразующих пород или грунтовых вод. Однако этот признак не
является обязательным и может отсутствовать вообще. Вторая группа признаков
связана со степенью элювиирования карбонатов и солей. Она определяется
234

положением уровня фунтовых вод, площадью водосбора и интенсивностью
инфильтрации вод поверхностного стока.
Следует подчеркнуть, что одновременно с наличием широкого набора общих
свойств твердой фазы и генетических условий формирования, болотно-
подзолистые почвы тайги и солоди степей и полупустынь обладают разными
климатическими особенностями. Эти отличия хорошо известны. Достаточно
вспомнить, что болотно-подзолистые почвы таежной зоны формируются под
пологом темнохвойных, светлохвойных или смешанных (хвойных и лиственных)
лесов, а лиманная солодь полупустыни - под ксерофитными травянистыми
ассоциациями с участием многих типичных ксерофитов, среди которых
присутствуют пырей ползучий (Agropyrum repens L), синяга (Heleocharis Sp.),
кермек сарептский (Limonium sareptanum), типчак (Festuca sulcata Hack.) и др.
Важна единая закономерность, широко прослеживаемая в природных
условиях, в том числе и в полупустынной зоне. Аккумуляция пресных вод в
условиях застойно-промывного режима здесь также вызывает возникновение
слабокислых или кислых текстурно-дифференцированных почв, отличающихся
наличием осветленных, обогащенных кремнеземом поверхностных горизонтов.
Это явление можно обнаружить на огромных пространствах лесостепи Западной
Сибири, в степной зоне юга Украины и других территорий. Различия
определяются лишь степенью дренированности и выщелоченности почв,
интенсивностью проявления признаков гидроморфизма.
Значения рН солодей могут колебаться в широком диапазоне от близких к
нейтральным (обычно при неглубоком залегании горизонта водорастворимых
солей, на глубине 30-40 см) до слабокислых и кислых значений. Можно
предполагать, что само формирование осветленного горизонта в одной и той же
почве протекает в два этапа при разных рН и еН. Весной в фазу затопления и
опреснения слабощелочных грунтовых вод пресными поверхностными водами
рН снижается и почвообразование протекает на фоне миграции относительно
кислых растворов. Эта фаза повышенной миграционной активности металлов и
органического вещества. Летом по мере сработки пресных и подтягивания
слабощелочных грунтовых вод происходит слабая нейтрализация реакции среды
верхних горизонтов солодей. Наиболее отчетливо такой пульсирующий режим
может проявляться, вероятно, в лесостепной зоне.
На основании вышеизложенного попытаемся сформулировать принципы
образования солодей. Выше были изложены генетические концепции К. К.
Гедройца, И.В. Тюрина, Н.И. Базилевич. Отметим также, что В.Д. Кисель и Н.И.
Полупан (1962), анализируя происхождение почв подов, подчеркивали важную
роль оглеения в формировании солодей, а Н.И. Базилевич (1967), оценивая
механизм образования солодей, приходит к выводу о том, что объяснить причины
их возникновения «влиянием одного какого-либо однозначного фактора на
сегодняшний день недостаточно». Тем не менее вся сумма рассмотренных
данных приводит нас к выводу, что осолодение есть ничто иное, как одна из
форм глееобразования, когда этот процесс протекает в выщелоченных
235

горизонтах исходно карбонатных (и засоленных) пород на фоне переувлажнения
пресными поверхностными водами при застойно-промывном водном режиме
и относительно неглубоком залегании минерализованных фунтовых вод.
Поэтому осолодение, как и подзолообразование, - одна из форм
глееобразования, которая реализуется на фоне застойно-промывного водного
режима почв в особых литолого-гидрологических условиях.
Очевидно, если в результате антропогенных факторов в лесостепной,
степной или полупустынной зонах, возникает такой гидрологический режим, то он
постепенно трансформирует почвы в деградированные, со слабокислыми
светлыми кремнеземистыми горизонтами, т.е. в осолоделые почвы или солоди.
Небольшое количество натрия, возможная минерализация грунтовых вод и пород
могут ускорить или несколько затормозить этот процесс. Однако определяющим
будет всегда оставаться один фактор - переувлажнение почв пресными водами,
анаэробиоз и глееобразование на фоне застойно-промывного водного режима.
По поводу такого представления о процессе осолодения могут возразить, что
в приведенной формулировке он ранее был предложен для объяснения
подзолообразования. Вместе с тем вся сумма накопленных данных
действительно свидетельствует о том, что и осолодение и подзолообразование -
тождественные процессы трансформации твердой фазы почв. Их сущность
состоит прежде всего в обезжелезнении мелкозема (или плазмы мелкозема).
Следствием этого процесса и отмеченных особенностей водного режима
является осветление поверхностного горизонта, его подкисление и другие
деградационные явления.
Кроме изложенных аргументов, подтверждающих тождественный характер
механизма образования осветленных горизонтов в подзолистых почвах и
солодях, рассмотрим интересные сведения о фракционном состава гумуса
солодей на примере почв Западной Сибири.
Как правило, солоди обладают небольшим запасом органического вещества.
Его максимум приурочен к поверхностному аккумулятивному горизонту, мощность
которого незначительна. Он обладает весьма подвижным характером. Н.И.
Базилевич (1967) показала, что в условиях Западно-Сибирской лесостепи солодь
по всему профилю имеет резко выраженный фульватный характер (Сгк:Сфк =
0.15...0.50). В осолоделых горизонтах содержание фульвокислот составляет 40-
76% суммы общего С, а фракции 1а - 9-23%. Таким образом, в солоди, в отличие
от зональных черноземов, под влиянием пульсирующего увлажнения во всех
горизонтах сформировалось агрессивное фульватное органическое вещество. В
солодях более южных районов доля фульвокислот может оказаться меньше, чем
в лесостепи. Однако и здесь в результате длительного переувлажнения на фоне
застойно-промывного режима гумус всегда будет иметь значительно более
агрессивный характер, чем гумус зональных автоморфных почв.
Все изложенное позволяет признать, что для развития и формирования
профиля солоди вполне достаточно воздействия на минеральный субстрат
переувлажнения и последующего глееобразования на фоне застойно-
236

промывного водного режима. Солонцовая стадия и влияние натрия на
диспергацию почвенных коллоидов, по-видимому, в этих условиях не являются
обязательным фактором солодеобразования. Они могут усиливать действие
переувлажнения или не влиять на развитие почв. В этом случае можно
рассматривать только степень осолодения, выраженность признаков
солодеобразования. Для формирования профиля солоди солонцовую стадию и
воздействие натрия следует, видимо, рассматривать как возможные, но далеко
не обязательные условия.
Приведенные данные свидетельствуют о том, что солодеобразование
является одной из форм глееобразования в регионах с недостаточным
увлажнением. Несомненно, по свойствам твердой фазы солоди, как правило,
тождественны оглеенным (а не автоморфным) подзолистым почвам. Их различие
заключается в основном в том, что они находятся в сложном комплексе с
засоленными почвами и в нижних горизонтах могут содержать поглощенный
натрий и карбонаты. Поэтому исходное название солодей - «степные
западинные подзолы» - предложенное основоположниками отечественного
почвоведения, весьма точно отражает сущность их генезиса, объясняет
характерную морфологию, специфические особенности твердой фазы.
Таким образом солоди образуются, преимущественно, на почвообразующих
породах, которые в недалеком прошлом отличались неглубоким залеганием
карбонатов и водорастворимых солей. Только после выноса карбонатов и солей
на выщелоченных горизонтах складываются благоприятные условия для
возникновения процесса глееобразования.
Этот процесс реализуется в ритмичном ежегодно повторяющемся застойно-
промывном режиме. Каждую весну в западины поступают пресные
поверхностные воды, которые промывают профиль солоди и, обычно, смыкаются
с грунтовыми водами. Поступление поверхностных пресных и ультрапресных вод
происходит и в период выпадения летних ливней, а также во время выпадения
затяжных осенних дождей. В эти фазы происходит систематическое развитие
глееобразование, которое ответственно за обезжелезнение поверхностных
горизонтов, возникновение массы Mn-Fe конкреций, формирование светлых
слабокислых и кислых осолоделых горизонтов А2, наконец, за возникновение
четких морфохроматических признаков оглеения в виде сизых, голубых и синих
цветовых пятен в нижней части профиля или во всех горизонтах солодей.
В практическом отношении существенно то, что эти почвы позволяют судить о
реальном направлении вторичного почвообразования в условиях орошаемого
земледелия разных природных зон.
5.5. Роль глееобразования в формировании бурых
лессивированных почв
Вопрос о роли глееобразования в формировании бурых лессивированных
почв (Braunerde lessive, Sol brun lessive, Parabraunerde) в известной нам
литературе до последнего времени не рассматривался. Проследим возможную
237

взаимосвязь этой обширной группы почв с процессом глееобразования. В этой
связи отметим, что классификационное положение кислых почв лесной зоны с
элювиальными горизонтами определяется в настоящее время,
преимущественно, свойствами, указывающими на формирование их профиля под
влиянием лессиважа или подзолообразования.
По известным критериям Дюшофура (Duchaufour, 1951) в случае лессиважа
перемещение (вынос) ила из А2 происходит без его химического разрушения,
тогда как оподзоливание сопровождается разрушением глинистых минералов в
элювиальном горизонте. Поэтому в подзолистых почвах, согласно этой
концепции, химический состав илистой фракции повторяет состав почвенных
горизонтов, а ил лессивированных почв однороден по профилю. На основании
этого из группы кислых почв с элювиальными горизонтами и были выделены
бурые лессивированные почвы (Sol brun lessive, Braunerde lessive).
Эти критерии в таком или несколько измененном виде используется и другими
авторами. Так, СВ. Зонн (19666, 1969) предложил три основных признака для
диагностики подзолистых почв - осветление элювиальных горизонтов,
разрушение ила и вынос окислов, повышение в иле иллювиальных горизонтов
содержания железа и алюминия. Важнейший признак лессиважа - стабильность
состава ила (особенно по содержанию алюминия) по профилю. Отметим, однако,
что по вопросу о механизме обезыливания поверхностных горизонтов
подзолистых почв существовали две противоположные точки зрения. Согласно
первой (Георгиевский, 1888; Гедройц, 1933; Роде, 1937 и др.) в элювиальных
горизонтах подзолистых почв происходит распад первичных и вторичных алюмо-
и ферросиликатов, вынос продуктов распада в иллювиальные горизонты и
последующий синтез в них вторичного глинистого материала.
Параллельно и в те же годы, однако, существовала и другая точка зрения
(Амалицкий, 1885; Глинка, 1924; Соколовский, 1922; Понагайбо, 1929 и др.),
сторонники которой рассматривали обезыливание элювиальных горизонтов
главным образом или только как результат механического выноса тонких
фракций мелкозема.
Наконец, В.В. Докучаев (1888, цит. по 1953) подчеркивал, что в формировании
подзолистых горизонтов принимают участие оба процесса. Следовательно, с
самого начала развития учения о подзолообразовании признавалась
возможность обезыливания элювиальных горизонтов в результате как
механического выноса, так и распада глинистых минералов. Но этот дуализм
никогда не являлся причиной для дифференциации кислых почв с элювиально-
иллювиальным профилем, т.е. подзолистых почв, на различные в генетическом
отношении группы. И это, несомненно, верно, хотя бы потому, что иначе в поле
почвы с элювиально-иллювиальным профилем в одном и том же ландшафте
окажется невозможным определить даже на уровне типа.
В связи с изложенным особый интерес приобретают сведения о том,
действительны ли эти критерии для подзолистых почв тех районов нашей
страны, где они впервые были изучены почвоведами докучаевской школы.
238

Данные, приведенные в табл. 52, определенно свидетельствуют о том, что
подзолы рассматриваемого региона не отвечают этим критериям. Действительно,
подзолы и подзолистые почвы имеют четкий элювиальный горизонт, обедненный
илом, железом, алюминием и обогащенный кремнеземом. Однако именно такими
же свойствами обладают и бурые лессивированные почвы (sol brun lessive),
например, почвы, описанные В.М. Фридландом (1958) в Германии близ Иены.
Илистая фракция всех этих почв, расположенных в разных климатических
условиях и развитых на разных породах, обычно отличается относительно
равномерным распределением кремнезема и алюминия по профилю.
В илистой фракции наблюдается лишь вынос железа из элювиальных
горизонтов, причем это явление имеет место в иле как бурой лессивированной
почвы, так и типичного подзола. Существенно, что в иле подзолов и подзолистых
почв по профилю всегда стабильно содержание алюминия и, часто, кремнезема.
Оба эти элемента дают лишь небольшой максимум, а железо (за счет выноса
главным образом несиликатного железа, т.е. оглеения) - минимум в элювиальных
горизонтах.
Так, в илистой фракции дерново-подзолистой почвы Московской области на
кислой лессовидной глине содержание АЮз в гор. А2, В и С равно
соответственно 27.7-27.5-27.9%. Стабильно и молекулярное отношение
SQ2/AI2O3 - 3.4-3.5-3.5, а также содержание Si02 - 55.8-56.2-56.3%.
Используя значительный аналитический материал (табл. 52), мы попытались
обнаружить достоверные различия между почвами лессиве и подзолистыми
почвами России. Однако вся сумма рассмотренных данных приводит к выводу о
том, что по упомянутым трем признакам (см. стр. 238) невозможно отделить
подзолистые почвы от почв типа лессиве, поскольку в иле первых не
прослеживается заметный распад алюмосиликатов в гор. А2, не выражен и вынос
АЬОз из этого горизонта, а также накопление в иле иллювиальных горизонтов
алюминия. С другой стороны основные свойства твердой фазы дерново-
подзолистых почв и почв типа лессиве оказываются практически
тождественными. К таким общим параметрам следует отнести, во-первых,
светлую окраску гор. А2(Е) и его кислую реакцию; во-вторых, обезжелезнение
мелкозема и (или) его плазмы (т.е. оглеение); в-третьих, стабильность отношения
БЮг/АЮз и, следовательно, алюмосиликатов ила элювиального горизонта.
Таким образом, складывается парадоксальная ситуация. В соответствии с
предложенными выше критериями подзолистые почвы не могут быть отнесены к
типу подзолистых почв.
Остается добавить, что вывод о близком и тождественном характере
распределения окислов в илистой фракции подзолистых и лессивированных почв
следует не только из приведенных данных, но и из работ Кундлера (Kundler,
1959), Б.П. Градусова и Г.С. Дзядевич (1961) и др. В частности, Кундлер
установил тождественность свойств минеральной фазы бурых лессивированных
почв района Иены и дерново-подзолистых почв Московской области, а Градусов
239

и Дзядевич - однородность химического и минералогического состава ила по
профилю суглинистых подзолистых почв.
Таблица 52
Валовой химический состав некоторых подзолистых и лессивированных почв и их
илистой фракции Европейской территории России и Центральной Европы.% на
прокаленную почву.
Почва
1
Сильноподзолистая почва
на ленточной глине, Лисино,
Ленинградская обл.
Темнохвойный лес (Роде,
1939)
Дерново-подзолистая
почва на кислой
лессовидной глине, Руза,
Московская обл. Хвойно-
лиственный лес
(Зайдельман, 1974)

Дерново-сильноподзолистая почва на лессе.
Беларусь. Оршансхо-
Могилевское плато
; (Роговой. Самодуров, 1962)
Горизонт
2
Глубина,
см
3
Г1юГ
4
[аьсъ
5
рёгОэ
6
АЬОэ
7
Fe^a
в
Фракция
< 0,001мм, %
I 9
Почва в целом
А1
А2
В
С
5-10
15-20
40-45
80-90
76,1
75,5
67,2
65,6
13.6
13,4
18,3
19.0
4.4
4,6
7,3
7,3
45.3
43.4
24,4
24.4
9.4
9.6
6.3
5.9
18.1 I
20.2
49.4
43.6 |
Фракция 0,0025-0,00025 мм |
А1
А2
в
С
5-10
15-20
4045
80-90
65,5
63.8
61,1
61,2
21,8
22,1
21,7
21,8
6,1
6.5
8.9
7.6
30,6
26.6
18.3
21.3
51,
4.9
4.8
4.8
«
Почва в целом |
А1
А2
в
С
6-16
20-28
50-60
110-120
81,4
82,0
75,5
73.3
11,6
10,5
14,6
16.6
2,6
2.0
4,2
4.7
85
114
49
41
11,9
13.7
8,8
7.5
14,0 I
12,1
29,8
29.8 |
Фракциж 0,001 мм |
А1
А2
в
С
6-16
20-28
50-60
110-120
55,1
55,8
56,2
56,3
30,6
27,7
27,5
27.9
9,2
10.8
11,4
10,9
16.7
13.7
13.2
13.7
3.2
3.4
3.5
3.5 |
-
Фракциж 0,001 мм |
А1
А2
в
С
и
54.4
48.4 |
49,2
48.0
21.9
23,3
22,0
18,9
8.9
8.6
102
10.8
13.6
15.0
12.0
11.7
3.5
15,0
12.0
11.7
2.8 I
3.4
18.7
6.8
240

Таблица 52 (Окончание)
1
Бурая оподзоленная
почва на суглинистом
лессе (Sol lessive).
Таутенбергский лес
близ Иены. Германия
(Фридланд, 1958)
2
3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9
Почва в целом
1-4
6-16
3040
85-95
120-130
79,3
80,0
74,1
73.8
73.0
9.7
! 10,1
13,3
11,7
11,9
I 2,4
3,1
5,4
6,5
5,7
69,6
66,7
36,3
30,0
34,0
13,8
i 13,5
9,5
11,4
10,6
5,9
8,8
25,7
22,0
20,0
Фракция < 0,001 мм
1-4
6-16
3040
85-95
120-130
61,8
56,8
54,0
54,8
57,0
22,2
26.9
25,7
25,4
23,1
10,7
10.5
13,0
12.8
13,1
15,4
14,3
11,3
11,4
11,6
4,7
3,6
3.6
3,7
4,4
-
Ранее было показано, что наиболее активное реликтовое и современное
почвообразование в тяжелых подзолистых почвах происходит по поверхности
трещин, корневых ходов и других каналов Поэтому особый интерес
представляли сведения, отражающие химический и минералогический состав ила
«корочек» (кутан), покрывающих поверхность структурных отдельностей
иллювиальных горизонтов. Казалось бы, интенсивная оподзоленность трещин,
столь свойственная подзолистым и подзолистым оглеенным почвам, именно
здесь должна быть связана с интенсивным распадом вторичных глинистых
минералов, резким уменьшением содержания алюминия и силикатного железа в
иле кутан. Однако для почв Рузского стационара (см. стр. 176) было установлено,
что их химический состав в различных горизонтах профиля отличается
несомненным постоянством и весьма стабильным минералогическим составом.
Выносу подвержено, главным образом, гидроокисное, несиликатное железо,
причем этот процесс прогрессирует с нарастанием степени оглеения.
Абсолютное содержание алюминия и силикатного железа в иле материнской
породы, в иле почвы, в иле иллювиальных горизонтов и в иле кутан (корочек)
иллювиальных горизонтов (после удаления из почвы всех ортштейнов крупнее
0.01 мм) оказалось весьма близким по всему профилю. Все это хорошо
совпадает с представлением о высокой устойчивости монтмориллонита и
особенно каолинита гляциальных и постгляциальных материнских пород в
современных термодинамических условиях.
Изложенное позволяет признать, что вообще в принципе неверно само
деление кислых почв со светлыми элювиальными горизонтами и
дифференцированным профилем (т.е. подзолистых почв) на разные группы по
наличию в одних явлений распада алюмосиликатов в иллювиальных горизонтах
до окислов, а в других - по механическому обезыливанию поверхностных
горизонтов.
241

В связи с оценкой возможного влияния лессиважа на подзолообразование
напомним точку зрения К.Д. Глинки (1932) о том, что: «подзолистый процесс в
своей основе есть ни что иное, как вынос из поверхностного горизонта подвижных
золей гумуса,... а под его защитой и тонких минеральных суспензий и отложение
таковых суспензий в горизонте В ... мы еще раз должны подчеркнуть, что ...
существенную роль в подзолообразовании играют процессы вымывания и
вмывания коллоидов, а кислотное разложение лишь слабый сопутствующий
процесс» (с. 363, 364).
Вместе с тем, изложенное не исключает вероятности распада
алюмосиликатов в элювиальных горизонтах рассматриваемых почв. Но это
прежде всего относится к таким относительно нестойким первичным минералам
как пироксены, роговые обманки, хлориты, биотит и др. Их распад протекает тем
интенсивнее, чем продолжительнее переувлажнение почв (Дзядевич, 1969,1972).
Поскольку, однако, количество нестабильных алюмосиликатов в почвах и в иле
пород невелико, а минералогический анализ глинных минералов имеет
преимущественно качественный характер (Горбунов, 1969), обнаружить распад
алюмосиликатов путем сопоставления валового химического состава почвы и ила
или иным способом обычно не удается.
Речь идет, таким образом, не о том, формируются ли подзолистые почвы под
влиянием только лессиважа или только распада минералов, ибо, по нашему
мнению, как те, так и другие процессы имеют место в подзолистых почвах. По-
видимому, такое одностороннее решение вообще не может быть определяющим
в классификации этих почв.
Безусловно, признавая вслед за Докучаевым, Глинкой и другими
возможность участия лессиважа в формировании элювиальных горизонтов
подзолистых почв, мы не исключаем и вероятность разрушения в них
алюмосиликатов. Однако при этом следует подчеркнуть возможность разрушения
преимущественно первичных нестабильных алюмосиликатов и, в меньшей мере,
вторичных глинистых минералов.
Рассмотренные данные позволяют признать, что обширная группа
лессивированных почв, выделяемая на территории Европейского континента (в
частности Braunerde lessive, Sol brun lessive, Sol lessive), и дерново-подзолистые
почвы Русской равнины, образованные, преимущественно, на кислых,
нейтральных и выщелоченных породах, тождественны по свойствам твердой
фазы. Как те, так и другие почвы образованы при активном влиянии лессиважа.
Признаки этого процесса достаточно достоверно просматриваются в этих двух
группах почв. Однако необходимо подчеркнуть, что лессиваж, каким бы он ни был
активным сам по себе, не может стать причиной осветления поверхностного
горизонта прежде всего потому, что механический вынос тонких фракций
мелкозема не освобождает отдельные минеральные зерна почвенной массы от
коричневатой, красно-коричневатой, темно-палевой окраски гидроокисных кутан,
покрывающих их поверхности. Для осветления горизонта необходим не только
лессиваж, но и, прежде всего, растворение и вынос несиликатных кутан
242

минеральных зерен, т.е. оглеение. Только после такой отмывки может возникнуть
светлая (белесая) окраска горизонтов, обогащенных кремнеземом. В природе,
однако, пока известен только один механизм освобождения минеральных зерен
породы от гидроокисных железистых кутан - оглеение. Этот механизм и
определяет возникновение светлых кислых элювиальных горизонтов как в
собственно дерново-подзолистых, так и в бурых лессивированных почвах.
5.6. Глееобразование и псевдооглеение. Связь
преобразования с генезисом почв типа псевдоглей и псевдоподзол
Преимущественно за рубежом и, реже, в России при оценке
переувлажненных почв исходят из необходимости их дифференциации на две
группы. Выделяют, во-первых, легкие собственно глеевые почвы, возникающие в
условиях переувлажнения фунтовыми водами и, во-вторых, псевдооглеенные
почвы, преимущественно тяжелого состава в условиях избыточного увлажнения
поверхностными водами. К этой второй группе следует причислить и так
называемые псевдоподзолы. Естественна постановка вопроса о
целесообразности и обоснованности такого деления.
История развития взглядов на глееобразование и псевдооглеение уходит в
далекое прошлое почвоведения и классификации почв в России и Германии. Н.Г.
Высоцкий (1905) первый подробно изучил общие закономерности процесса
глееобразования. Объектами его исследований были почвы, сформированные в
условиях грунтового переувлажнения. Вместе с тем, несколько раньше Н.М.
Сибирцев обратил внимание на обширную группу почв, заболоченных
поверхностными водами. В те годы они еще не имели четкого
классификационного определения и были обозначены народными терминами,
принятыми в крестьянской практике земледелия - «захлести», «синие глины»,
«иловки». Несколько позже Групе (Grupe, 1909), а затем Фогель (Vogel von
Falkenstein, 1914) обратили внимание на специфические гидроморфные лесные
почвы Германии, избыточно увлажненные поверхностными водами. Они
получили название молькенпочвы (Molkenboden) и характеризовались, по
Фогелю, двучленным строением почвенного профиля - рыхлым и несколько
осветленным верхним и буровато-сизым плотным нижним горизонтами,
чередованием процессов избыточного увлажнения и полного высыхания. Фогель
считал молькенпочвы самостоятельным типом, отличным от подзолистого, и
объяснял осветленный цвет верхнего горизонта восстановлением железа
водами, содержащими растворенные гумусовые вещества. Этот автор пришел к
выводу, что в молькенпочвах отсутствует вынос полуторных окислов, щелочных и
щелочноземельных металлов.
Групе, в отличие от Фогеля, полагал, что в процессе формирования
молькенпочв происходит их обеднение полуторными окислами. Наконец, Линстов
(Linstov, 1922) указывал, что в молькенпочвах по сравнению с породой остается
неизменным содержание глинозема и щелочных металлов, тогда как железо,
кальций и магний подвержены выносу.
243

Эти ранние работы представляют несомненный интерес, поскольку в них, в
отличие от многих последующих, описания почв, избыточно увлажненных
поверхностными водами и выделяемых в настоящее время как псевдоглей,
сопровождаются аналитической характеристикой. Кроме того, здесь сделано
сопоставление полученных результатов со свойствами типичных подзолистых
почв. Данные этих авторов позволяют предполагать, что под наименованием
Molkenboden имелся в виду ряд почв с различной степенью оглеения, чем
объясняется некоторое расхождение результатов анализов и различное
поведение отдельных элементов в почвах, исследованных Групе и Линстовом.
Внимание к почвам, заболоченным поверхностными водами, не ослабевало
и в дальнейшем. Они были подробно описаны Штремме (цит. по Muckenhausen,
1950), объединившим их с почвами фунтового заболачивания под
наименованием минеральные сырые почвы (mineralische Nassboden). Позднее
Краус (Krauss, 1928; Krauss, Hartel, Muller, Schautz, 1939) выделил почвы,
формирующиеся под влиянием грунтовых вод, в тип собственно глеевых,
дифферецировав последний на группы по химическому составу и положению
грунтовых вод относительно дневной поверхности. Он считал, что поверхностно
оглеенные почвы принципиально отличаются от почв грунтового заболачивания и
заслуживают выделения в самостоятельный тип в связи с резкими отличиями
водного режима.
Краус подразделил поверхностно оглеенные - глееподобные почвы (gleyartige
Boden) - на две группы: четко выраженные глееподобные (ausgepragte Gleyartige)
и глееподобные в начальной стадии (beginnend gleyartige Boden), с относительно
более благоприятным водным режимом (синоним последних - мраморовидные
почвы ,marmorierte Boden, описанные Laatsch, 1938). Краус был одним из первых,
кто обратил внимание на необходимость изучения водного режима этих почв и
уделил большое внимание их диагностике по морфологическим признакам. Идеи
Крауса в дальнейшем получили развитие в работах ряда почвоведов Германии
(Muckenhausen, 1950, 1956, 1959, 1963; Zakosek, 1952; Arens, Kramer, Langner,
1958).
За рубежом, особенно в странах Европы, где значение поверхностно
оглеенных почв в сельскохозяйственном производстве особенно велико,
длительно удерживалась терминология и систематические построения Крауса.
Его наименование - глееподобные почвы - до 1953 г. широко использовалось
многими авторами. Однако позднее для обозначения минеральных поверхностно
оглеенных почв (в отличии от почв грунтового увлажнения - глей, Gley) был
принят предложенный Кубиеной (Kubiena, 1953) термин псевдоглей (Pseudogley),
по существу синоним термина Крауса - глееподобные почвы, gleyartige Boden.
Последний получил значительное распространение в современной зарубежной
литературе. Свойства почв этого типа наиболее подробно были описаны
Мюкенхаузеном (Muckenhausen, 1963).
Мюкенхаузен (Muckenhausen, 1950) указывал, что такие почвы широко
распространены. Они формируются в результате застоя влаги осадков на
244

породах тяжелого гранулометрического состава или на легких почвах,
подстилаемых тяжелыми породами, и в других случаях. Одна из наиболее
характерных особенностей псевдоглея (Muckenhausen, 1958) заключается в
контрастности водного режима, сухая и сырая фазы которого сменяются в
соответствии со степенью оглеения. По Мюкенхаузену, следующие три градации
в известной мере отражают степень гидроморфности почв: 1 - сухая фаза
короткая - сырая длительная; 2 - сырая фаза короткая - сухая длительная; 3 -
сырая и сухая фазы одинаковые. Очевиден, однако, сугубо качественный
характер такой оценки водного режима рассматриваемых почв.
Это последнее обстоятельство было уточнено Закозеком (Zakosek, 1952). Он
установил, что морфологические признаки оглеения слабо проявляются в почвах,
сформированных на основных породах - элювии базальтов и красноцветных
сланцев.
В России синонимом термина «псевдоглей» явилась новая дефиниция -
псевдоподзол, введенная в научную литературу И.П. Герасимовым (1960) и СВ.
Зонном (1966). Псевдоподзолистые почвы, по Герасимову, «по своим внешним
признакам ... очень похожи на настоящие подзолистые почвы, но сильно
отличаются от них по характеру генетических процессов. В понятие
псевдоподзолизации ... должны входить не только ... процесс лессиважа, или
иллимеризации, но и тот комплекс явлений, который часто называется
псевдоглей (поверхностное оглеение)» (с. 59).
Таким образом, псевдоподзолистые почвы, будучи морфологически похожи
на настоящие подзолы (точнее - на оглеенные подзолы), отличаются от них
лессиважем и поверхностным оглеением. Однако выше было показано, что
признаки лессиважа, предложенные Дюшафуром (1951), свойственны
подзолистым почвам таежной зоны России, а поверхностное оглеение характерно для
широко распространенных в этой зоне тяжелых подзолистых почв.
С другой стороны, Мюкенхаузен (Muckenhausen, 1963) указывает, что
поверхностное оглеение и лессиваж присущи почвам типа псевдоглей, а М.И.
Герасимова и Е.М. Ноздрунова (1969) приходят к выводу, что псевдоподзолы и
псевдоглеи тождественны по своим свойствам.
Итак, псевдоподзол диагностируют по лессиважу и комплексу явлений,
свойственных почвам типа псевдоглей. Что же в таком случае псевдоглей? Как
было показано выше, по определению Мюкенхаузена, псевдоглей - это почва,
которая формируются на тяжелых породах или при подстилании легкого наноса
тяжелым, с профилем, дифференцированным на водоносную и водоупорную
зоны. Псевдоглей характеризуется: 1. осветленным кислым элювиальным
горизонтом; 2. сегрегацией железа; 3. мраморовидной окраской иллювиального
горизонта; 4. лессиважем.
Однако ранее (см. гл. 4) мы обнаружили, что оглеенным тяжелым
подзолистым почвам свойственна и сегрегация железа, и мраморовидная окраска
горизонта В, и двучленный характер почвенного профиля, и лессиваж. В этой
связи возникает вопрос, в чем все же принципиальное отличие
245

псевдоподзолистых, псевдоглеевых почв от оглеенных поверхностно
заболоченных подзолистых почв, если все перечисленные признаки у этих почв
тождественны? Этот вопрос заслуживает хотя бы краткого рассмотрения.
Зонн (1971) и ряд других исследователей отвечают на этот вопрос так.
Выделение псевдоподзолистых почв необходимо потому, что на тяжелых почвах
«высокое содержание глины ... препятствует» (с. 118) проявлению подзолистого
процесса. Автор пишет, что именно по этой причине Сибирцев и «выделял
особые почвы без признаков подзолообразования, но с наличием поверхностного
оглеения, а назвал их иловками», а псевдоглеи «выделены Мюкенхаузеном с
учетом высказывания Сибирцева» (с. 116), т.е. иначе - псевдоглеи не
тождественны оглеенным подзолистым почвам.
Эта интерпретация данных, однако, не отражает взгляды Сибирцева и не
соответствует концепции Мюкенхаузена. В действительности Сибирцев (1898, с.
30) определенно указывал, «что подзолами называют в России не только
песчаные, но и более вязкие, суглинистые и глинистые почвы, раз они резко
затронуты ... процессами выщелачивания». Сибирцев никогда не считал, что
иловки - тяжелые почвы без признаков подзолообразования. Н.М. Сибирцев
(1914) относил к иловкам почвы разного состава, в том числе и легкого. Он писал:
«песчаные и супесчаные или суглинистые подзолы или иловки часто отмечены
на пашне сизоватым опенком верхнего горизонта» (с. 389). Он следующим
образом представлял их генезис: «Ввиду того, что подзолистые почвы нередко
залегают по местам с застойной влагою («нажимные места»), их мелкозем (т.е.
мелкозем подзолистой почвы - Ф.З.) может обращаться в плывунную вязкую
массу... Получаются иловки, иловатые и «глееватые» почвы» (с. 388-389).
Синонимом иловки, таким образом, по Сибирцеву, является глееватая
подзолистая почва.
Наконец, Мюкенхаузен не противопоставлял псевдоглей оглеенным
подзолистым и дерново-подзолистым почвам. Напротив, Мюкенхаузен
((Muckenhausen, 1963) достаточно строго пояснил, каким почвам тождествен
псевдоглей в СССР. Он писал в этой связи «...Лаатш назвал эти почвы
(псевдоглей - Ф.З.) - мраморовидными... Профиль характерно пятнистый
наблюдали еще и до этого. Так, Сибирцев говорит о глееобразном подзоле, по-
русски - иловка... На севере Советского Союза псевдоглеи помещаются между
подзолами, тогда как в центре этой страны псевдоглей связан с дерново-
подзолистыми почвами... Таким образом... особенности этой почвы известны уже
давно» (с. 22-23). Казалось бы, это определение Мюкенхаузена достаточно ясно.
Можно соглашаться или не соглашаться с целесообразностью использования
термина псевдоглей. Но необходимо иметь в виду, что его синонимом, по
Мюкенхаузену, являются оглеенные подзолы или оглеенные дерново-
подзолистые почвы.
В заключение этого раздела несколько дополнительных замечаний к вопросу
о возможности реального существования почв типа псевдоподзол.
246

Как следует из рассмотренных выше данных, поверхностное избыточное
увлажнение и оглеение, относительно однородный состав ила, железисто-
марганцовистые новообразования, двучленный характер профиля и его
мраморовидная окраска, то есть все те признаки, которые считают
обязательными для псевдоглеев ((Muckenhausen, 1963) или псевдоподзолов, в
равной мере свойственны и оглеенным подзолам на суглинистых и глинистых или
на двучленных породах.
Противопоставление лессиважа оподзоливанию не согласуется с
наблюдаемыми в природе фактами. Точно так же не оправдано
противопоставление оглеенных подзолистых почв почвам типа псевдоглей или
псевдоподзолам. Очевидна искусственность такого подхода при классификации
автоморфных и гидроморфных почв. Следует признать, что подзолистые
(подзолистые гидроморфные) почвы тех районов России, где они впервые были
описаны Докучаевым, несут те же важнейшие признаки, что и почвы с
элювиально-иллювиальным профилем и кислой реакцией гор. А2 других
гумидных районов земного шара (табл. 53).
Таблица 53
Валовой химический состав (%) дерново-подзолистых глееватых почв на
лессовидной глине. Рузский почвенно-гидрологический стационар. Московская
область. Смешанный лес.
Горизонт
А1
A2fs,g
Bg"
Gmr
Глубина,
см
5-8
20-28
60-70
150-160
Почва
ЭЮг
74,8
78,8
71,7
72.3
АЬОз
18.5
18,8
17,7
16,9
ТвгОз
4,4
2,9
4.9
5,0
SlQ2
АЬОз
6,9
10,1
7,0
7,3
46
76
39
39
Ил
SiCb
52,9
57.9
56,8
56,2
АЬОз
28,5
27.9
28.5
27.2
FeaOa
6,3
8,3
9,5
10,3
SQ2
АЬОз
25,4
18,5
16,1
14,5
34,5
19,5
16,1
14,5
Фракция
< 0,001 мм
%
34,5
19,5
40,7
34,4
Изложенное позволяет признать наличие одной весьма существенной
методологической ошибки в общей концепции псевдоподзолообразования.
При выработке объективных критериев, позволяющих отделить
псевдоподзолистые почвы от подзолистых, необходимо сопоставлять
псевдоподзолистые почвы не с автоморфными подзолистыми почвами, а
псевдоподзолистые почвы с поверхностнооглеенными (гидроморфными)
подзолистыми. В этом случае была бы установлена идентичность свойств
рассматриваемых почв. Однако такой единственно целесообразный и возможный
путь не был использован. В результате в современной литературе параллельно
сосуществуют псевдоподзолистые и поверхностно оглеенные подзолистые
почвы, генетически различные, по мнению ряда авторов, но по существу
тождественные по свойствам и режиму.
24^

Таким образом вся сумма рассмотренных данных позволяют сделать вывод о
том, что тяжелые подзолистые оглеенные почвы лесной зоны Европейской части
России имеют все те признаки, которые считаются обязательными для
псевдоглеев и псевдоподзолистых почв.
Заканчивая анализ общих представлений, положенных в основу концепции
псевдооподзоливания, необходимо еще раз остановиться на господствующих
представлениях о механизме возникновения этих почв.
Полагают, что лессиваж в процессе эндогенной эволюции является причиной
переуплотнения элювиальных горизонтов, падения их водопроницаемости,
появления верховодки в поверхностных слоях, их оглеения, осветления и
формирования псевдоподзолистых почв, которые затем, в силу весьма неясных
причин, могут трансформироваться в неоглеенные подзолистые. Чем
интенсивнее лессиваж, тем быстрее и тем сильнее проявляется оглеение.
Однако, как показано в разделе 5.2., с нарастанием оглеения кольматаж
иллювиальных горизонтов не усиливается а, напротив, быстро угасает.
Таким образом усиление поверхностного оглеения сопровождается не
интенсификацией, а, напротив, ослаблением лессиважа, причем
водопроницаемость гор. В оглеенных почв остается равной или большей, чем в
неоглеенных почвах сопоставимого гранулометрического состава.
Следует обратить внимание и еще на один аспект затронутой проблемы,
который не позволяет согласиться с упомянутой концепцией эндогенной
эволюции почв. Предполагают, что эволюция ряда почв: бурые лессивированные
-► бурые псевдоподзолистые -> псевдоподзолистые - определяется
прогрессивно нарастающим лессиважем и кольматацией горизонтов В. В результате на
небольшой глубине от поверхности формируется мощный водоупор, который
удерживает верховодку. Такие бурые псевдоподзолистые и псевдоподзолистые
(псевдоглеевые) почвы, псевдоподзолы (псевдоглеи) являются конечными
составляющими этого ряда и должны пройти в своем развитии через стадии
бурых, бурых лессивированных почв и лишь затем - приобрести признаки
оглеения. Иными словами, в рассматриваемом эволюционном ряду
псевдоподзолистые (псевдоглеевые) почвы - наиболее древние. В этом случае
они, очевидно, должны занимать и наиболее древние участки поверхности,
сформированные после отступления ледника в раннем голоцене.
Все это, однако, серьезно противоречит действительной картине. Во-первых,
наиболее четко горизонт В выражен в почвах, не несущих отчетливых
морфохроматических признаков оглеения. Во-вторых, появление этих признаков
в пространственных рядах почв, отличающихся разной степенью оглеения,
всегда начинается не над иллювиальными горизонтами (В), а в глубоких слоях
почвенного профиля, главным образом, по вертикальным трещинам. Выше было
показано, что это явление обусловлено миграцией и застоем гравитационный
влаги в трещинах.
Наконец, в-третьих, следует обратить внимание на то, что бурые, наиболее
молодые почвы (если следовать рассматриваемой схеме) всегда занимают
248

наиболее повышенные, хорошо дренированные и, как правило, наиболее
древние позиции ландшафта. С другой стороны, бурые оглеенные и
оподзоленные или бурые псевдоподзолистые (псевдоглеевые) почвы,
псевдоподзолы (псевдоглеи) приурочены к наиболее молодым участкам суши.
Например, на территории Эстонии на наиболее повышенных участках в зоне
конечных карбонатных морен или на друмлинах, т.е. на участках, наиболее рано
освободившихся от затопления водами тающего ледника, часто встречаются
бурые почвы. Вместе с тем на относительно плоских равнинах, в тальвегах и
депрессиях, сравнительно недавно затопленных ледниковыми и морскими
водами, широко представлены различные варианты оподзоленных, оглеенных и
глеевых почв.
Все это позволяет признать, что лессиваж не является движущим фактором
эндогенной эволюции почв, что определяющим условием развития почв-и их
современных свойств является рецентный гидрологический режим и, наконец,
что рассмотренная выше концепция стадийного развития почв в том виде, как она
трактуется сторонниками псевдооподзоливания, противоречит фактам.
Поверхностное оглеение возникает, таким образом, не как следствие
лессиважа, так как последний в максимальной степени проявляется в
слабооглеенных почвах, а прежде всего как результат специфических
гидрологических условий.
В заключение необходимо вкратце остановиться на географическом аспекте
рассматриваемой проблемы. Полагают, что ареалы лессивированных и
псевдооподзоленных почв Центральной Европы не ограничиваются
государственной границей России и простираются на восток от нее. Но вполне
правомочно предположение, что и подзолистые почвы на моренных, покровных,
ленточных и иных суглинках и глинах, описанные впервые В. В. Докучаевым
(1879) в центре России, также могут распространятся за пределы ее границ на
запад, в гумидные районы земного шара, в Польшу, Германию, Скандинавию,
Англию, Канаду и др. На это в свое время указывали Н.М. Сибирцев (1898,1914),
Б.Б. Полынов (1936) и др.
Таким образом, отрицание лессиважа как частного процесса в
глееобразовании приводит к необходимости противопоставления подзолистых
почв лессивированным с элювиальными горизонтами и псевдоподзолистым. По
нашему мнению, однако, идентичные в основных чертах генезиса кислые почвы с
элювиальными горизонтами и дифференцированным профилем (независимо от
того, под какой номенклатурой они выступают - лессивированные или дерново-
подзолистые, поверхностно оглеенные, подзолистые или псевдоподзолистые)
обладают близкими или тождественными свойствами, соответственно в
автоморфных и гидроморфных линиях.
Следует отметить и еще оно важное, на наш взгляд, обстоятельство В
Европе тяжелые кислые почвы с элювиально-иллювиальным профилем были названы
псевдоглеевыми. Мюкенхаузен уточнил, что в СССР эквивалентом этого понятия
являются оглеенные подзолистые почвы. При выработки общей терминологии,
249

например, для территории Европы, в связи с изложенным было бы понятно
широкое использование традиционной отечественной номенклатуры как в России,
так и за рубежом, что до недавнего времени и имело место. С другой стороны,
можно было бы понять попытку использования западноевропейской
терминологии для обозначения эквивалентных почв в пределах нашей страны
(например, при составлении общих обзоров почвенного покрова и в иных случаях). Но
совершенно не ясен смысл использования еще одного, третьего термина -
псевдоподзол, псевдоподзолистая почва, как некоторого в чем-то неполного
эквивалента псевдоглея и как безусловного антипода подзолистых оглеенных почв.
Вероятно, причина этого искусственного осложнения возникла еще и потому,
что остался незамечены тот факт, что оглеенные подзолистые почвы
Европейской части России, так же как и псевдоглеи Средней и Западной Европы,
часто обладают стабильным химическим составом ила. Как следует из
изложенного, они формируются при участии лессиважа, им свойственна
мраморовидная окраска горизонта В, сегрегация железа, поверхностное
переувлажнение, сухая и сырая фазы, синеватая или палевая окраска
элювиального горизонта, т.е. вся та сумма признаков, которая считается
обязательной для псевдоглеевых или псевдоподзолистых почв.
Оправдано возражение, что оглеенные почвы со светлыми кислыми
элювиальными горизонтами в центре России, на Северо-Западе, в Прибалтике, в
Польше, в Германии не могут быть абсолютно идентичны. С этим безусловно
следует согласиться. Однако, необходимо подчеркнуть и то, что их различия
заключаются не в причинах возникновения элювиального горизонта и
дифференциации почвенного профиля, не в их режиме и свойствах твердой
фазы, так как они в своих главнейших, принципиальных чертах тождественны, а в
том, что эти почвы, представляющие единую в генетическом отношении группу, в
различных фациальных условиях отличаются разной степенью выраженности
этих свойств и разными экологическими особенностями, определяемыми
главным образом климатическими факторами.
Поэтому рассматриваемые почвы с элювиальными горизонтами следовало
бы дифференцировать только по их провинциальным (фациальным)
особенностям, как это принято в настоящее время, например, для черноземов.
В этой связи следует напомнить достаточно объективную точку зрения В.А.
Ковды (1934), который справедливо считал, что подзолообразование «может
наступить в любом термическом поясе» (с.З), а «представление об единой
подзолистой зоне в холодном поясе целесообразнее заменить ...
представлением о почвах различных термических поясов» (с.28).
Отметим в этой связи, что в последние годы представление о
подзолообразовании как одной из форм глееобразования прозвучало в работах
А.И. Перельмана (1974), В.Д. Васильевской и Ю.Н. Гостеева (1980), М.З. Авада
(1981) и других авторов.
В лесной зоне России почвы с элювиальными горизонтами и
дифференцированным профилем распространены на огромных территориях и здесь
250

оправдано их выделение как господствующего зонального типа В других гумид-
ных районах, например, в зонах бурых, желтоземных или красноземных почв,
оподзоливание сопутствует иным зональным процессам почвообразования, и его
возникновение определяется «местным почвенным климатом», обусловленным
главным образом поверхностным переувлажнением. В таких условиях можно
предполагать появление оподзоленных вариантов этих почв или локальных
вариантов подзолов (например, субтропических подзолов черноморского побережья;
тропических подзолов на песках и на ферралитных корах выветривания;
«рисовых» подзолов, генезис которых обусловлен антропогенной деятельностью,
направленной на систематическое переувлажнение почв в период затопления
культуры риса). Все эти почвы несут отчетливые следы гидроморфизма в виде
морфохроматического оглеения, скопления марганцево-железистых
новообразований и других признаков
5.7. Глееобразование и слитогенез
В настоящее время большинство авторов свидетельствуют о том, что
переувлажнение почв и их оглеение является определяющим условием
возникновения слитых почв, преимущественно, на смектитовых породах По
Корнблюму Э А. и Козловскому Ф И. (1965) слитые почвы
1) встречаются преимущественно на тяжелых монтмориллонитовых породах
(хотя известны и черные слитые почвы на иллитовых и каолинитовых породах),
2) обладают темной или черной окраской иллювиальных горизонтов,
3) обладают четкими признаками рецентного гидроморфизма в виде холодной
окраски оглеения, скопления аморфной гидроокиси железа в порах и
значительной массы железо-марганцевых конкреционных новообразований
Напомним, что наличие их, по Брюеру (Brewer, 1964), несомненно указывает на
активно идущий в почве процесс глееобразования;
4) глинистая масса слитых почв в значительной мере освобождена от
несиликатных соединений: легкорастворимых солей, карбонатов, соединений
свободного железа. Свойства слитой почвы «являются собственными
свойствами глинистой массы, насыщенной кальцием и магнием, содержащей
минимальное количество органического вещества Отсутствие каких-либо
цементов, гидратируемость глинистой массы обеспечивают ее легкую
деформируемость под действием внутреннего давления, развивающегося в
почве при ее увлажнении».
В качестве факторных причин слитогенеза необходимо подчеркнуть, что
подобные почвы формируются в зоне контрастного увлажнения, когда влажный
период сменяется сухим. Слитые почвы тяготеют к умеренно-влажной зоне,
субтропикам и тропикам. Они широко представлены в зоне альпийского
орогенеза
Высокое содержание монтмориллонита в слитых почвах представляется
признаком первого порядка, наследуемым почвами от почвообразующих пород,
обогащенных смектитами
32*
251

Актуальным и интересным в генетическом отношении является вопрос о
причинах темной (буро-черной, темно-серой и др.) окраски иллювиальных
горизонтов Она связана, по-видимому, с двумя факторами, которые, по нашему
мнению, могут действовать одновременно или независимо друг от друга. Во-
первых, в условиях длительного переувлажнения тяжелых почв в растворах их
поверхностных горизонтов может накапливаться значительная масса
двухвалентного (растворимого и подвижного) железа В условиях поверхностного
увлажнения на фоне интенсивного глееобразования резко возрастает концентрация
двухвалентного железа и его взаимодействие с монтмориллонитом. Как было
показано выше (см. рис. 38), в этом случае можно ожидать процесса нонтро-
низации и вторичного образования железистой разновидности монтмориллонита
- нонтронита Последний, как известно, окрашен в темный цвет. При невысоком
содержании гумуса профиль почвы, в том числе и иллювиальные горизонты,
могут приобретать характерную темную окраску. Кроме того, такая тональность
может быть связана с образованием аморфного или крупноокристаллизованного
гизингерита - водного силиката окиси железа.
Гизингерит (mROnFe203#pSi02#xH20) - феррикремниевый гель. Его
производные имеют характерный смолистый или стеклянный блеск, раковистый излом,
бархатно-черный или смолисто-черный блеск (Чухров, 1955). К.П. Богатырев
(1958) обнаружил высокое содержание нонтронита и гизингерита в смолницах
Албании, образованных в районе, сложенном серпентинитами или серпенти-
нитизированными пироксенами Одновременно им обнаружены в образцах этих
почв образования, представляющие собой агрегаты различных железистых
оксидов, в том числе и магнетита (FeO»Fe203). Магнетит обладает железно-черным
цветом с синей побежалостью. Смолницы Албании, развитые на породах,
богатых железом, представляют экстремальный вариант высокой концентрации этого
элемента в почвах По данным К.П. Богатырева в мелкоземе смолниц содержится
17-25% РегОз, а в илистой фракции - 30-35% РегОз. Поэтому трансформация
монтмориллонита, накопление нонтронита, гизингерита и магнетита здесь
проявляются предельно ясно.
Однако появление нонтронита - железистого варианта монтмориллонита -
было установлено и в других слитых почвах, образованных на чертвертичных
отложениях Этот минерал был обнаружен Н.Н. Болышевым (1965) в почвах
Волго-Ахтубы Позднее его наличие было идентифицировано Т.П. Быстрицкой и
А Н Тюрюкановым (1971) в слитых черноземах Закубанской предгорной равнины.
В этом случае нонтронит был обнаружен со значительной примесью сидерита.
Однако количественно концентрация железистого деривата монтмориллонита в
этих случаях, по-видимому, остается невысокой и его значение в формировании
темной окраски профиля слитых почв окончательно не раскрыто.
Вторая причина темной окраски нижней части профиля слитых почв связана с
тем, что эта зона может рассматриваться как геохимический барьер при миграции
подвижных гумусовых кислот (подвижных гуминовых и фульвокислот кислот
первой группы), которые при глееобразовании активно продуцируются в
252

поверхностных периодически переувлажняемых горизонтах. Не случайно поэтому
именно здесь формируется фульватный и гуматно-фульватный гумус. Высокая
подвижность органических соединений при глееобразовании в условиях
застойно-промывного режима была обнаружена нами в модельном опыте при
переувлажнении черноземов неминерализованными водами. Практически все
авторы, рассматривая особенности генезиса слитых почв, подчеркивали
контрастность их водного режима, длительное переувлажнение поверхностных
горизонтов. Многие ученые предполагают участие в их формировании
глееобразования.
Роль переувлажнения поверхностными водами ЭА. Корнблюм и И.Н.
Любимова (1970) видят в том, что в эту фазу обводнения в исходном материале
под действием давления набухания и собственной массы вышележащих слоев
возникает состояние, при котором сумма этих сил превосходит силу связи
почвенных частиц. «Происходит разрыв межчастичных связей. Почвенные
частицы смещаются в направлении градиента давления, заполняют пустоты,
происходит уплотнение почвы, ее консолидация. В результате уплотнения при
набухании и последующем сжатии увеличивается площадь контактов Силы
сцепления слабы, когда горизонты влажные, и очень прочны в сухих слитых
горизонтах. Межагрегатные связи в слитых горизонтах особенно прочны при
низкой влажности, благодаря чему подсыхающая масса слитого горизонта не
разделяется самопроизвольно на отдельности средних структурных уровней как в
неслитых почвах, а разбивается редкими и широкими трещинами
(сликенсайдами) на тумбы, состоящие из плотно прижатых друг к другу и прочно
соединенных структурных отдельностей более низких уровней» (с. 143).
Отметим, однако, следующее. Для того чтобы эти условия оказались
реализованными и возникли признаки слитости, прежде всего необходимо
разрушить почвенную макроструктуру. Добиться этого простым переувлажнением
невозможно, так как оно само по себе не вызовет освобождение элементарных
частиц из доменов, микро- и макроагрегатов. Для этого необходимо
«растворение» органоминеральных, органических и оксидных «клеев»
структурных отдельностей. Необходимо включение иного, дополнительного
(кроме обводнения) механизма, способного растворить металлорганические,
оксидные и другие цементы структурных отдельностей. В естественных условиях
таким единственным механизмом может быть только глееобразование. В
пользу такого суждения убедительно свидетельствуют результаты изучения
глееобразования на черноземных почвах в модельных условиях (Зайдельман,
Давыдова, 1989).
Как следует из этих наблюдений, при периодическом застойно-промывном
водном режиме происходит вынос всех основных веществ, цементирующих
агрегаты (железа, кальция, алюминия), повышается подвижность органических
соединений. Резко (на одну-две единицы) падают значения рН, происходит
обезыливание поверхностных горизонтов, уменьшается содержание
окристаллизованного железа. Одновременно возрастает влагоемкость и
253

набухание почв. Потеря пленок окислов железа, покрывающих силикатное
частицы, ведет к увеличению удельной поверхности почв (Зайдельман, 1991).
Почвы, испытывающие периодическое переувлажнение и оглеение, отличаются
более пологим расположением кривых водоудерживания. Увеличение набухания
и водоудерживающей способности, снижение фильтрации связано с изменением
структурного состояния чернозема - его дезагрегированием и уплотнением.
Результаты этих исследований позволяют признать, что кратковременное
переувлажнение и оглеение на фоне застойно-промывного водного режима
являются причиной возникновения в черноземе отчетливых вторичных признаков
слитизации. Это заключение подтверждают и наши прямые визуальные
микроморфологические исследования опытных образцов черноземов. Так, на
шлифах из образцов варианта «полив до ППВ» (без оглеения) модельного опыта
была установлена хорошо разветвленная сеть мелких пор, «впадающих» в более
крупные, наличие оформленных отдельных агрегатов, а также отсутствие
признаков перераспределения органоминеральной плазмы.
Существенно иной оказалась микроморфологическая картина состояния
образцов чернозема, подвергавшегося кратковременному переувлажнению (5 ч)
и оглеению. В этом случае в поле зрения возникали отчетливо выраженные
участки сплошной слитой массы, неоднородно окрашенные перераспределенной
гумус-железистой плазмой (Зайдельман, Давыдова, 1989).
Хорошо видны темные зоны скопления гумус-железистых соединений, а
также осветленные места их элювиирования и инкрустация пор оксидами железа.
Сохранившиеся агрегаты редки, а разветвленная сеть соединяющихся крупных и
мелких пор практически отсутствует. Исследования выполнены на типичном
черноземе Вместе с тем сходные результаты по ряду параметров в модельном
эксперименте получены В.Ф. Вальковым и О.Г. Уманской (1982) и другими
авторами при исследовании слитых черноземов Закубанской предгорной
равнины, формирующихся в условиях периодического поверхностного
переувлажнения.
Таким образом, можно признать, что глееобразование является, несомненно
универсальным механизмом растворения веществ, цементирующих почвенный
агрегат как в естественных условиях, так и при антропогенном воздействии на
почву С таким явлением можно столкнуться при переполиве чернозема,
рисосеянии, подтоплении в условиях крупного гидротехнического строительства,
при эксплуатации водохранилищ, лиманном орошении и в других случаях,
приводящих к вторичному изменению гидрологической обстановки в результате
производственной деятельности человека.
Именно это обстоятельство в первую очередь определяет возможность
широкого развития слитизации при антропогенном воздействии на почвы,
неопределенно долго существовавшие без признаков этого опасного
деградационного процесса.
В последние годы в степной зоне страны стало обычным резкое ухудшение
агрегатного состояния поверхностных горизонтов чернозема и проявление в их
254

профиле отчетливых (часто - опасных) признаков слитизации. Эти признаки
имеют, несомненно, современный вторичный генезис.
Богарный чернозем в этих условиях эволюционирует в слитую черноземную
почву, которая отличается кислой реакцией среды, пониженным содержанием
щелочноземельных металлов, образованием и выносом подвижных форм
железа, алюминия, гумуса. Такое ухудшение состояния почв и разрушение их
структуры является прямым следствием многократных проходов тяжелых машин
и транспортных средств по сельскохозяйственным полям. В результате идет
непрерывный процесс не только механического разрушения и распыления
пахотного горизонта, но и интенсивное уплотнение подпахотных слоев.
Происходит физическое ухудшение свойств черноземов. В частности, резко
падает водопроницаемость поверхностных слоев, подпахотный горизонт
трансформируется в водоупор. Можно предполагать (к сожалению, прямые
гидрологические исследования нам пока неизвестны), что воздействие техники
обусловливает неблагоприятную трансформацию водного режима уплотненных
черноземов. Он становится не только более контрастным, но приобретает и
другие, новые, неблагоприятные в экологическом отношении особенности.
Есть все основания полагать, что во время оттепелей, а также весной и
осенью на вновь возникшем водоупоре происходит застой талых вод и влаги
атмосферных осадков. Аналогичные условия возникают и летом во время
выпадения ливневых дождей. Их влага аккумулируется в поверхностных
гумусированных горизонтах почвенного профиля с резко повышенной плотностью
сложения и невысокой порозностью. В такой ситуации можно ожидать
закономерно повторяющихся вспышек анаэробиоза и кратковременного
оглеения. Если это предположение действительно справедливо, то есть все
основания признать изложенную концепцию о роли глееобразования в
формировании слитых почв всеобщей. При этом условии практически
повсеместно в границах умеренно теплой зоны важнейшим методом мелиорации
слитых почв окажется их защита от переувлажнения и глееобразования.
До последнего времени основное внимание при изучении весьма
неоднородной общности слитых почв уделялось их гранулометрическому и
минералогическому составу, физическим и химическим свойствам
Общепринятым является мнение о том, что эти почвы формируются на тяжелых
монтмориллонитовых породах. Накоплены значительные данные по вопросам их
географии, классификации, мелиорации и др. Слитым почва посвящена огромная
литература. И все же, несмотря на столь интенсивную информацию, многие
процессы их генезиса остаются неясными, поскольку пока не известны их
режимы (окислительно-восстановительный, гидрологический, температурный и
др.), определяющие условия формирования слитых почв.
Определенным исключением в этом отношении являются многолетние
работы В.И. Уварова, который весьма полно исследовал свойства и
гидрологический режим слитых почв Закубанской предгорной равнины.
255

В.И. Уваров (1986) подчеркивает, что слитые почвы формируются на тяжелых
породах, приурочены к наклонным плоскостям, оказываются последними по
склону, образуются под воздействием переувлажнения, а в их жизни заметную
роль играют верховодка и боковой внутрипочвенный сток.
Заслуживают внимание представления В.И. Уварова о механизме процесса
слитизации. Важнейшим генетическим фактором, определяющим образование
слитых почв, являются плохо проницаемые смектитовые породы (на Северо-
Западном Кавказе - майкопские глины) и длительный влажный период. «В почве
происходят процессы оглеения, сопровождаемые диспергацией
восстановлением ряда веществ и переводом их в подвижное состояние,
образованием органоминералыных комплексов» (с. 121).
Таким образом, по крайней мере, для Северо-Западного Кавказа, по В.И.
Уварову, слитогенез и слитые почвы генетически связаны прежде всего с
глееобразованием.
В.И. Уваров (1970) исследовал водный режим слитых почв Краснодарского
края в полосе перехода Кавказских гор в Прикубанскую равнину. Эти почвы
занимают здесь значительную площадь - более 800 тыс. га. Изучались слитые
светло-серые, серые и темно-серые горнолесные почвы и слитые черноземы.
Отличительной особенностью всех этих почв является наличие в их профиле
тяжелоглинистого, почти водонепроницаемого темноокрашенного слитого
горизонта Слитой горизонт во всех почвенных разностях подстилается
карбонатным.
Все слитые почвы имеют отчетливые признаки гидроморфизма. По В.И.
Уварову (1980), их профиль образован пятью генетическими горизонтами -
гумусовым, оподзоленным, оглеенным, слитым темноокрашенным и
карбонатным. Признаки гидроморфизма связаны только с поверхностными
водами. Грунтовые воды не принимают участия в почвообразовании и залегают
глубже 15-30 м. Вся приходная часть водного баланса слитых почв определяется
выпадающими осадками. Над слитым горизонтом (водоупор, Кф = 0.001...0.002
мм/сут) в зимене-весеннее время формируется верховодка, которая
сохраняется от 4 до 7 месяцев в году. По наблюдениям В.И. Уварова (1970)
верховодка способна к активному движению по склону с весьма значительной
скоростью (от 40 до 220 м/сут). Верховодка приурочена к оподзоленному (или
осветленному - в слитых черноземах) горизонту. Этот горизонт в
рассматриваемой гидрологической системе является водоносным, а глеевый и
слитой горизонт - водоупорным. Нижняя граница верховодки соответствует
нижней границе оподзоленного горизонта. Он имеет весьма характерные
свойства - горизонтальное слоистое сложение, малую усадку и набухание,
большую некапиллярную порозность. Именно эти осветленные горизонты
являются зоной интенсивного глееобразования в условиях застойно-
промывного режима. Закономерности формирования таких горизонтов в
аналогичных гидрологических условиях были рассмотрены нами ранее в
модельном эксперименте.
256

В естественных условиях застойно-промывной водный режим элювиальных
горизонтов обеспечивается активной миграцией пресных вод по верхней кровле
слитого горизонта.
Собственно слитой горизонт - зона глееобразования в условиях застойного
водного режима. Глееобразование на фоне такого режима, как следует из
модельных экспериментов (см. с. 69), приводит к утяжелению
гранулометрического состава, обезжелезнению минеральной массы горизонта.
Таким образом, глееобразование оказывается причиной возникновения основных
генетических горизонтов профиля слитых почв рассматриваемого региона.
В условиях застойного водного режима слитого горизонта можно ожидать, как
следует из данных Т.П. Быстрицкой и А.Н. Тюрюканова (1971), появление
ожелезненного мотмориллонита и нонтронита.
Определяющую роль глееобразования в формировании слитых почв
подтверждает их морфогенез. В.И. Уваров (1980) указывает, что в светло-серых и
серых почвах «над слитым горизонтом лежит оглеенный горизонт мощностью 35-
45 см, по плотности, слитости, дисперсности и водопроницаемости не
уступающий слитому горизонту» (с.87).
О связи слитого горизонта с глееобразованием свидетельствует и тот факт,
что он всегда отсутствует в профиле бурых почв. Однако как только возникают
морфохроматические признаки оглеения в виде осветленных (оподзоленных)
горизонтов или оглеенные слои, так немедленно, синхронно с ними появляется
слитой горизонт. Эта закономерность отчетливо прослеживается при анализе
структуры почвенного покрова Северо-Западного Кавказа по материалам В.И.
Уварова.
Собственно слитые горизонты по данным этого автора отличаются особо
тяжелым составом и максимальным накоплением илистой фракции (частиц
менее 0.001 мм примерно 60%). Эти почвы полностью набухают при влажности,
равной ППВ. Если оценивать усадку от этой влажности, то ее значения в
вертикальном и горизонтальном направлениях оказываются равными -10% в
слитом черноземе, 7.5-8.6% и 12-14% соответственно в элювиальном и
иллювиальных горизонтах слитой серой почвы. Наиболее отчетливо слитость
проявляется в тяжелых почвах смектитового состава. Однако если почва
сохраняет свою структуру, то слитость не проявляется или реализуется весьма
ограничено. Это состояние сохраняется до тех пор, пока почва остается в
автоморфном режиме, не испытывает переувлажнения. В этих условиях
складывается благоприятная обстановка для формирования и сохранения
водопрочной структуры, поскольку физико-химическое поглощение гумуса
поверхностью лабильных силикатов сильнее, чем поверхностью двуслойных
минералов, например, каолинита (Хан, 1965). В максимальной мере, как показано
выше, набухание проявляется в случае растворения «клеев» (органических,
органоминеральных, оксидных), фиксирующих почвенный агрегат. Их
растворение возможно при переувлажнении в анаэробной среде в результате
глееобразования. В этой связи напомним, что почти все упомянутые выше
257

исследователи единодушно подчеркивали возможность слитизации почв только в
условиях их периодического переувлажнения.
Существенно, что наблюдения (Зайдельман, Болатбековав, 1985),
выполненные на породах как с невысоким (20-40%, ленточные и аллювиальные
глины, табл. 54), так и с повышенным содержанием лабильных силикатов (40-
60%, пермские, моренные, лессовидные глины), позволили обнаружить одну и ту
же закономерность изменения глин независимо от их состава под влиянием
оглеения. Интенсивное оглеение в естественных условиях при длительно
застойном режиме всегда сопровождается увеличением общей • и внешней
удельной поверхности, объемной усадки, влажности и, как правило, степени
набухания (табл. 55).
Таблица 54
Изменение удельной поверхности глинистых почвообразующих пород
Нечерноземной зоны при оглеении, м2/г
Порода
Пермская карбонатная
глина
Аллювиальная глина
Ленточная глина
Кислая моренная
глина
Лессовидная глина
Горизонт
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
So
95
131
96
103
64
87
113
155
83
100
Si
46
55
50
40
15
15
41
62
36
45
Se
49
76
46
63
19
72
72
93
48
55
SN
45
48
38
57
34
44
43
43
44
43
Se/SN
1,1
1.6
1.2
1.2
1.4
1.6
1.7
2.2
1.1
1.0
Удельная поверхность: So - общая; St - внутренняя; Se - внешняя; SN- по адсорбции.
Однако действие глееобразования не ограничивается только растворением
клеев, цементирующих почвенные агрегаты и вызывающих увеличение удельной
поверхности. Глееобразование нередко сопровождается сужением соотношения
в поглощающем комплексе Са:Мд до 2:1 или 1:1. Следует, однако, признать, что
магний, по-видимому, не оказывает определяющего влияния на набухание и
усадку почв (табл. 56).
Из этих данных следует и еще один интересный вывод. После удаления
органического вещества из чернозема влияние обменных катионов на сжатие
(усадку) почв (и покровного суглинка) проявляется несущественно. Значения,
характеризующие сжатие, мало различаются между вариантами. Из этого
следует, что в процессе набухания и усадки органическое вещество играет
важную роль. Оно понижает прочность почв в гидратированном и повышает ее в
сухом состояниях.
Следует особо подчеркнуть определяющее значение периодического
переувлажнения и глееобразования в механизме слитогенеза. Глееобразование,
258

освобождающее агрегат от склеивающих его соединений (органических,
органоминеральных и оксидных), создает необходимые предпосылки для
капиллярного стягивания элементарных минеральных отдельностей и их
консолидации в крупные глыбы при иссушении. Возможно, в этом процессе
усадки, консолидации и слитизации известную роль играют коллоидные растворы
оксидов полуторных окислов и кремнезема. Их значения определяются как
особенностями водного режима и состава пород, так и интенсивностью оглеения.
Таблица 55
Усадка, степень и влажность набухания глинистых почвообразующих пород и
глеевых горизонтов с ненарушенной структурой (исследования воздушно-сухих
образцов. Метод Васильева)*.
Порода
Пермская карбонатная
глина
Аллювиальная глина
Ленточная глина
Кислая моренная
глина
Лессовидная глина
Горизонт
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Неоглеенная порода
Глей
Vy |
Ws
%
22,4
38,2
31,0
42,3
28,4
30,4
17.6
29,5
14,3
29,5
37,6
41,2
58,4
63,5
57,7
59,7
40,4
43,2
44,1
50.4
0
0,15
0,17
0,14
0.13
0.02
0.06
0.02
0.08
0,05
0,13
*Vy - объемная усадка; Ws- влажность набухания; о - степень набухания
Набухание и сжатие почв и грунтов, насыщенных различными катионами
(Мамаева, 1959)
Таблица 56
Почвы и фунты
Чернозем
Чернозем без
органического вещества
Покровный суглинок
Увеличение объема, % от
исходного значения
Na+
69,9
Не опр.
55,4
К*
48,5
Не опр.
15,2
Мд2*
26,4
Не опр.
22,1
Са2+
20,6
Неопр
20,0
Сжатие, % от увлажненной
площади
Na*
30,0
15,4
17,9
К+
21,4
14.3
131
Мд2*
15.9
15.0
16,0
Са2*
9,6
12.7
16,3
Модельными исследованиями установлено, что глееобразование резко
повышает содержание подвижного кремнезема, извлекаемого вытяжкой Тамма из
кислых и карбонатных пород (см. табл. 16). На кислом лессовидном суглинке в
условиях застойного и застойно-промывного водного режимов содержание Si02
возросло соответственно в 6 и 3 раза, на карбонатном суглинке - в 1.5-2 и 2-3
раза.
259

Рассмотренные данные показывают, что при глееобразовании возрастает
подвижность, гидратированность и гидрофильность органического вещества.
Таким образом, на основе изложенных данных можно предполагать, что
слитизацию почв следует рассматривать как результат взаимодействия двух
обязательных факторов - глинистого, преимущественно, монтмориллонитового
состава почв и почвообразующих пород и глееобразования в условиях как
застойно-промывного, так и застойного водного режимов.
5.8. Роль глееобразования в формировании «рисовых»
подзолов и ферролизных почв
Глееобразование весьма широко распространено в тропической зоне. Это
явление определяют два следующих обстоятельства. Во-первых, длительный
период тропических дождей, продолжающийся почти полгода, в течение которого
почвы находятся в состоянии переувлажнения, и, во-вторых, широкое
распространение здесь кислых аллитных, ферралитных и ферритных кор
выветривания суглинистого и глинистого гранулометрического состава.
Эти условия дополняются третьим (антропогенным) фактором - широким
распространением здесь культуры орошаемого риса на затапливаемых чеках (рис.
54). Вода медленно просачивается через всю толщу почвы и частично
перетекает в ниже расположенный чек. Таким образом из века в век в условиях
декантации и инфильтрации на фоне застойно-промывного водного режима и
глееобразования происходит интенсивное элювиирование поверхностных горизонтов
почв. Постепенно в результате обезжелезнения окрашенные в яркие красные,
фиолетовые и розовые тона верхние горизонты почв приобретают белесый цвет.
Они обедняются двух- и трехвалентными металлами, подвергаются обезылива-
нию, приобретают кислую реакцию. Формируются «рисовые» подзолы. Эти почвы
обладают всеми признаками болотно-подзолистых почв по свойствам твердой
фазы. Глееобразование в условиях застойно-промывного водного режима
определяет, таким образом, развитие активного процесса деградации почв, в ходе
которого почвы снижают или полностью утрачивают свое плодородие. Возникают
огромные массивы отбеленных в поверхностных слоях почв низкого плодородия,
непригодных для культуры риса и большинства других сельскохозяйственных
растений. Только некоторые бобовые, в частности, арахис, способен производить
невысокие урожаи зерна на этих деградированных почвах. Территории с такими
вторичными практически бесплодными почвами широко распространены в
Северном Вьетнаме, Бирме, Индии, в других странах Юго-Восточной Азии (рис.
54).
В связи с рассматриваемой проблемой необходимо остановиться еще на
одном понятии, введенным для обозначения ранее неизвестного
почвообразовательного процесса - ферролиза, ответственного, по мнению автора этого
термина, за возникновение светлых кислых элювиальных горизонтов. Представление о
ферролизе как самостоятельном процессе было сформулировано Brinkman R.
(1970). Эта концепция была разработана автором при исследовании почв Паки-
260

vah'vr &^-*-л
m
dtf * *" ^*^' **^
3F*
1
• #
i
* Щ
Ш'"' ■
1 *"з>
..«/'- -•->■'
Рис. 54. Белесая
поверхность
деградированных почв на
старых рисовых
оросительных
системах в Северном
Вьетнаме (а) и
профиль «рисового»
подзола (б) на фер-
ралитных красно-
цветных кислых ко-
рах.
261

стана и Бангладеш, формирующихся в условиях периодической смены
окислительных и восстановительных условий.
Суглинистые и глинистые почвы элювиально-иллювиального строения с
белесыми горизонтами по мнению этого автора образуются под влиянием
ферролиза. По Brinkman, сущность этого процесса, идущего в анаэробной среде,
заключается в том, что возникшие при редукции ионы двухвалентного железа в
процессе изоморфного вытеснения калия и магния внедряются в
кристаллическую решетку алюмосиликатов. Происходит ослабление связей
между ионами кристаллической решетки минералов и их распад. В результате
этого процесса (если он действительно протекает таким образом, как об этом
пишет Bnnkman) верхние горизонты обогащаются кварцем, обедняются двух- и
трехвалентными металлами.
Не останавливаясь на рассмотрении энергетических аспектов этого процесса,
следует лишь особо подчеркнуть, что если этот механизм разрушения
алюмосиликатов и существует реально, то он должен проявляться прежде всего
при глееобразовании. Именно глееобразование определяет растворение и
восстановление железа, его накопление в почвенном растворе. Поэтому если
энергетически действительно возможен распад алюмосиликатного ядра под
воздействием двухвалентного железа, то в этом случае ферролиз следует
рассматривать лишь как одну из фаз, как один из этапов комплексного
воздействия глееобразования на минеральный субстрат.
Такое заключение справедливо, однако, в том случае, если ферролиз как
самостоятельный почвообразовательный процесс реально существует в
природе Последнее обстоятельство остается недоказанным, поскольку общая
концепция еще не получила необходимого экспериментального подтверждения.
Известные данные позволяют, однако, утверждать, что кислые светлые почвы
Азиатского континента, описанные Brinkman, возникают не в результате действия
нового эндемичного почвообразовательного процесса - ферролиза, а являются
производными широко распространенного, хорошо известного и достаточно
изученного процесса глееобразования, протекающего при переувлажнении почв
пресными поверхностными водами на фоне застойно-промывного водного
режима. Поэтому в почвах, описанных Brinkman, как и всегда во всех остальных
почвах, образованных под влиянием глееобразования, наблюдается интенсивное
обезжелезнение, лессиваж, нередко - образование конкреций, вынос
щелочноземельных металлов, марганца, алюминия, накопление кварца, т.е. все
те признаки, которые свойственны почвам, образованным под влиянием
глееобразования в условиях застойно-промывного водного режима (например,
болотно-подзолистым, солодям, светлым псевдоглеям и т.д.) на кислых или
нейтральных породах.
262

5.9. Глееобразование - роль в педогенезе и связь с другими
процессами почвообразования
5.9.1. Общие положения.
Рассмотренные полевые и экспериментальные данные позволяют признать
выдающуюся роль глееобразования в формировании почвенного покрова Земли.
Существенно и то, что этот процесс детерминирует их удивительное
разнообразие, которое проявляется в образовании на кислых, нейтральных и
выщелоченных породах трех крупных надтиповых групп почв
Первая группа почв возникает под влиянием кратковременного
глееобразования в условиях застойно-промывного водного режима. При этом
формируются почвы с оподзоленными или подзолистыми горизонтами, не
имеющие морфохроматических признаков оглеения в виде характерного
холодного цвета - синего, сизого, голубого, голубовато-зеленоватого и др. В таких
почвах благодаря глееобразованию происходит слабая отмывка от
несиликатного железа зерен минерального субстрата поверхностных горизонтов
почвенного профиля, непосредственно прилегающих к гумусовым горизонтам или
залегающих на поверхности. Морфологически глееобразование проявляется в
возникновении светлых кислых элювиальных горизонтов и в осветлении
поверхностных слоев профиля, в возникновении мелких темно-серых и (или)
бурых Mn-Fe конкреций. Последний признак можно обнаружить при
формировании почв на суглинистых и глинистых породах. В этом случае участие
оглеения в образовании профиля оподзоленных и подзолистых почв нетрудно
проследить и по выносу несиликатного железа из ила светлых элювиальных
горизонтов и из ила кутан иллювиальной толщи.
Вторая группа почв формируется при продолжительном переувлажнении на
фоне застойно-промывного водного режима. При этом возникают почвы с
элювиально-иллювиальным строением профиля, часто с мощными
подзолистыми горизонтами. Такие почвы характеризуются холодной окраской
части или всего профиля, наличием светлых кислых элювиальных горизонтов,
мощности которых существенно возрастают в зависимости от
продолжительности анаэробных условий и степени дренированности. Обычно в
элювиальной толще этих почв весьма интенсивно образование конкреций, а
обезжелезнение мелкозема и (или) ила подзолистых горизонтов и кутан
достигает максимума.
Третья группа почв, формирующаяся под влиянием глееобразования,
приурочена к субаквальным ландшафтам. Она возникает при постоянном или
весьма длительном переувлажнении и интенсивном оглеении всего профиля.
Поскольку такие почвы образуются при застойном режиме в них не формируются
подзолистые горизонты, практически не выражены лессиваж, вынос алюминия,
кальция, магния, ослаблен вынос железа. Однако морфохроматические признаки
оглеения и накопление гумуса в таких почвах получают максимальное
проявление.
263

Таким образом роль глееобразования в почвообразовании определяется
следующими тремя факторами - генезисом и составом материнских пород, типом
водного режима и степенью (длительностью) переувлажнения почв. Несомненно,
общий гидротермический потенциал территории оказывает существенное
влияние на интенсивность его проявления Наиболее контрастно
деградационные изменения почв (элювиирование двух- и трехвалентных
металлов, лессиваж, потеря органического вещества, увеличение мощности
кислых светлых подзолистых горизонтов или их возникновение и др.) имеют
место только в тех случаях, когда глееобразование реализуется в условиях
застойно-промывного водного режима. Это положение, в частности,
иллюстрируют профиля, отражающие типичную структуру почвенного покрова в
условиях лесной зоны Европейского континента. Аналогичные изменения имеют
место в лесостепной и степной зонах, где на пониженных периодически
переувлажненных территориях черноземы и каштановые почвы замещаются
осолоделыми почвами, солодями и глей-солодями (рис. 55).
Степень гидроморфизма оказывает существенное влияние на морфогенез
почв, а также на их сельскохозяйственное использование и состав необходимых
мелиоративных мероприятий. Однако независимо от степени гидроморфизма до
тех пор, пока в почве сохраняется застойно-промывной тип водного режима, пока
продукты реакции, поступившие в раствор, переносятся током влаги (верховодкой
или грунтовыми водами) за пределы почвенного профиля, всегда будут
формироваться почвы элювиального ряда с кислыми белесыми или
осветленными горизонтами. В каждом ландшафте эти почвы выделяются
наименее благоприятными свойствами для ведения сельского хозяйства.
5.9.2. Глееобразование - единственный фактор
формирования почв со светлыми кислыми элювиальными
горизонтами и элювиально-иллювиальным профилем
Общность признаков, казалось бы, весьма разнотипных почв (солодей, лиманных
солодей полупустынь, болотно-подзолистых почв лесной зоны, подбелов и
отбелов Дальнего Востока, псевдоподзолов, попелов, а также светлых
псевдоглеев, Bleichstaugley, подзолистых почв, Fahlerde, Sol lessive, Braunerde
lessive, «рисовых» подзолов, тропических и субтропических подзолов и др.)
представлялась до недавнего времени теоретической загадкой. В частности, это
послужило причиной дискуссий, посвященных выяснению их генезиса
(Зайдельман, 1971, 1972, 1974). Проблема, однако, может быть объективно
решена, а противоречия легко устранены, если признать, что все эти, казалось
бы, разнообразные типы почв являются производным одного процесса -
глееобразования на фоне застойно-промывного режима. Вся сумма известных
данных позволяет утверждать, что только глееобразование во всех природных
зонах Земли ответственно за возникновение множества кислых почв с
элювиальными белесыми поверхностными горизонтами и дифференцированным
профилем
264

А
WWW
a
~a7
A2fg
Bml
Ш
A1
A2fg|
Go
0Ц
H
Бурая «ef
диффа- I
Ipewqupo-
5/рая
OMUC-
Палаао-

подзолистая
Слабо-

подзолистая

Подзолистая
кияыюпом
'золистая Г
жлубокооаА

Подзолистая
алаавая
щарноео-
алаааая

Торфянисто
алаааая
JBraunetdal Braunarda
Soi brun\wqutaxkl\
Braunarda laaalva, Soil
biun laaalvi, FahlardaU^Sol butvteseudogfeyi
Parmbraumr-
Psaudoglay,
Stauglay
Stagno-
glay
[7
3
4
5
6
7
i
\
i
A1
В
С
г
'
k
WW/
I
1
'
i
A1A2
В
бурая, светло-
бурая кислая

недифференцированная
Braunarda
С
Г
г 1
к ' -
рта
А2
С
0
EypaiTbnod-
золенная, бу-
роподло-
листая
Podsol-Brauner-
ie. Brmun-Podsol
В
Г
'
i
НИ
IIIIIHH

Слабоподзолистая
алубокооа-
лаанная
Podsol
'
'
<
А2
В
G
г
г
i
7£
11
Подзолистая
алаааатая
Glay-Podsol
t Г
A2F
Т
•1
ф ^^"^^^
Т ^
т ;
шт
г
1
AT
А2
В
О
Сильноподзо-
алаааая
'
,
2-W
Щ
1
Торфянисто-
алеавая
Podsot-Qley
7 1
AT
G
V
■
Торфяно- 1
глаевая I
Moor
Рис. 55. Схема пространственной изменчивости морфогенетических свойств типов почв
лесной и степной зон под влиянием нарастающего избыточного увлажнения
(переувлажнения) пресными водами в условиях промывного (а), застойно-промывного
кратковременного (б) и длительного (в), застойного (г) водного режимов.
Почвы лесной зоны: А - почвы на кислых покровных лессовидных (бескарбонатных)
суглинках и глинах; Б - почвы на флювиогляциальных песках и супесях. Почвы
степной зоны: В - почвы на лессовидных суглинках; 1 - осадки, 2 - поверхностный
сток, 3 - водный режим поверхностных горизонтов, 4 - верховодка (в суглинистых и
глинистых) или грунтовые воды в нижней части профиля, 5 - морфология профиля,
индекс горизонта, номенклатура почв: 6 - отечественная, 7 - западноевропейская.
265

в
гг
Li
3
4
5
6
7
<
\ т
т \
f i у
t . .. У
f T f 1
г т
T
|
}
А1
АВ
В
■И
III A1
1 АВ|
Чернозем
обыкновенный
Chernosem
' t \
щ
Г 1
i
т . Y
к .
A1 НЦ
abI
ввж Ltiini
Лугово-
черноземная
Pseudogley-
Chernosem
HI* It \е
' 1
nun
П
j
J
^ A i
А1]ЩЩШШЩ|
Е(А2)РЩ:
Bgiliiliiiiiniiiii
Черноземно-луао*
аая осолоделая
Solod-
Chemosem
X
—
L
Солодь I
луеоешя
Solod
1-
LU
*
Рис. 55. (Окончание)
В этом случае удивительным было то, что многочисленные процессы
почвообразования, описанные на протяжении ряда десятилетий многими
авторами, приводят по, казалось-бы, неясным причинам в конечном итоге к
формированию почв тождественных по свойствам твердой фазы. Вся сумма
накопленных данных показывает, что подзолообразование, солодеобразование,
образование попелов, отбелообразование, подбелообразование, образование
«рисовых» подзолов, а также псевдоглееобразование,
псевдоподзолообразование и т.п. есть ни что иное как проявления
глееобразования, когда этот процесс осуществляется на кислых, нейтральных
или выщелоченных породах в условиях застойно-промывного водного режима.В
этой проблеме, однако, следует различать два аспекта - генетический и
экологический.
В генетическом отношении вся сумма известных изложенных выше данных
позволяет признать наличие единого механизма формирования свойств твердой
фазы элювиированных кислых светлых горизонтов. Независимо от наименования
их твердая фаза претерпевает одни и те же изменения, имеющие лишь
количественные отличия.
Все эти данные позволили нам сформулировать общую закономерность
возникновения подзолистых и вообще всех светлых кислых элювиальных
горизонтов в профиле почв, признанную научным открытием (Зайдельман, 1997).
Согласно принятой формуле открытия их возникновение связано с тем, что при
«глееобразовании на фоне пульсирующего анаэробиоза и накопления подвижных
агрессивных органических соединений в условиях застойно-промывного водного
режима на выщелоченных и кислых почвообразующих породах происходит
несбалансированный вынос металлов (железа, марганца, алюминия, кальция,
магния и др.), а также тонких фракций мелкозема» (с. 14).
266

Изложенные данные показывают, что глееобразование при застойно-
промывном режиме на кислых, нейтральных или выщелоченных породах -
необходимое и достаточное условие для формирования деградированных
кислых элювиальных почв с белесыми поверхностными горизонтами и
дифференцированным профилем. В отличие от других почвообразовательных
процессов механизм глееобразования повсеместно вводится в действие тремя
обязательными факторами - переувлажнением, наличием органического
вещества и анаэробной гетеротрофной микрофлоры. Ведущим фактором в этой
триаде следует признать переувлажнение, так как два других в той или иной мере
всегда присутствуют в горизонтах почвенного профиля. Степень развития
оглеения обусловлена не только продолжительностью переувлажнения, но и
минералогическим и химическим составом пород, содержанием карбонатов,
поскольку последние могут нейтрализовать продукты анаэробного разложения и
тем самым блокировать обезжелезнение (глееобразование).
Все это позволяет подчеркнуть общность генезиса всех кислых
деградированных почв со светлыми элювиальными горизонтами и единство
механизма их возникновения, обусловленного глееобразованием в условиях
застойно-промывного водного режима. Таким образом очевиден вывод, что за
общей морфологией почв с весьма неоднозначной и, часто, спорной современной
номенклатурой скрыт единый генезис. Там, где одновременно действуют три
упомянутых фактора и возникают условия для глееобразования на фоне
застойно-промывного режима, там повсеместно появляются почвы, профиль
которых аналогичен профилю подзолистых или болотно-подзолистых почв,
состоящих в основном из горизонтов А1-А2-В-С; А2-В-С или A1-A2-Bg-G; A2-Bg-G.
Это удивительное явление можно проследить во всех природных зонах Земли за
исключением, может быть, лишь зоны пустынь. Как правило, эти почвы обладают
отчетливыми морфохроматическими признаками гидроморфизма. Реже цветовые
признаки оглеения могут быть выражены слабо или отсутствовать в явной
форме. В этой связи напомним некоторые закономерности распространения
элювиальных почв с кислыми белесыми деградированными горизонтами в
основных природных зонах Земли.
В тундре и лесотундре подобные почвы занимают спорадические
повышенные участки среди бескрайних заболоченных равнин. Глееподзолистые
почвы, подзолистые и дерново-подзолистые почвы, а также их заболоченные
варианты (болотно-подзолистые почвы) абсолютно доминируют в подзонах
северной, средней и южной тайги. В зоне широколиственных лесов на
нижних частях склонов и в депрессиях локально встречаются
сильнооподзоленные серые лесные оглеенные почвы, а также попелы. В
лесостепи и степи среди черноземов в тальвегах, подах, т.е. на участках со
значительной водосборной площадью, распространены солоди и солодь-
подзолы. В депрессиях полупустынь, в местах аккумуляции влаги весеннего
стока, на ограниченных площадях формируются лиманные солоди, верхние
горизонты которых по свойствам твердой фазы тождественны подзолистым
267

оглеенным почвам. В субтропической и тропической зонах на фоне
обеспеченного дренажа и длительного застоя влаги в периоды выпадения
продолжительных и обильных дождей возникают субтропические и тропические
подзолы, обладающие особо мощными белесыми элювиальными горизонтами
(до 80-150 см).
Субтропические подзолы в СССР впервые подробно описаны В.А. Ковдой
(1931) на морских террасах Западной Грузии. Здесь выпадает от 1500 до 2000 мм
атмосферных осадков, вызывающих систематически повторяющееся
переувлажнение поверхностных горизонтов почв и их оглеение в условиях
медленного оттока влаги. В нижних глубинных аэрируемых слоях формируются
мощные ожелезненные горизонты. Ожелезненные субтропические подзолы -
характерные образования влажных субтропиков на относительно дренируемых
позициях ландшафтов.
Г.Д. Хардон (1938), P.W. Richards (1941), I.A. Prescott (1944), E.I.G. Mohr, van
Baren (1959), Г. Клинге (1971) и другие описали подзолистые почвы тропической
зоны и пришли к выводу, что подзолы широко распространены в тропиках всего
мира. Их ареал связан с территориям, где выпадает большое количество осадков
(1000-2450 мм/год), главным образом в течении 6-7 месяцем сезона дождей.
Поэтому тропические подзолы обозначают еще и как белые пески - «white sand».
Экосистемы тропических подзолов очень напоминают верещатник на подзолах в
умеренном климате. Сходство усиливают особенности их гидрологии. По
свидетельству Г. Клинге «переувлажнение вследствие затопления или застоя
воды является отрицательным условием использования этих почв».
Особый интерес в связи с рассматриваемой проблемой вызывает деградация
почв рисовых полей, генезис «рисовых» подзолистых почв. По существу рисовые
поля - это гигантские лизиметры, в которых реализуется антропогенное
почвообразование. Вторичное почвообразование здесь осуществляется под
влиянием только одного процесса - глееобразования.
Следует подчеркнуть, что глееобразование на рисовых полях действует на
почвы, которые изначально вообще не имели каких-либо признаков
элювиирования.
Вторичное антропогенное (деградационное) влияние глееобразования
накладывается на ферралитные. пойменные, черноземные, луговые и другие
недифференцированные почвы. В тропиках на рисовых полях только под влиянием
глееобразования формируются «рисовые» подзолы - кислые деградированные
элювиально-иллювиальные почвы с белесыми поверхностными горизонтами и,
часто, с железистой зоной иллювиальных аккумуляций. В степной зоне вторичное
глееобразование на фоне застойно-промывного режима при переполивах
пресными водами вызывает деградацию черноземов и формирование солодей и
осолоделых почв (Сабольч, 1955; Рысков, Гуров, 1987; Хлебникова, 1989;
Зайдельман, Давыдова, 1989; Зайдельман, 1996).
В лесной зоне дренаж переводит заболоченные почвы из состояния
застойного водного режима во вторичный застойно-промывной режим с
268

пульсирующим глееобразованием, приводящим к появлению или увеличению
мощности подзолистого горизонта (Петров, 1989; Зайдельман, Никифорова, 1996;
Копысов, 1997).
Таким образом, разнообразные по номенклатуре, но однородные по
свойствам твердой фазы почвы с кислыми светлыми элювиальными горизонтами
представляют собой единую в генетическом отношении группу. Они являются
производными единого механизма формирования и поэтому моногенетичны (рис. 56).
5.9.3. Экологические аспекты оценки оглеенных почв
Итак, мы приходим к выводу о принципиально едином механизме
формирования всех кислых почв со светлыми элювиальными горизонтами и
дифференцированным профилем. В этой общей проблеме, однако, существует, кроме
генетического, и второй, экологический аспект. Под экологией почв в
рассматриваемом случае понимаются свойства почв как среды обитания биоты и, прежде
всего, как среды обитания растений, животных и человека. В этом отношении все
перечисленные типы почв, однородные по механизму формирования и свойствам
их твердой фазы, несомненно, индивидуальны по своим экологическим
особенностям. Ка>кдый из видов этих почв индивидуален потому, что характеризуется
своим, только ему присущим, почвенным климатом, связанным с общим
климатом зоны, подзоны, почвенно-климатической провинции, положением в рамках
катены и т.д. Индивидуальны, очевидно, не только крупные группы почв
(например, типы или подтипы), но и почвы на уровне вида и разновидности. Так,
например, близкие по свойствам твердой фазы глее-подзолистые, подзолистые и
дерново-подзолистые почвы, субтропические и тропические подзолы, «рисовые»
подзолы, тождественные по механизму образования и по свойствам твердой
фазы, несомненно, резко отличаются по своим экологическим особенностям, по
условиям роста и развития сельскохозяйственных культур.
Несмотря на общность генетического механизма формирования,
морфогенеза, свойств твердой фазы почв, их экологические параметры часто
несопоставимы. При этом необходимо подчеркнуть следующее весьма существенное
обстоятельство. При тождественных условиях формирования каждая
разновидность почв обладает своими, индивидуальными экологическими особенностями.
Именно они определяют возможность использования почвенного покрова в
естественном состоянии, состав культур, которые можно возделывать на
рассматриваемых почвах. Экологические условия, определяемые почвенно-климатичес-
кими особенностями, обусловлены не столько свойствами твердой фазы почв,
сколько, прежде всего, их водным, температурным, воздушным, окислительно-
восстановительным и другими режимами. При тождественных свойствах твердой
фазы режимы почв определяют среду обитания растений, почвенный климат,
экологические особенности, состав необходимых мелиоративных,
агрономических, лесохозяйственных и других мероприятий.
269

3-
о
CL
с:
С го
§-§
с ю
3 о
9 Е
О
ГО
3"
I
II
ГС
s
х
го
ь-
<D
j*
о
О
X
S
be:
О
(D
1Г
X
h-
0)
ген
00
о
»"
з:
°
со
S
Q-
2
со
ч
1
со
гггт
I
т
о o*V
< < < <
зательные
a:
in
О
s
о
1
5
О
Cl
ГИД
e условия
s
^
о
270

Таким образом, мы подчеркиваем генетическую общность всех
деградированных почв с кислыми белесыми элювиальными горизонтами, единый
механизм их возникновения и формирования. Все почвы со светлыми кислыми
элювиальными горизонтами - генетически единая группа, независимо от того, где
они формируются - в северной тайге, на понтийских террасах Западного Кавказа
или в бассейне р. Амазонки. Механизм их образования и свойства твердой фазы
повсюду едины (рис. 56).
В экологическом аспекте эти почвы с близким или тождественным обликом -
исключительно разнообразная и обширная группа, составляющие которой
обладают индивидуальными почвенным климатом, экологическими
особенностями, свойствами как среды обитания. Экологические особенности
каждой почвенной разновидности определяют решение конкретных прикладных
проблем, связанных с их мелиорацией, освоением, сельскохозяйственным
использованием и охраной.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ
1. Три простых фактора - переувлажнение, наличие органического вещества,
способного к сбраживанию, и присутствие гетеротрофной микрофлоры на кислых,
выщелоченных и нейтральных породах, свободных от сульфатов, являются
необходимыми и достаточными условиями для возникновения процесса
глееобразования. Поскольку эти факторы присутствуют практически повсеместно -
глееобразование является одним из наиболее распространенных
почвообразовательных процессов на Земле.
Под их влиянием глееобразование возникает и на значительных глубинах в
недрах земной коры на контакте с зонами распространения природных
углеводородов (Перельман, 1977). Таким образом, глееобразование - древний и
широко распространенный процесс, связанный с одновременным воздействием
на минеральный субстрат мелкоземистых пород переувлажнения, кислых
органических веществ и гетеротрофной анаэробной микрофлоры.
2. Поскольку три обязательных фактора возникновения глееобразования в зонах
избыточного увлажнения (в тундре, лесотундре, в северной, средней и южной
тайге, в зонах влажных субтропиков и тропиков) встречаются повсеместно, этот
почвообразовательный процесс здесь обычно является доминирующим. В
засушливой и аридной зонах ведущей причиной его локального естественного
возникновения являются близкие грунтовые воды или аккумуляция на плакорах и
в депрессиях поверхностных пресных вод.
Глееобразование практически всюду может возникать и в результате
антропогенной деятельности, если она приводит к переувлажнению почв и пород.
Важную роль в этом случае играют переуплотнение почв при обработке и
перераспределение поверхностного стока; переполивы при поверхностном орошении,
дождевании, а также при лиманном орошении и ирригации риса; при промывках
почв значительными нормами, а также при подтоплении почв в верхнем бьефе
водохранилищ, дорожном строительстве, в результате других причин.
3. Полученные нами данные позволяют определить глееобразование как
почвообразовательный процесс, протекающий в анаэробных условиях при
обязательном участие гетеротрофной анаэробной микрофлоры и наличии
органического вещества в условиях постоянного или периодического
переувлажнения отдельных горизонтов или всего профиля. Глееобразование
сопровождается восстановлением окисных соединений металлов и
несбалансированным выносом железа (Зайдельман, 1974,1992).
Предпринятые модельные, натурные и аналитические исследования дают
основания следующим образом формулировать актуальную концепцию
глееобразования.
272

Во-первых, определяющей причиной трансформации минеральной массы
почвенного горизонта (или материнской породы) при оглеении является
возникновение в условиях анаэробного сбраживания низкомолекулярных
органических одно-, двух- и трехосновных кислот, образование и накопление
фульвокислот (особенно фракций 1 и 1а), фенолов, полифенолов, аминокислот и
других агрессивных органических соединений. Они выполняют триединую
функцию, действуя на минеральный субстрат на молекулярном уровне, во-
первых, как органические кислоты; во-вторых, как восстановители и, в-третьих, как
комплексообразователи.
Кроме того, в анаэробной среде в почвенном растворе возникают и
накапливаются неорганические восстановители - аммиак, метан, диоксид
углерода, сероводород. Под воздействие этих органических и неорганических
соединений происходит освобождение минеральных зерен почвообразующих
пород от гидроокиси железа, покрывающей их поверхность. На фоне выноса
несиликатного железа проявляется собственный холодный цвет минеральной
массы горизонта.
Во-вторых, несомненно справедлива точка зрения Г.Н. Высоцкого о том, что
наиболее характерной особенностью глееобразования является восстановление и
вынос железа. При этом нами показано, что при глееобразовании происходит
несбалансированный вынос, преимущественно несиликатного железа из
мелкозема в целом и, часто, из его плазмы. При глееобразовании невозможна
компенсация выноса железа и других металлов биогенным или иным путем.
В-третьих, несбалансированный вынос несиликатного железа из почвенного
мелкозема - характерный общий признак глееобразования независимо от условий
водного режима (застойно-промывного или застойного) и состава пород, в которых
протекает этот процесс. Поэтому преобразование - всегда элювиальный процесс
по отношению к железу.
В-четвертых, глееобразование при сохранении этого общего признака
оказывает существенно различное влияние на свойства твердой фазы почв на
одних и тех же по составу и генезису почвообразующих породах в зависимости от
типа водного режима. При застойном типе режима обезжелезнение происходит
только в результате диффузии двухвалентного железа (и марганца) к зонам
аэрации, их окисления и выпадения в осадок в виде оксидов металлов. Этот
случай глееобразования был исследован и описан Г.Н. Высоцким.
В условиях застойного водного режима происходит вынос железа и
марганца, слабое или заметное увеличение внешней удельной поверхности,
минеральная масса почвы приобретает синевато-сизую окраску.
Однако значительно чаще глееобразование происходит в условиях не
застойного, субаквального, а застойно-промывного, супераквального водного
режима. Принципиальные различия последействия глееобразования на
минеральный субстрат в условиях застойного и застойно-промывного водного
режима показаны в табл. 57, составленной на основе модельных и натурных
273

исследований автора. Глееобразование в условиях застойно-промывного режима
сопровождается не только более высоким выносом железа (и марганца), но и
значительным элювиированием щелочноземельных металлов и лессиважем. При
этом, несмотря на более короткие фазы анаэробиоза, происходит резкое
усиление несбалансированного выноса железа и марганца в ионной и
органоминеральной формах. Существенно и то, что именно в таких условиях при
глееобразовании наблюдается вынос не только металлов с переменной
валентностью, но и алюминия. Глееобразование в условиях застойно-промывного
водного режима, в отличие от застойного, всегда сопровождается повышением
актуальной, обменной и гидролитической кислотностей, резким возрастанием
подвижного алюминия, уменьшением содержания обменных кальция и магния,
степени насыщенности основаниями. Горизонты, находящиеся в условиях
застойно-промывного режима, всегда приобретают светлую (белую, светло-серую,
серовато-голубую, реже - палевую) окраску.
В-пятых, глееобразование при застойно-промывном режиме оказывает
наиболее агрессивное влияние на минеральный субстрат, становится
существенным фактором дифференциации и деградации почв, обусловливает
возникновение элювиальных кислых белесых горизонтов. Этот наиболее
распространенный случай «пульсирующего» глееобразования Г.Н. Высоцким не
рассматривался вообще. Теперь на основе изложенных данных следует признать,
что если глееобразование осуществляется на кислых, нейтральных или
выщелоченных почвообразующих породах на фоне застойно-промывного водного
режима, его следствием всегда является формирование почв со светлыми
кислыми элювиальными горизонтами. Они отличаются глубокими
деградационными изменениями по сравнению с исходной почвообразующей
породой, поскольку в процессе формирования из них выносятся железо, марганец,
кальций, магний, алюминий, фосфор, а также тонкодисперсная фракция
мелкозема (<0.001 мм).
Почвы, возникшие в таких условиях, по свойствам твердой фазы
оказываются тождественными подзолистым (или болотно-подзолистым) почвам.
Ранее это позволило нам (Зайдельман, 1974) признать, что подзолистые
(болотно-подзолистые) почвы следует рассматривать как одну из форм
глееобразования, когда оно реализуется на кислых, выщелоченных или
нейтральных породах в условиях застойно-промывного водного режима. Теперь
этот вывод на основе предпринятых исследований следует расширить и
распространить на значительную надтиповую общность почв, которая
характеризуется наличием светлых кислых элювиальных горизонтов.
4. Рассмотрение представлений о закономерностях глееобразования в условиях
застойного и застойно-промывного режима создает теоретическую базу для
разработки и совершенствования классификации почв, их диагностики,
объяснения причин формирования почв со светлыми кислыми элювиальными
274

Таблица 57
Изменение свойств почв и процессов под влиянием преобразования при
застойном и застойно-промывном типах водного режима (по материалам
модельных и натурных исследований).
1 Свойства
почв и процессы
1. Вынос Fe
2. Вынос AI
3. Вынос Са и Mg
4. рН
5. Подвижный AI
6. Гидролитическая
кислотность
7. Степень насыщенности
основаниями
8. Содержание ила
(частицы <0,001мм)
9. Внешняя удельная
поверхность
10. Сегрегация железа
(конкрециеобразование)
11. Цвет горизонта
Изменения в результате глееобразования на фоне водного
режима*)
застойного
умеренный
не выражен
не выражен или слабый
без изменений или слабое
подщелачивание
без изменений
без изменений
несущественные изменения
несущественные изменения
слабое или заметное
увеличение
не выражена
сизый, синеватый, голубовато-
зеленый
застойно-промывного
интенсивный
интенсивный
интенсивный
резкое подкисление
(на1-2ед.рН)
резкое увеличение
(на 1-2 порядка)
резкое увеличение
(в 2-3 раза)
резкое уменьшение
(в 3-4 раза)
интенсивный вынос
(лессиваж)
уменьшение
заметная или интенсивная
белесый, ярко-белый,
сероватый
*) Изменение по сравнению с исходной почвообразующей породой
горизонтами и дифференцированным профилем. Эти сведения позволяют
признать, что подзолистые и болотно-подзолистые почвы, а также другие типы
почв со светлыми кислыми элювиальными горизонтами и элювиально-
иллювиальным профилем (т.е. Braunerde lessive, Sol lessive, Fahlerde, попелы,
солоди, отбелы, подбелы, а также светлые псевдоглеи, «рисовые» подзолы,
ферролизные светлые почвы, слитые почвы со светлыми горизонтами, глей-
солоди, субтропические и тропические подзолы, псевдоподзолы и т.д.) являются
следствием единого глобального почвообразовательного процесса
глееобразования. Такие почвы возникают всегда, когда глееобразование
реализуется на кислых или нейтральных породах при застойно-промывном
водном режиме. Все эти почвы следует рассматривать как формы проявления
единого процесса - глееобразования. Из этого следует также, что все
перечисленные почвы моногенетичны. Они отличаются единым механизмом
формирования свойств твердой фазы в процессе почвообразования. Различия в
степени проявления тех или иных признаков (например, мощности элювиального
горизонта, выраженности морфохроматических признаков оглеения,
интенсивности конкрециобразования и др.) определяются, главным образом,
длительностью глееобразования, генезисом и составом почвообразующих пород.
275

В частности, поэтому нет необходимости привлекать для объяснения причин
их формирования механизмы 12 казалось-бы независимых
почвообразовательных процессов, приводящих в конечном итоге к возникновению
практически тождественных по свойствам твердой фазы кислых почв со светлыми
элювиальными горизонтами, т.е. подзолообразование, осолодение, лессиваж,
псевдоподзолообразование, ферролиз, подбелообразование, отбелообразование,
псевдооглеение, слитогенез, формирование попелов, «рисовых» подзолов и др.
Следует признать, что природа в этом случае действует значительно более
экономно и целесообразно, чем это представлялось многим исследователям. Эту
принципиальную ситуацию, очевидно, более полно и более правильно понимали
основоположники почвоведения на первых этапах становления науки о четвертом
царстве природы.
Вместе с тем следует подчеркнуть, что почвы, формирующиеся под влиянием
глееобразования при застойно-промывном водном режиме, могут весьма
существенно отличаться друг от друга по экологическим особенностям, поскольку
последние определяются климатом местности (т.е. суммой температур,
испарением, десукцией, другими параметрами). Таким образом, почвы со
светлыми кислыми элювиальными горизонтами моногенетичны по свойствам
твердой фазы и, одновременно, весьма разнообразны по своим экологическим
особенностям.
5. В прикладном отношении существенно то, что если в результате антропогенного
воздействия на почвы возникает глееобразование на фоне застойно-промывного
режима, то обязательным следствием этого оказывается появление вторичных,
светлых, кислых, деградированных горизонтов. Такие деградационные изменения
ведут к частичной или полной потере плодородия. Именно с этим явлением
связаны причины образования «рисовых» подзолов в странах Юго-Восточной
Азии на многих миллионах гектаров длительно орошаемых почв на ферралитных
корах выветривания. К этой же группе явлений относится возникновение
осолоделых почв и солодей на системах лиманного орошения, а также
образование осолоделых южных черноземов и каштановых почв на орошаемых
массивах.
В лесной зоне при осушении болотно-подзолистых почв закрытым дренажем в
результате трансформации исходного, преимущественно, застойного водного
режима во вторичный застойно-промывной, в их профиле установлено появление
оподзоленных и подзолистых горизонтов или увеличение их мощности. Дренаж
болотно-подзолистых глеевых слабоокультуренных почв является причиной
увеличения мощности их подзолистых горизонтов в результате смены
субаквального водного режима на застойно-промывной. Изложенное
свидетельствует о том, что естественное и антропогенное глееобразование на
фоне застойно-промывного режима всегда оказывается интенсивным
деградационным процессом.
276

6. Существенно и то, что этот опасный деградационный процесс может быть
заторможен или преодолен с помощью одних и тех же мероприятий, независимо
от экологических особенностей рассматриваемых почв. Система необходимых
агрономических, агромелиоративных и гидротехнических мероприятий в этом
случае должна быть направлена на устранение периодического застоя влаги и
переувлажнения почв, особенно, в поверхностных горизонтах, на ликвидацию их
кислой реакции путем известкования. Важное значение в этом случае получает
использование таких почв в травопольных севооборотах, внесение минеральных и
органических удобрений. Все эти мероприятия по защите почв необходимы
повсеместно, независимо от приуроченности к той или иной природной зоне (табл.
58).
Таблица 58
Изменение мелиорированных почв разных зон под влиянием глееобразования на
фоне застойно-промывного водного режима и общность почвозащитных
мероприятий
1 Природная
зона
1. Лесная
2. Степная
3. Тропики
Почва
Болотно-подзолистые;
дерново-глеевые
кислые; торфянисто-
глевые
Черноземы
обыкновенные, южные;
каштановые
Кислые краеноцвет-
ные почвы на ферр-
алитных, ферритных и
других корах
выветривания
Вид
мелиоративного
воздействия
Дренаж
Орошение (при
систематических
переполивах)
Ирригация в
условиях
многовековой культуры
риса
Основные изменения
Увеличение мощности
или появление
подзолистого Е (А2)
горизонта
Осолодение;
формирование кислых
(слабокислых)
светлых осолоделых
горизонтов
Возникновение
«рисовых» подзолов
Защитные
мероприятия
Известкование;
травопольные
севообороты;
внесение
органических и
минеральных
макро-и
микроудобрений;
аэрация
Вместе с тем антропогенное воздействие на почвы может вызвать их
деградационные изменения и в результате вторичного развития глееобразования
в условиях застойного водного режима. Это явление имеет место при
подтоплении почв в верхнем бьефе водохранилищ, при орошении риса на
слабоводопроницаемых почвах, при дорожном и иных видах строительства.
Важнейшим приемом защиты почв от деградационных изменений в этом случае
оказывается дренаж, а также мероприятия по разуплотнению почв и, реже, по
предотвращению засоления.
Итак, единство генезиса этой обширной группы почв и свойств их твердой
фазы определяет тождество агрономических и мелиоративных мероприятий,
необходимых для использования почв в сельском и лесном хозяйствах, их защиты
277

элювиально-иллювиальных почв, обладающих светлыми кислыми элювиальными
горизонтами.
Таким образом, эта книга дает ключ к расшифровке генезиса и эволюции
почв тех ландшафтов Земли, в пределах которых происходит их формирование в
условиях переувлажнения и анаэробиоза. Это обстоятельство приобретает
особое значение при прогнозе результатов антропогенного воздействия на
почвенный покров всегда в тех случаях, когда оно вызывает изменение
гидрологического режима, а также при разработке специальных мероприятий,
направленных на защиту почв от деградационных изменений при их
использовании.

SUMM81RY
1. Three simple factors proved to be responsible for the gley formation. They are as
follows: soil overwetting, the organic matter capable to decomposing and
heterotrophic microflora on acid, leached and neutral sulfate-free parent materials.
So far as the factors are available almost everywhere, the gleyzation can be
considered as one of the soil-forming processes, widely spread on the Earth.
Under the influence of these factors the gley formation takes place also at a
considerable depth of the earth crust on the contact with zones of natural
hydrocarbon distribution (Perelman, 1977). Hence, the gley formation is an old and
widespread process associated with simultaneous effects of overwetting, acid
organic matter and heterotrophic anaerobic microflora on the mineral substrate of
the fine earth.
2. Since the factors, required for gley formation occur everywhere in zones of
excessive moistening (tundra, forest tundra, northern, middle and southern taiga,
zones of subtropics and tropics) the gleyzation as a soil-forming process is usually
dominant there. In dry and arid zones the main cause of its local occurence under
natural conditions is the high groundwater table or accumulation of surface fresh
waters in flat interfluves and depressions.
Gleyzation is able to develop due to human activities resulted in overwetting of
soils and rocks: tillage-induced overcompaction of soil and redistribution of the
surface run-off; excessive watering in the course of surface and liman irrigation,
sprinkling and the irrigation of rice; soil washing with higher water rates as well as
the soil underflood by headwater of the water reservoirs, road building, etc.
3. Our own data let us define the gleyzation as a soil-forming process taking place
under anaerobic conditions due to the effect of heterotrophic microflora and the
organic matter under the constant or periodical overwetting of separate horizons or
throughout the soil profile. Gley formation is accompanied by metal oxides
reducible into hydroxides as well as by unbalanced iron removal (Zaidelman, 1974,
1992).
Model experiments, field research and the obtained analytical data permit to
formulate the concept of gley formation by the following way.
- First, by soil gleying the main reason for changes in the mineral mass of the
soil horizon or the parent material is the formation of low-molecular organic one,-bi-
and trivalent acids, fulvoacids (especially 1 and 1a fractions), phenols, polyphenols,
aminoacids and the other aggresive organic compounds under anaerobic
conditions. They perform a triune function and render the impact upon the mineral
substrate at a molecular level like as organic acids, reducing and complexing
agents.
Besides, under anaerobic conditions the inorganic reducing agents are formed
and accumulated in the soil solution such as ammonia, methane, carbon dioxide,
hydrogen sulfide. Under the influence of these organic and inorganic compounds
the mineral grains of soil-forming rocks are found to be released from the iron
279

hydroxide covering their surface. Against the background of non-silicate iron
removal the mineral mass of soil horizon becomes cold in color.
- Second, the idea, formulated by G.N. Vysotskiy is especially true to show
that the iron reduction and removal is the most specific for gley formation. Based
upon our own data it is worthy of note that in the course of gley formation the
unbalanced removal of non-silicate iron takes place from the fine earth on the
whole and frequently from its plasma. Under this process the removal of iron and
other metals cannot be compensated by biogenic or another way.
- Third, the unbalanced removal of non-silicate iron from the fine earth, being
a specific feature for the gley formation happens independing on the water regime
type (stagnant-percolative or stagnant) and the composition of soil-forming rocks,
in which this process takes place. That is why the gleyzation is always an eluvial
process in terms of iron.
- Fourth, the gley formation is able to render quite different impact on
properties of the solid phase of soils derived from parent materials of the same
composition and genesis in dependence on the water regime. Under stagnant
water regime the iron loss is mainly resulted from the diffusion of bivalent iron (and
manganese) to the aeration zone, subsequent oxidation and precipitation in the
form of oxides and hydroxides. Such process has been studied and described by
G.N. Vysotskiy.
Under stagnant water regime Fe and Mg are intensively removed, the specific
surface is slightly increased and hence the soil mineral mass becomes bluish-grey
in color.
However, the gley formation is usually observed under stagnant-percolative,
superaqual water regime and accompanied not only by a high Fe (and Mg) removal
but also by a considerable eluviation of earth metals and lessive. In spite of shorter
anaerobiosis phases the unbalanced removal of Fe and Mg in ionic and organo-
mineral forms is highly increased. It is worthy to emphasize that on a level with
metals of variable valency aluminium is also removed under these conditions of
gleyzation. The gley formation under stagnant-percolative water regime as
compared to that under stagnant one is always associated with increasing the
actual, exchange and hydrolytic acidity as well as the content of mobile Al, but the
amount of exchangeable Ca and Mn becomes declined like as the base saturation
degree. As a rule, the soil horizons under stagnant-percolative water regime get
bleached (white, light-grey, greyish-blue and seldom pale-yellow in color).
- Fifth, the gley formation under stagnant-percolative water regime has an
aggresive influence on the mineral substrate, the process is found to be a
determining factor for soil differentiation and degradation and provides the
occurrence of eluvial acid and whitish-coloured horizons. G.N.Vysotskiy didn't
describe such a widespread type of "pulsating" gleyzation at all. Thus, the data
obtained by us make it possible to conclude that the soils with light-coloured acid
eluvial horizons are always formed due to gleyzation on acid, neutral or leached
soil-forming rocks under stagnant-percolative water regime. The soils suffer from
280

degradation to a considerable extent as compared to the original soil-forming rock
because in the course of their formation such minerals as Fe, Mg, Ca, Mn, Al, P
and the fine-dispersed fraction (< 0.001 mm) are highly leached
According to properties of the solid phase the soils, developed under these
conditions seem to be similar to podzolic (or bog-podzolic) ones. At earlier stages
of our research (Zaidelman, 1974) it was concluded that the podzolic or bog-
podzolic soils should be considered as one of the gleyzation forms on acid,
leached or neutral parent materials under stagnant-percolative water regime. The
latest studies permit to advance the conclusion with regard of all the soils,
characterized by light-coloured acid eluvial horizons
4. The ideas about regularities in the gley formation under stagnant and stagnant-
percolative water regime give good theoretical grounds for elaborating and
improving the soil classification and diagnostics; they help judging about the
reasons for the development of soils with light-coloured acid eluvial horizons and
differentiated profile. One should accentuate that the podzolic and bog-podzolic
soils as well as the other soil types, characterized by available light-coloured acid
eluvial horizons and eluvial-illuvial profile (i.e. Braunerde lessive, Sol lessive,
Fahlerde, popel, solod, otpel, podbel, the light pseudogley, "rice" podzol, light-
coloured ferrous soils, compact soils with light-coloured horizons, gley-solods,
subtropical and tropical podzols, pseudopodzols, etc.) are developed as a
consequence of the only global soil-forming process and this process is
gleyzation. Such soils occur always, when the gley is formed on acid or neutral
parent rocks under stagnant-percolative water regime, and should be regarded as
soils developed through manifestation of the gley formation. Hence, it follows that
all the above-mentioned soils are monogenetic ones. In the course of soil formation
they have the common mechanism responsible for the development of the solid
phase properties. Differences in some features (for example, thickness of eluvial
horizon, morphochromatic features of gleying, intensive formation of concretions,
etc.) are mainly explained by gley formation for a long period of time as well as by
genesis and composition of soil-forming rocks.
In view of this, there is no necessity to be in search of reasons to explain the
formation of these soils, using mechanisms of more than ten, one would think,
independent soil-forming processes, which lead in the final analysis to the
development of acid soils with light-coloured eluvial horizons, identical to each
other according to properties of the solid phase. The question is the processes
such as podzolization, solodization, lessivage, pseudopodzolization, ferrolysis,
podbel and otbel formation, pseudogleying, slitogenese, formation of popel and
"rice" podzols, etc. One can say that the nature is believed to operate in this case
more economical and advisable and could not catch imagination of many
researchers. The initiators of pedology are thought to have had a clearer view of
this principal situation in the making of the science about the fourth kingdom of
nature.
282

At the same time one should notice that the soils, being formed due to
gleyzation under stagnant-percolative water regime proved to be rather different in
ecological peculiar features, so far as the latter are determined by local climatic
conditions (sum of temperatures, evaporation, desuction and other parameters).
Thus, the soils with light-coloured acid eluvial horizons are monogenetic thanks to
properties of the solid phase and simultaneously they are diverse in their ecological
peculiarities.
5. in terms of the applied value it is important to stress that in the course of gley
formation against the background of stagnant-percolative water regime under the
influence of human activities the secondary light-coloured acid degraded horizons
are sure to be developed. Due to such changes the soil becomes deteriorated and
its fertility is partially or completely lost. It is precisely this fact that explains the
development of "rice" podzols in the countries of South-East Asia, where many
millions of hectares of the soils confined to ferrallitic weathering crusts have been
intensively used under irrigation for a long period of time. The formation of
solodized soils and solods under liman irrigation as well as solodized southern
chernozems and chestnut soils over vast irrigated areas is also related to this group
of phenomena.
Within the forest zone in bog-podzolic soils under closed drainage the
podzolized and podzoiic horizons are formed (or their thickness is increased) due to
changing the initial stagnant water regime into the secondary stagnant-percolative
one. So, drainage of the weakly-cultivated bog-podzolic gley soils is the main
reason for increasing the thickness of podzoiic horizons because the stagnant-
percolative water regime appears instead of subaquai one. This is a witness of the
fact that natural and human-induced gley formation under stagnant-percolative
water regime is a very severe degradation process.
6. To protect the soils against degradation, the same -preventive control measures
shouid be taken independing on ecological peculiarities of soils in question. A
system of agronomical, agromeliorative and hydrotechnical measures should be
oriented to eliminate periodical water stagnation and soil overwetting especially in
the surface horizons as well as to change the acid soil pH by liming. The grass
rotations, application of mineral and organic fertilizers are also of value. The soil
protection measures are required in every natural zone.
The anthropogenic effects can lead to degradation due to the secondary gley
formation under stagnant-percolative water regime. It happens in the course of soil
underflooding by headwater, the rice irrigation on weakly permeable soils and as a
result of road building. In this case the soils need improving by drainage,
discompaction and seldom by desalinization.
Thus, the same genesis and properties of the solid phase, inherent of the
great soil group proved to be a determining factor for identical agronomical and
reciamative measures, undertaking with the purpose to use these soils in
agriculture and forestry, to protect them against degradation. This is an indirect
282

corroboration of the concept proposed by the author to explain the common origin
of ail eluvial-illuvial soils with light-coloured acid eluvial horizons
In conclusion it is worthy to emphasize that the given book intends to show
the gley formation as one <of the most important soil-forming processes on the
Earth. It may help for a better understanding of soil genesis and evolution in those
landscapes where the soils are formed, under conditions of overwetting and
anaerobiosis. The keynote is especially acute in view of elaborating special
measures oriented to protect the soils against degradation in the course of their
intensive use in agriculture.

УКАЗАТЕЛЬ ИМЕН
АарниоБ. 29
АвадМ.З. 263
Александрова Л.Н. 27
Амалицкий В.П. 249
Амчиславская А. Г. 234
Андроников В.Л. 230
Аринушкина Е.В. 170,175
Аристовская Т.В. 150
Асеева И.В. 38,40
Базилевич Н.И. 234,245,247
БалахоноваКН. 76,161
Банников М.В. 219
Богатырев К.П. 264
Богословская Е.И. 28
Болатбекова К.С. 270
БолышевН.Н. 265
Бусыгина Е А 87
Быковская Т.К. 235, 240
Быстрицкая Т.А. 265,270
Вальков В.Ф. 267
Васильевская В.Д. 263
ВеригинаК.В. 12
Вильяме В.Р. 212
Виноградов В.Г. 116
ВитыньЯ. 53
Вишневская И.В. 48
ВолыноваА.И. 42
Высоцкий Г.Н. 11,17,86,123,198,
210,255.286
ГедройцК.К. 212,232,234,249
Геммерлинг В.В. 142
ГеннадиевА.Н. 46
Герасимов И.П. 257
Герасимова М.И. 257
Георгиевский А. 211,249
Глазовская М.А. 211,249
Глинка КД 212,249,253
Горбунов Н.И. 80,138
ГостеевЮ.Н. 263
Градусов Б.П. 81,252
ГречинИ.П. 56
Гришина Э.А. 41
Гуров Л.Ф. 282
Давыдова И.Ю. 267,282
Данилова ГА 32,35
ДараганА.Ю. 87
Дарвин Ч. 91
ДеБаржакГ. 87,89
ДжиндилА.Р. 31
Дзядевич Г.А. 76,80,138,252,253
Докучаев В. В. 11,154,204,210-212,
250,261
ДюшафурФ. 205,209
Евдокимова Т.И. 235,240
Евсеева Р.П. 28
Елагин И.Н. 217
Завалишин А. А. 12,115
Зайдельман Ф.Р. 15,19,30,35,46,57,
76,90,109,129,155,166,185,251,
270,277, 285
ЗимовецБ.А. 234
ЗоннС.В. 201,249,257
ЗыринН.Г 28
Иванов В.П. 38
Изотов В.Ф. 217
КапланМ.А. 161
Карпачевский Л.О. 201
Касаткин В. Г. 27,31,53
КауричевИ.С. 12,27,28,31,219
КачинскийНА 109,205
Кащенко А.С. 27
Кисель В.Д. 246
Клинге Г. 230,281
КовдаВА 38,234,268,281
Ковригин С А 161
Козловский Ф.И. 263
Кононова М.М. 28, 38
КопысовИ.Я. 282
Корнблюм Э.А. 263, 235
284

Коршун Н.Н. 31
Коссович П.С. 29,171
Кузьмин В.А. 218
КупревичВ.Ф. 38
Лебедев Н.П. 46
Ливеровский Ю А 12,139
Лисица В.Д. 76
Любимова И.Н. 265
Майская СМ. 38
Максимова А.Е. 38
МалийН.Н. 219
Мамаева Л.К. 272
МамченкоОА 31,38
МатинянН.Н. 31,80
МишустинЕ.Н. 38
МирчинкТ.Г. 42
Нарокова Р.П. 57,76,80,87,166
Никифорова А.С. 213
Ноздрунова Е.М. 12,23,29,257
ОглезневАХ 144
Орлов Д.С. 31,41
ПаниковН.С. 41
Перельман А.И. 12,138,212,285
Петров В.Б. 282
Петрова А.Н. 38
Плотникова Т.А. 46,30
Полонская Л.И. 215
ПолупанН.И. 246
ПолыновБ.Б. 261
Понагайбо НД 249
Пономарева В.В. 30,46,212
ПошонЖ. 87,89
Рашевская И.М. 235
Ремезов Н.П. 160
Роговой П.П. 251
Роде А.А. 12, 52,109,143, 205, 234,
236-239, 251
РожноваТА 12
Розанов Б. Г. 29,212
Романова ТА 161
Росликова В.И. 139
Руднева Е.Н. 227
Рысков Л.Г. 282
Сабольч И. 282
Садовников Ю.Н. 43
Садовникова Л.К. 41,43
Самодуров П.С. 251
Самойлова Е.М. 236
СанжаровА.И. 215
Сибирцев Н.М. 27,210-212,235,258,
261
СмеянН.И. 161
Соколова ТА 80,186
Соколовский А.Н. 249
СютаЯ. 12,53
Таргульян В.О. 48
ТерешинаТ.В. 149
Титова Н.А. 28
Тихонов СА 161
Томашевский Я.Я. 12
Тонконогов В.Д. 217,218
Туник Б.М. 138
ТурсинаТ.В. 236
Тюрин И.В. 28,234,246
Тюрюканов А.Н. 265, 270
Уваров В.И. 38,268,269
УманскаяО.Г. 267
УмаровМ.М. 38,40
Урусевская И. С. 31
Фатьянов А.С. 28
ФридландВ.М. 76,250,252
ФридландЕ.В. 41
ХанД.В. 270
ХардонГД. 281
Хлебникова Е.И. 282
ШишовЛ.Л. 230
ШостакЕ.В. 186
Штина Э.А. 87
Цюрупа И.Г. 150
Щербакова Т.И. 38
285

ЩепихинаЛ.С. 31
Ярилова Е.А. 76, 235
ЯрковС.П. 12,212
ArensR. 156,256
Ball D.F. 228
BeresT. 28
Bloomfield С. 53,74
BlumeH.P. 116
Brewer R. 12,128,263
Bridges E.M. 228
Brinkman R. 80, 273
Brown G. 80
CateR.B. 80
ChenTsen-Tuo 205
ClaydenB. 228
Delong W.A. 53
Duchaufour Ph. 28,249
Farmer V.C. 85
FllipovicC. 27
Fischer W.R. 182
Flaig W. 38
FlyC.H. 113
Gartner G. 255
GrupeO. 255
Hartel F. 255
Hong-Hun-Huang 205
Hurst H. 42
Jackson Ml. 85
Kalk E. 79
KawaguchiK. 27
KiralyJ. 28
KrauskopfK.B. 150
KraussG. 12,255,256
KremerF. 116,256
KubienaW. 12,256
KundlerP. 252
Kuwada H. 42
Kyuma K. 27
LaatschM. 109,256
LangerCh. 116,256
LinstovV.O. 255
LutwickLE. 53
Mc Hardy M.J. 85
Meyer B. 79
Mitsuchi M. 80,
MohrEJ. 281 '
Muckenhausen E. 62,255-258,262
MullerK. 255
OttowJ.C. 74
Ponnamperuma F.N. 23
PrescottJA 230,281
Richards P.W. 281
RusselJ.D. 85
Sato O. 42
SchautzH. 255
SchwertmanU. 182
Stefanovits P. 160
SukhaiAP. 80
Taylor R.M. 182
TiancoE.M. 23
Van Baren F.A. 281
Vieth J.A. 85
Vogel von Falkenstein K. 255
VojinovicJ. 27
Wityn JJ. 53
ZakozekH. 62,256
286

ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Азот общий 36
Актиномицеты 79
Альгофлора 88,89
Амебы раковинные 88
Аминокислоты 38,39,200
Амфиболы 78,202
Анаэробиоз 19
Бактерии 88,89
Баланс железа 176
Барьер глеевый 285
Бейделлит 186
Биота 86,88
Биотит 76,77,202
Верховодка двухъярусная 130
— надмерзлотная 218,224
Вивианит 73,74
Влажность набухания 272
— разрыва капиллярной связи 113
118
Влагоемкость полная 113,118,189
— предельная полевая 113,118,
189
Воды фунтовые 154,155,224,170,193
Вытяжка Тамма 63,65,66
— Мера и Джексона 63,65,66,81
— сернокислая 153
Гетит 22
Гидроиллит 74
Гидролиз 22
Гидроморфизм 263,127
Гидротроилит 21
Гизенгерит 264
Глауконит 78
Глееобразование 1,14,17,26,75,118,
198,202,205
Глей 11
— редуцированный 21,59,171
— окисленный 156
Глина аллювиальная 270,271
— колломорфная 112
Глина лессовидная 30,92,171
— ленточная 216,271
— майкопская 268
— моренная 27,30,92
— пермская 270,271
Горизонт водоупорный 114,226,
257
— глеевый 35
— иллювиальный 226
— мерзлотный 218
— мраморовидный 250
— ортзандовый 155
Грибы 88
Гумус конкреций 152
— кутан 42,142
— новообразований 45
— гуматно-фульватный 33
— фульватно-гуматный 33
— фульватный 32,247
Деградация почв 199,280,282
Жгутиконосцы 88
Железо аморфное 63,103
— валовое 67
— кислоторастворимое 66
— несиликатное 63,214
— силикатное 253
Илистая фракция 69,80,82,139
Иллит 74,81,263
Кайма капиллярная 190,193
Каолинит 253
Катена 32,90
Керченит 74
Кольца диффузные 98
Конкреции гумус-алюминиевые
106,153
— марганцево-железистые
45,48,149
— трубчатые 105,106
Купорос железный 22
287

Кутаны 45,46,111,114
Лепидокрокит 22
Лессиваж 202,205
Лиман 238
Липиды 40,141
Магнетит 264
Метан 28
Металлорганические соединения 28
Микроортштейны 93,97
Модель глееобразования 58,201
Монтмориллонит 253, 264,265
— ожелезненный 264, 265
Морфология почв 91,75,127
Минералы вторичные 69
— первичные 75,76
Набухание 272
Новообразования 45
— конкреционные 45
— неконкреционные 45
Нонтронизация 68,264
Нонтронит 264
Обезжелезнение 21,65,198,221
Окраска глея 58,72
Органические кислоты 200
Ортзанд 15,172,175
Ортштейн 45,46,48,100,128
Основания обменные 63,148,166
Охра 103,105
Оценка почв генетическая 282
— экологическая 282
Пен 228
Переувлажнение 14
Песок оглеенный 162,190
— ожелезненный 156,162,167
— плывунный 190
— флювиогляциальный 154
Пигмент зеленый 40,44
Пироксен 253
Плазма мелкозема 214
Под 232,235
Подзолообразование 210
Полесья 154
Полифенолы 29,199
Порода почвообразующая 22,24
— карбонатная 24
— кислая 251
— смектитовая 268
Порозность воздухоносная 111,119
Потенциал окислительно-
восстановительный 31,58,213,223
Почва
— бурая лессивированная 204
коварванная 167
— болотно-подзолистая 117,
204,290
— бурозем полутороокисный 278
— буро-подзолистая 278
— дерново-подзолистая 116,
204, 254
оглеенная 90,156
ортзандовая 155
псевдофибровая 22, 280
мерзлотная 218,222
— западинные подзолы 231,
232,248
— захлесть 255
— иловка 255,258
— лугово-глеевая 228
—• молькен 255
— отбел 277
— подбел 277
— подзол рисовый 204,273,274
— попел 204,277
— псевдоглей 155,254,257,260
— псевдоподзолистая 155,254,
257,260
— фальерде 277
— светло-бурая 160,222,225,
227
— светло-серая 204,207
— светлый псевдоглей 204,209
— слитая 239,270
— смолница 264
— солодь 236,245
288

— лиманная 235
— чернозем слитой 265,267
— Braunerde lessive 249, 254,277
— Parabraunerde 249
— Sol brun lessive 249,254
Признаки гидроморфизма 233,259
— оглеения 210
— подзолообразования 210
Протонация 202
Профиль солевой 239
Псевдофибры 220
Пятна марганцевые 130
Размерзание 223
Режим водный (гидрологический) 115,
190
Роговая обманка 76
Сиалитизация 79
Слитогенез 263
Степень оглеения 214,215
Сульфатредукция 16,17
Трещины (почв) 109,111,112,122,124
Углеводы 45
Ферролиз 273,275
Фильтрация 114,189
Хелаты 26
Хлорит 76,180
Хлоритизация 68
Хлорофилл 40,42
Цвет глея 72,75
Ярозит 24

Литература
Аарнио Б. О выпадении окислов железа и алюминия в песчаных и щебенчатых
почвах Финляндии.// Почвоведение, 1915, № 2, С. 1-50, №3, С. 1-23.
Авад М.З.С. Особенности почвообразования на камовых и озерно-ледниковых
песках Северо-Запада РСФСР. - Автореф. дисс. на соискание уч. ст. канд.
биол. наук.-Л., 1981,23с.
Александрова Л.Н. О природе и свойствах продуктов взаимодействия гуминовых
кислот и гуматов с полутораокисями.// Почвоведение, 1954, № 1, С. 14-29.
Амалицкий S./7. Горбановский уезд. Материалы по оценке земель Нижегородской
губернии. СПб., 1885, в. VII.
Аринушкина Е.В. Химическая природа и условия образования ортзанда.//Уч. зап.
МГУ, 1939, в. 27, С. 169-208.
Аристовская ТВ. Микробиология подзолистых почв. - М.-Л., «Наука», 1965,187 с.
Афанасьев Я.Н. Из области анаэробных и болотистых процессов.
//Почвоведение, 1930, № 6, С. 5-54.
Базилевич Н.И. Лесостепные солоди. - М., «Наука», 1967, 97 с.
Болышев Н.Н. Генезис слитых почв черноземной и каштановой
зоны.//Почвоведение, 1965, №6, С. 31-37.
Борисенко ЕЯ Геохимия глеевого катагенеза в породах красноцветной
формации. - М. «Наука», 1980,164 с.
Быстрицкая Т.П., Тюрюканов А.Н. Черные слитые почв Евразии. - М. «Наука»,
1971,256с.
Вальков В.Ф., Уманская ОТ. Изменение минеральной массы южных черноземов
при глеевом процессе (модельный опыт). //Почвоведение, 1982, №7, С. 99-
106.
Васильевская В Д., Гостеев Ю.Н. Подзолообразование в системе
остаточнополигонального рельефа Западной Сибири. //Науч. докл. высш.
шк., Биол. науки, 1980, № 6, С. 94-101.
Веригина К.В. К характеристике процессов оглеения почв. //Труды Почв, ин-та им.
В.В. Докучаева, т. XI, 1953, С. 198-252.
Вигутова А.Я., Резанова Э.Ф., Вальков В.Ф. Проявление вторичного
слитообразования в орошаемых подкавказских черноземах Ростовской обл.
//Науч. докл. высш. шк., Биол. науки, 1986, №5, С. 104-105.
Вильяме ВР. Почвоведение. - М. «Сельхозгиз», Соб. соч. Т. 1,447с.
Вольтова А.И., Мирчинк ТТ. Образование темноцветными грибами зеленого
пигмента, сходного с функцией Рд гуминовых Р-типа. //Почвоведение, 1972,
№11, С. 140-150.
Высоцкий Т.Н. Глей.//Почвоведение, 1905, №4, С. 291-327.
Гедройц К.К. Осолодение почв. //Тр. Носовской с.-х. опытной станции, 1926, вып.
44, С. 1-48.
Гедройц К.К., Добровольский М. Природа и происхождение подзола по данным
современного почвоведения. //Журнал опытной агрономии, 1900, кн. 5, С.
458-494.
Геммерлинг В.В. Некоторые данные по характеристике подзолистых почв.
//Русский почвовед, 1922, вып. 4-5.
Георгиевский А. К вопросу о подзоле. //Материалы по изучению русских почв.
1888, вып. IV, С. 1-48.
290

Герасимов ИЛ. Почвы Центральной Европы и связанные с ними вопросы
физической географии. - М., Изд-во АН СССР, 1960,143 с.
Герасимов ИЛ. Что такое субтропические подзолы Абхазии? //Почвоведение,
1966, №11, С. 48-53.
Герасимов И.П., Зонн СВ. Подзол и глей, лессиве, псевдоглей и псевдоподзол (к
приоритету генетических понятий). //Почвоведение, 1971, № 8, С. 118-129.
Герасимова М.И., Ноздрунова ЕМ Динамика подвижных соединений в глееватых
подзолистых почвах и псевдоглеях. //Почвоведение, 1969, № 1, С. 38-49.
Глазовская М.А., Лебедев Н.П., Геннадиев АЛ Опыт анализа генетического
профиля дерново-подзолистой почвы на покровных суглинках.
//Геохимические и почвенные аспекты в изучении ландшафтов. - М.:
«Наука», 1975, С. 5-25.
Глинка К.Д. Деградация и подзолистый процесс. //Почвоведение, 1924, №3-4.
Глинка К.Д Почвоведение. - М.-Л., «Сельхозгиз», 1932, 598 с.
Горбунов Н.И. О передвижении коллоидных и илистых частиц в почвах.
//Почвоведение, 1961, №7, С. 13-28.
Горбунов Н.И. Генезис и превращение минералов в почвах. //Почвоведение, 1969,
№3, С. 106-117:
Горбунов НИ., Дзядевич ГС, Туник Б.М. Методы определения несиликатных
аморфных и кристаллических полуторных окислов в почвах и глинах.
//Почвоведение, 1961, №11, С. 103-111.
Градусов БЛ. Минералы со смешанослойной структурой в почвах. - М., «Наука»,
1976,128 с.
Градусов БЛ., Дзядевич ГС Химический и минералогический состав илистой
фракции сильноподзолистой почвы в связи с миграцией элементов.
//Почвоведение, 1961, №7, с. 59-66.
Гречин ИЛ. Влияние аэробных и анаэробных условий на свойства дерново-
подзолистой почвы. //Докл. ТСХА, 1957, вып. 29, С. 214-219.
Дараган А.Ю. О микробиологии глеевого процесса. //Почвоведение, 1967, № 2, С.
90-98.
Дарвин Ч. Происхождение видов. М., Сельхозгиз, 1935,630 с.
Джиндил А.Р. Сравнительная характеристика органического вещества
водораздельных и долинных почв дерново-подзолистой зоны. - Автореф.
дисс. на соискание уч. ст. канд. биол наук. М., 1968,18с.
Дзядевич ГС Минералогический состав и свойства дерново-подзолистых
оглеенных почв. //Почвоведение, 1972, № 12, С. 103-107.
Димо Н.А. Физические свойства и водный режим почв Колхидской низменности. -
Тбилиси, 1940, 56 с.
Докучаев В.В. О подзоле. //Тр. Вольного Эконеомического о-ва, 1880, т. 1, вып. 2,
С. 142-150.
Докучаув В.В. О пользе изучения местной номенклатуры русских почв. Собр. соч.
т.7,-М. Изд-во АН СССР, 1953.
Дюшафур Ф. Основы почвоведения. Эволюция почв. - М., «Прогресс», 1970,591с.
Евдокимова Т.Н., Быковская Т.Н. Почвы подовых понижений Украины. - М., Изд-
во МГУ, 1985,95с.
Евсеева РЛ. Водорастворимые соединения алюминия в подзолистых и дерново-
подзолистых почвах. - Автореф. дисс. на соискание уч. ст. канд. с.-х. наук,
ТСХА, М., 1968,17 с.
Елагин ИЛ, Изотов В.Ф. Температура почвы в сосняках лесной зоны' в
различные периоды года. //Почвоведение, 1968, № 6, С. 138-142.
Завлишин АА Несколько наблюдений к познанию почв с близким глеевым
горизонтом. //Сб. Памяти акад. К.А. Глинки, М., Изд-во АН СССР, 1928.
291

Зайдельман Ф.Р. Минеральные гидроморфные почв лесной зоны.
//Почвоведение, 1965, № 12, С. 34-47.
Зайдельман Ф.Р. Диагностика, общность и различия подзолистых и
лессивированных почв, подзолов, псевдоподзолов и псевдоглеев.
//Почвоведение, 1970, № 12, С. 169-182.
Зайдельман Ф.Р. Диагностика подзолистых и лессивированных,
псевдоподзолистых, псевдоглеевых и оглеенных почв на современном
этапе. //Почвоведение, 1973, № 1, С. 130-140.
Зайдельман Ф.Р. Подзоло- и преобразование. - М., «Наука», 1974,204 с.
Зайдельман Ф.Р. Глеообразование и роль этого процесса в педогенезе. //Сб.
«Почвы Дальнего Востока», Хабаровск, 1976, С.3-11.
Зайдельман ФР. Принципы и опыт классификации минеральных почв гумидных
ландшафтов по степени гидроморфизма и заболоченности. //Почвоведение,
1984, №2, С. 5-14.
Зайдельман Ф.Р. Глеобразование и его роль в почвообразовании гумидных
ландшафтов. - Итоги и перспективы исследований (к 80-летию статьи Г.Н.
Высоцкого «Глей»). //Вести. МГУ, сер. 17, почвовед., 1985, №4, С. 7-15.
Зайдельман Ф.Р. Гидрологический режим почв Нечерноземной зоны. -Л.,
«Гидрометеоиздат», 1985,328 с.
Зайдельман Ф Р. Эколого-мелиоративное почвоведение гумидных ландшафтов. -
М., «Агропромиздат», 1991, 320 с.
Зайдельман Ф.Р. Естественное и антропогенное переувлажнение почв. - СПб.,
«Гидрометеоиздат», 1992, 288 с.
Зайдельман Ф.Р. Опастность деградации черноземов при орошении
неминерализованными водами. //Сб. «Проблемы гидрогеологии,
инженерной геологии и почвоведения» - М., ВНИИГИМ, 1996, С. 31-42.
Зайдельман Ф.Р. «Закономерность формирования светлых кислых элювиальных
горизонтов в профиле почв». Диплом №37, Приоритет от 28 июля 1974г.
//Сб. «Научные открытия (краткие описания за 1995-1996 гг.)». - М., Изд-во
РАЕНиААНО, 1997, С. 14.
Зайдельман Ф.Р., Банников М.В. Водный режим и генезис псевдофибровых и
глеевых почв полесий. //Почвоведение, 1996, № 10, С. 1213-1221.
Зайдельман Ф.Р., Болатбекоеа К.С. Изменение физических и химических свойств
глинистых почвообразующих пород Нечерноземной зоны под влиянием
глееобразования. //Почвоведение, 1985, № 12, С. 24-34.
Зайдельман Ф.Р., Бусыгина Е.А., Нарокова Р.П., Штина ЕА Особенности
почвенной биоты при глееобразовании в модельных условиях.
//Почвоведение, 1979, № 9, С. 123-126.
Зайдельман Ф.Р., Давыдова И.Ю. Причины ухудшения физических и химических
свойств черноземов при орошении неминерализованными водами.
//Почвоведение, 1989, № 11, С. 101-108.
Зайдельман Ф.Р., Данилова Г.А.. Влияние степени гидроморфизма на состав
гумуса тяжелых дерново-подзолистых почв. //Вестн. МГУ, сер. 17,
почвоведение, 1988, № 3, С. 25-32.
Зайдельман Ф.Р., Данилова ГА Влияние глееобразования на содержание
липидов, хлорофилла, зеленого пигмента и углеводов в дерново-
подзолистых почвах. //Науч. докл. высш. шк., Биолог, науки, 1989, №3, С.
101-105.
Зайдельман Ф.Р., Данилова ГА Влияние степени гидроморфизма на содержание
свободных аминокислот в дерново-подзолистых почвах на покровных
суглинках. //Вестн. МГУ, сер. 17, Почвоведение, 1989, № 2, С.14-19.
292

Зайдельман Ф.Р., Данилова ГА Влияние степени гидроморфизма на состав
гумуса целинных и освоенных дерново-подзолистых почв на тяжелых
покровных суглинках. //Вестн. МГУ, сер. 17, Почвоведение, 1989, № 4, С. 33-
47.
Зайдельман Ф.Р., Нарокова РЛ. Глееобразование при застойном и промывном
режимах в условиях лабораторного моделирования //Почвоведение, 1978,
№3, С 37-45.
Зайдельман Ф.Р., Никифорова АС. Изменение свойств легких почв Окско-
Мещерского полесья под влиянием осушения и окультуривания. //Вестн.
МГУ, сер. 17, Почвоведение, 1996, № 2, С. 11-15.
Зайдельман Ф.Р., Санжаров А.И. Моделирование процесса глееобразования на
ленточной глине. //Вестн. МГУ, сер. 17, почвоведение, 1982, №2, С.56-60.
Зайдельман Ф. Р., Санжаров А. И, Полонская Л. И. Кутаны и ортштейны дерново-
подзолистых неоглеенных и оглеенных почв на ленточных глинах.
//Почвоведение, 1982, № 11, С. 17-25.
Зайдельман Ф.Р., Соколова ТА, Нарокова РЛ. Изменение содержания,
химического и минералогического состава илистой фракции трех
почвообразующих пород под влиянием оглеения в условиях модельного
опыта. //Вестн. МГУ, сер. 17, почвоведение, 1978, № 1, С. 46-53.
Зверева Т.С, Стрелкова А А, Толстогузов О.В. Глееобразование в таежной
зоне и изменение поверхностно-глеевых почв при сельскохозяйственном
использовании. - Петрозаводск. Карельский НЦ РАН, 1997,240с.
Зонн СВ. Буроземообразование, псевдооподзоливание и подзолообразование.
//Почвоведение, 1966, № 7.
Зонн СВ. О процессах подзоло- и псевдоподзолообразования и проявлении
последнего в почвах СССР. //Почвоведение, 1969, № 3, С.3-11.
Зонн СВ., Карпачевский И.О. Сравнительно-генетическая характеристика
подзола, дерново-подзолистой и серой лесной почв. //Сб. «Новое в теории
оподзоливания и осолодения почв». - М., «Наука», 1964, С. 5-44.
Зырин Н. Г., Богословская Е. И. Сезонные изменения в составе и свойствах
пойменных почв р. Клязьмы. //Сб. «Пойменные почвы Русской равнины»,
Изд-во МГУ, 1962, С. 143-195.
Изотов В.Ф. Ход промерзания и опаивания почвы в заболоченных лесах
северной подзоны тайги. //Почвоведение, 1968, № 6, С. 117-124.
Каплан МА Изменение водопроницаемости и водоотдачи в песчаных почвах в
связи с развитием подзоло- и болотообразовательного процессов.
//Почвоведение, 1940, № 12, С. 53-64.
Касаткин ВТ. О формах органического вещества гумуса подзолистых и
заболоченных подзолистых почв. // Науч. Тр. Ивановского СХИ, Иваново,
1948, вып. 9, С. 5-11.
Касаткин ВТ. Подвижность железа, кальция и реакции среды при анаэробных
процессах в условиях лабораторного опыта. //Науч. Тр. Ивановского СХИ,
Иваново, 1947, вып. 6, С. 9-13.
Кауричев И.С, Малий Н.Н. Характеристика окислительно-восстановительных
процессов в мерзлотно-таежных и мерзлотных полуболотных почвах. //
Почвоведение, 1973, № 7, С. 19-28.
Кауричев И.С, Ноздрунова ЕМ. Общие черты генезиса почв временного
избыточного увлажнения. //Сб. «Новое в теории оподзоливания и
осолодения почв», М., Изд-во АН СССР, 1964, С. 46-61.
Кауричев И.С, Орлов Д.С Окислительно-восстановительные процессы и их роль
в генезисе и плодородно почв. - М., «Колос», 1982, 247 с.
293

Кащенко АС. Сезонная динамика гумусообразования в дерново-подзолистых
почвах в условиях Ленинградской области. - Автореф. дисс. канд. с.-х. наук,
Л., 1958,17 с.
Кисель В.Д, Полупан Н.И. Почвы подов Украины и их место в систематике почв
степной зоны. //Тезисы докл. на 2-ом всесоюзном делегатском съезде
почвоведов. - Харьков, 1962, С. 293-294.
Клинге Г. Подзолообразование в тропиках. //Почвоведение, 1971, № 5, С. 21-29.
Ковда ВА К географии подзолистой стадии почвообразования. /Яр. Почвенного
ии-та им. В. В. Докучаева, 1934, т. 10, вып. 2,30 с.
Ковда ВА, Зимовец БА, Амчиславская AT. О гидрогенной аккумуляции
соединений кремнезема и полуторных окислов в почвах Приамурья.
//Почвоведение, 1958, № 5, С. 1 -11.
Ковда ВА, Зимовец БА, Зырин Н.Г., Корнблюм ЭА, Васильевская В.Д. Почвы и
процессы почвообразования в пойме верхнего и среднего Амура.
//Почвоведение, 1960, № 11, С. 10-23.
Ковригин СА Особенности генезиса и механический состав почв на глубоких
песчаных наносах боровой террасы реки Вятка. //Почвоведение, 1948, № 3,
С. 167-176.
Кононова ММ, Титова НА Применение электрофореза на бумаге для
фракционирования гумусовых веществ почвы и изучения их комплексных
соединений с железом. //Почвоведение, 1961, № 11, С. 81-88.
Копысов И.Я. Изменение химического состава почв восточной окраины Русской
равнины под влиянием антропогенного воздействия. - Автореферат канд.
дисс. СПб-Пушкин, 1997,43 с.
Корнблюм Э.А. Прогноз изменений глинистых минералов почв сухих и пустынных
степей СССР при длительной культуре риса. //Сб. «Проблемы почвоведения
(советские почвоведы к XI Конгр. МОП в Канаде, 1978)», М.; «Наука.», 1978,
С. 279-284.
Корнблюм ЭА, Зимовец БА О происхождении почв с белесым горизонтом на
равнинах Приамурья. //Почвоведение, 1961, № 6, С. 55-66.
Корнблюм ЭА, Козловский Ф.И. Слитые почвы Волга-Ахтубинской поймы как
аналог слитых почв тропиков и субтропиков. //Сб. «География и
классификация почв Азии», М., Наука, 1965, С. 165-178.
Корнблюм ЭА, Любимова И.Н. Почвенные факторы и механизм
слитообразования. Прогноз слитообразования в орошаемых почвах
(гипотеза и основные направления исследований). //Бюл. Почвенного ин-та
им. В.В. Докучаева, 1972, Вып. 5, С. 138-152.
Корнблюм ЭА, Дементьева Т.Г., Зырин Н.Г., Бирина А.Г. Изменение глинистых
минералов при образовании южного и слитого черноземов, лиманной
солоди и солонца. //Почвоведение, 1972, № 1, С. 67-85.
Коршун Н.Н. Состав гумуса дерново-подзолистых почв с признаками избыточного
увлажнения. //Тр. БелНИИ почвоведения и агрохимии, 1969, Вып. 7, С. 74-
80.
Коссович П.С. К вопросу о генезисе почв и об основах для генетической
почвенной классификации. //Журн. Опыт, агрономии, 1906, т. 7, кн. 4. С. 478-
501.
Коссович П.С. Краткий курс общего почвоведения. 2ое изд., СПб, 1916,276 с.
Крупенников И А В.В. Докучаев о Бессарабии. - Кишинев, 1996,116 с.
Кузьмин ВА Режимы влажности и температуры песчаных мерзлотных почв
Чарской котловины. //Сб. «Мерзлота и почва», Якуток, 1972.
Купревич В.Ф., Щербакова Т.Н. Почвенная энзимология. - Минск, «Наука и
техника», 1966,275 с.
294

Ливеровский ЮА, Дзядевич Г.С. Глеевые почвы некоторых геохимических
ландшафтов южной тайги. //Сб. «География почв и геохимия ландшафтов».
-М., МГУ, 1967, С. 3-36.
Ливеровский ЮА, Росликова В.И. О генезисе некоторых луговых почв Приморья.
//Почвоведение, 1962, № 8, С. 36-49.
Максимова А.Е. Состав и динамика содержания свободных аминокислот в почвах
березняков и сплошных вырубок в южной тайге. //Почвоведение, 1985, № 7,
С. 112-120.
Мамаева ЛЯ Влияние обменных катионов на структурно-механические свойства
почв и грунтов//Колл. журн., 1959, т. 21, № 2, С. 200-207.
Мамченко О.А Свободные аминокислоты в некоторых почвах Украины.
//Почвоведение, 1970, № 1, С. 68-74.
Матинян ИЯ. Заболоченные почвы Приильменской низменности и Валдайской
возвышенности. - Автореф. дисс. канд. биол. наук, Л., 1968,18 с.
Матинян Н.И. К вопросу о превращении высокодисперсных минералов при
заболачивании. //Вестник Ленинградского ун-та, Сер. Биология, 1968, № 9,
Вып. 2, С. 147-152.
Мишустин ЕЯ, Петрова АЯ. Образование свободных аминокислот на
разрушающейся в почве целлюлозе. //Микробиология, 1966, т. 35, вып. 3. с.
491-495.
Морозов С.С. Некоторые данные для характеристики корочек иллювиального
горизонта подзолистых почв. //Почвоведение, 1938, №3, С. 436-443.
Николаева СА, Майнашева Г.М. Влияние орошения методом затопления на
свойства черноземов. //Сб. «Проблемы ирригации почв юга Черноземной
зоны», М., «Наука», 1980, С. 126-142.
Обухова ВА, Обухов А.И. Динамика содержания железа и марганца в почвах
рисовых полей Нижней Бирмы. //Сб. «Химия почв рисовых полей», М.,
«Наука», 1976, С. 209-229.
Оелезнев А.К. Диагностическое значение ила корочек и почвы в связи с оценкой
подзоло- и глееобразования. //Почвоведение, 1971, № 12, С. 12-23.
Орлов Д.С. Особенности спектров поглощения и распространение гуминовых
кислот Р-типа в почвах СССР. //Почвоведение, 1968, № 10, С. 49-59.
Орлов Д.С., Гришина Л. А. Практикум по химии гумуса. - М.: Изд-во Москов. ун-та,
1981,271с.
Орлов Д.С., Садовникова Л.К., Садовников ЮЯ. Углеводы в почвах. //Агрохимия,
1975, №3, С. 139-150.
Паников Н.С., Садовникова Л.К., Фридланд Е.В. Неспецифические соединения
почвенного гумуса. - М., Изд-во Москов. ун-та, 1984,144с.
Перельман АЛ Почва как биокосная система земной коры. /Яр. X Междунар.
конгр. почвоведов. - М., «Наука», 1974, т. 6(1), С. 28-32.
Перельман А. И. Биокосные системы Земли. - М., «Наука», 1977,160с.
Петров В.Б. О классификационном положении осушенных почв сельхозугодий.
/Яезисы докл. 8 Всесоюзного съезда почвоведов - Новосибирск, 1989, кн. 4,
С. 92.
Полтева РЯ., Соколова ТА Исследование конкреций из сильноподзолистой
почвы. //Почвоведение, 1967, № 7, С. 37-48.
Полынов Б.Б. Доклады о генезисе почв на III Международном конгрессе
почвоведов в Оксфорде (1936). - Избр. труды. М., Изд-во АН СССР, 1956, С.
607-616.
Понагайбо Н.Д Естественно-исторические условия Мценского края. //Труды
лесоэкономич. экспедиции. Мценская экспедиция, вып. 1. М.$ 1929, С. 50-
180,211-227,638-642.
295

Пономарева В.В. О реакциях взаимодействия группы креновой и апокреновой
кислот (фульвокислот) с гидроокисями оснований. //Почвоведение, 1949,
№11, С. 638-651.
Пономарева В.В. Теория подзолообразовательного процесса. - М.-Л., Изд-во АН
СССР, 1964, 379 с.
Пономарева В.В., Рагим-заде А.И. Сравнительное изучение фульвокислот и
гуминовых кислот как агентов разложения силикатных минералов.
//Почвоведение, 1969, № 3, С. 26-36.
Пошон Ж., Де Баржак Г. Почвенная микробиология. - М., ИЛ, 1960,560с.
Ремезов И.П. Некоторые результаты изучения почвообразования под лесом на
песчаных материнских породах. //Науч. докл. высш. шк., 1958, №2
Роде А А К вопросу об оподзоливании и лессиваже. //Почвоведение, 1964, № 7,
С. 9-23.
Роде А.А. Материалы к изучению почвенного покрова Лисинского учебного
леспромхоза. //Сб. «Природа и хозяйство учебных леспромхозов
лесотехнической академии». - Л., 1931, вып. 3, С. 94-162.
Роде А.А. Подзолообразовательный процесс. - М.-Л., Изд-во АН СССР, 1937,454
с.
Роде А.А., Ярилова Е.А.. Рашевская ИМ Генетические особенности профиля
лиманной солоди. //Сб. «Генезис почв и современные процессы
почвообразования» - М., «Наука», 1984, С. 176-206.
Рожнова Т.А. Почвенный покров Карельского перешейка. - М.-Л., Изд-во АН
СССР, 1963,183 с.
Розанов Б.Г. О природе контактного осветленного горизонта почв на двучленных
породах. //Почвоведение, 1957, № 6, С. 16-23.
Розанов Б.Г., Розанова ИМ. К вопросу о генезисе «деградированных почв»
рисовых полей тропиков. //Сб. «География и классификация почв Азии», М.,
«Наука», 1965, С 237-242.
Романова ТА, Смеян Н.И., Балахонова К.Н., Тихонов С.А. Бурые лесные почвы
Белоруссии. //Почвоведение, 1973, № 5, С. 3-14.
Росликова В.И. Марганцево-железистые конкреции в почвах Суйфуно-Ханкайской
низменности. //Почвоведение, 1961, № 4, С. 82-90.
Руднева Е. Н. Почвенный покров Закарпатской области. - М., Изд-во АН СССР,
1960,229 с.
Рысков Л.Г., Гуров Л.Ф. Роль орошения в современной эволюции террасных
черноземов Нижнего Дона. //Почвоведение, 1987, № 12, С. 81-88.
Сабольч И. Осолодение (деградация) орошаемых почв Венгерской низменности.
//Почвоведение, 1955, № 11, С. 36-40.
Самойлова ЕМ. Луговые почвы лесостепи. - М., 1981,283 с.
Самойлова ЕМ. Слитоземы и слитые почвы. - М., Изд-во Москов. ун-та, 1990,144
с.
Самойлова ЕМ. Предельно допустимые параметры степных черноземов
Алтайского края при орошении. //Вестн. с.-х. науки, 1989, № 4, С. 117-122.
Сибирцев НМ. Почвоведение. - СПб., 1900-1901,544 с.
Сиросита Т. Теория и практика применения удобрений. //Сб. «Теория и практика
выращивания риса». - М., «Колос», 1965.
Соколова ТА, Тонконогов В.Д., Шостак Р.В. О химическом и минералогическом
составе илистой фракции подзолистых почв на кварцевых песках.
//Почвоведение, 1971, № 11, С. 117-124.
Соколовский А. Н. Некоторые наблюдения за коллоидной частью почвы. //Русский
почвовед, 1922, № 4-5, С. 14-15.
296

СютаЯ. Влияние восстановительных процессов и подкисления на растворимость
минеральных соединений почв. //Почвоведение, 1962, № 2, С. 62-72.
Таргульян В.О., Вишневская И.В. Передвижение пылеватых и илистых частиц в
профиле дерново-подзолистой почвы. //Сб. «Геохимические и почвенные
аспекты в изучении ландшафтов». - М., 1975, С. 26-42.
Терешина Т.В. Марганцовисто-железистые новообразования в суглинистых
подзолистых и пойменных почвах центральных районов Русской равнины -
Автореф. дис. на соискание уч. ст. канд. биол. наук, М., 1972,18 с.
Томашевский Я.Я. Критические замечания по терминологии и сущности
процессов и явлений, происходящих в почве. //Почвоведение, 1967, №3, С
139-141.
Тонконогов ВД Подзолообразование на кварцевых песках на примере Севера
Русской равнины. - Дисс. на соискание уч. ст. канд. с.-х. наук., М., 1971.
Турсина Т.В. Некоторые данные по динамике процессов почвообразования в
осолоделых почвах Алтайского края. //Почвоведение, 1961, № 4, С. 56-67.
Уваров В.И. Верховодка в почвах предгорий Краснодарского края.
//Почвоведение. 1970, № 9, С. 118-124.
Уваров В.И. О происхоадении слитых почв. //Почвоведение, 1986, № 3, С. 118-
128.
Уваров В.И., Йотов АЛ Влияние разных способов обработок на плодородие
слитых почв Краснодарского края. //Почвоведение, 1983, № 7, С. 69-80.
Умаров ММ, Асеева И.В. Свободные аминокислоты в некоторых почвах СССР.
//Почвоведение, 1971, № 10, С. 108-111.
Умаров М.М., Асеева И.В. Свободные аминокислоты почвенных микобактерий.
//Вестник МГУ, Сер. Биология и Почвоведение, 1971, №5, С. 123.
Урусевская И.С., Щипихина Л.С. Содержание и состав гумуса почв различной
степени оглеенности в условиях дерново-подзолистой зоны. //Науч. докл.
высш. шк., Биол. науки., 1978, № 10, С. 127-133.
Фатьянов А.С. Некоторые особенности реакции между почвами и растворами
фульвокислот. //Почвоведение, 1958, № 8, С. 102-105.
Фридланд В.М. Об оподзоливании и иллимеризации (обезыливании).
//Почвоведение 1958, № 1, С. 27-38.
Фридланд В.М. Почвы и коры выветривания влажных тропиков (на примере
Северного Вьетнама). - М., «Наука», 1964,312 с.
Хан Д.В. Значение потащенных катионов в формировании агрегатов почв.
//Почвоведение, 1965, № 10, С. 98-106.
Хардон Г.Д. Пример подзола тропической низменности. //Почвоведение, 1938, №
3, С. 325-338.
Хлебникова Е.И. Процессы осолодения почвогрунтов степной зоны при
орошении. //Сб. «Предупреждение и ликвидация заболачиванмия и
засоления орошаемых земель», М., 1989, с. 116-119.
Цюрупа И.Т. Влияние степени окристаллизованности железа на их
растворимость. //Труды Почв, ин-та им. В.В. Докучаева, 1958, т. 53, С. 113-
130.
Шишов Л.Л., Андроников В.Л. и др. Почвы переменно-влажных тропиков Лаоса и
их рациональноке использование. - М., Изд-во РАСХН, 1996,257 с.
Ярилова Е.А., Зайдельман Ф.Р., Нарокова Р.П. Изменение
микроморфологического строения и первичных почвообразующих пород под
влиянием оглеения. //Почвоведение, 1985, № 7, С. 91-102.
Яркое С П. Почвы лесолуговой зоны. - М., Изд-во АН СССР, 1961,318с.
297

Arens /?., Kramer F., Langer Ch. Uber die Bodenstruktur, den Wasserhaushalt und die
Ertragsfahigkeit von Pseudogleyen und gleyartigen Braunerden. //Z, Acker- und
Pflanzenbau, 1958, Bd., h.1
Ball D.F. Brown podzolic soils and their status in Britain. IIJ. Soil Sci., 1966, v. 17, p.
148-158.
Beres Т., KiralyJ. Untersuchungen uber die Reduktionswirkung der Torffulvosaure auf
dreiwertiges Eisen und Fulvosaureeisenverbidungen. III. Pflanzenernahr. Dung.
und Bodenkunde, 1959, Bd. 87, H. 1, s. 16-26.
Bloomfield C. Experiments on the mechanism of gley formation. //J. Soil Sci., 1951, v.
2, №2, p. 196-211.
Bloomfield С Acidification and ochre formation in pyritic soil. //Acid, sulphate soils,
1973, v. 2, p. 40-51.
Blume H.-P. Stauwasserboden. Stuttgart, Verlag Eugen Ulmer, 1968.
Blume H.-P. Zum Mechanismus der Marmorierung und Konkretionsbildung in
Stauwasserboden. III. Pflanzenernahr. Dung, und Bodenkunde, 1968, Bd. 119,
H. 2, s. 124-134.
Brewer R. Fabric and mineral analysis of soil. - N.Y.-London-Sydney, 1964.
Brewer R., Sleeman J.R. Gloebules. Their definition, classification and interpretation.
//The Journal of Soil Sci., 1964, №1,p. 66-78.
Bridges EM Soil formation in a maritime environment - the modifying effect of gleying.
- 10th Internal Congr. Soil Sci., Moscow, 1974, v. 6(1), p. 171-179.
Bridges EM, Clayden B. Pedology. //Swansea and its region, Chapter V. - Swansea,
Brit. Assoc. Advancement Sci., 1971, p. 73-84.
Brinkman R. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process. //Geoderma, 1970, v. 3,
№3, p. 199-206.
Brown G. Soil morphology and mineralogy. A qualitative study of some gleyed soils
from North-West England. Ill Soil Sci., 1954, v. 5, № 1, p. 145-155.
Cate R.B., Sukhai A.P. A study of aluminiun in rice soils. // Soil Sci., 1954, v. 98, №1, p.
85-94.
DuchafourPh. Lessivage et podsolisation. //Rev. forestiere franc, 1951, № 10, p. 674-
652.
Duchafour Ph. Evolution de I'aluminium et du fer complexes par la matiere organique
dans certains sols. //Soil Sci., 1964, №1, p. 3-17.
Filipovic C, Vojinovic J. Contribution for the study of mineralogical and chemical
properties of parapodsol. Pseudogley of Western Serbia. //Abstr. Papers., VIII
Congr. Soil Sci., VII. Soil Mineralogy, Bucharest, 1964, v.7, p. 17-19.
Flaig W. Organic compounds in soil. //Soil Sci., 1971, v.111, p. 19-33.
Fly CI. The soil drainability factor in land classification. //J. Irrigat. and Drainage Divis.,
1961, v. 82, №3.
Grupe O. Zur Entstehung des Molkenboden. //Internal Mitt. Bodenkunde, 1923, Bd. 13,
H. 3-4, s. 99-107.
Houng Кип-Huang, Chen Tsen-tuo. Certain physical chemical properties of the pinchen
clay and the function of its free iron oxide and organic matter. //Soil Sci. Soc.
Amer. Proc.,1959, v. 23, № 4, p. 270-273.
Janckovic C.; Racz 1. Pseudoglej. //Treci Kongres Jugoslaveskog DruStva za
Prou6avanje ZemljiSta, Zadar, 1967.
Jones L.H., Handrek K.A. Effect of iron and aluminium oxides on silica in solution in
soils. //Nature, 1963, v. 198, № 4883, p. 852-853.
Kawaguchi K, Kyuma K. On the complex formation between soil humus and polyvalent
cations. // Soil and Plant Food, 1959, v, 5, № 2, p. 54-63.
Kawaguchi K, Kyuma К Lowland rice soils in Malaya. - The Center for Southeast
Asian Studies Kyoto university., 1969,154 p.

Krauss G. Die sogenannten Bodenerkrankungen. //Jahresber. Dtsch. Forstvereins,
1928.
Krauss G., Hartel £, Muller K, Gartner G., Schauz H. Standortgemass Durchfuhrung
der Abkehr von der Fichtenwirtschaft im nordwestsachsishen Niederland. - Berlin,
1939,235 р.
Kubiena W.L Bestimmungsbuch und Systematik der Boden Europas. - Stuttgart, 1953,
392 p.
Kundler P. Zur Kenntnis der Rasenpodsol und grauer Waldboden Mittelrussland im
Vergleich mit den Sols lessives des westlichen Europas. III. Pflanzenemahr.
Dung, und Bodenkunde, 1959, Bd. 86, H. 1, s. 16-36.
Kuwada K, Hurst H. Green Humus acid and its possible origin as a fungai metabolite. -
Nature. 1967, v. 214, p. 631-633.
Kuwada H. Studies the humus form of forest soil. //Bui. Govt. Forest. Exp. Stat., 1976,
N 284, p. 57-80.
Laatsch W. Dynamik der deutschen Acker- und Waldboden. - Dresden-Leipzig, 1944,
289 s.
Laatsch W. Dynamik der mitteleuropaischen Mineralboden. 4 Aufl. Dresden-Leipzig,
1957,280 s.
Linstov 0. Zur Herkunft des Molkenboden. //Int. Mitt. Bodenkunde, 1922, Bd. XII, H
1/2, s. 173-179.
Lutwick L.E., Belong W.A. Leachates from decomposing leaves. II. Interaction with
soils-forming materials. //Canad. J. Agricult. Sci., 1954, v. 34, № 2, p. 203-213.
Lossaint P. Etude experimental de la mobilisation du fer des soils sous Influence des
litieres forestieres. //Ann. agron., 1969, № 4.
Mc Rae S.G. The Podsol of Southen-East England. //10th Internal Congr. Soil Sci.,
Moscow, 1974, v. 6, p. 149-156.
Meyer В., Kalk £ Verwitterungs-Mikromorphologie. Mineralspezies in
mitteleuropaischen Holozan-Boden aus pleistozanen und holozanen
Lockersedimenten. //Soil micromorphology, 1964, p. 109-129.
MitsuchiM. Chloritization in lowland paddy soils. //Soil Sci. Plant Nutr., 1974, v. 20, №
2, p. 107-116.
Mitsuchi M. Characters of humus formed under rice cultivation. //Soil. Sci. Plant Nutr.
1974a, v. 20, №3, p. 249-259.
MohrJ., van Baren F.. Tropical soils. - Interscience Publishers, London, 1949,498 p.
Muckcnhausen E. Uber gleyartige Boden in Rheinland. //Z. Pflanzenemahr., Dung, und
Bodenkunde, 1950, Bd. 50, H. 1-3, s. 113-134.
Muckcnhausen £ Die wichtigsten Boden der Buhdesrepublik Deutschland.- Frankfurt
am Main, 1959,146 s.
Muckenhausen £ Le pseudogley. //Sci. du sol. 1963, № I, p. 21-29.
Oakes H., Thorp J. Dark gley soils of warm regions varionsly called rendzine. Black
cotton soils, Regur and Tirs. //Soil Sci. Soc. Amer. Proa, 1950, v. 15, p. 347-354.
Ottow I.C.G. Bacterial mechanism of Iron reduction and gley formation. //Pseudogley
and Gley. GmbH Weinheim, Verlag Chemic. 1973 p 29-36.
Ponnamperuma F.N., Tianco EM, Loy ТА. Redox equilibria in flood soils. I. The iron
hydroxide systems. //Soil Science, 1967, v. 103, N 6. p. 374-382.
Ponnamperuma F.N.. Tianco EM., Loy ТА Redox equilibria in flood soils. 2. The
manganese oxide systems. //Soil Science, 1969, v. 108, N1, p. 48-57.
PrescottJA Soil map of Australia. - Bull. Counc. Sci. Jnd. Reg. Austral., 1944, N 117,
15 p.
Richards P. W. Lowland tropical podsols and their vegetation. - Nature, 1941. v. 148, N
3774.
299

Sato 0. Methods for estimating Pg content in P-type humic acid and for calculating log
К of its Pb fraction. //Soil Sci. a. Plant Nutr., 1974, v. 20, N 4, p. 343-351.
Sato 0. The distribution of Pg (green fraction of P-type humic acid) and the degree of
humification of Pg (brown fraction of P-type humic acid) in soil of central Japan.
//Soil Sci.a. Plant. Nutr, 1976, v. 22, № 2, p. 159-167.
Schwertmann U., Fischer W.R. Natural "amorphous" ferric hydroxide. // Geoderma,
1973, v. 10, №3. p. 237-247.
Schwertmann U., TaylorRM The influence of silicate on the transformation of
lepidocrocite to goethite. //Clays and Clay Miner, 1972, v. 20, p.159-164.
Sirovy V. Pfispevek к charakteristice jilove frakce ogleyenyeh pud. I. Oglejene pudy na
ruznych substrdtech. //Rostl. Vyroba., 1971, R. 17, C. 7, s. 703-712.
Stefanovits P. Brown forest soils of Hungary, Budapest, 1971.
With J. A, Jackson ML. Iron oxidation and reduction effects on structural hydroxyl and
layer charge in agneos suspensions of micaceous vermiculites. //Clay and Clay
Miner., 1974, v. 22, р.-345-ЗбЗ.
Vogel von Falkenstein K. Die Molkenboden des Brem und Rheinhardswaldes im
Buntsandsteingebiet der Oberweser. // Internal Mitt. Bodenkunde, 1914, Bd. 4, s.
105-137.
Wityn /./. Der Bildungsprozess der Gleyboden. //IX Agronomenkongress in Latwija,
Riga, 1934.
Zaidelman F.R. A concept of gleyzation and its role in pedogenesis. //Archives of
Agronomy and Soil Science, 1994, v. 38, N 5, p. 323-336.
Zakosek H. Uber die Bedeutung des Profilgeprages gleyartiges Boden. - Diss., Bonn,
1952,62 s.
Научное издание
Зайдельман Феликс Рувимович
ПРОЦЕСС ГЛЕЕОБРАЗОВАНИЯ
И ЕГО РОЛЬ В ФОРМИРОВАНИИ ПОЧВ
Изд. лиц. № 040414 от 18.04.97. Подписано в печать 29.04.98
Формат 60x90/16. Бумага офс. № 1 Офсетная печать
Объем 18,75 п. л. Тираж 600 экз. Заказ 4763
Ордена "Знак Почета" Издательство Московского Университета,
103009, Москва, ул. Б. Никитская, д. 5/7.
Отпечатано в Производственно-издательском комбинате ВИНИТИ,
140010, г. Люберцы, Октябрьский проспект, 403.
Тел. 554-21-86